CONECTIVIDADE ENTRE ENCOSTA E REDE FLUVIAL

O termo conectividade foi primeiramente desenvolvido na área da ecologia por Merriam (1984) e após foi aplicado em diversas áreas da hidrologia (BRACKEN e CROKE, 2007). Tsukamoto e Minematsu (1987) apresentaram o termo bacia de ordem zero como sendo a conexão entre encosta e rede fluvial, tendo neste local a conectividade do escoamento superficial e sedimento entre encosta e a rede fluvial.

Mais recentemente Bracken e Croke (2007) realizaram uma revisão sobre o tema de conectividade.Segundo os autores o termo conectividade vem sendo usado na hidrologia e geomorfologia em três principais temas: (1) Conectividade da paisagem, onde relata o conjunto físico entre as formas de relevo com a rede fluvial; (2) Conectividade hidrológica, que se refere à passagem de água de um compartimento de paisagem a outro, onde se espera uma resposta no escoamento da bacia; (3) Conectividade sedimentológica, que relata a transferência física de sedimento e poluentes agregados através da bacia de drenagem, variando, além de outros fatores, com o diâmetro do grão.

Para melhor entender a conectividade entre a encosta e a rede fluvial é interessante que seja definido até onde vai a encosta e a partir de onde inicia a rede fluvial. Tsukamoto e Minematsu (1987) classificaram dois grandes grupos de bacias de ordem zero: o primeiro são as bacias de ordem zero nas cabeceiras das bacias de primeira ordem e a segunda em encostas laterais aos corpos de água. Todavia ainda há a conexão entre encosta e rede fluvial ao longo da zona ripária.

Embora ocorra a conexão entre os processos de encosta e fluviais tanto nas cabeceiras quanto nas laterais dos cursos de água, a conexão entre os dois tipos de processos ocorrerão de maneira diferente.Quando a conexão ocorre nas laterais dos corpos hídricos o sedimento é carregado com maior facilidade devido à maior vazão. Neste caso o sedimento depositado contribui para a formação dos diques naturais e aporte de nutriente a zona ripária. No caso de conexão na cabeceira de um curso de primeira ordem o sedimento terá maior facilidade em se depositar devido à baixa vazão. Neste caso o sedimento depositado contribui em uma espécie de reservatório poroso próximo a nascente e na criação de uma zona plana.Todavia o ponto onde a conexão entre as bacias de ordem zero e de primeira ordem ocorrem e onde o curso de primeira ordem inicia não é simples de demarcar.

Uma das maneiras de demarcar o ponto médio em que ocorre a conectividade entre a encosta e rede fluvial é onde há o afloramento da água subterrânea, que se tornando superficial. Contudo, há a sazonalidade, onde em eventos chuvosos e em períodos mais secos,

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o deslocamento do ponto de conexão translada encosta acima ou rio abaixo, respectivamente assim como demonstrado por Godsey e Kirschner (2014). Além disto, a identificação do local de início do canal de primeira ordem pode ser demasiadamente subjetiva. Como exemplo foi verificado em campo que, em pelo menos em uma das sub-bacias da bacia Böni que após o primeiro afloramento na encosta, no sentido de montante a jusante, havia uma desconectividade, onde após algumas dezenas de metros a jusante a água tornava a aflorar superficialmente. Neste caso seria importante sanar a dúvida se o ponto de conexão/transição entre encosta e rede fluvial ocorre no primeiro ponto de afloramento de montante a jusante ou no último ponto de afloramento ao qual terá conectividade hidrológica superficial até o exutório do curso de primeira ordem.

