PERIGOS GEOLÓGICOS NA ILHA BRAVA (CABO VERDE)
GEOLOGIC HAZARD IN BRAVA ISLAND (CAPE VERDE)
José Madeira
(1, 2), António Brum da Silveira
(1,2), João Mata
(1,3), Cyntia Mourão
(1,3)(1)
Departamento de Geologia da
Faculdade de Ciências, Universidade de Lisboa, Edif. C6,
Campo Grande, 1749-016
Lisboa,
(2)
Laboratório de Tectonofísica e Tectónica Experimental-Instituto D. Luiz (LA),
jmadeira@fc.ul.pt; antonio.brum@fc.ul.pt
(2)
Centro de Geologia da Universidade de Lisboa (CeGUL), jmata@fc.ul.pt;
ccmourao@fc.ul.pt
SUMMARY
Brava Island, the westernmost of the Southern Islands of Cape Verde archipelago, presents evidence for volcanic, seismic, landslide and tsunami hazard. Its recent geologic history is marked by important uplift, intense phreatomagmatic volcanism, surface rupture faulting, sea-cliff erosion and mass movements of variable volume, either on littoral cliffs or on fluvial valley slopes. Any of these geologic hazards imposes significant risks to the population. Quaternary volcanism in Brava, marked by abundant phreatomagmatic events of phonolite composition, rare mafic eruptions and at least five carbonatite small-scale extrusions, can’t be considered extinct. Eruptive centres (craters and lava domes) occur all over the island. Most villages are located inside phreatomagmatic craters. Fault scarps displace young volcanic deposits and the topographic surface indicating neotectonic activity, which is accompanied by frequent felt earthquakes. Massive landslides, contemporaneous with recent volcanism, are common, and in one place there is evidence for cliff instability. Littoral landslides, volcanic flows entering the sea and surface fault rupture of submarine flanks of the volcano may trigger tsunamis of local to regional magnitude.
1. INTRODUÇÃO
O arquipélago de Cabo Verde (15-17ºN, 23-26ºW) situa-se na placa Africana, 450 km a oeste da costa continental e 2500 km a leste da Crista Média Atlântica. É composto por 10 ilhas e alguns ilhéus dispostos segundo um arco aberto para oeste (Fig 1). As ilhas formaram-se por vulcanismo relacionado com uma pluma mantélica (e.g. Montelli et al., 2006; Holm et al., 2008).
Fig. 1. Localização da ilha Brava no arquipélago de Cabo Verde. Na ilha Brava, a mais ocidental do Grupo de Sotavento do Arquipélago de Cape Verde (Fig. 1), o
registo geológico apresenta evidências que apontam para importante perigosidade geológica associada a actividade vulcânica, sísmica, a movimentos de massa e à génese de tsunamis.
2. PERIGOSIDADE GEOLÓGICA NA BRAVA
Na ilha Brava podem definir-se três unidades vulcano-estratigráficas principais, da mais antiga para a mais recente (Machado et al., 1967; Madeira et al., 2006; Fig. 2): Unidade Inferior, constituída por produtos de vulcanismo submarino basáltico-nefelinítico, representando o topo do edifício submarino (aflora até 350 m de altitude); a Unidade Intermédia, formada por intrusões granulares de sienito, piroxenito e carbonatito, que representa câmaras magmáticas superficiais (aflorando até 700 m de altitude); e Unidade Superior, caracterizada por vulcanismo sub-aéreo explosivo e efusivo, fonolítico, basáltico e carbonatítico, que assenta sobre uma superfície erosiva talhada nas unidades anteriores.
2. 1. Perigosidade Vulcânica
A Unidade Superior, de idade provável Holocénico-Plistocénico apresenta, de um modo geral, morfologias vulcânicas pouco erodidas e depósitos pouco alterados. A actividade eruptiva é predominantemente explosiva, com características freatomagmáticas, podendo ocorrer também eventos
freato-plinianos. Os depósitos, que cobrem toda a região planáltica da ilha e parte do litoral, são surges e brechas freatomagmáticas, leitos de lapilli de pedra pomes de queda e ignimbritos de composição fonolítica (Fig. 3)
Fig. 2. Mapa geológico simplificado da ilha Brava representando as principais unidades vulcano-estratigráficas, crateras, domos, cones e falhas (modificado de Madeira et al., 2006).
