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ANA RAMOS PEREIRA

ACUMULAÇÕES ARENOSAS EÓLICAS CONSOLIDADAS

DO LITORAL DO ALENTEJO E ALGARVE OCIDENTAL

LINHA DE ACÇÃO DE GEOGRAFIA FÍSICA Relatório nº.27

CENTRO DE ESTUDOS GEOGRÁFICOS

I.N.I.C.

Lisboa 1987

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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 da bibliografia e algumas reflexões” (A. RAMOS PEREIRA e

E. BORGES CORREIA, 1985a), onde se pretendeu condensar a vasta bibliografia

disponível referente às acumulações arenosas consolidadas∗ e equacionar alguns

problemas que elas suscitam.

“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 nos capítulos subsequentes, onde se apresenta o estudo

geomorfológico daquelas acumulações entre Sines e Sagres e as 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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3.

I. AS ACUMULAÇÕES DE AREIAS EÓLICAS: TERMINOLOGIA, CONDIÇÕES DE FORMAÇÃO E

EVOLUÇÃO

1. CONDIÇÕES DE FORMAÇÃO

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.

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

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.

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.

Esquema I – Proveniência, transporte, redistribuição e acumulação das areias susceptíveis de serem mobilizadas pelo vento.

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7.

A morfologia e o declive da plataforma continental comandam a posição

daquelas acumulações arenosas, sempre emersas. A plataforma 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, aumentando ou

diminuindo a coesão dos grãos.

A precipitação e a humidade atmosférica podem fornecer a água necessária

para preencher os interstícios entre os grãos, constituindo o elemento

aglutinador das areias. Quanto mais abundante e mais bem 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,

como o atestam as Ilhas do Pessegueiro e do Cavaleiro, constituídas por arenitos

dunares consolidados, que serão contemporâneos de plataformas arenosas mais

largas, hoje submersas, do que as praias actuais1.

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,

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* t = A √ σ – ρ g.d ρ em que:

V∗ t é a velocidade limiar repouso-movimento (ou limiar de entrada em movimento, como propõe o GRESBASE, da Sociedade Geológica).

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

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.

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

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

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).

Fig.2 – O efeito do crescimento da vegetação numa acumulação arenosa eólica (Extraído de H.-E. REINECK e I. B. SING, 1973, p.196).

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.

Para além da velocidade do vento, e porque a fonte principal das

acumulações arenosas eólicas são as praias, a orientação dos ventos deve ser do

mar para terra, pelo menos uma parte do ano (K. PYE, 1983, p.531).

A velocidade do vento é, como se disse, 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), sendo, por isso, necessário introduzir o factor tempo, como

condicionante do crescimento e evolução das formas das acumulações arenosas

eólicas (esquema II). É evidente que ele comanda directamente a dimensão da

acumulação, mas esta depende também da abundância de areia na fonte de

alimentação e da velocidade e regime dos ventos.

Estudos experimentais têm fornecido algumas informações. SHARP (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.

Fig.4 – Modificações na direcção e orientação do vento como consequência da interposição de obstáculos (Praia do Zavial, Algarve ocidental – litoral sul).

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13.

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

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.

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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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: protecção, à deflação, dos grãos finos pelos mais grosseiros

(WARREN, 1972); um limiar repouso-movimento elevado para os grãos finos

(FOLK, 1971), mais coesos mesmo a seco (redução dos espaços intergrãos); as

pequenas partículas serem mobilizadas em agregados, que se comportam como

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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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. p.192). Os feixes são constituídos por outras unidades mais

pequenas, as lâminas. A lâmina é a mais pequena unidade numa 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

(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);

- 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 interfeixes são em geral horizontais ou inclinam para

sotavento com pequenos ângulos; nas dunas de grande dimensão formam-se

frequentemente, a sotavento, planos adicionais com inclinação moderada (20-

28º) 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).

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.

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).

A B C

F ED

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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”.

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

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 associam-

se 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 domina a estratificação tabular planar, feixes separados por

ângulos altos, 20-26º, com lâminas inclinadas 30-40º para 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 (1958, em V. GOLDSMITH, ob. cit.) resumiu as condições de

formação das dunas parabólicas: existência de um campo de deflação, uma

espessura considerável de areia, de tal forma que o avanço seja reduzido,

vento unidireccional eficaz (ou pelo menos um vento claramente dominante).