Para tentar sanar esta dúvida foi levantado três hipóteses de onde exatamente inicia o curso de primeira ordem: (1) primeiro ponto de afloramento de água superficial no sentido e direção montante para jusante; (2) o ponto onde de montante a jusante teria conectividade hidrológica superficial até o exutório do curso de primeira ordem; (3) onde os processos geomorfológicos se distinguem consideravelmente entre processos de encosta e processos fluviais. processos geomorfológicos. Montgomery e Dietrich (1988) realizaram análises empíricas entre a área de contribuição e a declividade para o início da incisão do canal. Gangodagamage et al. (2011) realizaram análises morfométricas e geomorfológicas em bacias embutidas obtendo resultados diferenciando morfométricamente de maneira significativa a região de encosta e fluvial. Fan et al. (2013) buscaram relações hidrogeológicas, hidrológicas, geomorfológicas e de uso de solo para a determinação do início do canal fluvial por técnicas de geoprocessamento. Godsey e Kirschner (2014) realizaram grande esforço em trabalhos de campo equacionando parâmetros morfométricos e hidrológicos de bacias para discutir o início da rede de drenagem.

Desta maneira é possível afirmar que enquanto Dunne(1990) e Montgomery e Dietrich (1994) estudaram os processos geomorfológicos, que moldam a superfície terrestre, Montgomery e Dietrich (1988), Gangodagamage et al. (2011), Fan et al. (2013) e Godsey e

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Kirschner (2014) analisaram a própria superfície terrestre sujeita a processos como os demonstrados por Dunne (1990) e Montgomery e Dietrich (1994) (Figura 4).

Montgomery e Dietrich (1994) explicaram alguns processos formadores dos canais (Figura 4), os quais variam de acordo com a área de contribuição e a declividade. Logo também é possível propor que a conectividade geomorfológica entre a encosta e a rede fluvial acontece juntamente ao início do canal, pois os processos geomorfológicos se diferenciam dos que ocorrem nas encostas. Todavia, a existência da feição de canal não está obrigatoriamente relacionada à existência do escoamento superficial.

Figura 4 – Processos de formação de canal. Adaptado de Montgomery e Dietrich (1994).

Em períodos não chuvosos, a conectividade hidrológica entre encosta e rede fluvial se dá de modo subsuperficial e subterrâneo. A água ingressante ao rio provém de escoamentos subsuperficiais e subterrâneos da encosta localizada à montante da rede fluvial. Em casos de solos de baixa coesão pode ocorrer aporte de sedimento a partir do processo de piping, retro erosão tubular, ou por erosão por exfiltração (seepageerosion), ou, no popular, água que brota da terra, mesmo em períodos sem chuva, ou seja, fonte perene de sedimento.

O processo de erosão por exfiltração é explicado em Dunne (1990), em que solos e rochas de baixa coesão, o solo em contato com a superfície é carregado com a água que brota da terra (exfiltração), assim gerando sedimento. Dunne (1990) correlacionou que em eventos chuvosos extremos o processo de erosão por exfiltração pode ser o responsável pela desestabilização do talude. De modo semelhante, Tsukamoto et al. (1982) levantou em campo a presença de piping, retro erosão tubular, em uma série de escorregamentos ocorridos no

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Japão. Embora a erosão através de piping não tenha sido considerada por Montgomery e Dietrich (1994) como processo geomorfológico de formação de canal, o mesmo está presente no processo de deflagração de escorregamentos (TSUKAMOTO et al., 1982). Dunne (1990) demonstrou como o processo de erosão por exfiltração pode deflagrar escorregamentos em áreas declivosas. Montgomery e Dietrich (1994), complementando a importância do processo de erosão por exfiltração, demonstraram que a erosão por exfiltração é um processo de formação de canal em paisagens com baixa declividade, sem a deflagração de escorregamentos.

Os processos de formação de paisagem, que são processos geomorfológicos, são explicados por Montgomery e Dietrich (1994). Alguns destes processos ocorrem nas cabeceiras das bacias, ou seja, onde há a conexão entre os processos de encosta com os processos fluviais que embora distinguido na Figura 4. Dunne (1990) e Tsukamoto et al.

(1982) já demonstraram que os processos de piping podem ocorrer nos mesmos locais dos escorregamentos, os deflagrando ou não. Esses processos geomorfológicos moldam a paisagem montanhosa, sejam pela geração de sedimento por piping ou demais processos hidrossedimentológicos, pela formação de cicatrizes geradas por escorregamentos e, caso grande oferta de água na encosta, por fluxo de detritos.

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