Outros eventos, mais raros, envolveram erupções silicatadas máficas e carbonatíticas. Os centros eruptivos, numerosos, estão representados por crateras, domos lávicos e uma possível caldeira (Fig. 2). A maioria das povoações, incluindo a capital da ilha Vila Nova Sintra, ocupa o interior de crateras (Fig. 4).
Fig. 3. Depósitos de fluxo piroclástico com figura de impacto balístico de bloco – estrada da Fajã d’Água.
As características descritas apontam para probabilidade do vulcanismo não se encontrar extinto na ilha Brava. Futuras erupções poderão apresentar forte actividade explosiva, sobretudo se houver interacção entre magma e água, podendo afectar áreas significativas em torno do centro
eruptivo, quer pela queda de tefra, quer pela passagem de fluxos piroclásticos.
Fig. 4. Povoação de Cova Joana, edificada no interior de cratera freatomagmática.
2. 2. Perigosidade Sísmica
A existência de tectónica na ilha Brava foi primeiramente reconhecida por Machado et al. (1968). Trabalhos recentes (Madeira et al., 2006) permitiram referenciar numerosas falhas que deslocam depósitos da Unidade Superior assim como a superfície topográfica, formando escarpas de comando métrico a decamétrico. Estas falhas organizam-se segundo as direcções NNW-SSE, NE-SW, E-W e N-S. A cinemática deduzida de planos estriados indica movimentação vertical do tipo normal e em desligamento. De salientar que algumas destas superfícies de movimento podem corresponder a contactos mecânicos do tipo slump, desencadeados pela acção da gravidade. O desconhecimento da idade das formações recentes não permite calcular taxas de deslizamento nas falhas.
As estruturas tectónicas mais evidentes são as falhas da Vigia (Fig. 5) e do Cachaço, as quais constituem um graben de direcção NNW-SSE na região sul da ilha. Observações na Falha da Vigia mostram cinemática predominantemente normal, embora localmente se observe igualmente uma componente em desligamento esquerdo.
Outro sistema de fracturação muito importante na estrutura da ilha é constituído por falhas com direcção NE-SW. Nesta família, a estrutura tectónica dominante é a zona de Falha do Minhoto, na qual se observaram estrias indicando movimentação em desligamento (esquerdo?) associado a componente vertical secundária (Fig. 6). Esta zona de falha divide a ilha sensivelmente ao meio; o substrato do bloco SE é constituído exclusivamente por rochas granulares da Unidade Intermédia, enquanto que na região NW aquela unidade não aflora, ocorrendo, no entanto, as formações submarinas da Unidade Inferior. Dois alinhamentos de crateras da Unidade Superior marcam a localização deste acidente na região central da ilha. Esta estrutura parece ser responsável porimportante levantamento relativo do bloco SE.
Fig. 5. Fotografia do espelho de falha exumado no sopé da escarpa da Falha da Vigia (o bastão de caminhada encostado ao plano tem 1,1 m).
As falhas E-W estão representadas sobretudo na área do Sorno (NW da ilha) onde se observa um conjunto de planos com estrias horizontais ou em
dip-slip, deslocando depósitos de hialoclastito e pillow-lavas do Complexo Vulcânico Inferior.
Fig. 6. Plano de falha no extremo nordeste da Zona de Falha do Minhoto apresentando estrias com movimentação dominante em desligamento.
A distribuição espacial de centros eruptivos da Unidade Superior mostra claramente um controle pela estrutura tectónica, uma vez que crateras, domos e cones se encontram alinhados ou estão cortados por falhas (Fig. 2).
A ilha Brava e região envolvente tem registado actividade sísmica frequente (Fonseca, 1951; Heleno da Silva et al., 1996). A caracterização desta sismicidade encontra-se ainda por fazer. Não existem referências a estragos significativos causados na Brava por estes sismos, não se podendo, contudo, excluir a possibilidade de poderem vir a ocorrer eventos de magnitude superior aos que
atingiram a ilha nos cinco séculos e meio de povoamento.
2. 3. Perigosidade associada a movimentos de massa
Reconheceram-se importantes movimentos de massa nas regiões ocidental e meridional da ilha Brava (Madeira et al., 2008; Figs. 7 e 8). Estes processos estão relacionados com a existência de arribas litorais, vertentes de vales fluviais e vertentes estruturais com desníveis e declives significativos.
