cardune - Centro de Estudos Geográficos da Universidade de Lisboa

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ANA RAMOS PEREIRA
ACUMULAÇÕES ARENOSAS EÓLICAS CONSOLIDADAS
DO LITORAL DO ALENTEJO E ALGARVE OCIDENTAL
E
N
DU
R
CA
LINHA DE ACÇÃO DE GEOGRAFIA FÍSICA
CENTRO DE ESTUDOS GEOGRÁFICOS
I.N.I.C.
Lisboa 1987
Relatório nº.27
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Ana Ramos Pereira (1987) – Acumulações arenosas eólicas consolidadas do litoral do Alentejo e Algarve
ocidental. Linha de Acção de Geografia Física, Centro de Estudos Geográficos, 27: 113p.
2.
NOTA PRÉVIA
O presente relatório surge na sequência de um outro, “Dunas consolidadas em
Portugal.
Análise
E. BORGES
CORREIA,
da
bibliografia
1985a),
onde
e
se
algumas
reflexões”
pretendeu
condensar
(A.
a
RAMOS
vasta
PEREIRA
e
bibliografia
disponível referente às acumulações arenosas consolidadas∗ e equacionar alguns
problemas que elas suscitam.
E
N
DU
“Acumulações arenosas eólicas consolidadas no litoral do Alentejo e Algarve
Ocidental” compõe-se de três capítulos: o primeiro é uma introdução genérica ao
tema,
desenvolvido
geomorfológico
nos
capítulos
daquelas
subsequentes,
acumulações
R
CA
entre
onde
Sines
e
se
apresenta
Sagres
e
as
o
estudo
principais
conclusões. Os dois últimos capítulos enquadram-se num trabalho mais vasto, em
curso,
cujo
objectivo
é
o
estudo
da
evolução
geomorfológica
quaternária
do
litoral entre Sines e Lagos.
Desejo deixar aqui o meu sincero agradecimento aos Professores Suzanne
Daveau e António de Brum Ferreira pela leitura cuidada do texto e pelas sugestões
que muito contribuíram para o melhorar e enriquecer, à Professora M. Eugénia
Moreira pelas sugestões e informações que me facultou, a propósito do ponto 3 do
I capítulo. A João Alveirinho Dias desejo manifestar o meu reconhecimento pela
pronta
disponibilidade
com
que
pôs
à
minha
disposição
a
sua
biblioteca.
Agradeço também a L. Mendes e J. Peres a execução dos desenhos; a J. Peres
que desenhou a quase totalidade dos meus esboços, devo ainda, a concepção e
desenho sobre fotografia da fig.21 e da capa.
A J. Alves devo o empenho com que dactilografou e compôs o meu texto, e a
M. Barreira a reprodução do relatório.
∗
Naquele relatório, as acumulações arenosas eólicas consolidadas foram impropriamente
denominadas por dunas consolidadas, expressão por que são designadas na bibliografia
considerada.
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ocidental. Linha de Acção de Geografia Física, Centro de Estudos Geográficos, 27: 113p.
3.
I.
AS ACUMULAÇÕES DE AREIAS EÓLICAS: TERMINOLOGIA, CONDIÇÕES DE FORMAÇÃO E
E
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DU
EVOLUÇÃO
1.
CONDIÇÕES DE FORMAÇÃO
R
CA
As acumulações de areias eólicas necessitam de duas condições básicas para
se formarem: a existência, a montante (relativamente à orientação do vento), de
formações arenosas que possam ser sujeitas à deflação e de vento que as ponha em
movimento e posteriormente, por perda de competência, as deposite.
As areias litorais provêm, no essencial, de sedimentos fluviais e, em menor
proporção, da abrasão dos litorais e da actividade biogénica. Seria, por isso,
natural que as praias, fonte principal directa das acumulações eólicas costeiras,
se situassem nas fozes dos cursos de água capazes de transportar quantidade
apreciável de sedimentos. No entanto, esta relação nem sempre existe.
Na costa ocidental algarvia, na baía de Armação Nova, a praia não se
relaciona directamente com nenhum curso, sendo aliás cercada por arribas com 50m
de altura (fig.1).
A Praia da Cordama – Castelejo, ao norte da anterior, com cerca de 3 500m
de comprimento, é um exemplo de uma praia onde apenas desaguam dois pequenos
cursos de água, curtos, cuja designação regional é de barrancos. Estes, com um
perfil longitudinal de declive relativamente acentuado (5%, com um desnível de
100m em 2 000m), não têm, hoje, caudal suficiente para transportar até ao mar os
sedimentos que se acumulam na praia.
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4.
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Fig.1 – O litoral considerado. Relação entre as praias e
as acumulações arenosas não consolidadas.
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5.
A acumulação arenosa pode até impedir que os cursos de água atinjam a linha
de costa, por terem a parte vestibular do vale fechada por um areal que eles não
têm capacidade de romper.
Na costa alentejana estudada, ao sul de Sines, não existe nenhum exemplo de
foz de rio obstruído por acumulação arenosa. Ao norte daquele cabo, existem
vários exemplos, de que salientarei o caso da Ribeira da Comporta (M. EUGÉNIA
MOREIRA, 1985).
Estes desequilíbrios aparentes resultam, em parte, da existência, na costa
portuguesa, de uma deriva litoral, responsável pelo transporte e redistribuição
dos sedimentos ao longo da costa. Esta corrente, consequência da obliquidade de
incidência da ondulação, faz-se predominantemente de Norte para Sul, dado as
ortogonais
das
ondas
terem
uma
orientação
predominante
NW-SE.
Este
fenómeno
explica a deslocação das praias para sul das fozes dos rios. Mas a deriva nem
sempre tem aquela orientação; esta depende da circulação geral da atmosfera e do
traçado da linha de costa. Os ventos de sudoeste, se suficientemente fortes,
criam uma ondulação desse quadrante e uma deriva litoral sul-norte. Mas esta
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inversão do sentido da deriva existe, mesmo quando a ondulação incidente é de
noroeste, ao sul das saliências da linha de costa, no litoral ocidental de
Portugal Continental.
R
CA
Este fenómeno verifica-se ao sul do Cabo da Roca e do Cabo Espichel, onde a
refracção das ondas provocada por aqueles cabos origina uma deriva sul-norte,
reforçada ocasionalmente quando a ondulação provem de sudoeste. Também o Cabo de
Sines, menos importante do que os anteriores, parece provocar idêntica inversão,
originando uma corrente S-N na baía de Porto Covo (fig.1), responsável por um
transporte de sedimentos naquele sentido (e eventual deposição) ou, pelo menos,
mantendo
em
equilíbrio
os
sedimentos,
que
poderão
movimentar-se
em
círculo
fechado (I. MOTA, 1971), como aliás parece suceder na metade norte do litoral
ocidental da Península de Setúbal (informação oral de H. MONTEIRO, em E. FREIRE,
1986).
Parte
dos
sedimentos
ficam
cativos
nessas
células
fechadas
e
não
se
escapam para sul, ao longo da costa, por efeito da corrente longitudinal N-S.
Pelas mesmas razões de abrigo se poderá explicar a acumulação na baía de Armação
Nova.
Para além das praias, outras acumulações arenosas podem fornecer o material
mobilizável pelo vento: os bancos e cristas pré-litorais, quando emergem, nas
baixamar mortas, os cordões litorais livres, as ilha-barreira e as restingas,
cuja posição depende da morfologia da plataforma continental interna e do traçado
e evolução da linha de costa (esquema I).
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6.
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Esquema I – Proveniência, transporte, redistribuição e acumulação das areias susceptíveis de serem mobilizadas
pelo vento.
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7.
A
morfologia
daquelas
e
acumulações
o
declive
da
arenosas,
plataforma
sempre
continental
emersas.
A
comandam
plataforma
a
posição
continental
portuguesa é acidentada por canhões marinhos (J. R. VARNEY e D. MOUGENOT, 1981),
que podem interceptar o trânsito das areias, impedindo a sua migração ao longo da
costa. Por esta razão, aquelas acumulações arenosas só existem quando, entre elas
e a fonte de alimentação, não exista nenhum canhão submarino. Por outro lado,
estas acumulações arenosas emersas (cordões litorais livres, ilhas barreira e
restingas) são heranças de antigos cordões dunares (pelo menos o sistema de
ilhas-barreira Faro - Olhão e a restinga de Tróia (J. ALVEIRINHO DIAS, inédito, e
M. EUGÉNIA MOREIRA, 1985), que migraram até à linha de costa actual aquando da
subida pós-würmiana do nível do mar.
Uma acumulação arenosa emersa não é condição necessária para que as areias
sejam postas em movimento pelo vento. A indispensável ruptura de inércia dos
grãos de areia é função de vários factores, para além da velocidade e frequência
do vento. A precipitação, a humidade atmosférica e a duração da estação seca são
factores
intervenientes
naquele
processo.
As
três
actuam,
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diminuindo a coesão dos grãos.
aumentando
ou
A precipitação e a humidade atmosférica podem fornecer a água necessária
para
preencher
aglutinador
das
os
interstícios
entre
R
CA
areias.
Quanto
mais
os
grãos,
abundante
e
constituindo
mais
bem
o
elemento
distribuída
for
a
precipitação, maior e mais duradoura é a coesão entre os grãos de areia e,
consequentemente, mais difícil a sua mobilização (B. SWAN, 1979). Contudo, esta
depende também da velocidade do vento, pois têm sido registadas movimentações de
areias aquando de ciclones, nas regiões extratropicais (JENNINGS, 1965 em B.
SWAN, ob. cit. p.168 e BORÓWKA, 1980, em K. PYE, 1983, p.538).
Nas regiões costeiras, onde o nevoeiro é frequente, a acção da humidade
atmosférica adquire especial relevo. Há uma “relação inversa deste factor na
mobilização das areias” (B. SWAN, ob. cit. p.168), fazendo aumentar o limiar da
velocidade a partir do qual areias com a mesma dimensão para ser mobilizadas (K.
PYE, 1983, p.538).
A temperatura é um factor que condiciona indirectamente a mobilização das
areias, dado que comanda a humidade relativa e a evaporação.
A duração da estação seca, caracterizada por temperatura elevada ou por
baixa
humidade
atmosférica,
facilita
a
permanência
das
areias
soltas
e
a
possibilidade de serem mobilizadas pelo vento.
As
condições
climáticas
influenciam
também
a
profundidade
da
toalha
freática, suas variações estacionais ou, indirectamente e noutra escala temporal,
comandam a posição do nível do mar e o escoamento. Se a toalha freática se situa
próximo da superfície pode impregnar as areias; as linhas de água interceptam o
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8.
trânsito
daquelas.
As
variações
do
nível
do
mar
determinam
a
largura
das
superfícies arenosas (plataformas de abrasão) sujeitas à deflação.
No litoral considerado, algumas acumulações arenosas, consolidadas ou não,
não estão em continuidade ou em equilíbrio com as praias actuais, porque elas
são, hoje, tão estreitas que não poderão fornecer grande quantidade de areia. O
que sucede na plataforma do Cabo de S. Vicente ilustra o primeiro caso: as areias
eólicas cobrem cerca de 6km2, dominam o mar de cerca de 50m e não se relacionam
com as praias actuais. A área de Malhão, ao norte de Vila Nova de Milfontes,
exemplifica o segundo caso: as areias eólicas consolidadas penetram 2 300m para
oriente da linha de costa (A. RAMOS PEREIRA, 1985a, p.497), numa área onde a
praia tem uma largura que não chega a atingir 200m, no Verão, na baixamar,
enquanto, no Inverno, a corrente de afluxo chega à base da arriba, molhando as
areias
que,
em
consequência,
são
mais
dificilmente
mobilizáveis
pelo
vento
(fig.1).
É evidente que estas acumulações de areias eólicas, consolidadas ou não,
não são actuais e relacionam-se com posições do nível do mar abaixo do actual,
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como o atestam as Ilhas do Pessegueiro e do Cavaleiro, constituídas por arenitos
dunares
consolidados,
que
serão
contemporâneos
D
R
A
de
plataformas
arenosas
mais
1
largas, hoje submersas, do que as praias actuais .
A
morfologia
da
área
arenosa
pode,
ainda,
facilitar
ou
dificultar
a
mobilização das areias: numa praia, quanto mais alta for a sua escarpa de praia,
C
maior a protecção da praia alta à corrente de afluxo, onde as areias permanecerão
mais tempo secas; as variações estacionais da morfologia e largura das praias
provocadas por diferentes balanços das correntes de afluxo e
refluxo, fazem
variar a largura da extensão de areia seca.
O vento é, evidentemente, para além das areias, a outra condição básica
para que possam existir acumulações de areias eólicas. O vento é o seu agente
mobilizador, de transporte e de deposição.
A velocidade do vento é a componente principal. Para que as areias sejam
postas em movimento é necessário que a velocidade do vento seja suficiente para
vencer a acção da gravidade, responsável pela imobilidade dos grãos de areia.
Como essa acção depende da dimensão e densidade dos grãos, a velocidade do vento
necessária para pôr em movimento grãos de diâmetro médio e composição diferentes
é necessariamente desigual (R. A. BAGNOLD, 1973).
1
No que concerne às dunas antigas, para além das variações eustáticas indiscutíveis, mas ainda
insuficientemente conhecidas em Portugal, não devemos excluir a possibilidade de ter havido
movimentos epirogénicos, mesmo ligeiros, que sejam igualmente responsáveis pela sua emersão ou
submersão posteriores.
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9.
Tendo em conta estas relações, muitas fórmulas foram propostas, exprimindo
a velocidade limiar repouso-movimento (LANDSBERG, 1956 e PRADLT, em V. GOLDSMITH,
1978, p.179-180 e p.214; KING, 1959; M. C. MILLER, I. N. McCAVE e P. D. KOMAR,
1977). A título de exemplo, refira-se a relação expressa por R. A. BAGNOLD (ob.
cit., p.86).
V*
V∗
t
= A √ σ – ρ g.d
ρ
em que:
é a velocidade limiar repouso-movimento (ou limiar de
movimento, como propõe o GRESBASE, da Sociedade Geológica).
t
entrada
A
é um coeficiente cujo valor é 0,1 para o ar e grãos de diâmetro 0,25mm
σ
é a densidade do grão (2,65g.cm-3 para o quartzo)
ρ
é a densidade do fluído (1,22X10-3cm3 para o ar)
g
é a aceleração da gravidade (980x10cm.s-2)
d
é o diâmetro médio do grão
em
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DU
Esta relação é utilizada quando o Número de Reynolds é superior a 3,52.
A rugosidade da superfície de deflação depende da sua morfologia, do seu
grau de recobrimento pela vegetação e do tipo de vegetação.
R
CA
A relação expressa por R. A. BAGNOLD não tem em consideração a compacção
das areias que, como vimos, é condicionada pela presença de água. JONHSON (1965,
em
V.
GOLDSMITH,
ob.
cit.)3
propõe
uma
adaptação
à
fórmula
de
BAGNOLD,
acrescentando-lhe a humidade relativa (W):
VC* = A √ σ – ρ g.d (1,8 + 0,6 log10 W)
ρ
MILLER, McCAVE e KOMAR (ob. cit.) manifestam a utilidade do conhecimento de
V, quer em estudos da dinâmica actual das areias, quer na dedução que através
dela se pode fazer da velocidade dos paleoventos, quando se trata de areias já
fixadas por vegetação ou consolidadas.
2
O Número de Reynolds define as características do fluxo de ar junto ao solo, linear ou turbulento, e
exprime-se pela relação V*d, em que:
v
V* é o gradiente da velocidade do fluxo ou velocidade de arraste, d é a dimensão média e v a
viscosidade cinemática do fluído, com um valor de 0,14 para o ar em condições atmosféricas
constantes (R. A. BAGNOLD, 1973, p.46, 87, 99-100).
3
Segundo R. D. SARRE (1987, p.163) esta fórmula foi proposta por BELLY (1962) e apresentada da
seguinte maneira: U t = A (48+ 0,6 log10 W) [(ρ’/ρ) g.d]½.
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10.
Aqueles autores acrescentam que para mobilizar silt e areia muito fina é
necessário vento com velocidade de 18km/h (5,2m/s) e de 57,6km/h (16m/s) para
mobilizar grãos com 1mm de diâmetro.
A mobilização das areias pode fazer-se apenas pela acção do vento ou pelo
impacte originado por grãos já em movimento. O seu transporte pode fazer-se por
saltação, arraste e suspensão. O transporte em suspensão é relativamente pouco
importante para a
formação das dunas costeiras, segundo V. GOLDSMITH (1978,
p.209), e afecta grãos com dimensões inferiores a 0,01mm (R. D. SARRE, 1987,
p.165). A maior proporção do transporte de areias faz-se por saltação, seguida do
arrastamento e da suspensão (RAGNOLD, ob. cit.). Geralmente considera-se que os
grãos com dimensões compreendidas entre 0,01mm e 0,1mm são transportados por
saltação (R. D. SARRE, ob. cit., p.165).
A forma do grão condiciona igualmente o seu transporte: grãos angulosos
saltam mais baixo que os esféricos; não existe, contudo, uma interacção simples
entre a forma do grão, o processo de impacte do fluxo do grão e a velocidade do
vento (J. L. JENSEN e M. SØRENSEN, 1986, p.557). A forma do grão parece ser
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especialmente importante quando a velocidade do vento é grande, de acordo com
estudos experimentais de B. WILLETS (1983).
A diminuição da velocidade ou o excesso de carga podem conduzir à deposição
R
CA
de parte ou da totalidade das areias transportadas. A diminuição da velocidade
pode ser provocada por atrito com a superfície sobre a qual se desloca o fluxo de
ar (a rugosidade da superfície depende da dimensão do material constituinte,
areias, seixos, blocos, das formas de relevo e da vegetação). V. GOLDSMITH (ob.
cit., p.216) salienta o papel da vegetação na rugosidade da superfície sobre a
qual o ar se desloca. K. PYE (1983, p.531 e 538) considera que a vegetação não é
essencial
para
a
formação
das
dunas
costeiras,
mas
é
muito
importante
por
orientar a evolução da morfologia dunar, nomeadamente na génese e evolução das
dunas parabólicas. A vegetação, aumentando a rugosidade da superfície, facilita a
acumulação e o crescimento das acumulações de areias eólicas (fig.2). HES (1983,
em A. WARREN, 1984, p.402) ao estudar esta relação em Nova Gales verificou que a
acreção é proporcional à altura da erva.
A vegetação não só aumenta a rugosidade da superfície, fazendo diminuir a
velocidade do vento, com consequente deposição das areias, como, ao colonizá-las,
contribui
para
a
sua
estabilização
e
crescimento
da
acumulação
arenosa
(V.
GOLDSMITH, ob. cit., p.184; KING, 1959, p.178; J. R. OLSON, 1968, p.312) (fig.2).
A morfologia da superfície infradunar é importante porque pode provocar
mudança de direcção do fluxo: a interposição de um obstáculo, origina uma perda
de
velocidade
e
de
capacidade
de
transporte.
As
acumulações
eólicas
assim
originadas, de encontro ou ao abrigo do obstáculo, dependem fundamentalmente do
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11.
tipo
de
obstáculo:
suas
dimensões
(espessura,
largura
e
altura)
e
grau
de
penetrabilidade (fig.3). As primeiras dão-se quando o obstáculo impede a passagem
do fluxo carregado de areia e as segundas quando o fluxo possa atravessar, e ao
causar-lhe uma diminuição de velocidade, provoca a acumulação ao abrigo dele.
Estes
dois
tipos
de
acumulação
podem
coexistir
se
o
obstáculo,
mesmo
impenetrável, for de pequenas dimensões: o vento, ao divergir para contornar o
obstáculo,
perde
velocidade
e
deposita
também
ao
abrigo
dele.
A
acção
dos
obstáculos à progressão do vento reveste-se certamente de maior complexidade:
depende do número de obstáculos e da sua forma, mais ou menos caprichosa; tem
como consequência a mudança de orientação e de direcção fluxo de ar (fig.4).
E
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Fig.2 – O efeito do crescimento da vegetação numa acumulação arenosa
eólica (Extraído de H.-E. REINECK e I. B. SING, 1973, p.196).
R
CA
Fig.3 – Efeitos de obstáculos (a sombreado) à progressão do fluxo carregado
de areias, função do grau de permeabilidade do obstáculo (A e C),
abundância de areia (B e E) e morfologia (declive) infradunar (F e
G) (A, B, G e H foram extraídos de V. P. ZENKOWICH, 1967).
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12.
Fig.4
Para
–
Modificações na direcção e orientação do vento como
consequência da interposição de obstáculos (Praia do Zavial,
Algarve ocidental – litoral sul).
além
da
velocidade
do
vento,
e
porque
a
fonte
principal
das
acumulações arenosas eólicas são as praias, a orientação dos ventos deve ser do
E
N
U
mar para terra, pelo menos uma parte do ano (K. PYE, 1983, p.531).
A
velocidade
do
vento
é,
como
se
disse,
D
R
CA
uma
componente
essencial
na
mobilização. Mas não existe uma relação simples entre a distribuição direccional
das velocidades do vento e o desenvolvimento das diversas acumulações eólicas.
Embora os ventos mais fortes mobilizem mais areias, esses são os menos frequentes
e vários estudos revelam ser o vento dominante o mais eficaz (V. GOLDSMITH, ob.
cit.,
p.179),
condicionante
sendo,
do
por
isso,
crescimento
e
necessário
evolução
introduzir
das
formas
o
das
factor
tempo,
acumulações
como
arenosas
eólicas (esquema II). É evidente que ele comanda directamente a dimensão da
acumulação,
mas
esta
depende
também
da
abundância
de
areia
informações.
SHARP
na
fonte
de
alimentação e da velocidade e regime dos ventos.
Estudos
experimentais
têm
fornecido
algumas
(1968,
p.628)
verificou que ventos com 40km/h permitem a formação de ripples em minutos. Em
Monomoy Island, Cape Cod, Massachussets (a 42º de latitude norte, na fachada
oriental dos Estados Unidos), ventos do quadrante leste, irradiados da célula
anticiclónica do Atlântico oriental, frequentes no Verão, criaram em 100 anos, um
cordão dunar com cerca de 10m de altura (V. GOLDSMITH, 1978). Na costa holandesa,
VAN STRAATEN (1961 e 1965) descreve vários cordões dunares paralelos, com 25-30m
de altura, e outro transversal, de 56m, que cobrem cerâmica romana (em ob. cit.).
A acumulação arenosa é posterior aquela época.
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13.
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Esquema II – Factores que influenciam a mobilização das areias pelo vento.
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14.
2.
PARÂMETROS DE CARACTERIZAÇÃO
Tem vindo a referir-se, propositadamente, acumulações de areias eólicas
e
não
dunas,
porque
o
termo
duna
é
utilizado
pelos
vários
autores
com
significados diferentes. H. BAULIG (1956, p.68), por exemplo, considera dunas
todas as acumulações importantes de areia, independentemente da sua forma. M.
EUGÉNIA
MOREIRA
(1984,
p.49)
define
duna
como
uma
forma,
resultante
da
acumulação de materiais transportados pelo vento. A forma original, de perfil
transversal dissimétrico, se o vento for unidireccional, com a vertente a
barlavento de declive entre 10º e 12º e a sotavento entre 30º e 32º, nem
sempre está presente. V. GOLDSMITH inclui na designação de duna, taludes
arenosos a que chama de climbing dunes e que são referenciadas por dunas de
encontro a um obstáculo em A. RAMOS PEREIRA e E. BORGES CORREIA (1985a, p.7).
A. BAGNOLD (1973, p.188) considera dois grandes conjuntos de acumulações
arenosas eólicas: sand shadows e sand drifts, causadas pela interposição de
um obstáculo e que permanecem nessa posição desde que aquela se mantenha, e
E
N
DU
true dunes (a mound or hill of sand which rises to a single summit) que, ao
contrário das anteriores, podem existir independentemente de qualquer agente
que as fixe e desenvolvem-se de maneira mais perfeita em superfícies planas.
R
CA
Também nesta distinção está implícita a forma de acumulação arenosa.
A forma é, para todos os autores, o primeiro parâmetro de caracterização
das
acumulações
arenosas
eólicas,
em
geral,
e
das
dunas,
em
particular.
Aquela depende da abundância de areias, do regime dos ventos (orientação,
velocidade
e
regularidade,
cuja
resultante
poderemos
chamar
“eficácia
do
vento”), da posição da linha de costa relativamente à fonte das areias e aos
rumos do vento (i.e., nas áreas costeiras, os ventos devem soprar do mar para
terra,
pelo
menos
uma
parte
do
ano),
da
morfologia
infradunar,
como
se
depreende do ponto anterior, da posição face a corpos deflectores (outras
acumulações arenosas ou outras formas de relevo e vegetação, que, como vimos,
podem
mudar
a
orientação
do
fluxo)
e
do
tempo
de
formação
que
comanda
sobretudo a dimensão da acumulação arenosa.
