GEOMORFOLOGIA DO NOROESTE DE PORTUGAL

A região do Alto Minho, no Noroeste de Portugal, é, geomorfologicamente, bastante acidentada. A morfologia dos terrenos minhotos é diferenciada pela oposição entre relevos elevados culminando em planaltos descontínuos, preservados no topo de blocos individualizados entre vales, desenhando um reticulado rígido, sugerindo um controle por fracturas, normalmente de difícil identificação, e vales profundos largos, de fundo aplanado, que sugerem a ocorrência regional de orientações preferenciais, e que apresentam contornos sinuosos (Cabral, 1992). Destacam-se neste domínio as serras do Gerês, Amarela, Peneda e Cabreira e os rios Minho, Lima, Neiva, Homem e Cávado.

Segundo Ferreira (1986), esta originalidade do relevo minhoto dever-se-á às características litológicas, onde predominam as rochas cristalinas, às condições climáticas húmidas que favorecem a meteorização, e a uma tectónica complexa, influenciando directa ou indirectamente a morfologia (criando desníveis ou facilitando a erosão diferencial), cujos efeitos são de difícil distinção. O mesmo autor refere ainda que o relevo é bastante confuso e de difícil interpretação devido a descontinuidades, má conservação dos níveis de aplanação, manifestada pela ausência de depósitos, correlação entre estes níveis, cuja idade atribui ao Terciário, e, por fim, a originalidade das vertentes graníticas, que tendem a conservar o seu perfil agreste, dificultando a distinção entre escarpas tectónicas e vertentes erosivas.

O relevo do Minho Ocidental está marcado por depressões alinhadas, ocupadas pela drenagem fluvial, constituindo lineamentos importantes dispostos em famílias, de que se destacam os alinhamentos preferenciais: ENE–WSW e N–S (dominantes no modelado) e NE–SW a NNE– SSW e NW–SE (menos influentes na morfologia). A orientação ENE–WSW, com oscilações mais próximas de E–W ou NE–SW, corresponde à direcção das principais linhas de água a Norte da cidade do Porto, nomeadamente os rios Ave, Cávado, Lima e Minho. A orientação destes rios não é concordante com a orientação regional Varisca NW–SE e NNW–SSE, interceptando-a perpendicularmente. A rigidez e o paralelismo do traçado destes rios sugerem que eles se encontram adaptados a fracturas na crosta à escala regional, porventura ainda não reconhecidas no terreno, embora se identifiquem localmente fracturas de orientação ENE–WSW, à escala

mesoscópica, no vale do Rio Cávado (Braga, 1988) e se reconheça regionalmente uma fracturação subparalela à escala macroscópica (Cabral, 1992).

A Norte do Rio Leça, ocorrem nos vales largos de fundo aplanado alguns níveis de terraços fluviais e glacis, sempre a cotas baixas. Na faixa litoral, encontram-se plataformas de abrasão marinha e praias elevadas, escalonadas a diversas altitudes, mas sempre inferiores a 100 m, observando-se uma tendência de redução das cotas para Norte.

Granja (1990) refere que, em algumas áreas, os níveis fluviais no interior dos vales se ligam a níveis marinhos no litoral, embora esta relação nem sempre se verifique para a área costeira minhota a Sul do Rio Neiva.

A interpretação das referidas formas fluviais largas, de fundo aplanado e vertentes abruptas com contornos frequentemente irregulares são, segundo Ferreira (1986), corredores de erosão que penetram ao longo das linhas de água principais, resultando possivelmente do esvaziamento de antigos alvéolos de erosão diferencial, reflectindo a penetração de uma superfície de aplanamento poligénica, de idade Plio-Quaternária, para o interior do continente, representada no litoral pelos níveis de aplanação marinhos e fluvio-marinhos.

Na aplanação poligénica, que compreendeu o conjunto dos «níveis Plio-Quaternários» referenciados por Ferreira (1983, 1986), que caracteriza as áreas baixas do Minho Ocidental, localizam-se os depósitos areno-argilosos de Alvarães e Prado, de fácies continental e idade provável Pliocénico Superior. Estes depósitos Neogénicos situam-se em áreas topograficamente deprimidas relativamente às zonas adjacentes, sugerindo a hipótese de se encontrarem preservados em depressões tectónicas. No entanto, a sua diminuta espessura bem como os resultados dos estudos morfológicos e tectónicos indicam tratar-se de um paleo-relevo muito pronunciado, parcialmente colmatado pelos depósitos Pliocénicos, o qual poderá estar deformado por deslocamentos em falhas e/ou por balanceamentos regionais (Cabral, 1992).

A geomorfologia e a geologia do Minho Ocidental indicam que o desenvolvimento dos volumes montanhosos desta região é essencialmente anterior ao Pliocénico (Superior?). Os dados sugerem o desenvolvimento de uma morfologia elevada acima do nível do mar anterior àquele período, resultante de movimentos de levantamentos importantes (de algumas centenas de metros) associados a episódios tectónicos Terciários, responsáveis pelo escalonamentos de três ou quatro níveis de aplanação, acima dos quais se elevam as superfícies culminantes da Serra da Peneda-Gerês e da Serra da Cabreira (Ferreira, 1983, 1986), de datação e individualização delicadas, quando enquadradas no contexto da evolução tectónica do NW da Península Ibérica (Nonn, 1969; Martin-Serrano, 1989).

A descida relativa do nível do mar originada particularmente pelos deslocamentos de natureza epirogénica que terão ocorrido no Miocénico (Nonn, 1969), porventura ampliada por uma tendência de oscilação eustática negativa no Miocénico Superior, originou uma erosão vertical muito intensa, responsável pelo desenvolvimento de um paleo-relevo com uma amplitude altimétrica elevada, em que a acção da erosão diferencial sobre rochas muito alteradas pelo clima

Cenozóico terá tido um papel relevante, desenvolvendo-se paleovales com orientação preferencial através de fracturas, onde domina a direcção ENE–WSW (Cabral, 1992).

O mesmo autor indica que, no Pliocénico, uma paragem seguida de uma inversão relativa do nível do mar, de origem tectónica associada a movimentos de subsidência e/ou eustática, provocou um alargamento das depressões por intensificação da erosão lateral, e uma colmatação parcial daquele paleo-relevo por uma cobertura sedimentar, de que os depósitos de Alvarães e do Prado são os únicos testemunhos. O retomar dos movimentos de levantamento do continente, no final do Pliocénico ou no início do Quaternário, desencadeia o encaixe da drenagem fluvial instalada nos paleovales Pliocénicos, exumando aquela paleotopografia e rejuvenescendo-a, embora com pouca intensidade, na área do Minho Ocidental, devido à fraca amplitude do levantamento Plio-Quaternário na região.

A má exposição dos afloramentos, a elevada alterabilidade das litologias e o clima húmido que favorece a meteorização, dificultam a identificação de acidentes tectónicos no terreno, além de, a existir actividade tectónica recente, as suas evidências morfológicas serem rapidamente ocultadas pela erosão dificultando também a utilização de critérios geomorfológicos para a localização de estruturas activas. Na génese da morfologia da região minhota, admite-se uma maior influência das movimentações tectónicas Plio-Quaternárias, relacionadas em parte, com deslocamentos verticais diferenciais entre blocos delimitados por falhas, na generalidade ainda não identificadas, interceptando-se segundo um reticulado disposto em direcções estruturais NE– SW a E–W e NW–SE (Cabral, 1992).

4.3. TECTÓNICA DO NOROESTE DE PORTUGAL