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

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.

f) Taludes de areia de encontro a um obstáculo

São acumulações de grandes quantidades de areia que, num litoral

ventoso, se formam pela impossibilidade de progressão das 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, 1979a; e M. EUGÉNIA MOREIRA, informação oral). Nas

acumulações arenosas costeiras, em Monomay por exemplo, os 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

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,

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 nas vertentes abrigadas, onde o vento modifica

momentaneamente a velocidade e logo a capacidade de 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

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 (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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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

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 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 eólicas, constituídas por argilas que podem já conter

óxidos férricos, vermelhos, ou por alteração tornarem-se 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,

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

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 o principal gerador de acumulações de areias eólicas

consolidadas. A cimentação é devida à reprecipitação do 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,

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 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), teor em conchas, porosidade das areias (sua

granularidade), estratificação (especialmente inclinação das 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 dissolução moderada das conchas, fonte quase exclusiva de CaCO3,

depende de factores intrínsecos da areia eólica, como sejam a sua

granularidade, que comanda a porosidade, e o padrão de estratificação e a

inclinação das lâminas, que condicionam a velocidade e o sentido da

circulação da água. O grau e velocidade da dissolução dependem da

agressividade da água, sua tensão em CO2, que varia com 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 neste litoral), a secura mais ou menos acentuada e as variações

diárias e estacionais da temperatura e precipitação poderão 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 cálcio. Esta posição litoral parece particularmente

importante, pois a água que impregna as areias é 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.

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, 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

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 do substrato. Nas superfícies planas, como na planície litoral

alentejana, a drenagem é deficiente; a seguir a cada chuvada 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, 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

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 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

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).

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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

METODOLOGIA UTILIZADA

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 variados; na documentação bibliográfica disponível são-lhe

atribuídos dois tipos de cimento aglutinador das areias (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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34.

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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35.

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.

Fig.9 – Condicionamento da morfologia infradunar na diferenciação da forma das acumulações arenosas eólicas (Adaptado de A. RAMOS PEREIRA, 1985a).

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36.

- tentar, sempre que possível, caracterizar a forma original e o modelado que

se criou posteriormente no arenito dunar. Estes arenitos consolidados foram

sujeitos à meteorização, à erosão fluvial, à abrasão, à 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

menos consolidado:

C1 – massa muito compacta, muito dificilmente fragmentável à pancada forte com

o martelo, mas onde se observa a estrutura eólica típica, estratificação

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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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 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 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 O teor em carbonato de cálcio foi determinado por destruição com HCl. 12 A fracção compreendida entre 2mm e 63μ foi separada em classes dimensionais de intervalo 0,5Ø, utilizando a escala granulométrica de Wenthworth. O seu estudo baseou-se na aplicação de parâmetros estatísticos de R. L. FOLK (1968). Foram tratadas 46 amostras, 39 de arenito dunar consolidado e as restantes de areia eólica do campo dunar não consolidado.

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38.

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.

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 se torne

repetitiva, far-se-á neste

sector a caracterização mais

pormenorizada; para sul,

apenas se mencionarão os dados

que, sendo diversos, podem

acrescentar mais alguma achega

àqueles problemas.

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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

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

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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41.

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42.

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

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

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.

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.

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 (1943). Entretanto a abrasão destruiu quase todo o talude,

mostrando que o arenito dunar assenta num depósito fluvial que 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

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 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 idêntica: um depósito marinho abarrancado por um fluvial, areno-

argiloso com clastos de xisto (parece corresponder à parte 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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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, 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

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 plio-

plistocénicos”, 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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48.

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.

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).

Fig.16 – Arenitos dunares na arriba ao sul da foz do Corgo de Aivados. Notam-se 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 entalhe das arribas, não existe nenhum corte. A superfície

topográfica é uma superfície de erosão que truncou o arenito dunar, com

estratificação entrecruzada (fig.17). Contudo, nessa superfície de erosão, como

as lâminas de areia que constituem aquele arenito têm durezas variadas, consegue-

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.

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.

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

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 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.

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.

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

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). Os buracos estão preenchidos por areia vermelha com uma matriz

argilosa15.

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.

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 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. Desenvolve-

se entre 15m e 40-50mm, onde é dominada por um rebordo com 10-20cm de comando.

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.

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 dos dados referentes à extensão e características dos arenitos

dunares e do modelado neles desenvolvido, individualizar-se-ão os vários

conjuntos.

Conjunto de Malhão – Zibreirinha – Forte do Porto Covo

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

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 dunar é, portanto, posterior a um episódio fluvial ou

fluvio-torrencial que abarranca uma formação marinha. É, por 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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60.

