Se, no passado, a contribuição fluvial assumiu papel primordial no processo de fornecimento de sedimentos para a plataforma setentrional portuguesa, actualmente o cenário é diferente. A construção de barragens e a extracção de inertes nos troços vestibulares dos cursos de água reduziram drasticamente o volume de sedimentos debitados para a plataforma. Por outro lado, a subida do nível relativo do mar levou a que as zonas estuarinas se comportassem como receptoras de sedimentos (Swift, 1976), impedindo que parte dos materiais carreados pelos rios fosse transportada para o oceano.
O caudal fluvial sólido debitado pela bacia do Vouga foi estimado primeiramente, por Dias (1987), em 212,9x103 m3.ano-1, sendo 26,9x103 m3.ano-1 transportados junto ao fundo e
186x103 m3.ano-1 transportados em suspensão. Na obtenção destes volumes foi utilizado o método
de Langbein e Schumm (1958). Este método empírico, desenvolvido com base em dados obtidos em bacias dos Estados Unidos, correlaciona a quantidade de sedimentos transportados pelos rios com a precipitação efectiva (diferença entre a precipitação total e a evapotranspiração). A sua aplicação a outras regiões é questionável devido à inadequação dos seus coeficientes numéricos originais aos diferentes regimes climáticos. Magalhães (1999) aplicando o mesmo método obteve um volume total de sedimentos de 351,4x103 m3.ano-1, em que 39,6x103 m3.ano-1 são
transportados junto ao fundo e 311,8x103 m3.ano-1 são transportados em suspensão. Estes
valores, claramente superiores aos estimados por Dias (1987), fazem supor diferentes processos de cálculo dos parâmetros contemplados, desconhecendo-se, em concreto, os factores correctivos utilizados.
Os resultados obtidos por Teixeira (1994), através da utilização de soluções gráficas e numéricas que traduzem a relação entre precipitação, produção específica e área da bacia, são semelhantes aos estimados por Dias (1987). Com efeito, a carga sedimentar avaliada por Teixeira (1994) é de 238x103 m3.ano-1. O maior contributo, correspondente a 75% do volume total
debitado para a laguna, provém do sistema fluvial do Vouga (179x103 m3.ano-1), sendo mais de
metade carreado pelo rio Águeda. Os débitos sedimentares dos rios Antuã (22,3x103 m3.ano-1) e
Boco (5,7x103 m3.ano-1) representam apenas 10% e 2% da carga sólida total, respectivamente.
Em ano médio, cerca de 20% dos sedimentos carreados por via fluvial para a Ria de Aveiro são areias (aproximadamente 50x103 m3), contribuindo o Vouga com cerca de 35x103 m3 (Teixeira,
1994). Nos últimos trinta anos, a extracção de inertes (areias) nas zonas vestibulares do Rio Vouga tem vindo a aumentar. Embora se desconheça a magnitude real dos volumes extraídos, cálculos efectuados por Teixeira (1994), admitindo que por cada tonelada de cimento consumido em Aveiro se extraíram 0,25 m3 de areia dos depósitos fluviais, apontam para uma sobreexploração dos
Na bacia hidrográfica do Vouga encontram-se várias barragens, sendo as mais importantes, ainda que de dimensões reduzidas, as de Burgães e de Padrastos, instaladas no Rio Caima, e a de Ribafeita, localizada no Rio Vouga. A capacidade de armazenamento da barragem de Burgães é de 408x106 m3, enquanto as de Ribafeita e de Padrastos têm capacidades de
100x106 m3 e de 10x106 m3, respectivamente (Loureiro et al., 1986). O cálculo da eficiência de
retenção de sedimentos nestas barragens, efectuado por Teixeira (1994), permite constatar que as obras de Ribafeita e de Padrastos são incapazes de reter volumes significativos de sedimentos (<0,1%), sendo Burgães a que apresenta uma maior eficiência (38%). De acordo com Loureiro (1987 in Teixeira, 1994), o volume médio de sedimentos retido em Burgães não excede os 850 m3 ano-1, o que representa menos de 0,4% do volume total drenado para a Ria de Aveiro.