Da acção conjunta de todos estes factores resulta a grande variedade e
complexidade das acumulações de areias eólicas. Aliás, segundo D. A. HOLM
(1968,
p.978),
a
complexidade
destas
acumulações
é
um
parâmetro
de
caracterização.
No que concerne às acumulações de areias eólicas consolidadas, raramente
a forma original está preservada e, como veremos no capítulo II, é, muitas
vezes, difícil ou impossível de reconstituir no pormenor.
Para
além
da
forma
(e
dimensão,
velocidade
de
crescimento
e
de
progressão), as acumulações arenosas eólicas definem-se também pela maneira
como o material constituinte se dispõe. Como o vento é um agente muito
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Ana Ramos Pereira (1987) – Acumulações arenosas eólicas consolidadas do litoral do Alentejo e
Algarve ocidental. Linha de Acção de Geografia Física, Centro de Estudos Geográficos, 27: 113p.
15.
selectivo, e o transporte se faz por saltação, arraste e/ou suspensão, as
areias poderão ter uma textura específica.
A
areia
é,
em
geral,
bem
a
muito
bem
calibrada,
embora
existam
excepções, função da velocidade do vento e contaminações locais; os grãos têm
dimensões entre 60μ e 2mm; os de maiores dimensões tendem a ser bem rolados;
os grãos de quartzo possuem habitualmente picotado eólico; a argila está
ausente nestes depósitos (H. E. REINECK e I. B. SINGH, 1973, p.212; e T. S.
AHLBRANDT, 1979).
WILLIAMS (1964, em V. GOLDSMITH, 1978, p.220), num estudo experimental
verificou que há uma relação entre as variações de calibre da areia e a
altura
do
corpo
dunar;
a
calibragem
aumenta
de
maneira
directamente
proporcional ao logaritmo da altura; é diferente nas duas vertentes e também
nos corpos dunares e nos corredores interdunares.
Os
histogramas
de
frequência
revelam
muitas
vezes
distribuições
bimodais. A coexistência de grãos grosseiros e finos pode ter explicações
variadas:
(WARREN,
protecção,
1972);
um
à
deflação,
limiar
dos
grãos
finos
pelos
mais
E
N
DU
repouso-movimento
elevado
para
os
grosseiros
grãos
finos
(FOLK, 1971), mais coesos mesmo a seco (redução dos espaços intergrãos); as
pequenas partículas serem mobilizadas em agregados, que se comportam como
R
CA
grãos grosseiros (WASSON, 1983 em A. WARREN, 1984, p.405).
O picotado eólico relaciona-se com o transporte por impacte e saltação e
dá ao grão de quartzo um aspecto baço, com a superfície acidentada por marcas
de percussão. A observação de grãos provenientes de desertos mostra que o
picotado é mais comum nos grãos maiores (0,2 – 0,4mm) e que começa a ser
menos marcada nos grãos entre 0,1 – 0,50mm (KUENEN e PERDOCK, 1962 em V.
GOLDSMITH, 1978, p.221). Mas os grãos com picotado eólico podem não ser
dominantes nas acumulações eólicas, como sucede em Monomoy Island, Cape Cod,
Massachussets (V. GOLDSMITH, ob. cit., p.220) e muitas praias revelam grande
percentagem de grãos baços por picotado eólico, o que pode mostrar trânsito
dos grãos de areia entre a praia e as acumulações dunares ou vestígios de
heranças. Estas observações levaram K. PYE (1983, p. 545) a afirmar que não
se
reconheceu,
ainda,
nenhuma
feição
textural
característica
do
ambiente
eólico costeiro.
As características estruturais, usadas como guia do agente e do ambiente
de deposição, são, pelo contrário, bem individualizados. A estratificação nas
areias
eólicas
caracteriza-se
por
o
material
se
organizar
em
unidades
sedimentares, os feixes, separados uns dos outros por planos interfeixes, que
podem
ser
originados
por
deflação,
interrupção
na
deposição
ou
por
uma
mudança brusca das características de deposição (fig.5). Estes planos são
horizontais ou formam um ângulo pequeno com a horizontal (H. E. REINECK e I.
S. SING, 1973, p.84; E. D. McKEE e J. J. BIGARELLA, 1979a, p.87). O limite
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Algarve ocidental. Linha de Acção de Geografia Física, Centro de Estudos Geográficos, 27: 113p.
16.
inferior dos feixes pode ser planar, curvo, arqueado ou irregular (fig.6). A
relação entre os feixes pode também ser variada: tabular, em cunha e em
grinalda (fig.6). Destes arranjos os dois primeiros são os mais frequentes
(ob.
cit.
pequenas,
p.192).
as
Os
lâminas.
feixes
A
são
lâmina
constituídos
é
a
mais
por
pequena
outras
unidade
unidades
numa
mais
sequência
sedimentar, é uniforme em composição e textura (embora possa haver gradação).
Dentro de um feixe, as lâminas são concordantes entre si, mas podem ter uma
disposição variada: angular, convexa, côncava ou ondulada (fig.6).
Os feixes definem-se pela espessura, tipo de base do feixe, relação
entre o arranjo interno do feixe e a forma da base (pode ser concordante ou
discordante), tipo de laminação e grau de uniformidade textural das lâminas
que compõem cada feixe. Em sequência vertical contínua, os feixes podem ter o
mesmo
tamanho,
forma,
altitude
e
litologia
e
designam-se
por
feixes
associados (coset) e originam-se por migração das dunas ou das ripples (McKEE
e WEIR, 1953 em J. R. L. ALLEN, 1984).
No estado actual do conhecimento e segundo E. D. McKEE e J. J. BIGARELLA
E
N
DU
(1979a) resume-se assim, o que há de comum na maior parte das dunas eólicas:
- feixes de média a grande escala que inclinam para sotavento, com ângulos
elevados que representam os ângulos originais de repouso (30-40º);
R
CA
- feixes tubulares planares, que tendem a ser menos espessos para o topo
da duna. As lâminas destes feixes tendem a repetir o padrão dos feixes da
faixa basal, mas o ângulo pode ser menor;
-
os
planos
sotavento
com
interfeixes
pequenos
são
ângulos;
em
geral
horizontais
nas
dunas
de
grande
ou
inclinam
dimensão
para
formam-se
frequentemente, a sotavento, planos adicionais com inclinação moderada (2028º) e estes planos truncam os feixes que inclinam 23-34º.
Os vários tipos estruturais advêm fundamentalmente do transporte ser
diferente
nas
duas
faces
da
duna:
por
arraste
(subida)
na
vertente
a
barlavento e por saltação (e impacte) e movimento de massa a sotavento.
Pode,
no
entanto,
haver
perturbações
na
estrutura
original,
penecontemporâneas da formação da duna. Estas estruturas deformacionais são
diferentes consoante o grau de coesão das areias que, por sua vez, depende do
seu estado de humedecimento. Em areia seca são frequentes modificações nas
lâminas,
que
se
podem
traduzir
pelo
seu
adelgaçamento,
arqueamento
e
deformações em chama. Em areia humedecida, a coesão é maior, as lâminas podem
apresentar descontinuidades, estruturas “breichoides” e rotacionais e dobras
assimétricas de ângulo elevado (E. D. McKEE e J. J. BIGARELLA, ob. cit.,
p.113)
(fig.7),
resultantes
de
deslizamentos
muitas
vezes
rotacionais,
frequentes nas acumulações costeiras (D. H. YAALON e J. LARONNE, 1971).
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17.
Fig.5
–
Elementos que compõem a estratificação
entrecruzada (J. R. L. ALLEN, 1984, p.347).
E
N
DU
R
CA
Fig.6
–
Diferentes arranjos dos elementos constituintes numa
estratificação entrecruzada (Adaptado de E. D. McKEE,
1979 e J. R. L. ALLEN, 1984).
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18.
Os deslizamentos podem ser causados por ruptura de equilíbrio, na base
das vertentes arenosas, originada por exemplo por abrasão.
A orientação, espessura e tipo de estratificação da acumulação arenosa
dependem da forma da duna que, como vimos, é o reflexo da actuação simultânea
de um conjunto de factores.
E
N
DU
A
B
C
E
F
R
CA
D
Fig.7 – Alguns exemplos de estruturas deformacionais. A – arqueamento,
B – dobra, C – em chama, D – dobras assimétricas de ângulo
elevado, E – brechoide, F - rotacional (Extraído de E. D. McKEE e
J. J. BIGARELLA, 1979a, p.113).
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19.
3.
DEFINIÇÃO DOS TIPOS DE ACUMULAÇÕES ARENOSAS EÓLICAS COSTEIRAS UTILIZADOS
NESTE TRABALHO
a) Línguas e caudas de areia (ou dunas em cauda de cometa)
Ocorrem na praia alta e formam-se geralmente de encontro ou ao abrigo de
um obstáculo (mais frequentes). A dimensão destas acumulações depende, como
se disse, da abundância de areia, do grau de permeabilidade dos obstáculos,
da constância dos ventos, mas são, em geral, de pequenas dimensões e podem
ser
materializadas
por
um
“tufo
de
vegetação
halopsamófila”
(M.
EUGÉNIA
MOREIRA, 1984, p.50), “pequenos blocos rochosos” (I. AMARAL, 1979, p.37) ou
detritos
deixados
na
praia
pela
corrente
de
afluxo
ou
pelo
homem,
como
consequência da sua utilização incorrecta. A superfície destas acumulações
pode ser modelada pelo vento em pequenas ondulações (ripple wind marks),
designadas por I. AMARAL (ob. cit., p.12) por “ondulações superficiais ou
epidérmicas de pequeno comprimento de onda”.
E
N
DU
b) Domas
São acumulações de areia em forma de cúpula e, para alguns autores, são
também dunas de praia alta, que podem migrar para além dela, ao longo de
R
CA
corredores interdunares.
Esta forma pode originar-se quando não há constância do rumo dos ventos.
Nesse
caso,
a
estratificação
apresenta-se
com
feixes
formando
ângulos
variados entre si e que inclinam em várias direcções.
A forma em doma pode não ser de acumulação, mas de erosão: uma duna
parabólica (ver p.20), por exemplo, pode ser truncada pela deflação exercida
por uma rajada de vento, aquando de uma tempestade, e ficar com uma forma em
cúpula. Neste caso, a estratificação das areias será idêntica à das dunas
parabólicas,
mas
esse
padrão
é
interrompido
por
superfícies
de
descontinuidade (de deflação).
c) Dunas transversais
São acumulações de areia, de forma alongada e de perfil transversal
dissimétrico, transversais ou oblíquas ao vento dominante. A. B. SWAN (1979,
p.55) relaciona-os com praias estáveis, i.e., com plano de curvatura entre
16º e 30º e E. D. McKEE (1979, p.9) diz formarem-se quando a alimentação de
areia é abundante.
Estas dunas formam-se em todas as costas do Mundo e geralmente associamse a campos de dunas parcialmente colonizados pela vegetação (V. GOLDSMITH,
1978, p.200), embora esta relação não pareça constituir uma regra geral (E.
D. McKEE e J. J. BIGARELLA, 1979b, p.196).
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20.
São dunas transgressivas, por oposição às imóveis, fixadas por vegetação
(K. PYE, 1983; E. D. McKEE e J. J. BIGARELLA, ob. cit.) e são por vezes
designadas por megaripples (R. W. FAIRBRIDGE, 1968, p.826).
Nelas
ângulos
domina
altos,
a
estratificação
20-26º,
com
tabular
lâminas
planar,
inclinadas
feixes
30-40º
separados
para
por
sotavento.
Apresentam com frequência estruturas deformacionais.
d) Dunas parabólicas
São acumulações de areia em forma crescente, U ou V, com a concavidade
virada ao vento dominante e as extremidades estabilizadas pela vegetação. A
sua forma pode ser mais complexa, em consequência da coalescência de vários
elementos com aquela forma.
COOPER
formação
das
(1958,
dunas
em
V.
GOLDSMITH,
parabólicas:
ob.
existência
cit.)
de
um
resumiu
campo
as
de
condições
deflação,
de
uma
espessura considerável de areia, de tal forma que o avanço seja reduzido,
vento unidireccional eficaz (ou pelo menos um vento claramente dominante).
E
N
DU
Todos os autores são unânimes em relacionar estas dunas com a colonização
vegetal que, aliás, concorre para que a progressão seja lenta. K. PYE (1983)
associa-as a praias de dimensão média e indica que este tipo de duna se pode
R
CA
formar por deflação a partir de um blowout, opinião que é partilhada por E.
D. McKEE e J. J. BIGARELLA (1979a) e J. R. L. ALLEN (1984, p.325)4.
Nestas dunas a estratificação é entrecruzada fina, tabular planar e
planar em cunha, salvo no topo, com feixes cruzados, formando ângulos altos,
mas, a barlavento e no topo, podem ser horizontais ou sub-horizontais e
finos. As lâminas são pouco inclinadas a barlavento e muito inclinadas e com
sentido
oposto
a
sotavento,
30-32º.
Este
valor
pode
ser
superior
se
a
humidade for elevada no momento de deposição (E. D. McKEE e J. J. BIGARELLA,
ob. cit., p.87). Podem ter lâminas convexas para o topo ou côncavas para a
base e também estruturas deformacionais penecontemporâneas.
Estudos efectuados em White Sands National Monument, no Novo México e em
Wyoming Ocidental, nos Estados Unidos (E. D. McKEE e J. J. BIGARELLA, 1979; e
T. S. AHLBRANDT, 1973, p.39-41) descrevem as perturbações na estratificação
regular originadas pelas raízes das plantas. Em White Sands este fenómeno
ocorre sobretudo em consequência
do crescimento das raízes ao longo dos
planos de interfeixes (ob. cit., p.95-96). Contudo V. GOLDSMITH (1978, p.195)
afirma que “… surpreendentemente as raízes das plantas não provocam grande
perturbação na estratificação”. As estruturas de biodeformação ocorrem em
4
Para R. W. FAIRBRIDGE, dunas parabólicas e blowouts são sinónimos (ob. cit., p.86). V.
GOLDSMITH (1978, p.180) descreve-os como pequenas depressões nas cristas das dunas, por onde se
exerce a deflação ou resultantes de deslizamentos de areias impregnadas de água, nos períodos
de tempestade.
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21.
dunas fixas e são causadas pelas raízes em profundidade, quando o coberto
vegetal é arbustivo ou arbóreo.
e) Dunas longitudinais
São acumulações de areia que se dispõem paralelamente à orientação do
vento dominante.
Formam-se em litorais onde domina um só vento e a superfície da deflação
é estreita (M. EUGÉNIA MOREIRA, 1984, p.50). Pode ser o resultado da erosão
das dunas parabólicas e da desigual velocidade de progressão da parte côncava
e das extremidades. Estas, por estarem fixas, migram lentamente, enquanto a
parte
côncava,
mais
rápida,
se
pode
romper,
dando
origem
a
duas
dunas
paralelas entre si e à orientação do vento dominante. A. M. CUCHLAINE KING
(1959, p.222) considera que “… nos litorais onde a acção do vento é muito
intensa, as dunas longitudinais formam cordões e correspondem ao estádio
final das dunas parabólicas”. Por estas razões, K. PYE (1983) inclui-as nas
dunas transgressivas.
E
N
DU
f) Taludes de areia de encontro a um obstáculo
São
ventoso,
acumulações
se
de
grandes
quantidades
R
CA
formam
pela
impossibilidade
de
de
areia
que,
progressão
das
num
litoral
areias,
por
interposição de um obstáculo impenetrável e com dimensões intransponíveis
para a carga do fluxo eólico, uma arriba ou paleoarriba contra a qual a areia
se acumula, por exemplo. Podem ter dimensões variadas, mas a espessura da
acumulação arenosa pode atingir, como veremos no capítulo II, dezenas de
metros,
dependendo
da
abundância
de
areia
e
da
dimensão
do
obstáculo,
especialmente da sua altura (fig.3).
V. GOLDSMITH (1978) designa-as por climbing dunes, COOPER (1958) por
precipitation ridges.
As
retention
ridges,
referidas
por
COOPER
e
frequentes
na
costa
ocidental dos Estados Unidos (E. D. McKEE e J. J. BIGARELLA, 1979a) originam
formas idênticas e desenvolvem-se de encontro a um obstáculo penetrável, como
por exemplo barreiras de vegetação. Formam-se condições de humidade elevada,
densidade
de
vegetação
considerável
e
têm
estrutura
semelhante
às
parabólicas, muitas lâminas convexas para o topo e estruturas deformacionais.
Nos
litorais
intertropicais,
expostos
aos
alíseos,
apresentam
feixes
contínuos da base ao topo, o que denuncia humidade elevada, areia abundante e
em movimento lento e continuado; as superfícies interfeixes formam ângulos
baixos (se a superfície sobre a qual o fluxo se desloca é pouco inclinada),
moderados
ou
altos;
a
estratificação
é
tabular
planar
e,
em
secção
perpendicular ao vento dominante, é horizontal ou subhorizontal; os feixes
são espessos (1m), se a alimentação é abundante, e com ângulos altos, e mais
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22.
finos e com ângulos mais agudos no topo. A sotavento, a inclinação das
lâminas é variada e pode atingir 39º se a humidade for elevada (E. D. McKEE e
J.
J.
BIGARELLA,
acumulações
1979a;
arenosas
e
M.
EUGÉNIA
costeiras,
em
MOREIRA,
Monomay
informação
por
exemplo,
oral).
os
Nas
ângulos
interfeixes baixos parecem derivar da lentidão na migração e progressão da
acumulação arenosa. Este facto parece advir da relação que existe entre a
densidade de vegetação e a proporção de ângulos interfeixes baixos (D. H.
YAALON, 1975 em V. GOLDSMITH, 1978, p.195).
Estes taludes de areia podem ocorrer em todos os litorais arenosos, onde
o vento dominante sopre para terra e se lhe interponha um obstáculo. Foram
descritos na Austrália, Tasmânia e Nova Zelândia (V. GOLDSMITH, 1978, p.206).
São também descritos em regiões desérticas, onde a acumulação se de encontro
a uma vertente (S. G. FRIBERGER e T. S. AHLBRANDT, 1979; e I. AMARAL, 1979).
Foram designadas por dunas de encontro a um obstáculo em A. RAMOS
PEREIRA e E. BORGES CORREIA (1985a).
Apresentam uma estratificação entrecruzada com feixes longos, separados
E
N
DU
por planos de ângulos baixos. Os feixes podem ser côncavos para a base. A
inclinação das lâminas é tanto mais forte quanto maior for a velocidade do
vento e a humidade (J. J. BIGARELLA, 1972 em E. D. McKEE e J. J. BIGARELLA,
R
CA
1979a, p.97) dependendo também da inclinação e rugosidade da superfície sobre
a qual o fluxo de ar se desloca. Nestas condições, as lâminas de areia podem
formar, com a horizontal, ângulos que excedam o ângulo de repouso das areias,
sendo, por isso, frequentes as estruturas deformacionais.
g) Taludes de areia ao abrigo de um obstáculo
Com forma idêntica aos anteriores, esta acumulação faz-se ao abrigo de
obstáculo, por perda da capacidade de transporte do vento. Num planalto, por
exemplo,
são
frequentes
momentaneamente
a
nas
vertentes
velocidade
e
logo
abrigadas,
a
onde
capacidade
de
o
vento
modifica
transporte,
por
difluência e subsidência. As areias começam a depositar-se abaixo da parte
média da vertente abrigada, e, se a alimentação for abundante, no caso de
existirem valeiros, podem atingir a vertente oposta ou, mesmo, colmatar o
barranco ou valeiro, obstruindo o curso de água (fenómeno que ocorre apenas
se este tiver regime esporádico e fraco escoamento). São referenciados ou
descritos por vários autores (H. BAULIG, 1956, p.68; V. GOLDSMITH, 1978; A.
DURAND et al, 1983, p.49; I. AMARAL, 1979, p.37-38). Foram designadas por
dunas ao abrigo do obstáculo em A. RAMOS PERERIRA e E. BORGES CORREIA (1985a,
p.7).
Pelas condições de formação (queda das areias na vertente abrigada) as
lâminas
arenosas
vão
dispor-se
com
uma
inclinação
próxima
do
ângulo
de
repouso, de 30-32º, valor que pode ser excedido, desde que exista humidade
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23.
suficiente
para
proporcionar
um
elemento
aglutinador
das
areias.
Nestas
condições, os deslizamentos de areia são frequentes5.
h) Capas de areia eólica
São acumulações de areia em áreas planas. As características texturais
revelam que as areias são eólicas, mas a estratificação entrecruzada típica
pode não estar presente.
K. PYE (1983, p.542) diz que, no conjunto das dunas transgressivas, os
transgressive sand sheets tendem a formar-se onde não há vegetação ou onde
ela
é
descontínua,
onde
há
grande
abundância
de
areia
e
os
ventos
têm
direcções variáveis.
Para G. KOCUREX e J. NIELSON (1986, p.798, 812-813) os sand sheets
formam-se nas margens dos campos dunares quando, apesar de haver areia e
vento capaz de a mobilizar, existem factores inibidores da formação de dunas.
São
eles
a
presença
de
uma
toalha
freática
próxima
da
superfície,
a
cimentação de areias ou a formação de uma capa de sais que as protege da
E
N
DU
deflação, a concentração de grãos grosseiros e vegetação densa. Estes lençóis
de areia poderão, ainda, ser o resultado da degradação de um campo dunar por
modificação climática (diminuição da secura) (TALBOT, 1980,1984 e 1985, ob.
cit., p.814).
I. AMARAL
R
CA
(1979,
p.11),
fala,
a
propósito
das
regiões
áridas
e
semiáridas, de “mantos (de areia) de superfícies planas” e R. A. BAGNOLD
(1973, p.25) refere que a estrutura interna é caracterizada pela alternância
de leitos finos e grosseiros, à semelhança do que sucede nos corredores
interdunares.
Como veremos (capítulo II), no Alentejo e Algarve ocidental, as capas de
areia eólica consolidada ocorrem nos extremos barlavento e sotavento dos
antigos campos dunares, portanto, em áreas de deflação (primeiro caso) e em
áreas de escassez de areia (segundo caso), são sempre pouco espessas (não
superior a 1m). Têm frequentemente rizoconcreções.
5
Os taludes de encontro e ao abrigo de um obstáculo podem coexistir na mesma área geográfica,
como revela o estudo de BROTHERS (1954 em V.GOLDSMITH, ob. cit., p.206; e A. RAMOS PEREIRA,
1983).
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Ana Ramos Pereira (1987) – Acumulações arenosas eólicas consolidadas do litoral do Alentejo e
Algarve ocidental. Linha de Acção de Geografia Física, Centro de Estudos Geográficos, 27: 113p.
24.
4.
O CASO DAS ACUMULAÇÕES NÃO ACTUAIS
Uma
das
características
das
acumulações
de
areias
eólicas
não
consolidadas é a de poderem ser modificadas pouco tempo após a sua formação,
por meteorização e diagénese, com consequente alteração das características
estruturais e também da forma original. A natureza e o grau de modificação
dependem sobretudo da composição das areias e do clima (K. PYE, 1983, p.546).
As principais modificações são a podzolização, a cimentação e a rubefacção.
A podzolização surge, por vezes, naquelas acumulações quando fixadas. É
um
processo
pedogénico
que
se
desenvolve
em
formações
porosas,
como
as
areias, quando a precipitação é abundante (P ≥ 150mm/ano) e o coberto vegetal
é acidificante (K. PYE, ob. cit.; H. ELHAÏ, 1968). Pode desenvolver-se um
podzol profundo em dunas quartzozas em alguns milhares de anos (K. PYE, ob.
cit.).
A
rubefacção
das
dunas
é
um
processo
mais
frequente
nas
regiões
tropicais e subtropicais do que nas temperadas, segundo o qual o corpo eólico
E
N
DU
passa por uma sequência de cores, amarelo pálido a castanho, a laranja, a
vermelho (5YR a 7, Munsell Soil Colour Chart), resultante da presença de
óxidos de ferro. A cor vermelha está associada à presença de hematite, a
amarela-castanha
R
CA
à
forma
hidratada
de
óxido
de
ferro
(a
goethite)
ou
a
hidróxidos férricos amorfos (R. GARDNER e K. PYE, 1981). A quantidade de
óxidos de ferro necessária para dar a cor vermelha é de 0,4% do peso, segundo
WALKER e HONEA (1969 em T. R. WALKER, 1979).
