UNIVERSIDADE FEDERAL DA BAHIA INSTITUTO DE GEOCIÊNCIAS
PROGRAMA DE PESQUISA E PÓS-GRADUAÇÃO EM GEOLOGIA ÁREA DE CONCENTRAÇÃO:
GEOLOGIA MARINHA, COSTEIRA E SEDIMENTAR
TESE DE DOUTORADO
CONTRIBUIÇÃO DO APORTE FLUVIAL DE SEDIMENTOS
PARA A CONSTRUÇÃO DAS PRINCIPAIS PLANÍCIES
QUATERNÁRIAS DO ESTADO DA BAHIA
JULIANA MARIA DA SILVA BERNAL
SALVADOR 2016
CONTRIBUIÇÃO DO APORTE FLUVIAL DE SEDIMENTOS
PARA A CONSTRUÇÃO DAS PRINCIPAIS PLANÍCIES
QUATERNÁRIAS DO ESTADO DA BAHIA
Juliana Maria da Silva Bernal
Orientador: Prof. Dr. José Maria Landim Dominguez
Tese de Doutorado apresentada ao Programa de Pós-Graduação em Geologia
do Instituto de Geociências da
Universidade Federal da Bahia como requisito parcial à obtenção do Título de
Doutor em Geologia, Área de
Concentração: Marinha, Costeira e Sedimentar.
SALVADOR 2016
DEDICATÓRIA
Ao meu companheiro Adeylan N. Santos, por todo apoio e amor dedicado. À minha filha amada Maria Clara, pela motivação e carinho de todos os dias, ofereço.
Aos meus adoráveis pais, Francisco Bernal e Clotilde Bernal pelo
incondicional apoio, amor e
confiança. À minha querida e saudosa avó Maria Ercília (in
memorian), pelo exemplo de
AGRADECIMENTOS
Meus sinceros agradecimentos a todos que de diversas formas tornaram possível a realização deste trabalho.
Ao meu orientador, José Maria Landim Dominguez, pela confiança, paciência e admirável profissionalismo.
Ao Prof. Abílio C.S.P. Bittencourt, por sua colaboração, sábios conselhos e apoio constante.
À amiga e Prof.ª Junia K. Guimarães pelas valiosas contribuições, pelo apoio e dedicação contínua, minha eterna gratidão por ter me encorajado e acreditado.
A todos os amigos do LEC – Laboratório de Estudos Costeiros, companheiros de trabalho, pelo apoio, carinho e incentivo durante esta longa caminhada, tornando os dias de trabalho mais leves e alegres.
À Prof.ª Simone Cruz pelo apoio, força e confiança, que muito me encorajou a concluir.
Ao Marcos Esquivel, Joanito Oliveira, Iana Durr, Rajendra Genz e Rosane Aquino por toda colaboração e sugestões.
Ao Prof. Newton de Oliveira Carvalho pela presteza no apoio bibliográfico.
Ao Dr. Fernando Campagnoli que gentilmente contribuiu enviando seu mapa e sugestões.
Aos professores Zelinda Leão, Lucas do Nascimento, Augusto Minervino, Geraldo Marcelo Lima, Ana Amélia Wanderley, Ana Cláudia Andrade, Iracema Reimão e Jailma de Oliveira pelo carinho, incentivo e atenção.
Às instituições: CNPq pela concessão da bolsa, à CPRM e ANA pelo fornecimento de dados de base, e à Pós-Graduação em Geologia/UFBA.
Aos bibliotecários e funcionários do Instituto de Geociências.
Às queridas amigas Myna Lizzie, Paloma Avena, Renata Rebouças, Mariluce Machado e Carol Poggio pelo apoio emocional e logístico nos momentos mais importantes.
Aos meus queridos médicos Dr. Paulus F. Mascarenhas, Dr. Guilherme Brito, Dr. Rodrigo Guindalini, Dra. Sônia Ferraz e Dra. Kamel Emília Moreira que brilhantemente e com muita competência cuidaram da minha saúde contribuindo para que este momento fosse possível.
À Clotilde Bernal, minha mãe e grande amiga, por toda ajuda e confiança, seu apoio e amor foram fundamentais.