O caudal sólido drenado para a Ria de Aveiro pelas linhas de água corresponde apenas a uma pequena fracção (um quarto a um oitavo) dos produtos erodidos dos solos da bacia hidrográfica (Teixeira, 1994). Ao atingir o sistema estuarino-lagunar, filtro entre o continente e o oceano, os sedimentos experimentam deposição e transporte selectivos. As partículas mais grosseiras, que constituem cerca de 20% da carga sólida, depositam-se nos locais onde as correntes são mais fracas, isto é, no troço montante dos canais, sendo por vezes acompanhadas pelos sedimentos mais finos (argilas) que, por adsorção superficial de catiões, tendem a formar agregados e acabam por se depositar. As partículas que permanecem em suspensão ou que são transportadas junto ao fundo, e conseguem atingir o canal da embocadura, são subtraídas da laguna principalmente durante os períodos de vazante das marés vivas quando a velocidade das correntes é mais elevada e a remobilização dos sedimentos de fundo mais efectiva. De acordo com Allen (1970), a transferência de sedimentos para a plataforma ocorre quando o jacto de maré ou de cheia rompe a barreira energética litoral.
A plataforma estudada é particularmente influenciada pelo débito sedimentar dos cursos de água localizados a norte (principalmente do Douro) e a sul (Mondego). O volume de sedimentos virtualmente transportados junto ao fundo e em suspensão para o estuário do Douro e Mondego foram estimados por Dias (1987) e Magalhães (1999) e, ainda que sobrevalorizados, espelham a importância do Douro no fornecimento de sedimentos para a margem setentrional ibérica (Tabela 4.3). Oliveira et al. (1982) estimaram os caudais arenosos transportados pelo Douro para a plataforma, em regime natural (antes da construção das barragens), em cerca de 1,8x106 m3.ano-1
de areias. Após a construção da barragem de Crestuma-Lever este valor diminui para 0,25x106 m3.ano-1, o que representa uma redução da ordem dos 86%. Medições efectuadas pelo
Instituto de Ciências Biomédicas de Abel Salazar, em 1993, indicam que o volume de partículas >11 Φ exportado por este rio é de 0,18x106 m3.ano-1 (Bordalo e Sá, comunicação
Tabela 4.3 Estimativas dos volumes transportados anualmente (103m3.ano-1) pelos rios Douro e Mondego.
Transporte Douro Mondego
Dias (1987) Junto ao fundo 760,4 124,2
Em suspensão 7 778,1 668,2
Total 8 538,5 792,4
Magalhães (1999) Junto ao fundo 329,2 79,9
Em suspensão 1 919,5 403,4
Total 2 248,7 483,3
O litoral constitui uma fonte sedimentar significativa para a plataforma. Actualmente, e como consequência da subida do nível médio do mar e, fundamentalmente, das acções antrópicas verificadas quer nos cursos de água, quer nas praias, o litoral apresenta um comportamento transgressivo. A elevação do nível relativo da água do mar, implicando a adaptação do perfil de equilíbrio, converteu os estuários e os troços vestibulares dos rios em zonas de deposição de sedimentos. A diminuição do fornecimento fluvial associada à intervenção humana induziu um balanço sedimentar negativo que é compensado pela erosão das praias e das dunas no sector Espinho – Cabo Mondego. Ferreira (1993) estimou em 1,2x106 m3.ano-1 e 1,5x106 m3.ano-1 os
volumes médios de sedimentos retirados à praia (emersa e submersa) e às dunas pela erosão em 5 sectores da linha de costa entre Aveiro e o Cabo Mondego, respectivamente nos períodos de 1973-1980 e 1980-1990. Esta erosão é promovida pela acção esporádica dos temporais, sendo as oscilações infragravíticas na velocidade da corrente transversal à costa e o transporte médio de fundo (“undertow”) os mecanismos responsáveis pela erosão da praia emersa e pelo transporte dos sedimentos para o largo (Russel, 1993 in Ferreira, 1998). As partículas erodidas movem-se longilitoralmente para sul do Cabo Mondego e simultaneamente são depositadas na praia submersa e na plataforma interna (Ferreira, 1993).