O ferro pode provir de uma película que envolve os grãos (grãos herdados
de outro depósito); da meteorização in situ dos minerais ricos naquele metal,
em especial dos silicatos complexos que na sua estrutura cristalina possuem
ferro,
de
onde
é
libertado
sobretudo
por
hidrólise
do
ferro
ferroso
introduzido no depósito pela percolação de águas freáticas ricas naquele
elemento
e
que,
em
condições
favoráveis,
pode
oxidar-se
e
originar
a
precipitação de óxidos férricos na faixa de flutuação da toalha freática
(BIRD, 1965, p.105; GLENNIE, 1970; SCHLUGER e ROBERSON, 1975 em T. R. WALKER,
1979);
de
poeiras
óxidos
férricos,
eólicas,
constituídas
vermelhos,
ou
por
por
argilas
alteração
que
podem
tornarem-se
já
conter
vermelhos
(R.
GARDNER e K. PYE, 1981).
A
presença
de
ferro
não
é
condição
suficiente
para
que
ocorra
rubefacção, mas sim a forma como o ferro está presente, a forma férrica.
O
mecanismo
pelo
qual
o
ferro
é
libertado
por
meteorização
não
é
completamente conhecido. Depende do hidrogenião, logo do pH, do potencial
oxi-redução
(Eh).
A
matéria
orgânica
parece
igualmente
importante
pelo
controlo que exerce no pH e no Eh, dado que é rapidamente oxidada pelo CO2 e
constitui um poderoso agente de redução. As taxas de formação da goethite e
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25.
da hematite variam de acordo com as condições de Eh e pH nos interstícios
entre os grãos de areia, reflectindo estas variáveis o microclima local, a
topografia, a drenagem do solo e o regime da matéria orgânica.
Aceita-se, geralmente, que os climas temperados frios são desfavoráveis
a
este
processo
porque,
a
baixa
temperatura
reduz
as
reacções
químicas,
retarda a decomposição da matéria orgânica e a precipitação abundante origina
ácidos húmicos que facilitam a lexiviação.
MORRIS (1969) e WALKER (1974) (em R. GARDNER e K. PYE, 1981, p.521)
concluíram que havendo ferro disponível, a rubefacção pode dar-se nas regiões
tropicais e subtropicais, embora nestas últimas e, em especial, nas áridas, o
processo seja muito lento porque a escassez de água constitui um factor
limitativo à alteração. Contudo, é nestas áreas que a hematite está melhor
preservada. Mas os autores não estão de acordo quanto às condições climáticas
conducentes à rubefacção (este tema é amplamente discutido em R. GARDNER e K.
PYE, ob. cit.). Este desacordo advém, talvez, da complexidade do fenómeno,
consequência dos múltiplos factores intervenientes no processo. Saliente-se,
E
N
DU
no entanto, a importância da água nos espaços intergranulares (proveniente da
precipitação, da toalha freática ou da humidade atmosférica), pois ela é o
meio onde se dá a hidrólise dos minerais de ferro (em especial silicatos
R
CA
ferromagnesianos e minerais de argila responsáveis pela libertação do ferro),
permite a infiltração de poeiras de argila e o desenvolvimento da vegetação
que tende a estabilizar a duna, protegendo-a da deflação. Razão que parece
explicar que a rubefacção seja mais rápida nas acumulações arenosas costeiras
do que no deserto (T. R. WALKER, 1979).
Concluindo, pode dizer-se que as condições necessárias para a rubefacção
são: a presença de ferro no depósito, condições intersticiais oxidantes (o
que implica a presença de água), estabilidade sedimentar e tempo suficiente
para a precipitação dos óxidos de ferro. Esta última condição indispensável,
não autoriza que a cor seja utilizada como um critério de idade, nem permite
correlações
estratigráficas
de
depósitos
de
áreas
diferentes,
dada
a
multiplicidade dos factores condicionantes.
Segundo R. GARDNER e K. PYE (ob. cit.), em áreas estáveis, onde haja
abundância
de
minerais
ferromagnesianos
e
argilas
com
ferro,
em
regime
tropical, com estação seca (P entre 500mm/ano a 1 200mm/ano), a rubefacção
pode atingir-se em 10 000 anos ou menos.
Os precipitados de ferro formam uma película em torno dos grãos, mais
facilmente reconhecível nos de menores dimensões (t. R. WALKER, 1979).
A carbonatação consiste na formação de um cimento aglutinador das areias
eólicas
e
é
consolidadas.
o
A
principal
cimentação
gerador
é
de
devida
acumulações
à
de
reprecipitação
areias
do
eólicas
bicarbonato
dissolvido, por percolação da água das chuvas (D. H. YAALON, 1967, p.1196).
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26.
Dá-se a dissolução da calcite magnesiana (alta) e a neoformação de calcite
magnesiana
(baixa),
nos
espaços
intersticiais
(FRIEDMAN,
1964
em
D.
H.
YAALON, 1967, p.1196).
Investigações levadas a efeito por YAALON e DAN (1965) e DAN (1966)
provam que os principais factores que controlam a cimentação são a quantidade
original de carbonato de cálcio (CaCO3) e a intensidade da lavagem (em D. H.
YAALON,
1967,
p.1198),
esta
última
função
de
condições
climáticas
e
hidrológicas. Dos estudos que efectuou, YAALON concluiu que são necessários
8-10% iniciais de carbonato para se processar a cimentação das areias, da
costa semi-árida de Israel, e que aquele valor aumenta quando a precipitação
é mais elevada. A precipitação do carbonato de cálcio dá-se in situ ou a
pequena distância do local de dissolução; se a precipitação for muito elevada
o bicarbonato é exportado para fora do depósito eólico, que é muito poroso.
Em áreas com um total pluviométrico de 560mm, que se distribui por 60
dias, de Novembro a Abril, o teor em CaCO3 nas acumulações arenosas eólicas
consolidadas é de 47,5 ±2%, e 8 ±1,1% nas não consolidadas (D. H. YAALON,
E
N
DU
1967, p.1192-1194).
Também no litoral do Golfo de Omã, no extremo sudoeste da Península
Arábica, o teor médio em CaCO3 das areias de dunas não consolidadas é de 33%
(variando
entre
R
CA
14%
e
64%)
e
de
71%
(variando
entre
40%
e
94%)
nas
consolidadas (A. S. GOUDIE et al, 1987, p.250).
As conchas parecem ser a fonte principal de CaCO3 como revelam estudos
em arenitos dunares na Estremadura portuguesa e noutros litorais do mundo (A.
S.
GOUDIE
et
al,
ob.
cit.),
embora
as
soluções
ricas
em
carbonato,
provenientes do substrato, possam contribuir igualmente. A ocorrência dentro
de um mesmo corpo arenoso de lâminas com grau de coesão diferente parece ser
consequência de desiguais teores em conchas no momento da deposição, bem como
da porosidade, função da granularidade das areias.
No litoral considerado, entre Sines e Sagres, o cimento que aglutina as
areias eólicas tem sempre natureza carbonatada6. O teor em CaCO3 nos arenitos
dunares
consolidados
varia
entre
88%
e
33%
e
nas
areias
eólicas
não
consolidadas, que localmente e na base podem ter um esboço de consolidação,
entre 22% e 26%.
No Alentejo e Algarve setentrional, o carbonato de cálcio deverá provir
quase exclusivamente da dissolução de fragmentos de conchas, mobilizados em
simultâneo com as areias eólicas, dado que estas raramente cobrem formações
carbonatadas.
Apenas na Murração (fig.1) e na orla algarvia, o carbonato de cálcio do
cimento do arenito dunar poderá provir, em parte, de soluções aquosas ricas
6
O cimento ferruginoso referenciado por A. MEDEIROS GOUVEIA e G. ZBYSZEWSKY (1937, p.1436) não
afecta o arenito dunar mas os “arenitos plio-plisticénicos” de fácies marinha.
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27.
em
bicarbonato,
que
circulem
no
depósito.
Note-se
que,
hoje,
o
teor
em
bicarbonato de cálcio é de 397mg/l e 14mg/l, respectivamente nas águas de
semi-profundidade e profundas, que circulam em rochas do Dogger (R. ROCHA et
al, 1979, p.112). Na orla algarvia e na Murração, o maior ou menor grau de
consolidação
poderá
não
depender
exclusivamente
do
teor
em
conchas,
ao
contrário do que sucede no Alentejo e no resto do Algarve setentrional.
Além dos fragmentos de conchas, o grau de consolidação depende de um
conjunto variado de factores que podemos sistematizar em: a) intrínsecos (da
acumulação
arenosa),
granularidade),
teor
em
estratificação
conchas,
porosidade
(especialmente
das
inclinação
areias
das
(sua
lâminas);
b)
ambientais, afastamento da linha de costa (exposição de nevoeiros), variações
térmicas,
regime
pluviométrico,
condições
hidrológicas,
proximidade
de
afloramentos carbonatados; c) tempo (de actuação interdependente de todas as
variáveis anteriores, esquema III). Os factores ambientais, à excepção do
último, são todos interdependentes, pois são condicionados pelo clima.
A
depende
dissolução
de
moderada
factores
das
conchas,
intrínsecos
fonte
quase
exclusiva
E
N
DU
da
areia
eólica,
como
de
sejam
CaCO3,
a
sua
granularidade, que comanda a porosidade, e o padrão de estratificação e a
inclinação
das
circulação
da
agressividade
lâminas,
condicionam
R
CA
água.
da
que
O
grau
água,
sua
e
tensão
a
velocidade
velocidade
da
CO2,
que
em
e
o
dissolução
varia
com
sentido
da
dependem
da
as
condições
climáticas. Contudo não é, ainda, claro o papel da temperatura da água, em
superfície e em profundidade, na acumulação arenosa, porque existem outros
factores intervenientes.
Nas áreas de clima mediterrâneo ou de feição mediterrânea (como hoje
sucede
diárias
neste
e
litoral),
estacionais
a
da
secura
mais
temperatura
ou
e
menos
acentuada
precipitação
e
poderão
as
variações
favorecer
o
processo de dissolução do carbonato de cálcio/precipitação do bicarbonato de
cálcio.
Os
nevoeiros
litorais,
traduzindo
uma
humidade
absoluta
elevada,
facilitam o preenchimento dos espaços intergrãos. A impregnação superficial
alterna com períodos de forte insolação, diária e estacionalmente. A elevação
da temperatura provoca a evaporação da água (que ao circular entre as areias
se enriquece, entretanto, em bicarbonato) com a consequente precipitação do
bicarbonato
de
importante,
pois
cálcio.
a
Esta
água
que
posição
impregna
litoral
as
areias
parece
é
particularmente
relativamente
pouco
abundante, não se forma escorrência e, consequentemente, havendo dissolução,
as
soluções
mais
ou
menos
saturadas
mantêm-se
dentro
do
depósito,
precipitando o carbonato, por sobresaturação, em consequência da evaporação
da água por elevação da temperatura.
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28.
E
N
U
D
R
CA
Esquema III – Factores intervenientes no processo de consolidação das areias, por carbonatação.
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29.
As
precipitações
concentradas
não
favorecem
a
carbonatação
das
areias
porque, estando o depósito saturado, haverá exportação de soluções ricas em
bicarbonato para fora do depósito. A saída de soluções depende da estratificação,
nomeadamente
da
inclinação
das
lâminas,
que
condicionam
a
velocidade
de
circulação da água. Mas também aqui entra em jogo a morfologia infradunar e a
natureza do substrato, que condicionam o tipo de velocidade de escoamento.
As
alternâncias
de
água
salgada/água
doce,
a
primeira
proveniente
dos
nevoeiros salgados ou do mar, a segunda fornecida pela precipitação (mais ou
menos agressiva) ou proveniente dos cursos de água, que ocorre junto à linha de
costa ou na faixa entremarés, parecem favorecer o balanço dissolução-precipitação
(A. GUILCHER e F. JOLY, 1954).
A vegetação tem um duplo papel naquele balanço. A manta morta altera o pH
da água e aumenta-lhe a agressividade. Além disso, por intermédio das raízes
favorece a penetração da água, aumentando a humidade no solo. Apesar de, no
domínio litoral, existirem condições específicas originadas por ventos fortes e
nevoeiros
salgados,
traduzidas
na
escassez
de
vegetação,
E
N
DU
esta
não
esteve
completamente ausente nas areias eólicas consolidadas desta parte do litoral
português. Com efeito, nelas subsistem vestígios de uma ocupação vegetal, sob
forma de rizoconcreções e mesmo de troncos calcificados, que nalguns casos poderá
R
CA
não ter sido contemporânea da formação arenosa.
As condições hidrológicas dependem directamente do clima (pelo fornecimento
de água), da vegetação (pela fixação de água no solo), da morfologia infradunar e
da
natureza
alentejana,
do
a
substrato.
drenagem
é
Nas
superfícies
deficiente;
a
planas,
seguir
a
como
cada
na
planície
chuvada
litoral
observam-se
numerosos pântanos, ao contrário das regiões drenadas por cursos de água ou por
barrancos. A natureza do substrato, traduzida por maior ou menos permeabilidade,
dificulta ou facilita a circulação das águas. No litoral alentejano e do Algarve
ocidental as acumulações arenosas eólicas consolidadas assentam em formações do
Maciço Antigo, em “arenitos plio-plistocénicos”, em depósitos de vertente, mais
ou menos argilosos, e em calcários.
A natureza do substrato manifesta-se, ainda, no teor em sais das soluções
que nele circulam.
VROMAN (1938) sugere que a consolidação e a rubefacção podem ser originadas
em condições climáticas idênticas e atribui-as às diferentes posições da toalha
freática (em D. H. YAALON, 1967). A rubefacção pode ser impedida se a duna for
cimentada
por
carbonato
de
cálcio
ou
outro
cimento
logo
após
a
deposição
(GLENNIE, 1970), mas mesmo que a rubefacção ocorra não atinge todo o corpo da
duna (em R. GARDNER e K. PYE, ob. cit., p.523).
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30.
A cimentação calcária (carbonatação) funciona como processo que preserva a
forma original de deposição. As rochas carbonatadas são especialmente sensíveis
às águas ácidas (ricas em CO2). A carsificação que daí resulta (dissolução de
carbonato de cálcio e a sua exportação para fora do depósito, onde fica a argila
residual) pode destruir por completo aquela forma original e ocasionar um lapiás.
Na faixa entremarés, aquela corrosão química é acelerada pela erosão bioquímica.
A. GUILCHER (1953) pôs claramente em evidência o papel da bioerosão (ou
neste caso, a biocorrosão) das formações carbonatadas (incluindo os arenitos
dunares de cimento calcário), na faixa entremarés, e demonstrou como ele pode ser
mais importante do que a erosão mecânica das vagas.
O processo de dissolução, naquela faixa alternadamente emersa e imersa,
parece
ligar-se
fundamentalmente
à
realização
das
funções
clorofilina
e
respiratória, em especial das algas verdes (A. GUILCHER, ob. cit., p.162). Os
bicarbonatos
existentes
na
água
do
mar
são
decompostos
durante
o
dia,
em
carbonatos e CO2. Dá-se, em consequência, uma elevação do pH da água do mar, que
se
torna
menos
agressiva.
Durante
a
noite
o
fenómeno
inverte-se,
E
N
DU
já
que
a
continuação da respiração das plantas (não compensada pela função clorofila)
conduz à libertação de CO2, que é fixado pelos carbonatos. O aumento do pH durante
a noite, origina uma dessaturação da água em cálcio e uma dissolução nocturna do
R
CA
cimento dos arenitos calcários. Os grãos soltam-se e podem até ser digeridos por
Littorinas (A. GUILCHER, ob. cit. e K. O. EMERY, 1946 em ob. cit., p.162-163). A
dissolução nocturna é, segundo R. FAIRBRIDGE, facilitada pelo arrefecimento da
água, dado o gás carbónico ser mais solúvel na água fria (A. GUILCHER, ob. cit.).
Durante o dia, o fenómeno inverso conduz à precipitação do carbonato de cálcio
mas sob a forma pulverulenta, facilmente evacuado pela ressaca.
J. M. DEBRAT (1974, p.74) discute igualmente os factores intervenientes na
erosão bioquímica e acrescenta ser necessário um certo tempo de estagnação da
água em contacto com a rocha, para que estas reacções possam ocorrer. As marmitas
litorais facilitam estas reacções.
A variação do pH, sendo determinante, é condicionada pela vegetação, cuja
actividade varia ao longo do ano. Nas costas bascas e bretã, o metabolismo das
algas é maior no Inverno (A. GUILCHER, ob. cit., p.163), logo será nessa altura
que a agressividade da água será maior, bem como a dissolução. Mas, numa mesma
estação do ano ou até durante um dia, aquela agressividade pode variar. J. M.
DEBRAT (1974, p.78) faz intervir a evaporação e o movimento da água do mar, que
comandam a salinidade, para explicar aquelas variações. Assim, o aumento da
evaporação ocasiona um aumento da salinidade, logo uma diminuição do pH (menor
agressividade da água), tendência que só uma renovação da água pode inverter.
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31.
A
degradação
das
formas
calcárias,
nas
regiões
litorais,
sujeitas
à
salsugem é, ainda, facilitada pela haloclastia que, em estudos experimentais, se
revelou um agente muito activo na fragmentação das rochas (A. GOUDIE, 1974). A
porosidade da rocha, que comanda a capacidade de absorção, parece ser um dos
factores principais que controlam a velocidade de desagregação.
Em consequência do ambiente particular da faixa entremarés e das áreas
sujeitas à salsugem, origina-se, em especial nas rochas carbonatadas, um modelado
específico. A. GUILCHER (1952 e 1953) estudou-o e definiu as principais formas ou
microformas existentes, as suas relações espaciais e a repartição no mundo. As
relações espaciais mostram um padrão constante de repartição das várias formas7:
- vermiculações (de diâmetro inferior a 5mm) e alvéolos de corrosão, nas áreas
afectadas pela salsugem;
-
marmitas
litorais
ou
ouriçangas
litorais8
(o
termo
internacionalmente
consagrado é mares), de fundo plano e liso, de paredes com sapa (M. EUGÉNIA
MOREIRA, ob. cit., p.109), ocorrem na faixa entremarés;
-
lapiás,
mais
aguçado
do
que
o
continental
nas
mesmas
E
N
DU
regiões,
com
profundidade média entre 10cm e 30 cm e com vermiculações; consoante as regiões,
pode ocorrer na faixa entremarés ou acima da maré alta (há exemplos deste último
em Marrocos e Vila Nova de Milfontes); a conservação deste modelado de finos
R
CA
pináculos aguçados, na faixa entremarés ou sujeito às mais altas marés cheias,
prova que as acções mecânicas do mar são aí mais lentas do que a dissolução (A.
GUILCHER, ob. cit., p.165).
- vasques (termo internacionalmente consagrado), de menor profundidade do que
as anteriores, 3cm a 10cm, de fundo plano e, por vezes rugoso, podem atingir
vários metros quadrados e parecem resultar do alargamento das marmitas litorais;
ficam a descoberto na baixamar; a plataforma de corrosão que as contém designa-se
por plateforme à vasques;
- marmitas litorais em destruição (mares de défoncement de vasques), que se
situam pouco acima do nível da maré baixa e resultam da degradação das vasques
perfuradas; atingem vários decímetros de profundidade;
- microarriba, domina o nível da baixa mar e tem por vezes uma sapa.
7
Distinguem-se aqui sumariamente essas formas; uma definição mais completa encontra-se em M. EUGÉNIA
MOREIRA (1984) e em Karts littoraux – Actes do Colloque de Perpignan (1982).
8
O termo ouriçanga, buracos de ouriços em algumas ilhas da América Central, relaciona as marmitas com
aqueles animais (M. EUGÉNIA MOREIRA, ob. cit.). Na costa entre Sines e Lagos, as marmitas podem
estar ocupadas por ouriços, como sucede no extremo ocidental da praia da Luz, ou aqueles estarem
ausentes, como em Vila Nova de Milfontes. Por isso, apenas as primeiras serão aqui designadas por
ouriçangas e as segundas por marmitas litorais.
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32.
Este padrão espacial, da faixa de salsugem ao nível da maré baixa, está
representado nas praias de Vila Nova de Milfontes e de Castelejo (tema retomado
no ponto 1, capítulo II).
R
CA
E
N
DU
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33.
II.
AS ACUMULAÇÕES DE AREIAS EÓLICAS CONSOLIDADAS ENTRE SINES E SAGRES
1.
PRINCIPAIS DIFICULDADES NO ESTUDO DAS ACUMULAÇÕES EÓLICAS CONSOLIDADAS E A
E
N
DU
METODOLOGIA UTILIZADA
R
CA
As acumulações arenosas eólicas consolidadas atingem a sua maior expressão
nesta parte do litoral português, entre Sines e Sagres: ocorrem de forma quase
contínua
(fig.8),
em
várias
posições
topográficas
(fig.9)
e
têm
o
maior
desenvolvimento volumétrico, visto ser aí que os seus vestígios penetram mais
para o interior e têm maior espessura; podem apresentar graus de consolidação e
carsificação
atribuídos
variados;
dois
tipos
na
de
documentação
cimento
bibliográfica
aglutinador
das
disponível
areias
são-lhe
(carbonatado
e
ferruginoso) e também formas particulares de corrosão química e bioquímica, para
além de outros processos de degradação, como a abrasão, o entalhe pelos cursos de
água e a acção antrópica9.
Heranças de períodos em que o nível do mar se encontrava abaixo do actual
(em
movimento
transgressivo
ou
regressivo
ou,
ainda,
estacionário),
estas
acumulações são indicadoras de variações da linha de costa e foram originadas por
paleoventos, cuja orientação se pode tentar reconstituir, através da análise da
estratificação, tendo, contudo, em atenção os desvios de direcção dos fluxos de
ar, impostos pelas características da morfologia infradunar e também por outros
9
Foram vários os autores que estudaram, de forma mais ou menos completa, muitas das acumulações de
areias eólicas consolidadas. A caracterização que delas fizeram e as respectivas referências
bibliográficas estão contidas em A. RAMOS PEREIRA e E. BORGES CORREIA, 1985a, p.10 a 18 e quadros V
a XII, em anexo.
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Ana Ramos Pereira (1987) – Acumulações arenosas eólicas consolidadas do litoral do Alentejo e Algarve ocidental. Linha de Acção de Geografia Física,
Centro de Estudos Geográficos, 27: 113p.
34.
E
N
U
D
R
CA
Fig.8
–
Localização das acumulações arenosas eólicas
consolidadas nos litorais do Alentejo e Algarve
Ocidental (Extraído de A. RAMOS PERERIRA e E.
BORGES CORREIA, 1985a).
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Ana Ramos Pereira (1987) – Acumulações arenosas eólicas consolidadas do litoral do Alentejo e Algarve
ocidental. Linha de Acção de Geografia Física, Centro de Estudos Geográficos, 27: 113p.
35.
Fig.9 – Condicionamento da morfologia infradunar na diferenciação da forma
das acumulações arenosas eólicas (Adaptado de A. RAMOS PEREIRA,
1985a).
E
N
DU
R
CA
corpos deflectores (vegetação que coloniza as areias eólicas e formas dunares
vizinhas).
Estas acumulações associam-se a outros depósitos, marinhos e fluviais10, e
indicam variações das condições de sedimentação e, indirectamente, modificações
na posição da linha de costa e das condições climáticas. Fornecem, ainda, marcos
cronológicos, pois relacionam-se, por vezes, com níveis turfosos onde já foram
efectuadas análises polínicas (G. ZBYSZEWSKI, 1958, p.131-132) e uma datação
radiocronológica (H. SCHROEDER-LANZ, 1971), e horizontes arqueológicos, mais ou
menos ricos em material e com carvões que podem ser datados.
Os trabalhos de FREIRE DE ANDRADE, H. BREUIL, M. FEIO e M. C. GODARD, entre
outros (em A. RAMOS PEREIRA e E. BORGES CORREIA, 1985a), constituem o melhor
inventário das acumulações de areias eólicas consolidadas, entre Sines e Sagres.
Aqueles trabalhos serviram de guia na prospecção de campo que foi feita em todo
este litoral, nos anos de 1984 a 1986.
Após o primeiro reconhecimento, o trabalho de campo visou:
- definir a extensão actual das acumulações, consolidadas ou não, o que foi
completado pela análise das fotografias aéreas de escalas 1:30 000 e 1:8 000, do
Instituto Geográfico e Cadastral;
10
Que estão também a ser objecto de estudo.
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ocidental. Linha de Acção de Geografia Física, Centro de Estudos Geográficos, 27: 113p.
36.
- tentar, sempre que possível, caracterizar a forma original e o modelado que
se
criou
posteriormente
sujeitos
à
no
meteorização,
arenito
à
erosão
dunar.
Estes
fluvial,
à
arenitos
consolidados
abrasão,
à
foram
biocorrosão,
à
colonização pela vegetação e à acção do homem, que contribuíram e contribuem,
ainda,
para
destruir
a
forma
original
de
deposição,
que
por
vezes
é
irreconhecível;
- caracterizar alguns parâmetros sedimentológicos, elementos constituintes,
granularidade, calibragem e estrutura do depósito dunar através da análise dos
feixes e inclinação das lâminas. Nos casos em que o arenito dunar é muito duro,
não fragmentável à pancada forte do martelo, e se o corte natural é insuficiente,
não se mediram as inclinações. Sempre que reconhecível ou acessível (muitas
destas acumulações são hoje talhadas em arriba) descreve-se a estratificação,
para
posteriormente
se
caracterizar
a
sua
variedade
espacial
e
deduzir
os
paleoventos geradores;
- definir e atribuir graus de consolidação e carsificação.
