Influence de l’intensité sur le comportement de l’arc

Os canais fluviais são feições geomorfológicas facilmente reconhecidas na paisagem. Apresentam-se como formações longilíneas, côncavas, delimitadas por margens normalmente na forma de taludes, mas também como rampas suavizadas, que podem variar de alguns centímetros até centenas de metros de profundidade. Por serem formas erosivas, sua dinâmica está associada à retirada, transporte e deposição de sedimentos.

A origem dos canais fluviais é variada e parcialmente explicada pela história do relevo, porém, a ciência ainda apresenta lacunas em sua concepção (KNIGHTON, 1984). Contribui para isso, o fato de estarem envolvidos complexos fenômenos geomorfológicos, hidrológicos e hidrogeológicos. Sendo assim, há dois principais desafios na compreensão da origem dos rios: i) a determinação dos processos que concentram a água para exfiltração e iniciam a drenagem superficial; ii) a definição das condições para que a exfiltração se torne permanente e possua energia para escavar o canal (KNIGHTON, 1984).

Segundo Montgomery e Dietrich (1989), a gênese dos canais de drenagem está associada a três principais grupos de processos: i) incisão por fluxo superficial de saturação; ii) seepage

erosion; iii) escorregamentos rasos. Considerando-se que as nascentes estão associadas ao

início dos canais fluviais, pode-se utilizar analogamente este modelo na interpretação da gênese das nascentes, guardadas as especificidades conceituais que diferenciam cabeceiras de drenagem e nascentes.

A evolução da rede de drenagem sempre foi um importante objeto de estudo da geomorfologia. Porém, a gênese de um canal de drenagem, individualmente, não tem sido preconizada. Assim, a maioria dos modelos teóricos de evolução da rede de drenagem baseia-se em processos investigados de jusante para montante e partem da existência de

pelo menos um curso d’água anterior (KNIGHTON, 1984; STRAHLER; STRALER, 1992). Nestas concepções, o processo síntese é, portanto, a erosão remontante.

O modelo de evolução da drenagem de Horton (1945) é provavelmente o mais citado na literatura (FIG. 4). Em um contexto temporal, este autor relacionou os processos teóricos superficiais de escoamento com parâmetros morfométricos observados na composição de redes de drenagem padrões.

FIGURA 4 – Desenvolvimento de uma rede de drenagem em uma bacia hidrográfica.

Fonte: HORTON, 1945, p. 340.

Assim, o primeiro estágio de desenvolvimento seria a formação, a partir do fluxo hortoniano (hortonian flow), de um canal principal perpendicular à inclinação principal da bacia (FIG. 4a). Nesse momento, fluxos de menor intensidade formariam uma rede efêmera paralela ao riacho formado. Com a ampliação do canal principal, altera-se o gradiente topográfico das vertentes e as linhas de fluxo gradativamente passam a se direcionar para o riacho, formando um novo canal afluente em cada margem do curso principal (FIG. 4b). O terceiro estágio seria o desenvolvimento dos tributários dos afluentes (FIG. 4c) de modo similar ao ocorrido com o principal, porém, com uma menor área para concentração do fluxo hortoniano. Por fim, o processo seria repassado gradativamente aos canais recém-formados (FIG. 4d), até que se forme uma bacia mínima em que não haja condições de concentração de energia para a

erosão de um novo canal a partir do escoamento concentrado, predominando fluxos laminares (HORTON, 1945).

Este modelo, todavia, possui uma série de limitações. Os parâmetros apresentados por Horton (1945) são bem definidos em uma bacia em formato de losango (diamond-shape); sem essa forma, os cálculos se perdem e não há possibilidade de definir qual o principal canal em cada estágio (KNIGHTON, 1984). Além disso, ele parte da formação da rede de drenagem exclusivamente por processos superficiais, desconsiderando os fluxos subterrâneos. Por isso, o modelo hortoniano é mais bem aplicado em pequenas bacias com superfície desnuda de vegetação e com baixa capacidade de infiltração (SCHUMM, 2003).