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

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

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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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

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 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.

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

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

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

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

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 nas Praias de Aivados e de Malhão. A fase de mobilização eólica

17 Ela conservou também outros testemunhos da sua evolução quaternária, que será apresentada noutro trabalho.

18 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 de águas, talvez ricas em bicarbonato de cálcio dissolvido,

proveniente das conchas das areias não consolidadas é uma hipótese. A

contemporaneidade das areias soltas e das consolidadas é uma hipótese. Outra será

a de terem sido depositadas em fases de mobilização eólica distintas.

O arenito dunar que constitui a Ilha 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 que

directamente se relaciona com as acumulações arenosas eólicas.

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68.

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

posições ocidentais da linha 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 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

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 apresenta-se como uma massa compacta, de grau de

consolidação C1, onde não se conhece a estratificação, razão pela qual não

puderam ser efectuadas quaisquer medições tendo em vista a determinação da

orientação dos ventos geradores. O arenito está entalhado pelos 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.

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

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

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 plio-

plistocénicos”, 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.

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.

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 não foi possível fazer a análise do grau de

consolidação, salvo à superfície, que é C1. Nas arribas não se observa

carsificação.

Sobre a superfície arrasada em arenito dunar existe uma cobertura de areia

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,

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.

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 35 (grãos de diâmetro compreendido entre 0,71mm e 0,5mm). A

morfoscopia dos grãos de quartzo mostra estarem presentes duas populações

distintas: a dominante, cerca de 96%, de grãos lavados e outra 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

o vento deve ter mobilizado a fracção fina.

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 estratificação, tabular planar e planar em cunha, com feixes

(21) Existem pequeníssimos retalhos no entalhe do Barranco do vale dos Homens, ao norte do

Medo da Amoreira (fig.28)

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76.

Fig.28 – Acumulações de areias eólicas junto à foz da Ribeira de

Alzejur e do Barranco de Monte Clérigo.

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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). Esta ondulação corta nitidamente a estratificação

anteriormente referenciada. Parece não ser uma estrutura 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.

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

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 cerca de 5m a praia alta e foi quase completamente destruída 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 ligar-

se à capa de areias eólicas (3).

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78.

Fig.29 – Arriba entre a Praia da Amoreira (ao norte) e Monte Clérigo.

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 desenvolve na planície aluvial. Aí, dadas as características

morfológicas da superfície infradunar, puderam criar-se 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.

Fig.32 – Acumulações de areias eólicas nas Praias da Bordeira

(Carrapateira) e Murração. Legenda na fig.11.

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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).

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

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.

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.

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 14C 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).

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% (1% nas areias eólicas não consolidadas); se nos depósitos

coluvio-eólicos não é de estranhar, o mesmo não sucede nos 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.

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.

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 os pequenos barrancos e já foi entretanto

entalhado pela rede hidrográfica.

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86.

Fig.38 – Acumulações arenosas na plataforma do Cabo de S. Vicente. Estão localizadas as fig.36 e 37.

Fig.36 – Acumulações arenosas eólicas junto à Praia do Telheiro.

Fig.37 – Retalhos do talude arenoso eólico da baía de Armação Nova.

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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 e

bioquímica a que foi sujeito. As medições efectuadas revelaram lâminas 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

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.

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89.

II. DIFERENCIAÇÃO DAS ACUMULAÇÕES ARENOSAS EÓLICAS ENTRE SINES E SAGRES

1. CONDIÇÕES DE FORMAÇÃO E PRESERVAÇÂO

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 diferente posição daqueles face à orientação dos ventos

dominantes.

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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90.

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

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

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∗ t e VC* calculados sugerem, contudo, não terem

sido necessários ventos fortes 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 certamente para a

estabilização do campo dunar e o processo de carbonatação.

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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 do actual (por razões eustáticas ou tectónicas) quando existiam

planícies litorais arenosas, hoje submersas. A mobilização eólica das áreas

médias e finas daquelas planícies deve ter criado campos dunares junto á linha de

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

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 meridional situa-se em posição de abrigo, como ainda hoje sucede,

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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93.

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 60-

40m 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).

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

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 NW-

SE 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.

CARDUNE

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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

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,

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 a deformação da plataforma de abrasão nele

desenvolvida, quer longitudinal quer transversalmente.

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 podem reconstituir-se aproximadamente o modelado original de

deposição, taludes arenosos ao abrir do vento dominam-te, que soprava do

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.