Podem distinguir-se três graus de consolidação. Assim e do mais para o
E
N
DU
menos consolidado:
C1 – massa muito compacta, muito dificilmente fragmentável à pancada forte com
o
martelo,
mas
onde
se
observa
a
estrutura
eólica
típica,
estratificação
R
CA
entrecruzada fina. São exemplo os arenitos do Malhão e ao sul da Zambujeira do
Mar, que foram utilizados para a exportação de moldes, ou no Forte de Porto Covo
onde foram entalhadas trincheiras.
C2 – arenito duro, fragmentável com a pancada forte do martelo. Corresponde à
parte superficial continuamente exposta à meteorização. Como estes arenitos com
estratificação entrecruzada estão frequentemente talhados em arriba, o trabalho
de sapa que o mar exerce na base desta, origina o desprender de lajes que põem a
descoberto
a
parte
interna
da
duna,
permitindo
observar
o
seu
grau
de
consolidação (exemplo em Aivados e no Algarve Ocidental).
C3 – arenito dunar facilmente fragmentável com uma pancada forte do martelo.
Este caso é ilustrado em Ponta Ruiva (ao norte do Cabo de S. Vicente), onde
apenas subsiste um emaranhado de rizoconcreções, traduzindo-se num conjunto de
tubos de areia consolidada em torno de um canal central oco. È também exemplo
deste grau o arenito dunar do vale da Ribeira de Seixe.
Como se referiu no ponto 4, são muitos os factores que influenciam o grau
de consolidação, pelo que nem sempre é fácil compará-lo em retalhos de arenitos
dunares distintos. Em condições climáticas semelhantes, aquela comparação só é
possível
quando
os
retalhos
de
arenito
dunar
fossilizam
ou
são
talhados
em
arriba, portanto com posição topográfica, exposição, condições hidrológicas e de
variação de pH, vegetação e substrato idêntico.
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ocidental. Linha de Acção de Geografia Física, Centro de Estudos Geográficos, 27: 113p.
37.
Também o grau de carsificação das acumulações arenosas eólicas consolidadas
deste litoral é variado e está em íntima ligação com o grau de consolidação.
Distinguem-se dois graus:
CR1 – carsificação profunda, com tubos de carsificação com diâmetro entre 30cm
e 1m, que chegam a afectar uma espessura superior a 3m (observável) do arenito
dunar (exemplos no vale da Ribeira de Aivados, que GLENNIE designou por “duna
vermelha”, em R. GARDNER e K. PYE, 1981).
CR2 – carsificação superficial, afecta apenas uma película nunca superior a
80cm. Traduz-se por pequenas depressões pouco profundas, de paredes cheias de
asperezas
na
parte
superior,
algumas
das
quais
dispostas
em
escada,
e
no
alargamento superficial das diáclases do arenito dunar. Inclui-se neste grupo o
caso particular que ocorre na faixa entremarés, como sucede na região de Vila
Nova de Milfontes (plateforme à vasques, A. GUILCHER, 1957) e noutros locais,
como veremos, onde a corrosão química e bioquímica conduz à formação de um
modelado original.
Às observações de campo juntaram-se dados laboratoriais que permitiram uma
melhor
caracterização
dos
E
N
DU
arenitos
dunares:
determinação
da
composição
das
amostras, incluindo o teor de carbonato de cálcio11, estudo da fracção detrítica
não carbonatada12, análise morfoscópica dos grãos de quartzo.
No
R
CA
levantamento
de
campo
tentou-se
definir
a
paleotopografia
das
acumulações arenosas e infradunar e a sua posição estratigráfica.
Pretendeu-se, assim, caracterizar de maneira uniforme as várias acumulações
arenosas consolidadas, estabelecer as semelhanças e as diferenças que apresentam
e definir os parâmetros de caracterização mais significativos, tendo em conta o
seu
interrelacionamento
e,
finalmente,
individualizar
os
vários
conjuntos
regionais, discutir os principais problemas de interpretação, nomeadamente as
condições
de
génese
(incluindo
os
paleoventos
geradores)
e
os
factores
intervenientes na evolução da linha de costa no Quaternário médio e superior.
Por facilidade de exposição, a apresentação genérica e a caracterização
far-se-ão de norte para sul e por sectores, de S. Torpes à Pedra de D. Rodrigo,
da Foz de Ouriços ao Cabo Sardão, da Azenha à Praia de Odesseixe, de Medo da
Amoreira a Monte Clérigo e da Praia da Bordeira (Carrapateira) à Murração, nas
praias da Cordoma e Castelejo, na Praia do Telheiro, na baía de Armação Nova e na
Praia das Poças (Sagres), os três primeiros no litoral alentejano e os restantes
nos litorais ocidental e meridional do Algarve (p.10).
11
12
O teor em carbonato de cálcio foi determinado por destruição com HCl.
A fracção compreendida entre 2mm
utilizando a escala granulométrica
estatísticos de R. L. FOLK (1968).
restantes de areia eólica do campo
e 63μ foi separada em classes dimensionais de intervalo 0,5Ø,
de Wenthworth. O seu estudo baseou-se na aplicação de parâmetros
Foram tratadas 46 amostras, 39 de arenito dunar consolidado e as
dunar não consolidado.
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38.
De todo o litoral ao sul
de Sines, a área entre Povo
Covo e a Pedra de D. Rodrigo
revelou-se a mais rica, não só
pela
extensão
e
características
daquelas
acumulações, mas também pelos
problemas de génese e evolução
da
linha
de
costa
que
suscitam. Por isso, e para que
a
exposição
não
repetitiva,
sector
a
se
far-se-á
caracterização
pormenorizada;
para
torne
neste
mais
sul,
apenas se mencionarão os dados
E
N
DU
que,
sendo
diversos,
podem
acrescentar mais alguma achega
àqueles problemas.
R
CA
Fig.10 – Localização dos mapas de
pormenor
(legenda
na
fig.8).
A – fig.11; B – fig.24;
C – fig.25; D – fig.27;
E – fig.28; F – fig.32;
G – fig.34; H – fig.36.
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39.
2.
DE S. TORPES À PEDRA DE D. RODRIGO
De todo o litoral português, é neste troço que os vestígios de acumulações
arenosas
eólicas
consolidadas
são
mais
abundantes
e
penetram
mais
para
o
interior. Desde a Ilha do Pessegueiro, a cerca de 250m da linha de costa, até ao
Barranco do Queimado, a oriente, cobrem uma faixa com cerca de 2,5km de largura
(fig.11).
Podem encontrar-se quatro posições topográficas distintas (fig.9 e 11):
- na plataforma continental, de que são exemplos a Ilha do Pessegueiro e os
numerosos escolhos que bordejam o litoral e que são provavelmente restos de dunas
consolidadas, mas onde a forma original é irreconhecível;
- a fossilizar arribas. Estes taludes de areia eólica consolidada, acumulada
de encontro a um obstáculo impenetrável, podem ou não ligar-se ao campo de dunas
que cobria a planície litoral. São exemplos dos primeiros os taludes junto ao
Forte de Porto Covo ou Monte da Ilha e da Angra da Barrela (fig.11 e 12E). Em
Pedra da Atalaia e de D. Rodrigo existem taludes idênticos a estes, formados de
E
N
DU
encontro a uma vertente (paleoarriba?). O segundo tipo pode ser ilustrado entre a
Pedra do Patacho e a Pedra da Foz, a ocidente de Vila Nova de Milfontes, onde as
areia eólicas não penetram para o interior. Formaram um pequeno talude, pouco
R
CA
espesso, que fossilizou uma arriba com 5m, hoje parcialmente destruído, mas que
foi descrito em 1943 por H. BREUIL, O. RIBEIRO e G. ZBYSZEWSKI. Ainda dentro
deste segundo conjunto, resta assinalar um pequeno retalho de arenito dunar, na
enseada
de
Porto
de
Barcas,
resto
de
um
talude
elaborado
ao
abrigo
de
um
obstáculo, neste caso a arriba norte da enseada;
- na planície litoral, como sucede no Malhão, onde se deve ter desenvolvido um
verdadeiro campo dunar (fig.11 e 12C e D);
- nas vertentes abrigadas dos ventos, onde formam taludes, como deve ter
sucedido no Barranco do Queimado (fig.11).
Na área do Forte de Porto Covo – Malhão, os vários retalhos de arenito
dunar, hoje individualizados pela erosão, nomeadamente pelo entalhe dos pequenos
cursos de água, faziam parte de um único conjunto com, pelo menos 2-3km de
largura.
As
areias
mobilizadas
pelo
vento
cobriram
a
planície
litoral
e
colmataram os pequenos entalhes nela existentes. Este é um dos motivos pelo qual
as diferentes posições topográficas por si só não parecem ter um significado
especial13. Contudo, e como veremos, quando cruzada com outros parâmetros de
caracterização,
poderá
permitir
distinguir
conjuntos
de
campos
dunares
diferentes.
13
Na década de 40 e para esta área, a posição topográfica foi utilizada para distinguir dunas de
gerações diferentes (A. RAMOS PEREIRA e E. BORGES CORREIA, 1985a, p.22).
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40.
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ocidental. Linha de Acção de Geografia Física, Centro de Estudos Geográficos, 27: 113p.
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ocidental. Linha de Acção de Geografia Física, Centro de Estudos Geográficos, 27: 113p.
42.
E
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R
CA
Fig.11 – Extensão dos campos dunares consolidado e não consolidado e
o modelado no arenito dunar. Estão assinalados os pontos de
referência utilizados no texto e localizados os cortes da
fig.12.
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43.
O enquadramento sedimentar destes arenitos dunares consolidados apenas pode
ser bem definido nas arribas, onde a abrasão pôs a descoberto as formações
anteriores.
Em Burrinho – Samouqueira, o arenito assenta num depósito fluvio-marinho
que
se
torna
claramente
fluvial
para
o
topo
e
que,
por
sua
vez,
cobre
a
superfície arrasada na Formação de S. Luís14. Para sul, a costa é baixa e o campo
dunar
não
consolidado
está
em
continuidade
com
a
praia
alta,
escondendo
os
depósitos subjacentes. As rochas do substrato e os vários depósitos só reaparecem
ao sul da foz do Barranco do Pessegueiro. Daí até quase ao extremo meridional da
Praia de Aivados, o arenito dunar assenta em depósitos marinhos ou fluviais que
abarrancam
os
anteriores.
Estes
depósitos
foram
designados
genericamente
por
“arenitos plio-plistocénicos” (G. ZBYSZEWSKI, 1958; C. ROMARIZ e A. M. GALOPIM DE
CARVALHO, 1973).
Na Praia de Aivados existe uma turfa (G. ZBYSZEWSKI, 1958) que cobre os
escolhos de xisto e está também conservada no lapiás desenvolvido em blocos
soltos de arenito dunar caídos da duna consolidada que ainda hoje subsiste na
E
N
DU
arriba.
A pequena enseada que constitui o limite meridional da Praia de Malhão, é
ladeada por dois morros xistentos, arrasados. Para sul e até à ponta meridional
R
CA
da Angra da Barrela, toda a arriba é talhada em arenito dunar, que ali apresenta
uma espessura superior a 15m (fig.11).
Dali até à Ponta da Galhofa, a espessura diminui bruscamente, porque o
maior recuo da arriba destruiu a quase totalidade do talude. Deste, só subsiste a
parte superior da arriba. Aí as areias eólicas consolidadas assentam em arenitos
avermelhados que poderão corresponder ao topo das areias marinhas de Aivados, mas
que estão inacessíveis. Ao sul daquela Ponta, o arenito dunar forma uma capa de
areia eólica que termina em bisel (fig.12F).
Na Angra da Vaca (fig.11), sobre a capa de areias eólicas, existe uma
película descontínua de areia consolidada que envolve restos de Pattela vulgata,
Littorina
littorea
e
Mytilus
edulis.
Ao
norte
desta
angra
encontram-se
com
frequência, sobre o arenito dunar, restos de conchas soltas juntamente com raros
seixos de quartzo em forma de amêndoa, cujo comprimento máximo não ultrapassa
2cm. O conjunto está coberto por areia eólica vermelha, com um horizonte negro no
topo e só por cima assentam as dunas não consolidadas, de areia esbranquiçada a
amarelada.
14
O substrato é constituído pela Formação de Brejeira (Grupo Flysh do Baixo Alentejo, o sector
sudoeste, turbiditos) ou a Formação de S. Luís (xistos e turfitos).
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44.
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D
R
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Fig.12 – Enquadramento morfológico e sedimentar dos arenitos eólicos. 1 – Formação da Brejeira e Formação de
S. Luís; 2 – depósito fluvial; 3 – depósito marinho (2 e 3 constituem os “arenitos plio-plistocénicos”);
4 – arenito dunar consolidado de Porto Covo – Zibreirinha – Malhão; 5 – arenito dunar consolidado das
arribas de Aivados – Malhão; 6 – areia eólica não consolidada. Os cortes estão localizados na fig.11.
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45.
Na arriba setentrional da enseada do Porto das Barcas (F na fig.11), há um
pequeno retalho de arenito dunar, perfeitamente individualizado, que cobre um
depósito marinho, de areia grosseira, que assenta no substrato, e tem a parte
superior remexida. A secessão encontrada em 1985 (fig.13) é idêntica à descrita
por H. BREUIL, O. RIBEIRO e G. ZBYSZEWSKI (1943), embora menos pormenorizada,
talvez por parte do corte ter sido destruído. A destruição continuou e, em 1987 o
alargamento da estrada, a construção de uma fonte e a plantação de chorão de
praia tornaram o corte irreconhecível.
Nessa baía, na arriba de orientação N-S e até Palheirão Furado, reaparece
uma capa de areia eólica consolidada que não ultrapassa 1m.
E
N
DU
R
CA
Fig.13 – Enquadramento sedimentar do arenito dunar em Porto das Barcas
(F na fig.11). 3 – “arenito plio-plistocénico”, fácies marinha;
5 e/ou 6 – areia eólica, a – média a fina, com conchas; b –
cizenta, com muitas conchas partidas (Hélix); c – ocre, com
núcleos mais consolidados, com conchas partidas; e – solo
cinzento. A numeração é a mesma da utilizada na fig.12.
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46.
Ao norte da foz do Rio Mira, existe ainda e como já foi referido, um
pequeno retalho de arenito dunar consolidado, que constitui a Pedra do Patacho e
a Pedra da Foz, na faixa entremarés e que terá formado um talude que fossilizava
uma pequena arriba, como se pode deduzir da descrição de H. BREUIL, O. RIBEIRO e
G.
ZBYSZEWSKI
mostrando
(1943).
que
o
Entretanto
arenito
dunar
a
abrasão
assenta
num
destruiu
depósito
quase
fluvial
todo
que
o
talude,
preenche
um
paleovale nos xistos, observável na arriba. Emergindo dos buracos cársicos que
acidentam a superfície do arenito dunar, há tubos de arenito avermelhado que
constituem
a
matriz
de
um
depósito
coluvial,
que
contém
enormes
blocos
de
quartezito (eixo maior – L≥20cm) e pequenos clastos de xisto e quartzo. Parecia à
primeira vista, observando apenas o lapiás e a praia, tratar-se de outra duna
consolidada ou até de uma praia consolidada. O desmantelamento a que a duna tem
vindo a ser sujeita mostrou, contudo, tratar-se do depósito coluvial observável
na arriba, embora aqui com uma matriz mais arenosa. Parece o testemunho da acção
conjunta de episódios coluvial e marinho(?).
Ao sul da foz do Rio Mira, as acumulações de areias eólicas consolidadas
E
N
DU
reaparecem na arriba e originam pequenos ilhéus, a Pedra da Atalaia e a Pedra de
D. Rodrigo (fig.11). O arenito dunar fossiliza os “arenitos plio-pistocénicos”(a
fácies
marinha
da
base
está
abarrancada
R
CA
por
um
depósito
areno-argiloso
com
clastos de xisto, de fácies fluvial). Está coberto por uma areia eólica vermelha
com uma película superficial escura, onde foi encontrado parte de um tronco
calcificado.
Este
tem
24cm
de
comprimento,
15cm
de
diâmetro
e
três
raízes
partidas, uma das quais com 70cm de comprimento.
Estas acumulações de areias eólicas consolidadas assentam discordantemente
em formações de idade e génese muito variadas. A sucessão de depósitos por si só
fornece pouca informação, salvo se compararmos conjuntos regionais diferentes.
Nesse caso, poderá permitir estabelecer correlações, como veremos ao tratar áreas
situadas mais a sul. Saliente-se, no entanto, que a sucessão encontrada entre
Angra da Barrela e a Ponta da Galhofa e entre a Pedra da Atalaia e a Pedra de D.
Rodrigo
é
argiloso
idêntica:
com
um
clastos
depósito
de
xisto
marinho
(parece
abarrancado
corresponder
por
à
um
parte
fluvial,
areno-
superficial
do
depósito fluvial que se observa em Burrinho – Samouqueira e na Praia de Aivados);
arenito dunar consolidado (que se liga ao de Malhão, a norte do Mira); um
depósito areno-argiloso vermelho com uma película superficial escura, com restos
de uma ocupação vegetal; finalmente, a cobertura de areia eólica esbranquiçada
solta, que constitui o campo dunar não consolidado.
A
caracterização
fina
da
estratificação
nem
sempre
é
fácil,
como
se
referiu, pela inacessibilidade ou insuficiência dos cortes, por o arenito dunar,
devido
à
meteorização
e
acções
pedogenéticas,
se
apresentar
como
uma
massa
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ocidental. Linha de Acção de Geografia Física, Centro de Estudos Geográficos, 27: 113p.
47.
arenosa muito compacta e uniforme. Assim sucede, por exemplo, em Malhão, na
planície litoral onde o arenito tem pelo menos 10cm de espessura. Salvo na linha
de costa, onde a estratificação se pode observar claramente, para oriente desta,
apenas no entalhe da Ribeira de Aivados se pôde fazer medição da inclinação das
lâminas e planos interfeixe. O talhe em arriba é o que proporciona melhores
cortes, bem como a acção antrópica, nomeadamente as trincheiras no arenito dunar,
junto ao Forte de Porto Covo (Monte da Ilha).
Tomaram-se
como
exemplos
mais
representativos
os
cortes
naquelas
trincheiras, na arriba ao sul da foz da Ribeira de Aivados, na Angra da Barrela e
na arriba 1km ao sul da Angra da Vaca.
Trincheiras do Forte de Porto Covo
Neste local, o arenito dunar forma uma cobertura contínua, desde o talude
que fossiliza a arriba até 500m para oriente, formando uma colina de dorso
convexo.
O
arenito
dunar,
muito
compacto,
tem
uma
estrutura
extremamente
complexa. Com uma espessura que não ultrapassa 3m, possui feixes pouco espessos e
uma
laminação
fina,
ondulada,
E
N
DU
que
lembra
ondulações
epidérmicas
de
pequeno
comprimento de onda (fig.14 e 15). A orientação dos eixos daquelas ondulações é
variada,
de
WSW-ENE
a
N-S
e,
tratando-se
de
verdadeiras
ripples,
aquela
R
CA
orientação sugere ventos geradores de noroeste a oeste.
As lâminas (e talvez todo o feixe, que é muito fino) parecem apresentar
estruturas deformacionais: arqueamentos (metade superior direita da fig.14) e
talvez deformações em chama (centro direito da fig.14) que, como vimos, são
frequentes em areia com fraco grau de coesão. São deformações penecontemporâneas
da deposição, preservadas até à cimentação.
A
parte
superior
do
depósito
está
truncada
e
não
possui
vestígios
de
ocupação vegetal.
Arriba ao sul da foz da Ribeira de Aivados
Nesta
arriba,
as
areias
eólicas
consolidadas
nunca
atingem
espessura
superior a 3m e nela podem distinguir-se dois arenitos que se individualizam por
grau de consolidação e padrões estruturais diferentes.
O da base, menos duro, que assenta em discordância nos “arenitos plioplistocénicos”, tem uma espessura de 1-1,5m e é constituído por feixes finos ou
médios, com ondulações amplas e de pequeno comprimento de onda. Na arriba, de
orientação N-S, estas ondulações parecem estar cortadas perpendicularmente ao seu
eixo longitudinal. No entanto, esta observação é claramente insuficiente, pois,
como vimos a propósito do Monte da Ilha, o padrão de orientação destas ondulações
pode vir a ser muito complexo. Este arenito tem no seu seio uma descontinuidade,
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ocidental. Linha de Acção de Geografia Física, Centro de Estudos Geográficos, 27: 113p.
48.
E
N
DU
Fig.14 – A estratificação no arenito dunar numa das trincheiras do
Forte de Porto Covo, com orientação W-E: ondulações de
pequeno comprimento de onda (cerca de 3m) e pequenas
microdobras.
R
CA
Fig.15 – A estratificação no arenito dunar numa das trincheiras do
Forte de Porto Covo, com orientação N-S: ondulações de
areia com 5,60m de comprimento de onda.
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49.
que não corresponde a um plano interfeixe, mas a uma clara superfície de erosão.
O
limite
superior
deste
arenito
é
em
parte
estrutural
e
em
parte
erosivo
(fig.16).
E
N
DU
R
CA
Fig.16 – Arenitos dunares na arriba ao sul da foz do Corgo de Aivados. Notamse dois padrões estruturais distintos: na base, o arenito dunar tem
ondulações epidérmicas, com 4m de comprimento de onda; no topo, a
estratificação é tabular planar e, mais raramente, planar em cunha,
com laminação convexa acrecional para sul (lado sotavento). Os dois
arenitos estão separados por uma superfície de erosão.
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50.
O
arenito
superior,
mais
duro,
tem
uma
estratificação
mais
clara,
com
feixes finos a médios e que se tornam mais espessos e convexos para sul. Esta
convexidade é também acompanhada pela laminação e pelo espessamento das lâminas,
o
que
sugere
ser
este
o
lado
de
crescimento
e
progressão
da
duna,
o
lado
sotavento, local onde também o ângulo de deposição pode atingir 32º. A confirmar
estas
observações
saliente-se
que
são
também
visíveis
feixes
acrecionais,
frequentes no lado de crescimento da duna (fig.16).
Os planos interfeixes, bem como a laminação que é concordante com aqueles,
varia
entre
sub-horizontal
e
32º
de
inclinação.
As
lâminas
inclinam
para
o
quadrante compreendido entre 45º e 150º, ou seja, NE e SE. Tratando-se do lado
sotavento da duna, o único preservado, esta terá sido originada por ventos de
sudoeste a noroeste. Registe-se que as lâminas de areia originadas por ventos de
sudoeste se encontram sempre na parte superior do arenito dunar.
Ao norte da Angra da Barrela
Salvo
no
topográfica
é
entalhe
uma
das
arribas,
superfície
de
não
existe
nenhum
corte.
E
N
DU
erosão
que
truncou
o
arenito
A
superfície
dunar,
com
estratificação entrecruzada (fig.17). Contudo, nessa superfície de erosão, como
as lâminas de areia que constituem aquele arenito têm durezas variadas, consegue-
R
CA
se, por vezes, individualizar o pendor da laminação. Distinguem-se conjuntos com
inclinações opostas, para NW e para SE predominantemente, com inclinações que
variam
entre
16º
e
34º.
As
maiores
inclinações
predominam
nas
lâminas
que
mergulham para sudoeste. As tão fortes inclinações e o comprimento de onda destas
ondulações não sugerem ripples, mas verdadeiras dunas, cujos eixos variam entre
WSW-ENE e SW-NE. Poder-se-á tratar de vestígios de dunas transversais aos ventos
dominantes
ou
elementos
de
dunas
parabólicas,
cuja
forma
é
irreconhecível,
geradas por ventos com idêntica orientação. Os dados existentes permitem colocar
estas hipóteses, mas não autorizam uma conclusão.
Na Angra da Barrela, o talhe da arriba pôs em evidência a maior espessura
conhecida de arenito dunar, 15m a 20m (emerso). A análise pormenorizada da
estratificação naquela parede vertical não foi possível, nem o corte terá talvez
a melhor orientação (E-W), mas permite verificar que os feixes são espessos, com
mais de 2m, a laminação é fina, concordante ou formando ângulos até (±) 45º com
os planos interfeixes. As lâminas possuem sentidos de inclinação diferentes nos
vários feixes (que, dada a orientação do corte, não é clara na fig.17). No feixe
inferior, as lâminas inclinam claramente para S, excepto a ocidente da gruta onde
mergulham para sudoeste. Sobre a gruta, desenvolve-se uma laminação arqueada, que
poderá corresponder à parte central do corpo dunar, que progrediu para SE. Não se
consegue definir o eixo daquele arqueamento.