Dunne (1980) propõe um modelo de evolução da rede de drenagem baseado nos processos de exfiltração e de retração de cabeceiras (FIG. 5). Os fluxos subterrâneos possuem um papel crucial nessa concepção teórica.

FIGURA 5 – Modelo de evolução da drenagem por exfiltração dos fluxos subterrâneos.

Fonte: adaptado de DUNNE (1980).

O estágio inicial (FIG. 5a) da evolução parte de uma superfície suavemente inclinada com uma sucessão de linhas preferencialmente paralelas de fluxo subterrâneo na direção da vertente. O segundo estágio (FIG. 5b) começa com uma perturbação nas curvas equipotenciais (que pode ser ocasionada, por exemplo, por erosão em duto) gerando uma

nascente. Inicia-se o fluxo superficial concentrado com intemperismo químico e erosão subterrânea concomitantemente. No terceiro estágio (FIG. 5c), a nascente retrai aumentando a concentração dos fluxos, promovendo novos locais de exfiltração. Os fluxos concentrados criam zonas suscetíveis à formação de canais tributários que crescem a montante a partir da retração da cabeceira.

A repetição dos processos (erosão superficial, subterrânea e exfiltração) leva ao surgimento de novos vales e à ramificação da rede de drenagem. No estágio final ocorre a estabilização do padrão, já que a energia existente em cada nascente não é grande o suficiente para continuar o processo de erosão em duto e de turbulência nos fluxos subterrâneos (DUNNE, 1980).

Notadamente, esse modelo “prevê a exfiltração nas nascentes como o mecanismo dominante” (KNIGHTON, 1984, p. 28). Desde que haja área de contribuição suficiente para acumular água, o piping promoverá a retração das cabeceiras, convergência dos fluxos e aumento da taxa de intemperismo químico (KNIGHTON, 1984). Esse ciclo promove a ramificação e extensão para montante da rede de drenagem até que a área de contribuição das nascentes seja um fator limitante para a concentração dos fluxos.

Isso implica que quanto maior a proximidade do divisor de drenagem, maior o número de canais por área e maior a dissecação da paisagem, o que mostra uma clara relação entre as áreas fontes, as cabeceiras e a evolução da drenagem (MONTGOMERY e DIETRICH, 1988; MONTGOMERY e DIETRICH, 1989). Assim, pode-se afirmar que “os canais iniciam-se no primeiro ponto da encosta a partir do divisor de drenagem no qual há área suficiente para suportar um canal” (MONTGOMERY e DIETRICH, 1988, p. 234).

Observações de campo também sugerem que, em geral, a localização do início dos canais possa ser controlada por escorregamentos nas vertentes mais íngremes e por seepage erosion e escoamento superficial de saturação nas mais suaves (MONTGOMERY e DIETRICH, 1989, p. 1917).

O escoamento superficial de saturação ocorre quando a precipitação apresenta magnitude e intensidade suficientes para saturar camadas das coberturas superficiais. Com isso, a superfície freática é deslocada verticalmente para cima até que atinge a superfície topográfica, promovendo a exfiltração. A concentração desse fluxo que pode emergir de forma difusa cria condições para erosão das coberturas superficiais, formando pequenos riachos (KNIGHTON, 1984).

Iida (1984 apud MONTGOMERY e DIETRICH, 1989) elaborou um modelo teórico de evolução dos canais a partir da convergência dos fluxos sub-superficiais. Nessa concepção, é imprescindível certa uniformidade da cobertura superficial, para permitir o livre deslocamento da água em seus poros, e uma camada impermeável constituída pela rocha sã, para forçar o movimento lateral da água. Desse modo, a descarga das nascentes seria proporcional à área de contribuição à montante.