À Maria Clara Bernal Santos, minha grande motivação e fonte diária de energia positiva, alegria, carinho e companheirismo, pela paciência na espera de um trabalho que “nunca acabava” e tantas vezes me fizeram ausente.
Ao Adeylan N. Santos, companheiro de vida, pelo amor, dedicação e paciência. Às minhas amigas, que mesmo de longe, estão sempre presentes me apoiando.
À minha querida família de Canavieiras, especialmente à Arlete Nascimento que carinhosamente nunca mediu esforços para me apoiar.
À minha querida família – minhas irmãs Rafaela e Isabela Bernal, meus irmãos João Gabriel e Helder Bernal, sua esposa Roberta Zamora, meu pai Francisco Bernal, e sua esposa Márcia Bernal, que sempre estiveram ao meu lado, me apoiando em todos os momentos, incentivando, e encurtando as distâncias através do amor. “Vocês foram fundamentais”!
“Mas se os rios surgem e perecem e se as mesmas partes da Terra não são sempre úmidas, o mar também deveria, necessariamente, secar. E se em alguns lugares o mar recua, enquanto em outros invade, evidentemente as mesmas partes da Terra como um todo não seriam sempre mar, nem sempre terra, mas no processo do tempo tudo muda.”
Aristóteles in “Meteorológica, Ca”. 355 A.C.
“A utopia está lá no horizonte. Me aproximo dois passos, ela se afasta dois passos. Caminho dez passos e o horizonte corre dez passos. Por mais que eu caminhe, jamais alcançarei. Para que serve a utopia? Serve para isso: para que eu não deixe de caminhar.”
Eduardo Galeano in “Las Palabras Andantes”, (1993).
RESUMO
O Estado da Bahia possui a linha de costa mais extensa do Brasil, com mais de 1.000 km de extensão, apresentando uma vasta diversidade de ambientes costeiros. A zona costeira baiana pode ser subdivida em quatro compartimentos principais, de acordo com suas características fisiográficas: Costa do Litoral Norte, Costa dos Riftes Mesozoicos, Costa Deltaica do Jequitinhonha e Pardo e Costa Faminta do Sul da Bahia. Tais características são resultado da interação entre a herança geológica, variações do nível do mar, clima e suprimento de sedimentos. Destacam-se dentre as inúmeras feições presentes nesta costa, o delta do rio Jequitinhonha e as planícies quaternárias, onde se observa o acúmulo de vastos depósitos arenosos. Com o objetivo de compreender ainda mais sobre a gênese e a dinâmica dessas feições, os estudos relacionados ao suprimento de sedimentos revelam-se como importante elemento de investigação. Neste trabalho, buscou-se, a partir da modelagem da produção de sedimentos para todas as bacias hidrográficas (BHs) que deságuam na costa do Estado da Bahia, avaliar a contribuição do aporte de sedimentos fluviais na construção das planícies quaternárias e, com isso, apresentar um dado quantitativo inédito que contribua para a corroboração dos modelos propostos de caracterização da zona costeira da Bahia, bem como, colaborar para a melhor compreensão a cerca da evolução e dinâmica desses ambientes. A produção de sedimento foi calculada utilizando-se a Equação Universal de Perda de Solos – EUPS, a partir dos planos de informações, tais como, precipitação, propriedades dos solos, fatores topográficos e uso do solo. A equação foi calibrada com os dados de medição de sedimento em suspensão, obtidos em dez estações sedimentométricas mais próximas das desembocaduras de cada uma das sub-bacias em estudo, a partir das quais foi calculada a descarga sólida total aplicando-se o método de Colby. O resultado da EUPS foi comparado à descarga sólida total calculada, obtendo-se a taxa de transferência de sedimentos, considerando somente a carga de leito. O valor do aporte fluvial acumulado durante o Holoceno foi comparado com as áreas de depósito de sedimentos arenosos holocênicos. A produção de sedimento total anual, estimada pela perda de solo laminar, foi de 945 x 106 toneladas por ano, para uma área de 332.230 km2. A média anual da descarga sólida total para toda a área estudada (BHs que deságuam na costa da Bahia) foi de 23 x 106 toneladas de sedimentos por ano. Após o cálculo do SDR e considerando somente a carga fluvial de fundo, o aporte que permaneceria depositado nas áreas das planícies holocênicas foi de 7 x 106 toneladas multiplicada por 8 mil anos (representativo do acúmulo sedimentar pós estabilização do nível do mar), resultando num depósito de 63 x 109 toneladas para toda a costa, sendo 85% desses, provenientes dos rios da costa deltaica. O resultado total do balanço sedimentar entre os depósitos fluviais e os depósitos holocênicos foram equivalentes em ordem de grandeza corroborando o papel dos rios na formação da planície costeira.