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51.
E
N
U
D
R
CA
Fig.17 – O arenito dunar na ponta sul da Angra da Barrela. A estratificação é tabular-plana e planar em cunha,
com feixes muito espessos, laminação angular, salvo no feixe da base porque a orientação do corte é
sensivelmente perpendicular à inclinação das lâminas (que mergulham para S e SE). Sobre a gruta mais
ocidental, há um arqueamento da laminação e poderá corresponder, talvez, à crista de uma duna.
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52.
1km ao sul da Angra da Vaca
Num corte NSW-SSE, junto ao alto da arriba, o arenito dunar é uniforme, mas
tem dois padrões de estratificação distintos. Na base e no extremo sul do corte
(fig.18), os feixes têm espessura variada, milimétrica a decimétrica, e uma
laminação concordante com os planos interfeixes. Na parte central deste conjunto
estrutural,
aparecem
pequenos
feixes,
por
vezes
convexos,
do
tipo
dos
de
progressão a sotavento, em que os planos interfeixes são superfícies de deflação
que truncam os anteriormente formados.
O corte, com a orientação NNW-SSE, sugere que este conjunto foi originado
por ventos do quadrante norte.
E
N
DU
R
CA
Fig.18 – Pormenor da estratificação do arenito dunar na arriba, 1km ao
sul da Angra da Vaca; tabular-planar e planar em cunha, com
feixes acrecionais, na metade inferior e tabular-planar com
arqueamento dos planos interfeixes e da laminação, no canto
esquerdo (s.d. – superfície de deflação).
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53.
O
conjunto
estrutural
superior
trunca
o
anteriormente
referido,
o
que
testemunha uma paragem na deposição e uma deflação intensa. A inclinação dos
planos interfeixes é agora oposta, mas cuja disposição não sugere uma mudança de
orientação do vento, mas tão somente a face barlavento da acumulação dunar. O
arqueamento de alguns planos interfeixes e das lâminas poderá corresponder a
pequenas
dobras
de
arraste
(fig.7B),
que
ocorrem
com
frequência
na
face
a
barlavento.
As informações sobre a estrutura do arenito dunar no vale da Ribeira de
Aivados são insuficientes e também pouco significativas quanto ao vento gerador
da acumulação arenosa, dado o condicionamento imposto pelo vale à circulação do
vento.
Em Pedra do Patacho e Pedra da Foz e ao sul da foz do Ria Mira, a escassez
de informação resulta do arenito dunar ser muito pouco espesso, pouco mais de 1m
e estar carsificado.
No que concerne aos ventos geradores (fig.19), deve, ainda, salientar-se a
E
N
DU
desigual extensão que as areias ocupam nas vertentes dos vales com orientação E-W
e SE-NW. Tomemos como exemplo os vales da Ribeira de Aivados e do Barranco do
Queimado, junto a Lendiscais. A cobertura de areia eólica é mais extensa na
vertente
R
CA
meridional,
parece
desenvolver-se
de
noroeste
para
sudoeste,
à
semelhança do que sucede com as acumulações eólicas não consolidadas junto a
Brejo da Moita, ao sul do Rio Mira, cuja forma mostra serem originadas pelos
ventos de nordeste (fig.11).
O grau de consolidação dos retalhos de arenito dunar é variável. O que se
encontrava na arriba da enseada do Porto das Barcas é de todos o menos coerente
(C3), com níveis mais resistentes separados por areia solta.
Os arenitos dunares que constituem a parte superior da arriba das Praias de
Aivados e Malhão têm um grau de consolidação intermédio (C2). O conjunto mais
extenso, de Porto Covo – Corgo de Aivados – Ponta da Galhofa, é, de todos, o mais
resistente. No entanto, e à semelhança do que se tem verificado no litoral da
Estremadura portuguesa (A. RAMOS PEREIRA, 1983), o grau de consolidação diminui
com o afastamento da linha de costa, e no Brejo do Creado, a oriente, é já menor
(C2) (fig.11).
Ao sul do Rio Mira, as Pedras da Atalaia e de D. Rodrigo têm variações
locais do grau de consolidação (C2 e C3).
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54.
E
N
DU
R
CA
Fig.19 – Sentidos das inclinações das
lâminas dos arenitos dunares.
* feixe superficial.
A circunferência foi dividida
em azimutes de 15º e cada
subdivisão radial corresponde
a 2 medições.
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55.
O grau de carsificação é CR2, praticamente inexistente nos arenitos das
arribas das Praias de Aivados e de Malhão e em Porto das Barcas. As Pedras do
Patacho e da Foz, com grau de consolidação C2, têm uma forma particular de
carsificação. Aquelas duas Pedras são constituídas por arenito dunar consolidado,
lapiasado, de superfície muito irregular e cheia de saliências aguçadas. Este
lapiás está sempre emerso, salvo nas preiasmare vivas e é originado por erosão
química, na faixa sujeita à salsugem. Entre a Pedra do Patacho e a Pedra da Foz
há uma área deprimida, imersa na maré cheia. Verifica-se aí uma zonação de formas
(fig.20), lapiás
na Pedra do Patacho; depressões no arenito dunar,
marmitas
litorais, umas mais profundas do que largas – as mares (1 ±0,2m) e outras largas
e de pequena profundidade – as vasques (1,50 ±0,5m); uma área de acumulação de
areias, onde se formam dunas hidráulicas (fig.21) e, finalmente, um agueiro por
onde circula sempre a água; daí até à Pedra da Foz repete-se a sequência de
formas, mas em sentido inverso. Aquelas formas de erosão química e bioquímica, na
faixa entremarés, foram estudadas por A. GUILCHER (1957), e paralelizadas com as
plateformes à vasques, encontradas em Marrocos.
E
N
DU
No conjunto maior há a salientar um grau de carsificação CR1 em Monte
Figueira, junto ao vale da Ribeira de Aivados (fig.11). Num buraco de origem
antrópica, pode observar-se o arenito dunar, de tom avermelhado, onde já não se
R
CA
reconhece a estratificação. Aliás pouco resta da acumulação arenosa consolidada,
salvo colunas de arenito dunar entre os buracos cársicos (o corte tem 3m de
altura).
15
Os
argilosa .
buracos
estão
preenchidos
por
areia
vermelha
com
uma
matriz
No vale da Ribeira de Aivados, mais a montante junto a Espigão, o arenito
dunar está bem conservado, origina uma cornija no alto da vertente, por baixo da
qual se
desenvolvem grutas. A de maior desenvolvimento, hoje utilizada como
estábulo para vacas, ocorre na vertente esquerda, no local onde o curso de água
muda de direcção (fig.11).
Estas duas formas de carsificação no vale da Ribeira de Aivados ocorrem num
local muito próximo do nível de base, junto ao fundo do vale, portanto com
condições hidrológicas particulares. Não se pode, por isso, extrapolar para todo
o conjunto idêntico grau de carsificação.
Ainda neste conjunto, entre as Angras da Barrela e das Vacas, encontra-se
outro caso particular de modelado superficial no arenito dunar: uma plateforme à
vasques, idêntica à das Pedras do Patacho e da Foz, mas onde as marmitas (mares e
vasques) são mais profundas e mais largas. Há, entre elas, canais onde é possível
reconhecer uma grande densidade de rizoconcreções. Mas se algumas das formas são
15
Esta carsificação é muito semelhante à encontrada em S. Julião (A. RAMOS PEREIRA e E. BORGES
CORREIA, 1985b) mas aqui a carsificação está num grau mais avançado.
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56.
E
N
DU
R
CA
Fig.20 – A linha de costa junto à foz do Rio Mira. Zonagem do modelado de
erosão química e bioquímica em arenito dunar consolidado, na faixa
entremarés.
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57.
idênticas
às
encontradas
junto
à
foz
do
Rio
Mira,
outras
não
tinham
sido
encontradas até hoje: depressões mais profundas do que largas (a largura média é
de 30 ±5cm e a profundidade observável é muito variada, chega a atingir mais de
50cm. A origem destes tubos, que estão em posição mais alta do que a plateforme à
vasques, é um enigma. Poderão ser marmitas resultantes da erosão mecânica numa
plataforma de abrasão associadas à
bioerosão, ou apenas de bioerosão. Neste
último caso, corresponderão à parte inferior das marmitas litorais, que terão
sido truncadas; subsistem, contudo, os septos divisórios entre marmitas (fig.22).
O
atenuar
dos
desníveis,
erosão
e
boleamento
dos
septos,
poderão
ter
sido
originados por deflação, ainda patente naquela superfície. Esta hipótese será
talvez a mais plausível.
A superfície do arenito dunar é uma forma claramente erosiva, que trunca a
estrutura (fig.17); nela encontram-se restos de gastrópodes e lamelibrânquios
envolvidos por areia aglutinada por um cimento carbonatado (como foi referido na
p.25), o que também sugere ter sido o mar o agente que afeiçoou esta superfície.
Esta
tem,
como
se
disse,
a
marca
da
deflação
por
ventos
E
N
DU
do
noroeste.
Ela
prolonga-se para o interior até ao rebordo erosivo, também talhado em arenito
dunar, que se estende da Malhado do Velho, a sul, até à Zibreirinha. Desenvolvese entre 15m e 40-50mm, onde é dominada por um rebordo com 10-20cm de comando.
R
CA
Prolongar-se-ia certamente para ocidente onde está talhada em arriba.
A análise da composição fundamental dos arenitos e de alguns parâmetros
texturais das areias revelam algumas diferenças:
- no conjunto que se estende do Forte de Porto Covo à Zibreirinha, arribas da
Angra da Barrela – Ponta da Galhofa e, no interior, até ao Brejo do Creado
(fig.11), o teor em carbonato de cálcio é sempre elevado, 78 ±10% da composição
fundamental do arenito. Aquele valor é de 88% junto a Monte Figueira e de 68% em
Brejo do Creado, variação que é acompanhada pela diminuição do grau de coesão,
para oriente. A análise, em lâmina delgada, dos componentes carbonatados de uma
amostra de arenito dunar, recolhida junto ao Forte de Porto Covo, mostrou 38% de
organoclastos carbonatados e 42% de cimento carbonatado, constituido a expensas
dos organoclastos (C. ROMARIZ e A. M. GALOPIM DE CARVALHO, 1973, p.110 e 112). A
fracção detrítica não carbonatada (elementos de dimensão compreendidas entre 2mm
e 63μ) é muito bem a moderadamente calibrada (0,20 ≤ σ ≤ 0,88). As areias das
amostras de arenito recolhidas junto à base do campo dunar, próximo do vale do
Corgo de Aivados, sobre areias de praia, são moderadamente calibradas (σ entre
0,66 e 0,88); as restantes são bem a muito bem calibradas. A quantidade de areia
nas classes dimensionais mais frequentes, 0,5Φ a 1,5Φ (0,71mm a 0,35mm) é de
75 ±4% (a classe modal não é bem individualizada).
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58.
E
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DU
R
CA
Fig.21
–
Dunas hidráulicas no agueiro. A – de cristas
arredondadas, elaboradas na enchente; B – de duas
cristas. Estas são, segundo J. R. L. ALLEN (1984),
resultantes da destruição das de crista arredondada,
por diminuição da velocidade do fluxo de água.
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59.
- nas arribas das Praias de Malhão e Aivados e, ainda, nas Pedras do Patacho e
da Foz, o teor em carbonato de cálcio dos arenitos dunares é de 53 ±10% nos
primeiros e de 81 ±2% nos segundos. As areias são bem a muito bem calibradas
(0,50 ≥ σ ≥ 0,20). As retidas nas classes dimensionais mais frequentes, de 1Φ a
2Φ (0,50mm a 0,25mm), representam 82 ±2% do total.
- em porto das Barcas, o teor em CaCO3 nos vários feixes é muito variado e
sempre inferior a 50%. As areias são moderadamente calibradas, na base, a bem
calibradas (0,5 ≤ σ ≤ 0,75). Cerca de 82% das areias têm dimensões compreendidas
entre 1,5Φ e 2,5Φ (entre 0,35mm a 0,177mm), salvo as da base do corte que têm
apenas 52% de areias compreendidas entre 1Φ e 2Φ (0,50mm a 0,25mm).
Depois
dunares
e
dos
do
dados
referentes
modelado
neles
à
extensão
desenvolvido,
e
características
dos
individualizar-se-ão
arenitos
os
vários
conjuntos.
Conjunto de Malhão – Zibreirinha – Forte do Porto Covo
E
N
DU
É o maior campo dunar consolidado. Constitui as arribas junto ao forte e
entre Angra da Barrela e a Ponta da Galhofa e penetra para o interior até
Lendiscais e Brejo do Creado. Abrange uma área com cerca de 20km2, de forma
R
CA
contínua apenas ao sul do Barranco do Queimado (exceptuando o arenito das arribas
das Praias de Aivados e Malhão). O Monte da Ilha, apesar de individualizado,
parece incluir-se neste conjunto, dado o seu grau de consolidação. O arenito
dunar pode definir-se por ter maior grau de consolidação (C1) e ser o único onde
se
encontrou
carsificação
profunda
e
em
maior
grau
de
evolução
(CR1).
As
acumulações eólicas consolidadas ao sul do Rio Mira, pela sequência sedimentar em
que se encontram, parecem pertencer a este conjunto.
A espessura do arenito dunar é variável, como é habitual num campo dunar,
sendo
ainda
condicionada
pela
morfologia
da
superfície
infradunar,
cujas
irregularidades foram colmatadas por areias eólicas.
O arenito dunar deste conjunto enquadra-se sempre em idêntica sucessão:
cobre o
substrato ou os “arenitos plio-plistocénicos”, de fácies marinho ou
fluvial (quando estes abarrancam aqueles); tem sobre ele uma cobertura eólica,
com uma película superficial escura, ainda preservada quando coberta por areias
eólicas esbranquiçadas que formam o campo dunar não consolidado.
O
arenito
fluvio-torrencial
dunar
que
é,
portanto,
abarranca
uma
posterior
formação
a
um
marinha.
episódio
É,
por
fluvial
ou
consequência,
posterior ao início da regressão, marcada pelo entalhe das areias marinhas, por
um depósito inicialmente
constituído por
areias de
origem
marinha mas com uma
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Centro de Estudos Geográficos, 27: 113p.
60.
E
N
U
D
R
CA
Fig.22
–
Angra da Barrela: superfície de arrasamento no
arenito dunar consolidado (s.a.), 20m acima do
nível
do
mar.
O
arrasamento
marinho
está
testemunhado pelo modelado de erosão química e
bioquímica (A – interpretação de fotografia) e por
blocos de arenito dunar que deve, provir de antiga
arriba.
c.d. – campo dunar não consolidado; m – marmitas
litorais;
s – septo divisório de marmitas litorais.
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61.
estrutura que revela um retoque fluvial, e em seguida muitos clastos de xisto em
matriz argilo-arenosa.
O recuo da linha de costa para ocidente pôs a descoberto uma plataforma
arenosa onde o vento pôde mobilizar as partículas finas, que transportou para o
planalto litoral. A análise do grau de calibragem das areias e a observação
morfoscópica
dos
grãos
de
quartzo
mostra
que
as
areias
eólicas
provêm
fundamentalmente da fracção fina das areias de praia subjacentes.
O campo dunar de Malhão – Zibreirinha – Forte de Porto Covo foi formado, de
acordo com os dados disponíveis, por ventos de norte a oes-sudoeste (N 225º),
sendo os da base originados por ventos de norte.
As areias eólicas foram, pelo menos localmente (entre as Angras da Barrela
e da Vaca e junto ao Forte de Porto Covo), colonizadas pela vegetação, como o
demonstra as numerosas rizoconcreções, cuja morte poderá ter sido ocasionada pela
consolidação progressiva das areias por um cimento calcário.
Após a carbonatação das areias eólicas deste campo dunar16, iniciaram-se os
processos de degradação, evidenciados pelo entalhe dos cursos de água e pela
E
N
DU
carsificação, ambos visíveis no vale da Ribeira de Aivados. A estes processos
deve acrescentar-se a abrasão de parte do campo dunar consolidado. Esta acção
está testemunhada, pelo arrasamento daquele e pelo modelado da superfície de
R
CA
abrasão (de erosão bioquímica) e talvez mecânica, e restos de gastrópodes e de
lamelibrânquios de água salgada (pequena profundidade).
A superfície de abrasão estendeu-se até cerca de 1km para oriente da linha
de costa actual, junto a Aivados. Desenvolve-se entre 15m e 45m, e a oriente é
dominada por um rebordo com 20m-30m de altura, também talhado em arenito dunar.
Este abrupto tem uma orientação N-S na Zibreirinha e inflecte para NNE-SSW ao sul
da Ribeira de Aivados até à Malhada do Velho (fig.11). Entre aqueles dois locais,
o
rebordo
é
sempre
constituído
por
arenito
dunar
consolidado
e
apenas
é
interrompido pelo entalhe da Ribeira de Aivados.
O declive desta plataforma de abrasão não é original (fig.11 e 23):
- os retalhos da plataforma ao norte e ao sul do troço E-W do corgo de Aivados
estão desnivelados cerca de 20m e o mais meridional balançado para o quadrante
sul,
deformação
que
também
é
acompanhada
pela
superfície
que
domina
a
paleoarriba. Esta descontinuidade morfológica sugere a existência de uma falha
com
aquela
orientação.
Esta
hipótese
é
secundada
por
a
plataforma
ser
transversalmente, horizontal ao norte do Corgo dos Aivados e ao sul, na Furada do
Norte, ter um declive de 3,3% para ocidente;
16
O carbonato de cálcio que não está presente no substrato deverá provir da dissolução das conchas do
depósito dunar. As águas com bicarbonato de cálcio contaminaram, por vezes, as areias subjacentes,
como se pode observar no vale da Ribeira de Aivados, onde as areias fluviais estão consolidadas na
película superficial em que a duna assenta.
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Ana Ramos Pereira (1987) – Acumulações arenosas eólicas consolidadas do litoral do Alentejo e Algarve
ocidental. Linha de Acção de Geografia Física, Centro de Estudos Geográficos, 27: 113p.
62.
- a altura da paleoarriba é diferente ao norte e ao sul daquele corgo, 20m e
30m respectivamente. Esta observação associada ao traço rectilíneo e regular do
abrupto sugere que ele tem, também, um condicionamento tectónico. Aceitando esta
hipótese será necessário conceber duas fases de deformação, ambas traduzidas por
um levantamento e um balançamento para sul do bloco meridional de Aivados. A
primeira fase deverá ter sido anterior à elaboração da plataforma de abrasão em
arenito dunar e a segunda posterior.
Apesar das incertezas, pode afirmar-se que o campo dunar, consolidado e
parcialmente arrasado, foi deformado.
A morfologia dos campos dunares é sempre complexa, como se pode verificar
nas
dunas
não
consolidadas
(fig.11);
nas
consolidadas,
a
abrasão,
a
erosão
fluvial, a deformação tectónica e a acção antrópica (o arenito dunar é utilizado
como brita em vários caminhos) dificultam o seu reconhecimento.
O campo dunar de Malhão – Zibreirinha – Forte de Porto Covo, por ter sido
parcialmente arrasado, só poderia apresentar as formas originais preservadas a
oriente da paleoarriba. No trajecto E-W, entre Brejo do Creado e o rebordo que
E
N
DU
corresponde à paleoarriba, existem variações de altitude que poderão corresponder
às cristas de cordões dunares e depressões interdunares. G. ZBYSZEWSKI (1943)
reconheceu
seis
cordões
dunares.
No
R
CA
entanto,
dada
a
acção
antrópica
e
a
variabilidade do grau de consolidação dentro de um mesmo corpo dunar e, ainda, a
complexidade que este extenso campo dunar devia ter, para além da deformação a
que foi sujeito, não se pode definir com segurança a morfologia original.
Entre o Monte das Pousadas Novas e a Ponte da Galhofa (fig.11), existem
pequenas
colinas
constituídas
por
arenito
dunar,
separadas
por
depressões
circulares ou elípticas. Estas formas são postas em evidência pela vegetação
Quercus coccifera no arenito e Carpobrotus edulis nas depressões.
Ao norte e ao sul da parte terminal do Corgo de Aivados e a sudoeste de
Malhada do Velho (fig.11), numa área plana (a superfície de abrasão), sobressaem
núcleos rochosos, de arenito dunar, alongados, de orientação geral N-S ou NW-SE.
Também entre Angra da Barrela e Malhada do Velho aparecem núcleos idênticos, em
forma de crescente. Tratar-se-á de núcleos mais resistentes do antigo campo dunar
consolidado? Se assim for, eles farão parte deste grande conjunto que tem vindo a
ser referido. Uma outra hipótese poderá ser a de estas formas serem as originais
de dunas posteriores, que se formaram sobre o campo dunar arrasado. Neste caso,
serão mais recentes, poderão fazer parte do conjunto que constitui as arribas de
Malhão – Aivados. Serão dunas longitudinais e dunas
parabólicas geradas por
ventos de noroeste, facilmente identificáveis no campo, pelo tipo de colonização
vegetal, cuja densidade não permite observações complementares, e muito nítidas
na fotografia aérea. Os dados são
insuficientes para esclarecer este
ponto.
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63.
E
N
U
D
R
CA
Fig.23 – Projecção dos níveis litorais
e da arriba entre Porto Covo e
a Angra da Barrela.
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64.
Conjunto das Praias de Aivados – Malhão
Constitui a parte superior destas praias. Caracteriza-se por o arenito
dunar ter um grau de consolidação C2 e a carsificação estar praticamente ausente.
A superfície topográfica é estrutural e inclina para sudoeste, correspondendo,
como vimos, ao flanco sotavento da duna. O arenito dunar inferior, com ondulações
epidérmicas
de
pequeno
comprimento
de
onda,
poderá
ou
não
pertencer
a
este
conjunto. A estratificação é muito diferente, semelhante à do Monte da Ilha, mas,
ao invés, o grau de coesão é muito fraco. A Pedra do Patacho e a Pedra da Foz, em
idêntica posição topográfica e com grau de coesão muito semelhante, poderão
pertencer a este conjunto. Porém, nenhum destes parâmetros é determinante. A
posição deste arenito na faixa entremarés, onde a alternância emersão-imersão e
as variações de pH daí decorrentes facilita a dissolução e reprecipitação do
carbonato de cálcio, conduzindo ao desenvolvimento de uma plateforme à vasques
(grau de carsificação CR2).
As areias destes arenitos são sempre bem a muito bem calibradas, a fonte de
alimentação das areias não deveria estar tão próxima como a que forneceu o
E
N
DU
material que criou o campo dunar anteriormente referido.
Este pequeno campo dunar de que subsiste apenas o extremo oriental, foi
originado por ventos de NW (N 345º) a SW (N 225º) (feixes superiores), dominando
R
CA
na parte superior da duna os ventos do quadrante oeste. Foi sujeito à abrasão e
talhado em arriba.
Retalho de Porto de Barcas
É diferente dos dois outros conjuntos mencionados. Tem grau de coesão C3 e
ausência de carsificação. A estratificação é também incipiente e dada a posição
que ocupa, poderá ter-se formado ao abrigo de um obstáculos, por ventos do
quadrante norte. As areias são moderadamente calibradas o que poderá sugerir uma
proximidade da fonte de alimentação. Com efeito, elas assentam sobre areias de
praia grosseiras.
O campo dunar não consolidado
É muito menos extenso do que o primeiro campo dunar consolidado e mais
extenso do que o segundo; nunca penetra mais do que um quilómetro para oriente da
linha
de
costa
(junto
a
Malhada
do
Velho)
(fig.11).
A
individualização
das
cristas das dunas, entre a foz do barranco do Queimado e o extremo meridional da
Praia de Aivados, a ocidente de Vila Nova de Milfontes e entre Brejo da Moita e a
linha de costa ao sul da foz do Rio Mira, indica uma predominância de cristas
alongadas na direcção NW-SE e outras em crescente, com as extremidades viradas a
noroeste. Alguns destes elementos dunares originam, por coalescência, cristas
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65.
mais ou menos onduladas. As formas sugerem tratar-se de dunas longitudinais e de
dunas
parabólicas
geradas
por
ventos
de
noroeste.
Existem
alguns
elementos
transversais a estas orientações, mas são menos frequentes (fig.11).
Sintetizando, pode dizer-se que, nesta região17, o arenito dunar mais antigo
é posterior a um depósito fluvial (bem conservado entre o Forte de Porto Covo e a
foz do Barranco do Queimado, com uma espessura de 5m) que entalha areias de
praia. A sucessão de depósitos mostra bem que o arenito se formou em regime
regressivo, provavelmente não no seu
início, dado ser posterior ao depósito
fluvial. Este é constituído por abundantes clastos de xisto, quartzo e quartzito,
com raras lentículas arenosas e argilosas; poderá, talvez, estar associado ao
primeiro
rejogo
tectónico
(referido
na
p.62),
capaz
de
criar
escarpas,
que
poderiam fornecer aquele material.