Ria de Aveiro
5.1 Introdução
A Ria de Aveiro constitui um sistema estuarino-lagunar, de águas pouco profundas, bem misturado, que comunica com o Oceano Atlântico, através de um canal fixado artificialmente. Constituindo uma interface entre o continente e a área de estudo torna-se necessário conhecer a sua dinâmica para caracterizar os contributos sedimentares para a plataforma adjacente. O transporte e a deposição de sedimentos nos sistemas estuarinos são fundamentalmente controlados pelo padrão de circulação de água, determinado pela interacção entre as descargas fluviais e os fluxos de água do mar (Allen, 1997). De acordo com Swift (1976), nas condições ambientais actuais, os estuários funcionam simultaneamente como fornecedores de partículas finas, transportadas fundamentalmente em suspensão, e receptores de partículas grosseiras provenientes dos sistemas fluvial e litoral.
As partículas em suspensão possuem um espectro granulométrico que é função das condições hidrodinâmicas e hidroquímicas do sistema. Na realidade, a matéria particulada em suspensão integra múltiplas populações de classes granulométricas, cujas características variam em escalas temporais reduzidas, quando a turbulência na coluna de água se altera e, também, em escalas mais longas, quando há mudança da fonte sedimentar e do tipo de partículas elementares (van Leussen, 1994; Eisma et al., 1997; Fettweis et al., 1998). As partículas estuarinas compreendem normalmente, para além de sedimentos finos, agregados complexos de matéria orgânica e mineral de diferente granulometria, densidade, porosidade e grau de coesão (stickiness) (Eisma et al., 1991; Fettweis et al., 1998) e elementos biogénicos (e.g. cocosferas e carapaças de foraminíferos) e bioclásticos (e.g. cocólitos em suspensão).
A dinâmica da matéria particulada em suspensão é extremamente complexa. Aparentemente, as partículas de menor granulometria e densidade e as de forma tabular, apresentando baixas velocidades de queda, tenderiam a permanecer em suspensão. Contudo, os
sedimentos finos, característicos das suspensões, podem possuir propriedades coesivas que afectam a velocidade de queda das partículas. A coesão torna-se importante em partículas inferiores a 20 µm, sendo o grau de coesão variável consoante o tipo de mineral. A caulinite é a menos coesiva, a ilite intermédia e a esmectite é a mais coesiva (Metha e Lott, 1987; Metha, 1989). Numa mistura de sedimentos, em que a fracção argilosa é superior a 10%, forças electrostáticas, actuando entre as partículas, podem conduzir à formação de agregados (flóculos), cujo tamanho e velocidade de queda são superiores aos das partículas elementares. Estudos efectuados por Fennessy e Dyer (1996 in Dyer e Manning, 1999) no estuário do Elba evidenciaram a existência de flóculos com a mesma velocidades de queda, mas com uma vasta gama de dimensões e densidades, e de flóculos com o mesmo tamanho mas de diferentes densidades e velocidades de queda.
A floculação (entendida como processo conducente à formação de flóculos) e a sedimentação (velocidade de queda) são condicionadas, entre outros factores, pela concentração das suspensões, verificando-se, de acordo com Migniot (1968), um aumento progressivo de ambos até um limite crítico de 15 g.l-1. A esta concentração, a velocidade de sedimentação dos flóculos
pode ser 10 vezes superior à que se observa em suspensões de 1 a 2 g.l-1. Contudo, acima do
limite crítico de concentração várias interacções ocorrem entre os flóculos e entre estes e o fluxo vertical induzido, verificando-se uma redução da velocidade de sedimentação (hindered settling).