As arribas da região de Fajã d’Água apresentam abundantes depósitos de deslizamento, enquanto que movimentos de massa associados a vertentes de vales fluviais foram observados nas ribeiras da Fajã d’Água (escorregamentos de Travessa, Lavadura e Lagoa), ribeira de Ferreiros (Chãzinha de Olho d’Água) e vale fluvial da Baía de Portete. Um deslizamento de dimensão significativa afectou ainda a parede NE da cratera de Portela.
Fig. 7. Mapa representando alguns dos movimentos de massa observados na região de Fajã d’Água. No canto superior direito apresenta-se a projecção estereográfica das fracturas da arriba a norte da Baía da Fajã d’Água. No campo superior esquerdo a figura indica a localização da área representada no mapa.
Os materiais deslocados cobrem áreas que variam entre 0.06 e 1.2 km2 com espessuras que podem atingir 400 m e envolvem volumes até 0,3 km3.
O desmoronamento de Chãzinha de Olho d’Água, na zona média do vale da Ribeira de Ferreiros, resultou de um desprendimento na vertente NW do vale (Figs. 8 e 9). Os produtos do desmoronamento produziram represamento da ribeira, que já restabeleceu entretanto o seu perfil de equilíbrio. O depósito, uma brecha caótica de blocos de composição fonolítica envolvidos numa matriz areno-argilosa, cobre uma área de 0.06 km2, com 130 m de espessura, correspondendo a um volume de ~ 0.007 km3.
Fig. 8. Mapa representando alguns dos movimentos de massa descritos na região de Portete-Tantum. No canto superior direito a figura indica a localização da área representada no mapa.
Na Ribeira da Fajã d’Água ocorrem pelo menos três grandes deslizamentos, os quais estão marcados por igual número de rechãs a cotas distintas (Fig. 7). Os depósitos são constituídos por grandes massas brechificadas que englobam derrames de fonólito da Unidade Superior, com estrutura interna ainda preservada, e materiais da Unidade Inferior muito desmantelados e deformados. Sobre estes produtos ocorrem espessuras de algumas dezenas de metros de conglomerados que deverão representar leques aluviais desenvolvido imediatamente após os movimentos de massa. No que respeita as dimensões, o escorregamento de Travessa afecta uma área de 0.6 km2, que foi coberta com espessuras de material escorregado até 230 m, envolvendo um volume da ordem de 0.08 km3.
No promontório a norte da Baía da Fajã d’Água encontraram-se fortes evidências de instabilidade gravítica, sugerindo potencial colapso, para sul, deste sector (Fig. 7). As evidências são constituídas por um conjunto de fracturas com abertura que cortam os taludes da estrada de acesso á Fajã d’Água, talhados em sequências de piroclastos freatomagmáticos da unidade superior (Fig. 10). Alguns espaços abertos foram preenchidos por blocos rodados do próprio material cortado pela fractura, o que sugere um processo de abertura lento. As fracturas estão inactivas desde a construção da estrada, uma vez que não a afectam. A fracturação é constituída por planos com direcção predominante WNW-ESE associados a outros orientados NNE-SSW (ver projecção estereográfica da Fig. 7). As direcções observadas apontam para escape para sul daquele bloco da arriba, pelo que, a acontecer, o escorregamento atingirá directamente a povoação de Fajã d’Água. A área afectada é de cerca de 0.4 km2
, envolvendo um volume de 0.06 km3.
Fig. 9. Vale da Ribeira de Ferreiros observado de juzante, evidenciando-se no plano médio a rechã da Chãzinha de Olho d’Água.
A reactivação do escorregamento poderá ser desencadeada por uma época de maior pluviosidade, por intrusão magmática superficial ou por um sismo de intensidade mais forte.
Fig. 10. Aspecto de uma das fracturas abertas (~0.7 m) afectando os depósitos piroclásticos expostos nas barreiras da estrada para a Fajã d’Água.
2. 4. Perigosidade associada a tsunamis
A morfologia da ilha Brava é muito acidentada; é constituída por uma região aproximadamente planáltica que desce para o mar através de arribas altas e de grande declive, favorecendo a ocorrência de movimentos de massa litorais. A estrutura geológica, caracterizada por uma importante discordância entre os produtos do Complexo Vulcânico Superior e o substrato antigo, às vezes intensamente alterado, contribui igualmente para a ocorrência deste tipo de fenómenos. Estes processos têm capacidade para envolver volumes significativos de material rochoso, cuja entrada no mar, deslocando volume equivalente de água, poderão gerar tsunamis com dimensão local ou regional.