O recuo do mar permitiu a aparição de um campo de deflação. As areias
marinhas da planura litoral então criada, localmente entalhada por cursos de
água, forneceram o material mobilizável pelos ventos de norte a oes-sudoeste (N
E
N
DU
225º). A acumulação destas areias eólicas deve ter originado um extenso campo
dunar, cujos vestígios ocupam, ainda hoje, cerca de 20km2. Estas areias foram,
pelo menos localmente, colonizadas pela vegetação e sujeitas a um processo de
R
CA
carbonatação.
O avanço do mar, após a consolidação do campo dunar, teve como consequência
o arrasamento deste, até cerca de 1km para oriente da linha de costa actual. O
arrasamento marinho do arenito dunar está testemunhado pela bioerosão e está
limitado, a oriente, por um abrupto também talhado em arenito dunar, que será uma
paleoarriba. Este arrasamento está aproximadamente a 20m de altitude no Monte de
Ilha e na Zibreirinha (fig.11) e entre 40m a oriente e 15m a ocidente, ao sul do
Corgo de Aivados. Esta superfície de arrasamento está levemente balançada para o
quadrante sul, para além de levantada relativamente à da Zibreirinha (fig.23).
O recuo do mar que se seguiu, poderá ser, em parte, eustático, em parte
resultante do levantamento e deformação do continente. Este recuo foi acompanhado
pelo entalhe dos cursos de água nomeadamente do Corgo de Aivados18, que assim
puderam atravessar o campo dunar consolidado e parcialmente arrasado.
Esta segunda retirada do mar permitiu a formação de novo campo dunar, que
penetrou apenas alguns metros para oriente da linha de costa actual e ainda
testemunhado
17
18
nas
Praias de
Aivados e de
Malhão. A
fase de mobilização eólica
Ela conservou também outros testemunhos da sua evolução quaternária, que será apresentada noutro
trabalho.
Como vimos também ele parece ter um traçado condicionado tectonicamente.
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66.
responsável
por
este
campo
dunar
poderá
ser
a
mesma
que
formou
as
dunas
parabólicas e longitudinais(?) sobre o primeiro campo dunar arrasado. Se assim
não for (hipótese referida nas p.63-64), esta segunda fase de mobilização eólica
poderá ser a mesma que formou a cobertura de areias com uma película escura
superficial, sob o campo dunar não consolidado e que fossiliza a plataforma de
abrasão em arenito dunar. Estas areias foram estabilizadas por vegetação, em
parte de porte arbóreo, como se viu ao sul do Rio Mira. Sendo contemporâneas,
estas areias e os arenitos dunares consolidados nas Praias de Aivados e de
Malhão,
porque
apresentam
diferente
grau
de
carbonatação
e
a
ausência
de
vestígios de vegetação junto ao Forte de Porto Covo? Estas diferenças poderão
advir das diferentes condições hidrológicas: as areias não consolidadas cobrem
uma superfície que se situa a altitudes mais elevadas, de onde a circulação da
água deveria ser divergente; enquanto nas arribas que não ultrapassam 5m, deveria
haver
afluxo
proveniente
de
das
águas,
conchas
talvez
das
ricas
areias
em
bicarbonato
não
consolidadas
de
cálcio
é
uma
dissolvido,
hipótese.
A
contemporaneidade das areias soltas e das consolidadas é uma hipótese. Outra será
E
N
U
a de terem sido depositadas em fases de mobilização eólica distintas.
O
arenito
dunar
que
constitui
a
Ilha
D
R
CA
do
Pessegueiro
deverá
ser
um
testemunho contemporâneo desta fase, pois pela posição que ocupa, 200m ao largo,
se fosse contemporâneo do primeiro campo dunar já teria sido, talvez, destruído19.
Os estudos nesta região apontam para a ideia proposta por G. ZBYSZEWSKI
(1943),
e
mais
tarde
abandonada,
segundo
a
qual
os
arenitos
da
Ilha
do
Pessegueiro e do Forte de Porto Covo pertencem a gerações de mobilização eólica
distintas. Segundo aquele autor, a do forte seria rissiana e a da ilha wurmiana,
por estar no prolongamento dos escolhos de Morgavel, em posição topográfica mais
baixa do que a do forte, e sobre turfa (ob. cit.). A datação radiocronológica da
turfa forneceu uma idade 39 490 ±2 340 anos BP (H. SCHROEDER-LANZ, 1971).
Posteriormente, formou-se o campo dunar não consolidado, contemporâneo de
praias mais extensas do que as actuais, pois hoje o mar chega, nas marés cheias,
à base da arriba ou muito próximo dela.
Para além da sequência dos vários acontecimentos geomorfológicos ligados à
variação da linha de costa, os marcos cronológicos seguros não são abundantes.
As
flutuações
climáticas
quaternárias
a
que
se
devem
acrescentar
as
deformações tectónicas tiveram consequências variadas na posição da linha de
costa e, em consequência, na largura da plataforma arenosa emersa, no entalhe dos
cursos de água e, ainda, na sua capacidade erosiva e de transporte. Com os dados
19
Repare-se que parte do talude, em arenito dunar, que fossilizava a arriba da praia de Vila Nova de
Milfontes foi destruído pela abrasão entre 1943 e a década de 80.
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67.
disponíveis
sintetizou-se,
no
esquema
IV,
a
evolução
geomorfológica
directamente se relaciona com as acumulações arenosas eólicas.
R
CA
E
N
DU
que
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68.
E
N
U
D
R
CA
Esquema IV – Sequência
cronológica
esquemática
dos
acontecimentos geomorfológicos entre o Forte
de Porto Covo e a Furada do Norte.
posições conhecidas
da linha de costa
ocidentais da linha
? posições
de costa, indeterminadas
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69.
3.
DA FOZ DOS OURIÇOS AO CABO SARDÃO
Entre a Pedra de D. Rodrigo e a Foz dos Ouriços não se observaram vestígios
de dunas consolidadas que, a existirem, poderão estar cobertos pelo campo dunar
não consolidado (fig.24). Junto à arriba, aquele cobre directamente os “arenitos
plio-plistocénicos”, de fácies marinhas. Apenas entre a Casa Branca e a Angra das
Melancias, em corredores de deflação, de orientação WNE-ESSE, se podem observar
numerosas raízes e restos de troncos calcificados, mas as areias eólicas não
estão
consolidadas
(fig.20).
Aqueles
emergem
de
areias
avermelhadas,
cuja
superfície teve ocupação humana pré-histórica.
Entre a Foz dos Ouriços e o Barranco do Medo Amarelo, os vestígios de
antigas dunas consolidadas penetram até cerca de 1,5km para oriente da linha de
costa (fig.24). Não estão presentes nas arribas, aqui talhadas em xistos com
bancadas
quartzíticas,
cobertos
por
“arenitos
plio-plistocénicos”
de
fácies
marinhas. As areias do arenito dunar distinguem-se nitidamente dos referidos
arenitos pela sua granularidade mais fina.
O
arenito
dunar,
que
E
N
DU
está
coberto
por
areia
solta,
forma
uma
lomba,
alongada na direcção N-S, que culmina no Medo Amarelo a 83m, e que domina, a
oriente, uma superfície plana. A vertente oriental desta lomba tem um comando que
R
CA
varia entre 10m e 20m, um declive acentuado, que é idêntico ao das dunas não
consolidadas, a sotavento, pelo que pode corresponder ao declive de equilíbrio de
deposição das areias.
O
arenito
dunar
consolidação
C1,
puderam
efectuadas
ser
orientação
dos
onde
apresenta-se
não
ventos
se
como
conhece
quaisquer
a
uma
O
compacta,
estratificação,
medições
geradores.
massa
tendo
arenito
em
está
razão
vista
a
entalhado
de
pela
grau
de
qual
não
determinação
pelos
da
pequenos
barrancos e tem carsificação. Os cortes não permitem verificar se ela é ou não
profunda.
Ao
longo
deste
litoral,
são
frequentes
restos
de
ocupação
humana
pré-
histórica, nos corredores de deflação, testemunhada por espólio e estruturas de
combustão, que têm vindo a ser estudados por L. RAPOSO e C. PENALVA (1986a e b).
os resultados preliminares do estudo de um horizonte arqueológico, em Palheirões
do
Alegra
(fig.24),
apresentados
à
Associação
dos
Arqueólogos
Portugueses,
mostram que esta parte do litoral foi ocupada por recolectores, cujo espólio se
conservou
graças
à
cobertura
eólica
não
consolidada.
Um
corte
aberto
artificialmente no complexo dunar não consolidado mostrou, sobre um horizonte
aliótico
dos
arenitos
plio-plistocénicos,
um horizonte arqueológico com, pelo
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70.
E
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R
CA
Fig.24 – Acumulações de areias eólicas entre Brejo do Cagarrão
e o Barranco do Cavaleiro. Legenda na fig.11.
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71.
menos, 14 estruturas de combustão e machados mirenses. Foram também encontradas
estruturas de combustão posteriores (3 ou 4), separadas do horizonte mirense por
areia eólica, e cobertas pelas areias do campo dunar não consolidado. Estes dados
sugerem uma fase intensa de mobilização eólica, após o Paleolítico superior, já
iniciada antes das últimas lareiras, e que se teria intensificado, devendo ter
contribuído para o abandono daquela estreita faixa litoral. A primeira ocupação
parece datar do 8º. ou 9º. milénio BC (idade sujeita a confirmação)(20) e o campo
dunar não consolidado será, por isso, holocénico. Este dado, de acordo com as
datações calculadas para os horizontes arqueológicos de Magoito (S. DAVEU, A.
RAMOS PEREIRA e G. ZBYSZEWSKI, 1983) e S. Julião (Ericeira) (A. RAMOS PEREIRA e
E.
BORGES
CORREIRA,
1985b),
ambos
fossilizados
por
acumulações
eólicas
consolidadas, mostram que houve no começo do Holocénico, uma fase de mobilização
eólica intensa.
4.
DA ZAMBUJEIRA DO MAR AO VALE DA RIBEIRA DE SEIXE
E
N
DU
Ao sul da Zambujeira do Mar, o arenito dunar consolidado só ocorre na
arriba entre Cabeça Gorda e a Praia do Carvalhal (fig.25). Constitui a parte
R
CA
superior da arriba (fig.26) e a sua espessura aumenta para sul, onde chega a
atingir 6m, já na vertente do Barranco do Carvalhal. Cobre os “arenitos plioplistocénicos”,
de
fácies
marinha.
Tem
um
grau
de
consolidação
C1,
muito
dificilmente se pode partir com o martelo, e por esse motivo foi em tempos
explorado para o fabrico de moldes (H. BREUIL e G. ZBYSZEWSKI, 1943, p.46). A
estratificação não pode ser analisada em pormenor, devido ao grau de consolidação
do arenito. Algumas lâminas da parte superficial do corte inclinam entre 16º e
20º para N 100º-96º. A superfície do arenito dunar tem pequenas depressões,
semelhantes a marmitas, de bordos arredondados (como em Angra da Barrela). Sobre
o
arenito
dunar,
há
areias
avermelhadas,
às
vezes
escuras,
numa
sequência
idêntica à encontrada ao norte e sul da foz do Rio Mira.
Em frente da Cabeça Gorda, na faixa entremarés, existe um escolho de xisto,
a
Lomba
do
Asno
(fig.26),
coberto
por
um
pequeno
retalho
de
arenito
dunar
consolidado cuja posição e reduzida dimensão não permitem concluir se constitui o
prolongamento para ocidente do arenito que forma o alto da arriba.
Para sul, o arenito dunar reaparece em Azenha, pequeníssimo retalho muito
erodido, e na arriba entre Assenha e a foz da Ribeira de Seixe e, ainda, na
vertente setentrional do vale daquela ribeira (fig.27).
(20)
Informação oral de L. RAPOSO.
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72.
E
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D
R
Fig.26 – Posição do arenito dunar em Cabeça Gorda – Lombo do
Asno. 1 – Formação da Brejeira (Grupo Flysch do
Baixo Alentejo); 2 – arenito dunar; 3 – areia
eólica não consolidada.
CA
Fig.25 – Acumulações de areias eólicas entre a Zambujeira
do Mar e o Barranco do Carvalhal. O asterisco
indica feixes superficiais. Legenda na fig.11.
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73.
O arenito dunar hoje talhado em arriba forma um talude de encontro a um
obstáculo, uma paleoarriba talhada no substrato, que se liga a uma cobertura
eólica que penetrou no planalto litoral. Aí cobre formações variadas: turbiditos
(Formação de Brejeira), “depósito de calhaus mal rolados” (M. FEIO, 1951, p.128).
A espessura do arenito dunar é, por isso, muito variável, entre 40m (espessura
observável na arriba) e uma película no planalto litoral, onde só subsistem
pequenos
blocos
dispersos.
Nas
pequenas
reentrâncias
da
arriba,
talhada
na
Formação de Brejeira, a espessura é sempre maior na vertente exposta ao norte.
O pequeno promontório a ocidente do vértice geodésico de Assenha (fig.27) é
inteiramente constituído por arenito dunar consolidado. Este promontório tem o
topo arrasado, entre 40-50m, e a superfície resultante mergulha para ocidente com
um declive de cerca de 10%, lembrando o que foi observado em Angra da Barrela.
Pela
inacessibilidade
consolidação,
salvo
à
não
foi
superfície,
possível
que
é
C1.
fazer
Nas
a
análise
arribas
do
não
se
grau
de
observa
carsificação.
Sobre a superfície arrasada em arenito dunar existe uma cobertura de areia
E
N
DU
eólica, vermelha na base e negra no topo. O corte é inacessível, mas a sucessão
posta a descoberto pelo talhe da arriba é idêntica à encontrada em Angra da
Barrela, Pedra da Atalaia e Cabeça Gorda. O horizonte negro, cerca de 30m ao sul,
R
CA
está impregnado por calcário e adquire um tom cinzento. Este enriquecimento em
calcário poderá ser devido à circulação de águas ricas em bicarbonato, dissolvido
nas areias eólicas não consolidadas suprajacentes. Aliás, as dunas amarelas, não
consolidadas, apresentam na base também um esboço de consolidação.
No vale da Ribeira de Seixe tal como no de Azenha, o arenito dunar ocupa
uma área reduzida e está conservado em pequenos barrancos abertos a N e NW
(fig.27). Como se encontra numa vertente norte de um sector de vale fechado por
um ferrolho de rocha dura ao fluxo do quadrante oeste e cerca 3km para oriente da
linha da costa, parece tratar-se de uma acumulação arenosa ao abrigo do vento do
quadrante norte. Os retalhos que ainda hoje subsistem serão o testemunho de um
talude ao abrigo do obstáculo, que foi já entalhado pelos pequenos barrancos.
O
arenito
dunar
cobre
uma
formação
arenosa
que
parece
testemunhar
um
episódio coluvio-eólico, em relação com um fundo do vale abaixo da planície
aluvial actual (A. RAMOS PEREIRA, 1985b). Tem um grau de consolidação C3 ou C2 na
parte
superficial
continuamente
exposta
à
meteorização.
Este
arenito
dunar
relaciona-se com o horizonte arqueológico (A. RAMOS PEREIRA, ob.cit., p.422), que
está a ser objecto de estudo por arqueólogos.
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74.
É difícil relacionar os dois conjuntos referidos: junto à linha de costa e
no vale da Ribeira de Seixe. O grau de consolidação é diferente, C1 no primeiro e
C2-C3 no segundo; o grau de carsificação é incipiente em ambos.
E
N
DU
R
CA
Fig.27 – Acumulações de areias eólicas nas proximidades da foz da Ribeira
de Seixe. Legenda na fig.11.
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75.
As características texturais dos dois arenitos revelam algumas diferenças.
O teor em carbonato de cálcio é maior no primeiro (51 ±4% contra 30% no segundo,
valor apenas ligeiramente superior ao das dunas não consolidadas, 22%); a fracção
silto-argilosa é vestigial na primeira e cerca de 2% na segunda (teor elevado
para
um
depósito
eólico,
contudo,
tratando-se
de
uma
formação
antiga,
numa
vertente e que repousa num depósito coluvio-eólico, o enriquecimento em argila
pode ser consequência da circulação das águas que mobilizaram as partículas mais
finas no planalto litoral e na vertente). A areia do arenito dunar da Ribeira de
Seixe é bem calibrada (σ = 0,50), de simetria positiva (Skl = 0,17) e curtose
gráfica KG = 1,34, é constituída por grãos de quartzo e raras palhetas de xisto
(1%)
na
malha
morfoscopia
distintas:
35
dos
a
(grãos
grãos
de
de
dominante,
diâmetro
quartzo
cerca
de
compreendido
mostra
96%,
entre
estarem
de
grãos
0,71mm
presentes
lavados
e
e
duas
outra
0,5mm).
A
populações
com
grãos
alaranjados e com restos de óxidos de ferro nas cáries. Parece confirmar a
contaminação
das
areias
eólicas
por
areias
provenientes
de
formações
mais
antigas, plio-plistocénicas, que cobrem, ainda hoje, o planalto litoral, de onde
E
N
DU
o vento deve ter mobilizado a fracção fina.
R
CA
5.
NO ALGARVE OCIDENTAL
Entre Medo da Amoreira e Monte Clérigo
Neste troço, junto à foz da Ribeira de Aljezur, as acumulações de areias eólicas
consolidadas retomam importante expressão morfológica(21), cobrem cerca de 4km2 e
penetram aproximadamente 2km para sudoeste da linha de costa, no interflúvio e
vertentes esquerdos da Ribeira de Aljezur (fig.28). Entre a Ponta do Penduradouro
e o extremo setentrional da praia de Monte Clérigo.
Entre a Ponta do Penduradouro e o extremo setentrional da Praia de Monte
Clérigo, a arriba é quase exclusivamente talhada em arenito dunar (fig.29), que
se depositou em talude de encontro a um obstáculo. Este pode observar-se na
reentrância mais profunda da linha de costa, onde parte do talude foi destruído e
se
vê
o
arenito
dunar
a
fossilizar
uma
arriba
talhada
no
xisto,
arrasado
aproximadamente a 20m. Este talude ligava-se a uma cobertura de areias eólicas no
planalto
litoral
e
nas
vertentes,
onde
o
arenito
dunar
pode
adquirir
uma
espessura de 6m (vertente setentrional do vale da Ribeira de Monte Clérigo).
Nas reentrâncias da linha de costa, onde o arenito dunar é muito duro, C1,
pode observar-se a
(21)
estratificação, tabular planar e planar em cunha,
com feixes
Existem pequeníssimos retalhos no entalhe do Barranco do vale dos Homens, ao norte do
Medo da Amoreira (fig.28)
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Ana Ramos Pereira (1987) – Acumulações arenosas eólicas consolidadas do litoral do Alentejo e Algarve
ocidental. Linha de Acção de Geografia Física, Centro de Estudos Geográficos, 27: 113p.
76.
E
N
DU
R
CA
Fig.28 – Acumulações de areias eólicas junto à foz da Ribeira de
Alzejur e do Barranco de Monte Clérigo.
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Ana Ramos Pereira (1987) – Acumulações arenosas eólicas consolidadas do litoral do Alentejo e Algarve
ocidental. Linha de Acção de Geografia Física, Centro de Estudos Geográficos, 27: 113p.
77.
espessos,
cujas
lâminas
inclinam
predominantemente
para
sudoeste,
e,
menos
frequentemente, para ocidente. Por vezes, a parte superficial do arenito dunar
não tem qualquer estratificação e forma uma capa de areia eólica consolidada.
Ao sul dos cortes anteriores, já na vertente do vale da Ribeira de Monte
Clérigo, a abertura da estrada pôs a descoberto arenitos dunares com graus de
consolidação diferentes. O da base, C2, tem uma estratificação fina, com feixes
de espessura média, uma laminação inclinada para noroeste, sudeste e oeste, com
pequenas ondulações e, ainda, uma ondulação com um comprimento de onde de, pelo
menos,
13m
(fig.30).
anteriormente
Esta
referenciada.
ondulação
Parece
corta
não
ser
nitidamente
uma
estrutura
a
estratificação
autóctone;
poderá
resultar da deformação originada por um deslizamento de uma estrutura dunar
formada
na
parte
mais
alta
da
vertente.
O
arenito
dunar
com
estratificação
entrecruzada tem no topo uma capa de areias eólicas consolidadas, que contém
numerosas rizoconcreções e tem um grau de consolidação C1.
Na ponta do Penduradouro, o arenito está arrasado tem marmitas idênticas às
descritas anteriormente.
E
N
U
Na vertente setentrional do vale da Ribeira de Aljezur, a dominar a praia
da
Amoreira,
observa-se
uma
capa
de
areia
eólica
consolidada.
A
sucessão
D
R
CA
encontrada é a seguinte; da base para o topo (fig.31):
1 – xisto:
2 - depósito coluvio-eólico, não consolidado, mas coerente;
3 - capa de areia eólica consolidada, cuja espessura aumenta para a base da
vertente;
4 - depósito de vertente com matriz arenosa. Para oriente, este depósito
torna-se mais arenoso para o topo e nele desenvolveu-se um solo, cujo horizonte
A, de cor negra, contém, ainda, muitas raízes e pequenos troncos;
5 - retalho de uma duna consolidada, com um grau de consolidação que varia
entre C2 e C3, mais dura na parte superficial, amarela clara, de estratificação
entrecruzada fina, com lâminas que inclinam entre 14º e 30º
N 240º N 180º.
Domina
destruída
cerca
de
5m
a
praia
alta
e
foi
quase
completamente
pela
construção de um parque de estacionamento;
6 - areia eólica não consolidada.
Na praia baixa há, ainda, escolhos constituídos por arenito dunar, muito
duro, que foi e é, ainda, sujeito à erosão química e bioquímica, onde não se
reconhece qualquer estratificação. Pela posição que ocupa na praia, parece ligarse à capa de areias eólicas (3).
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78.
Fig.29 – Arriba entre a Praia da Amoreira (ao norte) e Monte Clérigo.
E
N
DU
R
CA
Fig.30 – O arenito dunar em Monte Clérigo.
Fig.31 – A arriba norte da Praia da Amoreira. A numeração é
a mesma utilizada na descrição do corte, no texto.
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79.
No Medo da Amoreira, interflúvio norte do vale da Ribeira de Aljezur, nos
corredores de deflação podem ver-se numerosas rizoconcreções e restos de troncos
calcificados.
É difícil relacionar as várias acumulações arenosas eólicas consolidadas.
Os graus de consolidação são variados e conduzem à individualização de três
conjuntos:
- o mais extenso, na margem sul do vale da Ribeira de Aljezur até ao extremo
setentrional da Praia de Monte Clérigo, e a capa de areia eólica ao norte da
ribeira;
- o segundo, menos compacto, poderá ser representado pelo retalho no vale da
Ribeira de Monte Clérigo e que domina a praia do mesmo nome;
- o último, menos coerente, é formado pelo pequeno retalho ao norte da foz da
Ribeira de Aljezur, e já quase completamente destruído.
A cobertura de areias eólicas não consolidadas penetra sensivelmente o
mesmo que as consolidadas, no vale da Ribeira de Aljezur. Mais espessas nas
vertentes setentrionais, onde formam taludes ao abrigo do obstáculo, cobrem o
sapal
que
se
morfológicas
desenvolve
da
na
superfície
planície
E
N
U
aluvial.
infradunar,
Aí,
puderam
D
R
CA
dadas
criar-se
as
características
as
típicas
formas
dunares. Para além de raras dunas parabólicas, dominam as dunas longitudinais,
com uma orientação que varia entre N-S e NNW-SSE. Também em Medo da Amoreira, no
planalto, e pelas mesmas razões, forma-se um campo dunar, onde predominam as
dunas longitudinais, com idêntica orientação.
Vale a pena salientar a extensão e posição das acumulações arenosas eólicas
consolidadas
ou
não:
desenvolvem-se
de
noroeste
para
sudeste.
Este
troço
vestibular da Ribeira de Aljezur tem uma orientação NW-SE, está, por isso, aberto
aos ventos de noroeste. Sendo estes os dominantes, a acumulação na vertente
esquerda ter-se-ia feito de encontro a um obstáculo, neste caso a vertente do
vale. É possível que na vertente abrigada e mesmo a planície aluvial subsistam
restos
daquelas
acumulações
consolidadas,
encobertas
pelo
campo
dunar
não
consolidado ou terem sido destruídos pelo curso de água. A capa de areia eólica,
ainda conservada na vertente norte, poderá corresponder à área onde o balanço
deflação/acumulação era positivo, à semelhança do que se observou ao norte de
Vila Nova de Milfontes, e também das acumulações arenosas não consolidadas, mais
espessas em Espartal do que em Medo da Amoreira (fig.28).