A floculação requer colisões entre partículas. A colisão é promovida por movimentos brownianos, pela turbulência do fluxo e pela deposição diferencial dos sedimentos (Krone, 1972; McCave, 1984; Mehta, 1989; Dyer e Manning, 1999; Winterwerp, 2002). Contudo, apenas uma fracção das colisões produz floculação, sendo a sua eficácia da ordem dos 10% ou mesmo inferior (Edzwald et al., 1974 in Eisma, 1993). Nos sistemas estuarinos, a floculação devido a movimentos brownianos é pouco significativa (McGave, 1984), o mesmo acontecendo relativamente aos efeitos da deposição diferencial (Stolzenbach e Elimelich, 1994 in Winterwerp, 2002), pelo que a turbulência é determinante no processo de formação de agregados. Todavia, outros factores propiciam a floculação tais como a dimensão e a concentração de partículas, a salinidade, a temperatura e a matéria orgânica. O número de colisões efectivas aumenta com a concentração das partículas e com a redução da sua granulometria. Metha (1989) refere que em suspensões cuja concentração excede 100 a 300 mg.l-1, a sedimentação livre (free settling) é substituída por
sedimentação de flóculos (flocculation settling) devido ao aumento da colisão entre partículas. Em ambientes de água doce, a intensidade do potencial electrocinético é elevada e as partículas argilosas, que normalmente possuem carga negativa, tendem a repelir-se, não ocorrendo floculação. Nos estuários, o potencial é reduzido por interacção dos catiões livres presentes na água e as partículas podem flocular (Eisma, 1993). Experiências realizadas por Krone (1962) mostraram que a floculação atinge rapidamente uma situação de equilíbrio a uma
salinidade de 5‰, considerada baixa quando comparada com a salinidade da água do mar (35‰) (Fig. 5.1). Salinidade (‰) Vel ocid ad e de Queda (10 -3cms -1) Salinidade (‰) Vel ocid ad e de Queda (10 -3cms -1) Salinidade (‰) Vel ocid ad e de Queda (10 -3cms -1)
Fig. 5.1 Efeito da salinidade na floculação em função da concentração de partículas (baseado em dados em
Krone, 1962) (adaptado de Meade, 1972 in Eisma, 1993).
A elevada importância que foi dada à salinidade como mecanismo de floculação é, actualmente, questionada à medida que outros processos (biofloculação, agregados orgânicos, peletização) têm sido identificados. As substâncias orgânicas absorvidas pelos minerais argilosos e as películas mucosas produzidas por actividade bacteriana (Eisma, 1993; Dyer e Manning, 1999), tendo cargas positivas, intensificam significativamente o processo de floculação, aumentando a força de ligação e tornando os flóculos mais resistentes à ruptura. Os organismos induzem a floculação da matéria particulada em suspensão de várias formas. As bactérias aumentam a adesão interpartículas ao produzir finas películas mucosas de polissacarídeos na superfície dos sedimentos em suspensão. A floculação biológica pode ainda resultar da ingestão de partículas argilosas e da sua subsequente excreção como peletas fecais ou da rejeição de partículas que foram envolvidas em muco nas guelras (peletas pseudofecais), não tendo passado no tracto digestivo (Eisma, 1993). Os cocolitóforos e as diatomáceas podem actuar como núcleos de floculação. Efectivamente, a matéria particulada em suspensão retida nos filtros, apresenta flóculos que incluem cocólitos e cocosferas, bem como diatomáceas e minerais argilosos. A floculação de partículas minerais com matéria orgânica aumenta significativamente a sua velocidade de queda, como demonstrado pelas experiências de Kranck (1984 in Eisma, 1993) (Fig. 5.2).
A formação de flóculos aumenta ainda a baixas temperaturas, pois a redução da amplitude dos movimentos térmicos dos iões contribui para a diminuição da repulsão.
Num fluxo turbulento, o crescimento e a fragmentação dos flóculos é um processo dinâmico e contínuo desde que hajam partículas coesivas em suspensão (Metha e Lott, 1987; Manning e Dyer, 1999). Na realidade, a turbulência aumenta o número de colisões entre as partículas suspensas, favorecendo a taxa de crescimento dos flóculos mas, pode também diminuir
o tamanho dos flóculos através dos processos de fragmentação associados às tensões de corte turbulentas (van Leussen, 1997 in van Leussen, 1999).
Tempo (dias) Co nce ntr açã o (p pm ) Tempo (dias) Co nce ntr açã o (p pm ) Tempo (dias) Co nce ntr açã o (p pm )
Fig. 5.2 Relação entre a concentração e o tempo de queda de suspensões constituídas por partículas inorgânicas, por matéria orgânica ou por flóculos formados por matéria orgânica e inorgânica (Kranck, 1984
in Eisma, 1993).