Alguns processos vulcânicos, nomeadamente os que gerem fluxos piroclásticos volumosos, poderão, se atingirem o mar, contribuir para desencadear tsunamis, possivelmente de menor magnitude.
Desconhecem-se quais as probabilidades de ocorrência de rotura superficial em falhas dos flancos submersos do edifício vulcânico da Brava, mas essa possibilidade não pode ser descartada uma
vez que é conhecida a ocorrência de escarpas de falha na área emersa. Um evento sísmico de magnitude suficiente para desencadear rotura superficial submarina poderá concorrer igualmente para a formação de tsunamis.
Grandes depósitos de movimentos de massa foram recentemente reconhecidos nos fundos marinhos em torno das ilhas de Santo Antão e Fogo através de levantamentos batimétricos por multifeixe e sísmica (Le Bas et al., 2005; Masson et al., 2008).
Os depósitos encontrados no sopé submarino da ilha do Fogo correspondem ao volume de materiais dos movimentos de massa que resultaram dos colapsos do flanco oriental do vulcão (Brum da Silveira et al., 1997a, b; Torres et al., 1997; Torres et al., 1998a, b; Day et al., 1999; Brum da Silveira & Madeira, 2006; Brum da Silveira et al., 2006). Na ilha de Santo Antão aqueles depósitos resultaram de colapso do flanco W do Vulcão do Tope de Coroa.
Depósitos de tsunami prováveis, eventualmente associados a um evento local, foram recentemente encontrados numa das ilhas de Cabo Verde, encontrando-se actualmente em estudo.
3. CONCLUSÕES
Vários factores permitem atribuir a esta ilha uma probabilidade elevada de ocorrência de catástrofes naturais de natureza geológica. São eles: 1) a abundância de erupções explosivas recentes, sugerindo que o vulcanismo na Brava não se encontra extinto; 2) a expressão geomórfica das roturas superficiais que, associada à sismicidade recorrente, apontam para perigosidade sismo-tectónica significativa; 3) a dimensão e frequência de grandes deslizamentos no interior de vales fluviais, em vertentes de crateras e em arribas litorais, que poderão ser potenciados por intrusões magmáticas superficiais ou por sismos locais; 4) a probabilidade de se desencadearem tsunamis com impacte a nível local ou regional, por efeito de movimentos de massa, de sismos ou de erupções vulcânicas.
Às características geológicas e geomorfológicas que favorecem probabilidade elevada de ocorrência de perigos geológicos, acresce o isolamento a que a ilha Brava se encontra sujeita, o desconhecimento daqueles perigos geológicos, a ausência de sistemas de vigilância e alerta e a inexistência de planos de acção e de meios de auxílio. Este conjunto de situações cria condições de elevado risco para as populações da ilha, aspectos que devem ser considerados pelo Serviço Nacional de Protecção Civil da República de Cabo Verde.
AGRADECIMENTOS
Este trabalho foi financiado pela FCT/FEDER através dos projectos PLINT (POCTI/CTA/45802 /2002), GEODYN (LATTEX, POCTI-ISFL-5-32) e por uma Bolsa de Doutoramento da FCT (SFRH/
BD/39493/2007) co-financiada pelo FEDER para C. Mourão.
BIBLIOGRAFIA
Brum da Silveira, A.; Madeira, J. & Serralheiro, A. (1997a) A estrutura da ilha do Fogo, Cabo Verde. In
“A erupção vulcânica de 1995 na ilha do Fogo, Cabo Verde”; Edição do Instituto de Investigação
Científica Tropical e Ministério da Ciência e Tecnologia: 63-78.
Brum da Silveira, A.; Madeira, J.; Serralheiro, A.; Torres, P. C.; Silva, L. C. & Mendes, M. H. (1997b) O controlo estrutural da erupção de Abril de 1995 na ilha do Fogo. In “A erupção vulcânica de 1995 na
ilha do Fogo, Cabo Verde”; Edição do Instituto de
Investigação Científica Tropical e Ministério da Ciência e Tecnologia: 51-61.
Brum da Silveira, A. & Madeira, J. (2006) Morphology and Structure of Fogo Island (Cape Verde): new data. Livro de Resumos do VII
Congresso Nacional de Geologia, J. Mirão &
A.Balbino (eds.), Vol. II: 679-682.