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80.
Na Bordeira - Carrapateira e em Murração
Na Praia da Bordeira – Carrapateira (fig.32) o arenito dunar fossiliza a
arriba (M. FEIO, 1951, p.113), onde pode atingir 2m de espessura e aflora na
praia alta, onde fossiliza um pequeno escolho constituído por margas vermelhas do
Jurássico inferior.
E
N
DU
R
CA
Fig.32
–
Acumulações de areias eólicas nas Praias
(Carrapateira) e Murração. Legenda na fig.11.
da
Bordeira
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81.
Os
feixes
têm
uma
inclinação
elevada,
já
prefigurada
na
superfície,
estrutural, nas rochas jurássicas (fig.33).
A Pedra do Cavaleiro, ilha situada 400m a ocidente da linha de costa, é
constituída por arenito dunar consolidado que, segundo M. FEIO (ob. cit.), faria
parte do mesmo conjunto que fossilizou a arriba e ficou testemunhado na praia.
Assim sendo, o campo dunar terá tido neste local pelo menos 400m de largura.
Na
Murração,
foi
descrito
por
M.
FEIO
(1943)
um
retalho
de
duna
consolidada, designado por Dornas, que fossiliza um depósito de vertente.
O arenito dunar cobre uma superfície reduzida, 150m2, forma um talude, cuja
superfície mergulha no mar (fig.34). Este arenito está a ser desmantelado pela
abrasão. Penetra apenas 100m para oriente da linha de costa, menos do que a areia
eólica não consolidada que penetra mais de 300m no baixo vale do Barranco da
Murração.
O talude de arenito dunar cobre um depósito coluvial e coluvio-eólico, e
todos eles fossilizam uma paleoarriba talhada nos xistos, atravessados por filões
(fig.34).
E
N
DU
R
CA
Fig.33 – O arenito dunar na praia e arriba da Bordeira – Carrapateira.
Fig.34 – Corte transversal na arriba de uma pequena enseada no extremo
norte da Praia da Murração. 1 – xisto na Formação de Quebradas;
2 – depósito coluvial; 3 – depósito coluvio-eólico; 4 – nível
enriquecido em calcário; 5 – arenito dunar consolidado, tabular,
onde só se reconhece a laminação na bancada superior.
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82.
O
arenito
dunar
tem
um
teor
em
CaCO3
de
39
±9%.
Estes
valores
são
apenas
ultrapassados na base do depósito coluvio-eólico, onde um nível endurecido tem
50% de carbonato de cálcio. Este enriquecimento deverá ser a consequência da
circulação da água rica em bicarbonato de cálcio, dissolvido das conchas das
areias suprajacentes, acima de um coluvião argiloso, relativamente impenetrável.
As areias eólicas, que estão consolidadas, têm Mz = 2,5 – 2,42Ø são muito
bem calibradas e têm uma assimetria muito positiva a positiva. Têm sensivelmente
as mesmas características das não consolidadas, apenas o teor em carbonato de
cálcio é, nestas últimas, mais baixo, 22%.
As areias eólicas não consolidadas formam um talude na arriba norte, onde
fossilizam um horizonte de areia acastanhada com numerosas conchas de mexilhão
(concheiro?) e, na praia alta, as areias eólicas esboçam dunas e, no baixo vale,
formam uma película pouca espessa.
Praias da Cordama e do Castelejo
Os arenitos dunares consolidados, ao sul da Murração, só reaparecem na
E
N
DU
Praia da Cordama, e, mais precisamente, na vertente noroeste do último barranco
da margem direita do Barranco dos Candieiros (fig.35). É uma cobertura pelicular
de areia consolidada, sobre um coluvião argiloso.
R
CA
O Barranco dos Candieiros, salvo na parte terminal, tem uma orientação S-N,
pelo que os ventos do quadrante norte podem facilmente ser canalizados ao longo
dele. Talvez este facto explique a existência, a cerca de 800m da foz, na margem
esquerda do vale, de um retalho de arenito dunar que na base contamina um
coluvião, cuja parte superficial está endurecida por um cimento calcário.
A areia eólica não consolidada não penetra para o interior, mesmo na praia
alta as pequenas dunas estão apenas esboçadas. Se penetravam pelo baixo vale do
Barranco dos Candieiros, foram entretanto destruídas por um aterro.
Na
Cordama,
o
arenito
dunar
tem
55
±2%
de
CaCO3
e
3%
da
fracção
silto-argilosa. As areias são bem calibradas (σ = 0,35), a moda é de 2,5Ø, e tem
uma distribuição muito positiva e KG = 2,15. Comparativamente às areias da Praia
de Cordama (praia baixa, média e alta), o teor de carbonato de cálcio é nestas
sempre mais baixo, 40 ±7%, a fracção silto-argilosa é obviamente inexistente, as
areias são bem a muito bem calibradas, a classe modal é mais grosseira do que a
das areias eólicas (1,5Ø), como seria previsível, e a distribuição pode ser mais
ou menos simétrica a muito positiva. A curtose gráfica varia entre 0,34 e 2,32.
Na margem direita do Barranco A. de Marinho e na Praia do Castelejo, o
arenito dunar cobre, de novo, uma extensão considerável, 0,12km2. Ocorre apenas na
vertente
norte, da
arriba até 600m da
praia.
A Laje do Castelejo é igualmente
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83.
E
N
DU
R
CA
Fig.35 – Acumulações arenosas eólicas nas Praias da Cordama e Castelejo.
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84.
constituída
por
arenito
dunar
consolidado.
Este
cobre
formações
de
natureza
variada: depósitos de praia, depósito aluvio-coluvial e coluvial. Junto ao parque
de estacionamento da Praia do Castelejo, os depósitos mostram uma sucessão de
episódios coluvio-eólicos que terminam numa fase de intensa mobilização eólica. A
oriente daquele parque, o coluvião arenoso, aí quase exclusivamente constituído
por areia vermelha, foi ocupado por homens pré-históricos, há cerca de 7 000 anos
(DEVEREAUX, s/data; datação
14
C de carvão: 7 450 ±90 BP), testemunhado por um
concheiro. Escavações em curso, revelam que
no concheiro existem pedaços de
arenito dunar (C. TAVARES DA SILVA, informação oral). Parece, por isso, que
embora a ocupação ocorra nas areias em que o arenito assenta, este é anterior à
ocupação pré-histórica, e já teria sido desmantelado junto ao fundo de vale.
Toda a vertente norte tem uma cobertura, em regra pelicular, de areia
eólica não consolidada.
Na Laje do Castelejo, lado ocidental, desenvolveu-se um modelado de erosão
química e bioquímica, na faixa entremarés, idêntico ao referido entre a Pedra do
Patacho e a Pedra da Foz, junto a Vila Nova de Milfontes (M. C. GODARD, 1969).
E
N
DU
O arenito dunar tem 56 ±1% de carbonato de cálcio, contra 22% nas areias
eólicas não consolidadas, e 25 ±4% nos depósitos coluvio-eólicos subjacentes. No
arenito dunar, o teor em silt e argila (< a 60μ) é muito elevado para um depósito
eólico,
23
±7%
coluvio-eólicos
R
CA
(1%
nas
não
é
areias
de
eólicas
estranhar,
o
não
consolidadas);
mesmo
não
sucede
se
nos
nos
depósitos
exclusivamente
eólicos. Estes, com a estrutura dunar típica, podem ter sido contaminados por um
episódio coluvial pouco importante, contemporâneo da fase de mobilização eólica,
ou a contaminação poderá ter sido posterior, a argila pode ter vindo a preencher
os espaços intergrãos eólicos, trazida pela percolação das águas enriquecidas nos
depósitos subjacentes. Na vertente, o teor em argila aumenta para montante, à
medida que o índice de calibragem diminui (σ = 0,45 para σ = 0,72).
A areia (27%, no nível inferior, a 62% no arenito dunar contra 77% nas
areias não consolidadas) é bem calibrada no arenito dunar e muito bem calibrada
nas areias não consolidadas (σ varia entre 0,42 e 0,45, salvo a montante; contra
0,28
nas
areias
não
consolidadas).
A
classe
modal
é
de
2,5Ø
(0,177mm)
nos
primeiros e 2Ø nas segundas. A distribuição é simétrica a positiva em ambas, e a
curtose
gráfica
é
superior
a
1
nas
primeiras
e
superior
a
4
na
areia
não
consolidada. Nesta a M35 é quase exclusivamente constituída por conchas, que não
foi possível identificar no arenito consolidado.
No
arenito
dunar,
as
areias
pertencem
a
duas
populações
distintas:
a
dominante, cerca de 60%, é constituída por grãos lavados, com dominância de
rolados, foscos e outra, com grãos de idêntico grau de rolamento e de ausência de
brilho, mas com cáries de corrosão e marcas de choque, para além de um véu de
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85.
sílica. Diferem das areias eólicas não consolidadas por nestas dominarem os grãos
angulosos e sub-angulosos de quartzo hialino, por vezes com fractura recente a
par de grãos rolados a muito rolados, menos frequentes (20%).
A morfoscopia das areias eólicas consolidadas ou não, sugere dominância de
diferentes fontes de alimentação, sendo a das não consolidadas a areia de praia
actual, de elevada energia, responsável pela fragmentação de grande parte dos
grãos.
Existe ainda um pequeno retalho de arenito dunar na vertente norte do vale
do Barranco do Trigo (fig.35), que desagua no extremo meridional da Praia do
Castelejo. Só pode ser o que resta de um talude elaborado ao abrigo do obstáculo,
pois este troço do vale está completamente fechado.
Entre a Praia do Castelejo e o Barranco das Quebradas, somente na Ponta
Ruiva existem restos de uma cobertura de arenito dunar, com exposição a sul.
Cobrem um coluvião correlativo da evolução sub-aérea da arriba, também ele já
contaminado
pelas
areias
eólicas.
Da
cobertura
de
arenito
dunar
pouco
mais
subsiste do que uma película e um emaranhado de rizoconcreções.
E
N
DU
No arenito dunar, o teor em CACO3 é de 52 ±10%, mais elevado ao longo das
rizoconcreções, 62%, provavelmente em consequência da circulação preferencial das
águas.
R
CA
As areias têm um MZ entre 2Ø e 2,3Ø (0,250mm e 0,177mm); são bem a muito bem
calibradas, as modas situam-se em 2Ø e 2,3Ø; têm uma distribuição mais ou menos
simétrica a positiva e KG = 0,93 a 1,12.
Os vales do Barranco das Quebradas bem como o que lhes fica imediatamente
ao sul têm as vertentes fossilizadas por arenito dunar consolidado, cobertura que
se estende até à arriba. A extensão da cobertura eólica consolidada é sempre
maior na vertente setentrional. O retalho que, a montante, fossiliza a vertente
esquerda deste barranco situa-se no enfiamento de pequenos abarrancamentos na
vertente oposta, abertos a ventos de oeste e noroeste (fig.36).
O arenito dunar assenta em areias de praia ou directamente no substrato
secundário. Junto à arriba fossiliza um horizonte arqueológico com carvões, já
quase completamente destruído (informação facultada pelo Prof. FERREIRA SOARES).
Possui 50% de carbonato de cálcio. As areias têm um MZ = 1,98Ø (entre
0,350mm e 0,250mm), a classe modal é de 2,5Ø (0,177mm). A areia é bem calibrada,
mais ou menos simétrica (SK1 = -0,05) e a curtose gráfica 0,93.
O
arenito
dunar
colmatou
entalhado pela rede hidrográfica.
os
pequenos
barrancos
e
já
foi
entretanto
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86.
E
N
DU
Fig.36 – Acumulações arenosas eólicas
junto à Praia do Telheiro.
R
CA
Fig.37 – Retalhos do talude
arenoso eólico da
baía
de
Armação
Nova.
Fig.38 – Acumulações arenosas na plataforma do
Cabo
de
S.
Vicente.
Estão
localizadas as fig.36 e 37.
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87.
Baía de Armação Nova e Praia das Poças
Na baía de Armação Nova, ao norte do Cabo de S. Vicente (fig.37 e 38) há
dois
pequenos
retalhos
de
arenito
dunar
adoçados
à
arriba
setentrional
da
enseada. São o que resta de um talude cuja superfície, com 12% de declive,
mergulha no mar e está a ser desmantelado pela abrasão e evolução sub-aérea da
parte superior da arriba (fig.37). Aqueles retalhos são inacessíveis.
Na Praia das Poças (fig.1), as arribas, talhadas em calcário jurássico, que
delimitam
a
praia,
são
fossilizadas
por
taludes
de
arenito
dunar
cujas
superfícies têm um declive de 28º e 26º, respectivamente, a ocidente e a oriente
da praia (fig.39).
O talude ocidental cobre um depósito correlativo da evolução da arriba (G.
ZBYSZEWSKI,
1940),
constituído
por
enormes
blocos
de
calcário,
sem
qualquer
desgaste. Segundo este autor, o talude ter-se-á constituído a expensas de areias
provenientes da plataforma de Sagres ou, pelo menos de areias que circulavam
sobre ela, impelidas por ventos do quadrante norte. Não é fácil medir inclinações
das lâminas neste talude, dado o seu carácter maciço e a erosão química
bioquímica
a
que
foi
sujeito.
As
E
N
DU
medições
efectuadas
revelaram
lâminas
e
com
inclinações entre 26º e 30º para S, e mais raramente para E. Estas fortes
inclinações, próximas do ângulo de repouso das areias, sugerem que o talude se
R
CA
elaborou ao abrigo do obstáculo. Na parte superior, onde o talude encosta à
antiga arriba, as lâminas têm menor inclinação, entre 10º e 16º, e mergulham para
N. Tratar-se-á apenas de um feixe, sem significado geral, ou teremos o que resta
de uma duna criada por ventos do quadrante sul, como ainda hoje se pode observar
em Salir, na Estremadura? Com os dados disponíveis não é possível optar por
qualquer das hipóteses, mas no caso da segunda é necessário fazer intervir um
sistema de ventos dominantes, ou pelo menos eficazes, diferentes do resto da
costa ocidental. Estas incertezas são extensíveis à génese do talude de Armação
Nova.
Fig.39 – Taludes arenosos nas arribas da Praia das Poças.
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88.
O talude ocidental da Praia das Poças, exposto ao sul, tem um modelado de
erosão química e bioquímica, com marmitas litorais em escadaria. Estas ocorrem na
faixa entremarés (andar mesolitoral), onde as paredes das marmitas têm a agudeza
típica
dos
lapiás
marinhos,
e
no
andar
supralitoral,
até
5m
(2m
acima
das
preiasmar vivas), onde os bordos das marmitas são arredondados e as paredes estão
bastante erodidas. Ao contrário das mais baixas, estas marmitas não têm qualquer
ocupação animal ou vegetal. São herança de uma posição mais alta do nível do mar,
talvez no flandriano.
R
CA
E
N
DU
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89.
II.
DIFERENCIAÇÃO DAS ACUMULAÇÕES ARENOSAS EÓLICAS ENTRE SINES E SAGRES
1.
CONDIÇÕES DE FORMAÇÃO E PRESERVAÇÂO
E
N
DU
R
CA
Os testemunhos de acumulação eólica consolidadas encontram-se, como vimos,
em toda a costa ocidental ao sul de Sines e apenas na praia das Poças, na costa
meridional. A diferente extensão que ocupam naqueles dois litorais poderá ser
consequência
da
dominantes.
diferente
posição
daqueles
face
à
orientação
dos
ventos
A orientação dos ventos dominantes, determinada a partir do valor e sentido
da inclinação das lâminas de areia, varia entre N e SW (N5º a N255º, em sentido
directo), tendo sido mais frequentes os de N, NW e WNW. O litoral meridional terá
ficado quase sempre em posição de abrigo, excepção feita ao seu extremo ocidental
e também a ventos de W e SW. Ventos com esta orientação poderão ser, em parte,
responsáveis por algumas lâminas arenosas de arenito dunar da praia das Poças
(Sagres) e da baía de Armação Nova (fig.40).
Tendo como objectivo a determinação da velocidade dos paleoventos geradores
destas acumulações, calculou-se o limiar repouso-movimento (ou limiar de entrada
em movimento) dos grãos de areia. Utilizou-se inicialmente a fórmula proposta por
R.A.BAGNOLD
e
referida
na
p.
9.
O
valor
d
(dimensão
média
do
grão)
foi
determinante de acordo com R.L.FOLK (1968), designado por M Z . Como os restantes
valores são constantes, d é determinante no valor daquele limiar. Na fracção
detrítica não carbonatada, d está compreendido entre 0,67mm e 0,14mm. Os valores
de d mais elevados ocorrem na fracção detrítica do arenito da base do campo dunar
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ocidental. Linha de Acção de Geografia Física, Centro de Estudos Geográficos, 27: 113p.
90.
E
N
DU
R
CA
Fig.40 – Rumo dos paleoventos geradores de acumulações arenosas. Diferenciação
das acumulações arenosas eólicas no litoral do Alentejo e Algarve
ocidental.
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91.
do Forte de Porto Covo – Zibreirinha - Malhão e no vale da Ribeirinha de Seixe (d
entre 0,67mm e 0,22mm). Para sul, a dimensão média dos grãos de areia é menor. No
primeiro caso, esta diferença deve ser consequência da proximidade da fonte de
alimentação (as areias da praia subjacentes) e também de qual a parte do campo
dunar
que
chegou
até
nós.
Ao
norte
de
Vila
Nova
de
Milfontes
ainda
está
preservada uma grande parte do campo dunar, enquanto nas restantes acumulações só
subsiste o extremo sotavento, em posição limite da mobilização e deposição da
carga do fluxo eólico, onde devia chegar apenas a carga mais fina. No segundo
caso, vale da Ribeira de Seixe, como se disse, a areia eólica foi contaminada por
areia proveniente dos “ arenitos plio-plistocénicos” do planalto litoral.
A determinação de V∗
t
forneceu dados curiosos. O valor da velocidade de
estrada em movimento de grãos com MZ compreendido entre os valores mencionados
está entre 5km/h e 2km/h. Valores tão baixos podem ocorrer todos os dias. Como a
fórmula proposta por R. A. BAGNOLD não entra em linha de contra com a humidade
relativa, refizeram-se os cálculos, utilizando a fórmula apresentada na p.10,
para um valor de 80% de humidade relativa (valor médio frequente nos nossos
E
N
DU
litorais). VC* fica então compreendido entre 13km/h e 6km/h. Qualquer das fórmulas
utilizadas foi elaborada para grãos esféricos, cujo aerodinamismo é grande. Os
grãos eólicos, apesar de provirem fundamentalmente de antigas praias, não são
R
CA
esféricos, alguns são mesmo angulosos ou subangulosos, como revelou a sua análise
morfoscópica. Esta característica (grau de rolamento) dos grãos, deve também ser
considerada,
embora
seja
difícil
de
contabilizar
e
não
tenha
sido
satisfatoriamente contemplada em nenhuma das numerosas fórmulas propostas para a
determinação da velocidade limiar repouso-movimento (B. B. WILLETS et al, 1982 e
B. B. WILLETS, 1983). Os valores V∗
sido
necessários
ventos
t
fortes
e VC* calculados sugerem, contudo, não terem
para
mobilizar
as
areias
eólicas,
hoje
consolidadas, do litoral do Alentejo e Algarve ocidental.
Um outro factor interveniente neste processo é a vegetação, que contribui
também para a fixação das areias, fazendo aumentar aquela velocidade limiar.
Contudo, as informações recolhidas, relativas à colonização vegetal dos campos
dunares, são insuficientes, por aqueles terem sido parcialmente arrasados ou por
os cortes serem poucos esclarecedores. Apesar disso, no campo dunar do Forte de
Porto Covo – Zibreirinha - Malhão
foi possível reconhecer localmente grande
densidade de rizoconcreções, nomeadamente entre as Angras da Barrela e da Vaca, e
também espessos feixes arenosos onde os vestígios daquela colonização vegetal
está ausente. Estes dados
sugerem fases alternadas de mobilização e acalmia
eólica; nas primeiras devia ocorrer migrações das areias para o quadrante leste,
e
nas
segundas
a
colonização
vegetal,
que
contribuiu
estabilização do campo dunar e o processo de carbonatação.
certamente
para
a
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92.
Vejamos
primeiramente
os
factores
intervenientes
na
preservação
dos
arenitos dunares que fornecem igualmente informação sobre formações e evolução
dos campos dunares.
As condições de prevenção dos arenitos dunares poderão ter sido diversas
nos
dois
litorais,
consequência
da
morfologia
da
plataforma
continental,
em
especial do seu declive (A. RAMOS PEREIRA e E. BORGES CORREIA, 1985a, p.42-50) e
do desigual levantamento do continente, traduzido por altitudes cada vez mais
elevadas, para sul, do planalto litoral alentejano e do Algarve setentrional
(M.FEIO, 1951).
Os testemunhos de acumulações arenosas eólicas ocorrem em áreas onde a
plataforma continental portuguesa tem declive mais acentuado e é, portanto, mais
estreita (ou pelo menos a curva batimétrica de -100m se aproxima mais da linha de
costa, fig.41). Como se disse, aquelas acumulações relacionam-se com níveis do
mar
abaixo
planícies
do
actual
litorais
(por
razões
arenosas,
hoje
eustáticas
submersas.
ou
A
tectónicas)
mobilização
quando
eólica
existiam
das
áreas
médias e finas daquelas planícies deve ter criado campos dunares junto á linha de
E
N
DU
costa de então, onde deveriam existir condições ambientais específicas, como
ainda hoje sucede, que se podem traduzir, segundo H. NONN (1974. p.14), por
“aridez, devida ao vento, por vezes forte, pois as superfícies unidas dos oceanos
R
CA
e dos mares travam-no pouco e pelo facto dos nevoeiros salgados reduzirem a
vegetação continental”. As dunas então criadas migraram para oriente, na planície
litoral relativamente estreita, atingiram a paleoarriba, onde formaram taludes,
penetraram no planalto litoral, quando este não ultrapassa altitudes superiores a
60m (cotas actuais) e cobriram as vertentes abrigadas de norte. Esta migração das
areias coloca-as em posição mais alta, relativamente à planície arenosa, e ao
abrigo
da
abrasão
(após
posterior
subida
do
nível
do
mar),
em
condições
favoráveis à sua conservação e consolidação. Na plataforma continental algarvia,
para oriente do meridiano de Sagres, relativamente menos declivosa, uma idêntica
subida do mar conduz a uma progressão maior da linha de costa e à submersão de
parte dos campos dunares, cujo velocidade de migração, sendo idêntica à dos
campos
dunares
da
planície
ocidental,
são
mais
tardiamente
atingiria
a
paleoarriba ou a antiga linha de costa. Por outro lado, os paleoventos parecem
ter sido predominantemente de norte e noroeste; nessas condições, o
litoral
algarvio
sucede,
meridional
situa-se
em
posição
de
abrigo,
como
ainda
hoje
excepção feita ao extremo ocidental.
Também existem diferenças na extensão da cobertura de areias eólicas no
litoral ocidental entre Sines e Cabo de S. Vicente. Somente ao norte do vale da
Ribeira de Seixe se encontram vestígios de um campo dunar, hoje parcialmente
submerso, que cobria parte (?) da plataforma continental actual e fossilizava a
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ocidental. Linha de Acção de Geografia Física, Centro de Estudos Geográficos, 27: 113p.
93.
E
N
DU
R
CA
Fig.41 – A plataforma continental portuguesa ao sul do canhão da Nazaré.
Adaptado de J. R. VARNEY e D. MOUGENOT, 1981 (em A. RAMOS PEREIRA
e E. BORGES CORREIA, 1985a).
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94.
paleoarriba, onde as areias formaram um talude, progrediram para o interior,
cobrindo uma faixa do planalto litoral. Esta faixa é hoje mais larga em Malhão
(2,3km),
ao
norte
de
Vila
Nova
de
Milfontes,
estreitando-se
para
sul,
até
desaparecer na foz daquela ribeira. Entre a Praia da Amoreira e de Monte Clérigo
(Ponta de Pendoradouro, ao sul da Praia de Odesseixe), é possível que existam
retalhos de arenito dunar, sob o campo dunar não consolidado. Para sul, só
existem taludes de encontro e ao abrigo do obstáculo, cobrindo sempre áreas
relativamente reduzidas.
Esta diferente extensão e posição topográfica dos arenitos dunares coincide
com variação de altitude do planalto litoral e, consequentemente, do comando da
vertente costeira. A altitude do planalto aumenta para sul, de 10-20m junto a
Porto Covo até mais de 100m junto à Praia do Castelejo, diminuindo depois até 6040m junto ao Cabo de S. Vicente. A elevação progressiva do planalto litoral para
sul fez com que a arriba funciona-se como uma barreira à progressão do fluxo de
ar carregado de areia, que não foi capaz de transpor altitudes superiores a 60m
(cotas actuais).