O processo de deposição dos sedimentos coesivos depende da combinação de diversos factores, incluindo a dimensão, a velocidade de queda e o grau de coesão da matéria em suspensão. Os flóculos fortemente aglutinados resistem à tensão de corte e acabam por se depositar. Porém, os mais frágeis fragmentam-se em microflóculos, ou partícula a partícula e voltam a ser carreados em suspensão pelas forças hidrodinâmicas (Eisma, 1993; Teisson et al., 1993). A deposição das partículas e dos flóculos tornam-se mais efectivos durante períodos de águas paradas, quando as forças turbulentas do escoamento estão ausentes e a tensão de corte no fundo se torna inferior ao valor crítico para deposição (Krone, 1962). Quando as correntes se tornam mais intensas, durante os períodos de vazante e de enchente, a tensão de corte no fundo aumenta e, se exceder o valor crítico para erosão, as partículas e os flóculos do leito sedimentar são erodidas.
A ressuspensão dos sedimentos finos nos estuários é complexa devido à variabilidade dos processos biogeoquímicos e à sua influência na tensão de corte crítica (para erosão) e na taxa de erosão. Estes dois parâmetros reflectem a resistência oferecida pelo peso imerso das partículas, pelas componentes coesivas e pelas forças de ligação interpartículas (Dade et al., 1992 in Maa et al., 1998). Quando o fundo é constituído por sedimentos finos as forças coesivas entre as partículas sedimentares depositadas tornam-se importantes, provocando um aumento da tensão de corte crítica. Dyer (1986) refere que mesmo uma pequena percentagem de argila, entre os 5 e
9%, é suficiente para promover a aglutinação de partículas, a qual aumenta à medida que o teor de argila se eleva (acontecendo o mesmo com a tensão de corte crítica). A ressuspensão ou erosão dos sedimentos finos pode ocorrer partícula a partícula ou agregado a agregado. Todavia, as argilas consolidadas do fundo quebram-se normalmente em fragmentos que, sujeitos à corrente de fundo, são susceptíveis de se fragmentarem ainda mais, e serem colocados em suspensão, sob a forma de partículas individuais ou em pequenos agregados (Eisma, 1993).
Uma das características dos estuários verticalmente homogéneos ou parcialmente misturados é a presença de uma zona de turbidez máxima, em que os valores da concentração da matéria particulada em suspensão são superiores aos dos rios afluentes (Dyer, 1995 in Dyer, 1997). Esta zona, localizada na extremidade da “intrusão” salina (onde a salinidade é mínima), move-se ao longo do estuário por acção das descargas fluviais, da amplitude de maré (marés vivas e mortas) e da fase de maré (Eisma, 1993; Dyer, 1997). Quando as descargas fluviais são intensas, o máximo de turbidez avança pelo estuário. Porém, quando os débitos de água doce são reduzidos verifica-se um recuo do máximo de turbidez. Durante as marés vivas, o aumento do nível médio das águas no extremo montante do estuário é responsável pelo recuo da zona de turbidez, ocorrendo o inverso nas marés mortas. Em estuários com grande amplitude de marés é possível verificar-se que, após as marés vivas, à medida que a amplitude e as correntes de maré diminuem menos material é erodido e ressuspenso. Nestas condições, na zona de turbidez máxima, um maior número de partículas é susceptível de se depositar, formando uma camada de vasa fluida junto ao leito. Durante as marés mortas, a vasa tende a compactar e as tensões de corte crítico para erosão aumentam, pelo que nem todo o sedimento é erodido. A localização e a concentração do máximo de turbidez variam igualmente ao longo das fases do ciclo de maré. Assim, na preia-mar a turbidez máxima localiza-se no extremo montante do estuário, enquanto na baixa-mar é advectada para jusante. Esta forma de circulação actua como uma armadilha de sedimentos, que retarda a saída de materiais para a plataforma adjacente.
Desconhecem-se trabalhos que identifiquem a zona de turbidez máxima na Ria de Aveiro. Todavia, Silva (1994) refere que no extremo interior dos canais existe uma grande dispersão de partículas transportadas, não ocorrendo de forma significativa a situação de máximo de turbidez.