Brum da Silveira, A.; Madeira, J.; Munhá, J.; Mata, J.; Martins, S.; Mourão, C. & Tassinari, C. (2006) The summit depression of Fogo Island (Cape Verde): caldera and/or flank collapse? Abstracts and
Programme of the George P. L. Walker symposium on Advances in Volcanology, Reykolt, Islândia: 23.
Day, S.J.; Heleno da Silva, S.I.N. & Fonseca, J.F.B.D. (1999) A past giant lateral collapse and present-day flank instability of Fogo, Cape Verde Islands. J. Volcanol. Geotherm. Res. 94: 191–218. Fonseca, H. D. (1951) Relatório preliminar da missão geofísica de estudo da crise sísmica da Brava. INMG – relatório não publicado: 8 pp. Heleno da Silva, S.; Foulger, G. R.; Barros, I. J.; Querido, A.; Walker, A. B.; Fonseca, J. D. (1996) Seismic activity in Fogo and Brava Islands, Cape Verde. Proceedings of the 1st International Symposium “A erupção vulcânica de 1995 na ilha
do Fogo, Cabo Verde”, IICT e MCT: 79-91.
Holm, P.M.; Grandvuinet, T.; Friis, J.; Wilson, J.R.; Barker, A.K.; Plesner, S. (2008) An 40Ar-39Ar study of the Cape Verde hot spot: Temporal evolution in a semistationary plate environment. J.
Geophys. Res. 113, B08201, doi:10.1029/2007JB
005339.
Le Bas, T.P; Masson, D.G.; Wynn, R.B. & Grevemeyer, I. (2005) Catastrophic landslides around the Cape Verde Islands. Abstracts of the
International Workshop on Ocean Island Volcanism,
Sal, Cape Verde: 49.
Machado, F.; Azeredo Leme, J. & Monjardino, J. (1967) O Complexo sienito-carbonatítico da ilha Brava, Cabo Verde. Garcia de Orta 15(1): 93-98.
Machado, F.; Azeredo Leme, J.; Monjardino, J. & Seita, M. F.(1968) Carta geológica de Cabo Verde, notícia explicativa da ilha Brava e dos ilhéus Secos.
Garcia de Orta 16(1): 123-130.
Madeira, J., Mata, J., Mourão, C., 2006. Volcano-tectonic structure of Brava Island (Cape Verde). VII Congresso Nacional de Geologia (Évora, Portugal), 279-282.
Madeira, J.; Brum da Silveira, A.; Mata, J.; Mourão, C. & Martins, S. (2008) The role of mass movements on the geomorphologic evolution of ocean islands: examples from Fogo and Brava in the Cape Verde archipelago. Em publicação nas
Comunicações Geológicas.
Masson, D.G.; Le Bas, T.P. Grevemeyer, I. & Weinrebe, W. (2008) Flank collapse and large-scale landsliding in the Cape Verde Islands, off West Africa. Geochem. Geophys. Geosyst. 9(7): Q07015, doi:10.1029/2008GC001983.
Montelli, R.; Nolet, G.; Dahlen, F.A.; Masters, G.; 2006. A catalogue of deep mantle plumes: new results from finite-frequency tomography. Geochem.
Geophys. Geosyst. 7, Q11007, doi:10.1029/2006
GC001248.
Torres, P.C.; Madeira, J.; Silva, L.C.; Brum da Silveira, A.; Serralheiro, A. & Mota Gomes, A. (1997) Carta geológica das erupções históricas da ilha do Fogo: revisão e actualização. In “A erupção
vulcânica de 1995 na ilha do Fogo, Cabo Verde”;
Edição do Instituto de Investigação Científica Tropical e Ministério da Ciência e Tecnologia: 119-132.
Torres, P.C.; Madeira, J.; Silva, L.C.; Brum da Silveira, A.; Serralheiro, A. & Mota Gomes, A. (1998a) Carta geológica da ilha do Fogo (República
de Cabo Verde): erupções históricas e formações enquadrantes. Edição do Laboratório de Tectonofísica e Tectónica Experimental (LATTEX), 1 folha na escala 1:25.000.
Torres, P.C.; Madeira, J.; Silva, L.C.; Brum da Silveira, A.; Serralheiro, A. & Mota Gomes, A. (1998b) Carta Geológica das Erupções Históricas da Ilha do Fogo (Cabo Verde): revisão e actualização.