A terceira fase de mobilização eólica terá sido responsável pela formação

dos campos dunares não consolidados. Esta afirmação não levanta problemas se

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, tornando difícil a comparação entre vários campos dunares. Em

alguns deles, Assenha e Carrapateira, é possível encontrar um esboço de

consolidação nos feixes basais.

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98.

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

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.

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106.

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107.

ÍNDICE DE FIGURAS Pág.

1 - O litoral considerado. Relação entre as praias e as acumulações

arenosas não consolidadas............................................. 4

2 - O efeito do crescimento da vegetação numa acumulação arenosa eólica

(Extraído de H.-E.REINECK e I.B.SING, 1973, p.196).................... 11

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)................ 11

4 - Modificações na direcção e orientação do vento como consequência da

interposição de obstáculos (Praia do Zavial, Algarve ocidental –

litoral sul).......................................................... 12

5 - Elementos que compõem a estratificação entrecruzada (J. R. L. ALLEN,

1984, p.347).......................................................... 17

6 - Diferentes arranjos dos elementos constituintes numa estratificação

entrecruzada (Adaptado de E. D. McKEE, 1979 e J. R. L. ALLEN, 1984)... 17

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)......................................................... 18

8 - Localização das acumulações arenosas eólicas consolidadas nos litorais

do Alentejo e Algarve Ocidental (Extraído de A. RAMOS PERERIRA e E.

BORGES CORREIA, 1985a)................................................ 34

9 - Condicionamento da morfologia infradunar na diferenciação da forma das

acumulações arenosas eólicas (Adaptado de A. RAMOS PERERIRA, 1985a)... 35

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.............................................................. 38

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............................ 42

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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......... 44

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................................................... 45

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............................. 48

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................................................... 48

16 - Arenitos dunares na arriba ao sul da foz do Corgo de Aivados. Notam-se

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................. 49

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......... 51

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)............................................... 52

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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....................................... 54

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............................................................ 56

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............................. 58

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............................................... 60

23 - Projecção dos níveis litorais e da arriba entre Porto Covo e a Angra

da Barrela............................................................ 63

24 - Acumulações de areias eólicas entre Brejo do Cagarrão e o Barranco do

Cavaleiro. Legenda na fig.11.......................................... 70

25 - Acumulações de areias eólicas entre a Zambujeira do Mar e o Barranco

do Carvalhal. O asterisco indica feixes superficiais. Legenda na

fig.11................................................................ 72

26 - 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.......................................... 72

27 - Acumulações de areias eólicas nas proximidades da foz da Ribeira de

Seixe. Legenda na fig.11.............................................. 74

28 - 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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110.

31 -

A arriba norte da Praia da Amoreira................................... 78

32 - Acumulações de areias eólicas nas Praias da Bordeira (Carrapateira) e

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 plataforma do Cabo de S. Vicente. Estão

localizadas as fig.36 e 37............................................ 86

39 - Taludes arenosos nas arribas da Praia das Poças....................... 87

40 - Rumos dos paleoventos geradores das acumulações arenosas.

Diferenciação das acumulações arenosas eólicas no litoral do Alentejo

e Algarve ocidental................................................... 90

41 - A plataforma continental portuguesa ao sul do canhão da Nazaré.

Adaptado de J. R. VANNEY e D. MOUGENOT, 1981 (em A. RAMOS PEREIRA e E.

BORGES CORREIA, 1985a)................................................ 93

CARDUNE

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111.

ÍNDICE DOS ESQUEMAS Pág.

I - Proveniência, transporte, redistribuição 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......................................................... 28

IV - Sequência cronológica esquemática dos acontecimentos geomorfológicos

na região entre o Forte de Porto Covo e a Furada do

Norte................................................................ 68

CARDUNE

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112.

CARDUNE

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113.

ÍNDICE GERAL Pág.

NOTA PRÉVIA................................................................ 1

I. 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

UTILIZADAS NESTE TRABALHO........................................ 19

4. O CASO DAS ACUMULAÇÕES NÃO ACTUAIS................................ 24

II. AS ACUMULAÇÕES DE AREIAS EÓLICAS CONSOLIDADAS ENTRE SINES E SAGRES... 33

1. PRINCIPAIS DIFICULDADES NO ESTUDO DAS ACUMULAÇÕES EÓLICAS

CONSOLIDADAS E A METODOLOGIA UTILIZADA........................... 33

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

III. 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

CARDUNE

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cardune - ceg · que desenhou a quase totalidade dos meus esboços, devo ainda, a concepção e...

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