E
N
DU
Os diferentes retalhos de arenito dunar, conservados nos barrancos que
acidentam a vertente setentrional do vale da Ribeira de Seixe, são os vestígios
mais orientais (3km para leste da linha da costa), na metade sul deste litoral. A
R
CA
posição deste arenito constitui uma excepção, que poderá em parte ser explicada
pela
proveniência
das
areias
que
constituem
este
arenito
dunar.
A
análise
morfoscópica dos grãos do quartzo revelou que apenas uma parte deles deve provir
da antiga praia contemporânea, pois o resto vinha da fracção fina das “areias
plio-plistocénicas” que cobrem o planalto litoral (60-80m). Da mesma maneira, as
areias da plataforma do Cabo de S. Vicente poderão ter alimentado os taludes da
baía de Armação Nova e da Praia das Poças.
Para sul do vale da Ribeira de Seixe, os arenitos dunares só ocorrem no
extremo vestibular dos vales, onde fossilizam a vertente norte, ou nela têm maior
extensão.
Os
arenitos
dunares
do
vale
da
Ribeira
de
Aljezur
constituem
uma
excepção: subsistem ao longo da vertente sul. Este facto deve-se à orientação NWSE do vale, no sector vestibular, quando a dos demais é W-E. A acumulação arenosa
devia ser originalmente maior de encontro à vertente meridional por o vale estar
aberto aos ventos ao quadrante norte.
Pode dizer-se que a posição e a penetração no planalto litoral dos arenitos
dunares dependem da altitude do planalto litoral, tectonicamente mais levantado
para
sul,
e
consequentemente
do
comando
da
vertente
costeira.
Outras
características geomorfológicas locais, fontes de alimentação e orientação dos
entalhes, introduzem algumas variações. Do que ficou dito não se deve inferir que
a largura original do campo dunar tenha sido necessariamente menor para sul.
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95.
Aliás, ao largo da Carrapateira, 400m a ocidente da linha de costa, há um ilhéu
constituído por arenito dunar (M. FEIO, 1949, p.55), e outros vestígios poderão
existir imersos, apesar dos trabalhos até agora efectuados só terem permitido
identificar beach-rock (arenito da praia) (I. MOITA e A. GALOPIM DE CARVALHO,
1986).
É natural que os taludes arenosos que fossilizavam paleoarribas, fossem
quase contínuos neste litoral e terem sido destruídos pela abrasão, quer pelo seu
ataque
directo
quer
pelo
ataque
às
formações
subjacentes,
mais
brandas,
especialmente os “arenitos plio-plistocénicos”. O recuo da arriba deve ser o
principal responsável pelo seu desaparecimento nalguns locais. A neotectónica,
que afectou pelo menos os arenitos mais antigos, facilitando a erosão, poderá
também ter contribuído para o seu desmantelamento.
Os vestígios de neotectónica posterior ao campo dunar consolidado mais
antigo são, como se referiu, a deformação da plataforma de abrasão em arenito
dunar ao norte de Vila Nova de Milfontes (Furada do Norte), a altitudes de 20-30m
e 40-50m, respectivamente ao norte e ao sul do Corgo de Aivados, que se encontra
E
N
DU
a cerca de 60m em Cabeça Gorda, 40-50m ao norte da foz da Ribeira de Seixe e
entre 20-40m na Ponta de Penduradouro (Aljezur). Estes retalhos de arenito dunar
arrasado têm um modelado superficial de bioerosão, típico da faixa entremarés,
R
CA
com marmitas litorais, já em fase de degradação por efeito da deflação, e restos
de gastrópodes e lamelibrânquios, ao norte de Vila Nova de Milfontes, razões que
levaram a ser considerados restos de uma antiga plataforma de abrasão.
A diferenciação já referida, ao norte e sul da Ribeira de Seixe, traduz-se
também
no
enquadramento
sedimentar
do
arenito
dunar.
Ao
norte
assenta
directamente no substrato, nos “arenitos plio-plistocénicos”, incluindo nestes o
depósito de calhaus mal rolados, da região de Odesseixe (M.FEIO, 1951). Ao sul,
assentam em depósitos de vertente, salvo no Castelejo, onde cobrem igualmente um
depósito de praia, e no Algarve, onde fossilizam arribas talhadas em calcários
jurássicos; são muitas vezes cobertos pelo campo dunar não consolidado.
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96.
2.
AS FASES DE MOBILIZAÇÃO EÓLICA RECONHECIDAS E AS PRIMEIRAS DÚVIDAS
A primeira fase de mobilização eólica reconhecida está testemunhada de
Porto Covo a Monte Clérigo (Aljezur) e foi originada por ventos inicialmente de
N, rondando para noroeste e, finalmente, para W (fig.40).
Os retalhos de arenito dunar originados nesta fase individualizam-se por:
- terem, de um modo geral, maior grau de consolidação e, consequentemente,
maior teor em carbonato de cálcio.
- terem sido parcialmente sujeitos à abrasão, patenteada pelo modelado de
bioerosão em rochas carbonatadas, tipo da faixa entremarés, e localmente ainda
conter
restos
de
gastrópodes
e
lamelibrânqueos
de
água
salgada,
de
pequena
profundidade. Apenas em Almograve (de Foz dos Ouriços ao Cabo Sardão) não foi
possível
verificar
se
o
arenito
dunar
está
parcialmente
arrasado,
devido
à
cobertura eólica não consolidada. A semelhança com os arenitos anteriormente
referidos reside no grau de consolidação e de carsificação.
- terem sido deformados. Não foi reconhecida nenhuma falha no arenito dunar,
mas
observa-se
claramente
E
N
DU
a
deformação
da
plataforma
de
abrasão
nele
desenvolvida, quer longitudinal quer transversalmente.
R
CA
Atribuem-se à segunda fase de mobilização eólica os retalhos de arenito
dunar das arribas de Aivados - Malhão, das Pedras do Patacho e da Foz, ao norte
do Rio Mira, do vale da Ribeira de Seixe, e os demais ao sul da Praia da Bordeira
-
Carrapateira. Distinguem-se dos anteriores por:
-
serem,
de
modo
geral,
menos
coerentes,
terem
grau
de
consolidação
intermédio, embora a película superficial possa ser igualmente dura.
-
neles
deposição,
podem
reconstituir-se
taludes
arenosos
ao
aproximadamente
abrir
do
vento
o
modelado
dominam-te,
original
de
soprava
do
que
quadrante norte, apesar de na fase final desta mobilização eólica ter também
soprado de W e, mais raramente SW. Nas Praias de Aivados – Malhão subsiste o
flanco sotavento das dunas.
- não apresentam carsificação, salvo nas Pedras do Patacho e da Foz e na Laje
do Castelejo, onde existe um lapiás e uma plateforme à vasques, e, ainda, no
talude
da
Praia
das
Poças.
Neste
existem
marmitas
litorais
de
bioerosão,
dispostas em escadaria, na faixa entremarés e alcandoradas cerca de 2m acima do
nível
do
mar
nas
marés-cheias
vivas.
Estas
últimas
estão
já
em
fase
de
destruição.
Subsistem,
contudo,
muitas
dúvidas
quanto
à
contemporaneidade
destes
retalhos de arenito dunar. O enquadramento sedimentar do arenito é variado. No
vale da Ribeira de Seixe, na Murração e no Castelejo, o arenito dunar cobre um
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97.
depósito coluvio-eólico e, nestes dois últimos locais, está coberto por areia
eólica não consolidada. Nas arribas de Aivados – Malhão, no Castelejo e na Praia
do Telheiro fossiliza depósitos de praia. A análise textual realizada não trouxe
indicações complementares: as areias têm diâmetro médio compreendido entre 2,5Φ
(0,177mm) e 2Φ (0,250mm), valores entre os quais se situa a classe modal, que
pode conter 76% a 53% das areias; estas são sempre bem a muito bem calibradas
(entre 0,20 e 0,50).
A pequena dimensão e posição, na praia-alta, do retalho de arenito na Praia
da
Bordeira
tornam
impossível
saber
se
foi
ou
não
originado
nesta
fase
de
mobilização eólica.
Os núcleos rochosos salientes na plataforma de abrasão no arenito dunar
mais antigo, ao norte do Rio Mira, em forma de crescente ou alongados na direcção
NW-SE, serão núcleos mais resistentes do primeiro campo dunar consolidado ou
serão dunas parabólicas e longitudinais, criadas por ventos de NW, nesta segunda
fase de mobilização eólica? Com os dados disponíveis apenas se podem colocar
hipóteses.
E
N
DU
A terceira fase de mobilização eólica terá sido responsável pela formação
dos campos dunares não consolidados. Esta afirmação não levanta problemas se
R
CA
atendermos apenas à área de entre Porto Covo e o Rio Mira, onde coexistem
testemunhos das três fases. Se considerarmos a plataforma do Cabo de S. Vicente,
verificamos que também ela está parcialmente coberta por dunas não consolidadas.
A ausência de consolidação não implica necessariamente que as areias tenham sido
mobilizadas em fases diferentes das que estão consolidadas, basta apenas que, na
fonte de alimentação, o teor em conchas fosse diferente. Com efeito, no caso
referido, as dunas elaboram-se fundamentalmente a expensas das areias da praia
levantada da plataforma do Cabo. Nestas pode ter havido destruição prévia das
conchas,
com
exportação
do
bicarbonato
de
cálcio
e,
só
posteriormente,
mobilização eólica. Se aceitarmos esta hipótese, outra se coloca: porque razão os
taludes arenosos de Armação Nova e da Praia das Poças, que se terão formado, pelo
menos em parte, a expensas das mesmas areias, estão consolidadas? Uma explicação
possível poderá ser a de areia destes taludes ter sido contaminada por fragmentos
de conchas, trazidas por ventos do quadrante W. Não se pode, portanto, decidir em
qual das fases de mobilização foi formado aquele campo dunar.
A ausência de consolidação não é, portanto, um critério decisivo. Como foi
referido no capítulo I, são muitos os factores intervenientes no processo da
carbonatação,
alguns
deles,
tornando
Assenha
difícil
e
a
comparação
Carrapateira,
consolidação nos feixes basais.
é
entre
possível
vários
campos
encontrar
um
dunares.
Em
esboço
de
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Subsistem, ainda,
muitas dúvidas, para além
de se poder afirmar terem
existido três fases de mobilização eólica, bem representada entre Porto Covo e o
Rio Mira.
Existem poucos dados que permitam propor, com alguma segurança, idades e
estas
três
frases
de
mobilização
eólica.
Dispõe-se
apenas
de
uma
datação,
efectuada em turfa, cujo enquadramento relativamente aos dois arenitos não é
clara. Por outro lado, a conservação do modelado em plateforme à vaques, na
plataforma de abrasão de Furada do Norte – Angra da Barrela não parece indicar
tratar-se de uma forma muita antiga, dado que apenas foi degradada pela deflação.
Não deverá contudo ser uma plataforma recente, pois os vários retalhos que ainda
hoje a testemunham estão deformados. Nestas condições e atendendo à sucessão
encontrada
(Esquema
IV,
p.68)
apenas
se
poderão
sugerir
idade
plistocénica
(talvez médio e superior) para as duas primeiras fases de mobilização eólica e
holocénica
para
a
terceira.
A
ocupação
humana
pré-histórica
fornece
algumas
informações complementares: nas formações subjacentes ao arenito dunar em Forte
de Porto Covo foram encontradas indústrias líticas do Paleolítico inferior, do
E
N
DU
Abevilense ao Acheulense superior (C. TAVARES DA SILVA e J. SOARES, 1981); o
campo dunar não consolidado é posterior à ocupação humana mirense (8º. – 9º.
milénio BC), em Malheirões do Alegre ao norte do Cabo Sardão.
R
CA
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ocidental. Linha de Acção de Geografia Física, Centro de Estudos Geográficos, 27: 113p.
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Ana Ramos Pereira (1987) – Acumulações arenosas eólicas consolidadas do litoral do Alentejo e Algarve
ocidental. Linha de Acção de Geografia Física, Centro de Estudos Geográficos, 27: 113p.
106.
R
CA
E
N
DU
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Ana Ramos Pereira (1987) – Acumulações arenosas eólicas consolidadas do litoral do Alentejo e Algarve
ocidental. Linha de Acção de Geografia Física, Centro de Estudos Geográficos, 27: 113p.
107.
ÍNDICE DE FIGURAS
1 -
O
litoral
considerado.
Relação
entre
Pág.
as
praias
e
as
acumulações
arenosas não consolidadas.............................................
2 -
O efeito do crescimento da vegetação numa acumulação arenosa eólica
(Extraído de H.-E.REINECK e I.B.SING, 1973, p.196)....................
3 -
4
11
Efeitos de obstáculos (a sombreado) à progressão do fluxo carregado de
areias,
função
do
grau
de
permeabilidade
do
obstáculo
(a
e
c),
abundância de areia (b e e) e morfologia (declive) infradunar (f e g)
(a, b, g e h foram extraídos de V. P. ZENKOWICH, 1967)................
4 -
Modificações na direcção e orientação do vento como consequência da
interposição
de
obstáculos
(Praia
do
Zavial,
Algarve
ocidental
–
litoral sul)..........................................................
5 -
E
N
DU
R
CA
17
Diferentes arranjos dos elementos constituintes numa estratificação
entrecruzada (Adaptado de E. D. McKEE, 1979 e J. R. L. ALLEN, 1984)...
7 -
12
Elementos que compõem a estratificação entrecruzada (J. R. L. ALLEN,
1984, p.347)..........................................................
6 -
11
17
Alguns exemplos de estruturas deformacionais. A – arqueamento, B –
dobra, C – em chama, D – dobras assimétricas de ângulo elevado, E –
brechoide, F - rotacional (Extraído de E. D. McKEE e J. J. BIGARELLA,
1979a, p.113).........................................................
8 -
18
Localização das acumulações arenosas eólicas consolidadas nos litorais
do Alentejo e Algarve Ocidental (Extraído de A. RAMOS PERERIRA e E.
BORGES CORREIA, 1985a)................................................
9 -
Condicionamento da morfologia infradunar na diferenciação da forma das
acumulações arenosas eólicas (Adaptado de A. RAMOS PERERIRA, 1985a)...
10 -
34
35
Localização dos mapas de pormenor (legenda na fig.8). A – fig.11; B –
fig.24; C – fig.25; D – fig.27; E – fig.28; F – fig.32; G – fig.34; H
– fig.36..............................................................
11 -
38
Extensão dos campos dunares consolidado e não consolidado e o modelado
no arenito dunar. Estão assinalados os pontos de referência utilizados
no texto e localizados os cortes da fig.12............................
42
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Ana Ramos Pereira (1987) – Acumulações arenosas eólicas consolidadas do litoral do Alentejo e Algarve
ocidental. Linha de Acção de Geografia Física, Centro de Estudos Geográficos, 27: 113p.
108.
12 -
Enquadramento
morfológico
e
sedimentar
dos
arenitos
eólicos.
1
–
Formação da Brejeira e Formação de S. Luís; 2 – depósito fluvial; 3 –
depósito marinho (2 e 3 constituem os “arenitos plio-plistocénicos”);
4 – arenito dunar consolidado de Porto Covo – Zibreirinha – Malhão; 5
– arenito dunar consolidado das arribas de Aivados – Malhão; 6 – areia
eólica não consolidada. Os cortes estão localizados na fig.11.........
13 -
44
Enquadramento sedimentar do arenito dunar em Porto das Barcas (F na
fig.11). 3 – “arenito plio-plistocénico”, fácies marinha; 5 e/ou 6 –
areia eólica, a – média a fina, com conchas; b – cizenta, com muitas
conchas partidas (Hélix); c – ocre, com núcleos mais consolidados, com
conchas
partidas;
e
–
solo
cinzento.
A
numeração
é
a
mesma
da
utilizada na fig.12...................................................
14 -
45
A estratificação no arenito dunar numa das trincheiras do Forte de
E
N
U
Porto Covo, com orientação W-E: ondulações de pequeno comprimento de
onda (cerca de 3m) e pequenas microdobras.............................
15 -
D
R
A
A estratificação no arenito dunar numa das trincheiras do Forte de
Porto
Covo,
com
orientação
C
N-S:
ondulações
de
areia
com
5,60m
de
comprimento de onda...................................................
16 -
48
48
Arenitos dunares na arriba ao sul da foz do Corgo de Aivados. Notam-se
dois
padrões
estruturais
distintos:
na
base,
o
dunar
arenito
tem
ondulações epidérmicas, com 4m de comprimento de onda; no topo, a
estratificação é tabular planar e, mais raramente, planar em cunha,
com laminação convexa acrecional para sul (lado sotavento). Os dois
arenitos estão separados por uma superfície de erosão.................
17 -
49
O arenito dunar na ponta sul da Angra da Barrela. A estratificação é
tabular-plana e planar em cunha, com feixes muito espessos, laminação
angular,
salvo
no
feixe
da
base
porque
a
orientação
do
corte
é
sensivelmente perpendicular à inclinação das lâminas (que mergulham
para S e SE). Sobre a gruta mais ocidental, há um arqueamento da
laminação e poderá corresponder, talvez, à crista de uma duna.........
18 -
51
Pormenor da estratificação do arenito dunar na arriba, 1km ao sul da
Angra
da
Vaca;
tabular-planar
e
planar
em
cunha,
com
feixes
acrecionais, na metade inferior e tabular-planar com arqueamento dos
planos
interfeixes
e
da
laminação,
no
canto
esquerdo
(s.d.
–
superfície de deflação)...............................................
52
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Ana Ramos Pereira (1987) – Acumulações arenosas eólicas consolidadas do litoral do Alentejo e Algarve
ocidental. Linha de Acção de Geografia Física, Centro de Estudos Geográficos, 27: 113p.
109.
19 -
Sentidos das inclinações das lâminas dos arenitos dunares.
* feixe superficial.
A circunferência foi dividida em azimutes de 15º e cada subdivisão
radial corresponde a 2 medições.......................................
20 -
54
A linha de costa junto à foz do Rio Mira. Zonagem do modelado de
erosão química e bioquímica em arenito dunar consolidado, na faixa
entremarés............................................................
21 -
56
Dunas hidráulicas no agueiro. A – de cristas arredondadas, elaboradas
na enchente; B – de duas cristas. Estas são, segundo J. R. L. ALLEN
(1984),
resultantes
da
destruição
das
de
crista
arredondada,
por
diminuição da velocidade do fluxo de água.............................
22 -
Angra
da
Barrela:
superfície
de
arrasamento
no
arenito
58
dunar
consolidado (s.a.), 20m acima do nível do mar. O arrasamento marinho
E
N
DU
está testemunhado pelo modelado de erosão química e bioquímica (A –
interpretação de fotografia) e por blocos de arenito dunar que deve,
provir de antiga arriba...............................................
23 -
R
CA
Projecção dos níveis litorais e da arriba entre Porto Covo e a Angra
da Barrela............................................................
24 -
70
Acumulações de areias eólicas entre a Zambujeira do Mar e o Barranco
do
Carvalhal.
O
asterisco
indica
feixes
superficiais.
Legenda
na
fig.11................................................................
26 -
63
Acumulações de areias eólicas entre Brejo do Cagarrão e o Barranco do
Cavaleiro. Legenda na fig.11..........................................
25 -
60
72
Posição do arenito dunar em Cabeça Gorda – Lombo do Asno. 1 – Formação
de Brejeira (Grupo Flysch do Baixo Alentejo); 2 – arenito dunar; 3 –
areia eólica não consolidada..........................................
27 -
Acumulações de areias eólicas nas proximidades da foz da Ribeira de
Seixe. Legenda na fig.11..............................................
28 -
72
74
Acumulações de areias eólicas junto à foz da Ribeira de Aljezur e
Barranco de Monte Clérigo.............................................
76
29 -
A arriba entre a Praia da Amoreira (ao norte) e Monte Clérigo.........
78
30 -
O arenito dunar em Monte Clérigo......................................
78
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Ana Ramos Pereira (1987) – Acumulações arenosas eólicas consolidadas do litoral do Alentejo e Algarve
ocidental. Linha de Acção de Geografia Física, Centro de Estudos Geográficos, 27: 113p.
110.
31 -
A arriba norte da Praia da Amoreira...................................
32 -
Acumulações de areias eólicas nas Praias da Bordeira (Carrapateira) e
78
Murração. Legenda na fig.11...........................................
80
33 -
O arenito dunar na praia e arriba da Bordeira – Carrapateira..........
81
34 -
Corte transversal na arriba de uma pequena enseada no extremo norte da
Praia da Murração. 1 – xisto na Formação de Quebradas; 2 – depósito
coluvial;
3
–
depósito
coluvio-eólico;
4
–
nível
enriquecido
em
calcário; 5 – arenito dunar consolidado, tabular, onde só se reconhece
a laminação na bancada superior.......................................
81
35 -
Acumulações arenosas eólicas nas Praias da Cordama e Castelejo........
83
36 -
Acumulações arenosas eólicas junto à Praia do Telheiro................
86
37 -
Retalhos do talude arenoso eólico da baía de Armação Nova.............
86
38-
Acumulações
arenosas
na
E
N
U
plataforma
do
Cabo
de
S.
Vicente.
Estão
localizadas as fig.36 e 37............................................
D
R
CA
39 -
Taludes arenosos nas arribas da Praia das Poças.......................
40 -
Rumos
dos
paleoventos
geradores
das
acumulações
86
87
arenosas.
Diferenciação das acumulações arenosas eólicas no litoral do Alentejo
e Algarve ocidental...................................................
41 -
A
plataforma
continental
portuguesa
ao
sul
do
canhão
da
90
Nazaré.
Adaptado de J. R. VANNEY e D. MOUGENOT, 1981 (em A. RAMOS PEREIRA e E.
BORGES CORREIA, 1985a)................................................
93
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Ana Ramos Pereira (1987) – Acumulações arenosas eólicas consolidadas do litoral do Alentejo e Algarve
ocidental. Linha de Acção de Geografia Física, Centro de Estudos Geográficos, 27: 113p.
111.
ÍNDICE DOS ESQUEMAS
I -
Proveniência,
transporte,
redistribuição
Pág.
e
acumulação
das
areias
susceptíveis de serem mobilizadas pelo vento.........................
6
II -
Factores que influenciam a mobilização das areias pelo vento.........
13
III -
Factores intervenientes no processo de consolidação das areias, por
carbonatação.........................................................
IV -
28
Sequência cronológica esquemática dos acontecimentos geomorfológicos
na
região
entre
o
Forte
de
Porto
Covo
e
a
Furada
do
Norte................................................................
R
CA
E
N
DU
68
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ocidental. Linha de Acção de Geografia Física, Centro de Estudos Geográficos, 27: 113p.
112.
R
CA
E
N
DU
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ocidental. Linha de Acção de Geografia Física, Centro de Estudos Geográficos, 27: 113p.
113.
ÍNDICE GERAL
Pág.
NOTA PRÉVIA................................................................
I.
1
AS ACUMULAÇÕES DE AREIAS EÓLICAS: TERMINOLOGIA; CONDIÇÕES DE FORMAÇÃO
E EVOLUÇÃO...........................................................
3
1. CONDIÇÕES DE FORMAÇÃO.............................................
3
2. PARÂMETROS DE CARACTERIZAÇÃO......................................
14
3. DEFINIÇÂO DOS TIPOS DE ACUMULAÇÕES ARENOSAS EÓLICAS COSTEIRAS
II.
UTILIZADAS NESTE TRABALHO........................................
19
4. O CASO DAS ACUMULAÇÕES NÃO ACTUAIS................................
24
AS ACUMULAÇÕES DE AREIAS EÓLICAS CONSOLIDADAS ENTRE SINES E SAGRES...
33
E
N
U
1. PRINCIPAIS DIFICULDADES NO ESTUDO DAS ACUMULAÇÕES EÓLICAS
CONSOLIDADAS E A METODOLOGIA UTILIZADA...........................
D
R
CA
III.
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2. DE S. TORPES À PEDRA DE D. RODRIGO................................
39
3. DA FOZ DOS OURIÇOS AO CABO SARDÃO.................................
69
4. DA ZAMBUJEIRA DO MAR AO VALE DA RIBEIRA DE SEIXE..................
71
5. NO ALGARVE OCIDENTAL..............................................
75
DIFERENCIAÇÃO DAS ACUMULAÇÕES ARENOSAS EÓLICAS ENTRE SINES E SAGRES..
89
1. CONDIÇÕES DE FORMAÇÃO E PRESERVAÇÃO...............................
89
2. AS FASES DE MOBILIZAÇÃO EÓLICA RECONHECIDAS E AS PRINCIPAIS
DÚVIDAS..........................................................
96
BIBLIOGRAFIA...............................................................
99
ÍNDICE DAS FIGURAS.........................................................
107
ÍNDICE DOS ESQUEMAS........................................................
111