Knighton (1984) apontou que os locais mais prováveis para a ocorrência do escoamento de saturação, e, portanto, mais propícios para o desenvolvimento de canais de drenagem, eram as baixas vertentes e concavidades. Isso porque, a topografia local promoveria uma concentração dos fluxos superficiais. Além disso, essas zonas tendem a possuir mantos de intemperismo menos espessos e menos permeáveis, tornando-se mais úmidos por períodos mais longos e, consequentemente, permanecendo constantemente mais próximos ao nível de saturação.

A partir de observações de campo, Dietrich et al. (1986) propõem uma teoria geral para gênese de canais por escorregamentos. Verificando que em encostas mais íngremes, os movimentos de massa são processos recorrentes, os autores se basearam em parâmetros morfométricos para traduzir a evolução dos canais de drenagem. Resumidamente, o gradiente do local onde se inicia o canal possui relação inversa com o tamanho da área de contribuição e com o comprimento da vertente à montante do início do canal (MONTGOMERY e DIETRICH, 1988).

Os escorregamentos seriam responsáveis pela retirada de material e criação de feições côncavas. Com a convergência da água, os processos erosivos e desnudacionais se sucederiam, formando anfiteatros ou cabeceiras de drenagem. A dissecação vertical do relevo pela incisão do fluxo responderia pela formação de um sulco erosivo que originaria um canal de primeira ordem (MONTGOMERY e DIETRICH, 1989).

A gênese dos canais de drenagem por erosão subsuperficial não é bem explicada pelos modelos presentes na literatura, conforme afirmam Montgomery e Dietrich (1989). Sabe-se que a erosão em dutos (piping) é um dos processos geomorfológicos subterrâneos de maior energia (alta velocidade do fluxo), contribuindo com retirada significativa de material. Porém, um pré-requisito para a iniciação do piping é a presença de superfícies de permeabilidade limitada no interior do manto de alteração, podendo ser uma camada argilosa, o saprolito ou mesmo a rocha sã. De todo modo, essa mudança na permeabilidade em perfil, promove o

fluxo lateral da água com a remoção seletiva de sedimentos e a abertura gradual dos poros, formando dutos (KNIGHTON, 1984).

Além do piping, outros processos ainda pouco conhecidos podem levar à formação de um canal a partir dos fluxos subterrâneos. Apesar das lacunas do conhecimento científico sobre esses fenômenos, “em vertentes de baixo gradiente em regiões úmidas, a erosão pelo escoamento de saturação e por exfiltração são os mecanismos mais comuns de inicialização dos canais” (MONTGOMERY e DIETRICH, 1989, p. 1914). Grande parte do Brasil se insere nesse contexto.

Contudo, não se pode afirmar que a gênese das nascentes resume-se aos processos de formação dos canais fluviais ou à evolução da rede de drenagem. Porém, muitos mecanismos são comuns a esses processos. Ainda que as nascentes não sejam responsáveis pela gênese dos canais de drenagem stricto sensu, são elas que determinarão a extensão do fluxo superficial permanente da água nos canais de primeira ordem.

Normalmente, os canais de primeira ordem podem ser divididos em segmentos perenes, intermitentes e efêmeros (FARIA, 1997) (FIG. 6). A drenagem perene se inicia em uma nascente, por mais que possa haver a ocorrência de fluxos temporários à montante, como no caso de ravinas e fluxos não concentrados. A variação sazonal do nível freático pode, também, fazer flutuar as nascentes deslocando-as através do segmento intermitente do canal. Por fim, os segmentos efêmeros só possuem atividade nos eventos chuvosos, já que a exfiltração não se sustenta nesses trechos.

FIGURA 6 – Tipos de canais fluviais de primeira ordem.

A) canal com nascente móvel que varia sua posição sazonalmente ao longo do segmento intermitente, mantendo um segmento perene no seu local de exfiltração mais baixo; B) canal com nascente perene e fixa, onde há a continuação do canal à montante na forma de uma ravina ou sulco erosivo com fluxo efêmero; C) canal com nascente temporária, formando um segmento intermitente, delimitado pelo ponto mais alto de exfiltração da