ABSTRACT
The State of Bahia has the most extensive line of coast of Brazil, being over a 1.000 km in length, featuring a wide diversity of coastal environments. Its coastal zone can be subdivided into four main compartments, according to its physiographic characteristics: Northern Littoral Coast, Mesozoic Riftes Coast of, Deltaic Coast of the Jequitinhonha River, and Sediment Starved Southern Coast. These characteristics are the result of interactions between the geological heritage, sea level variations, climate and sediment supply. Standing out among the many features present on this coast are the Jequitinhonha River Delta and the quaternary plains, where the accumulation of vast sandy deposits can be observed. In order to understand more about the genesis and the dynamics of these features, studies related to sediment supply are revealed as an important research element. This work sought to, using the modeling of sediment yield for all river basins (BHs) discharging on the State of Bahia coast, evaluate the contribution of river sediments in the construction of the quaternary plains and, therefor e, present an unprecedented quantitative data which contributes to the corroboration of the proposed models for characterization of Bahia’s coastal zone, as well as collaborate to better understand the evolution and dynamics of these environments. Sediment yield was calculated using the Universal Soil Loss Equation - USLE, from the information plans, such as precipitation, soil properties, topographic factors and soil use. The equation was calibrated with the suspended sediment measurement data obtained in ten sedimentometric stations close to the mouth of each of the sub-basins under study, from which the total solid discharge was calculated by applying the Colby method. The EUPS result was compared to the total solid discharge calculated, obtaining the sediment delivery ratio (SDR), considering only the load bed. The value of the fluvial contribution accumulated during the Holocene was compared with the Holocene sandy sediment deposition areas. The total annual sediment production, which was estimated by the loss of laminar soil, was 945 x 106 tons per year, for an area of 332,230 km2. The annual average of the total solid discharge for the entire studied area (BHs that discharge on the coast of Bahia) was 23 x 106 tons of sediment per year. After SDR calculation and considering only the river bottom load, the contribution that would remain deposited in the Holocene plains areas was 7 x 106 tons multiplied by 8 thousand years (representing the sedimentary accumulation after sea level stabilization), resulting in a deposit 63 x 109 tons for all the coast, 85% of which are from the rivers of the deltaic coast. The results of both the fluvial input estimates and holocene deposits have shown a consistency with the physiography of the coastal compartments that were analyzed, suggesting that in addition to the importance of the fluvial sediment supply, coastal drift along the coastline plays an important role in the dispersion and deposition of these sediments. Keywords: Strandplain, Fluvial Sediments, Sediment Balance, Bahia.
LISTA DE FIGURAS
Figura 1 – Mapa de localização da área de estudo, mostrando as sub-bacias da Região Hidrográfica do Atlântico Leste, que deságuam na costa do Estado da Bahia, com destaque às principais planícies
costeiras presentes na área de estudo. ...22
Figura 2 – Mapa geológico simplificado das BHs do Atlântico Leste que deságuam na costa da Bahia, destaque às principais planícies costeiras presentes na área de estudo (modificado da CPRM 2004)...23
Figura 3 – A: Curva esquemática de variação do nível relativo do mar nos últimos 150.000 anos para a costa leste-nordeste do Brasil; B: curva de variação do nível relativo do mar para a região de Salvador (modificado de Martin et al. 1979, 2003)...26
Figura 4 – Fluxograma de trabalho. ...29
Figura 5 – Modelo digital de elevação das BHs que deságuam na costa da Bahia, modificado de Miranda (2005). ...30
Figura 6 – Mapa com distribuição dos registros de precipitação espacializados em resolução global de 10’, dados do IPCC (2013). ...31
Figura 7 – Mapa da distribuição dos solos nas BHs do Atlântico Leste que deságuam na costa da Bahia, modificado de Embrapa (2011). ...32
Figura 8 – Mapa de uso da terra elaborado a partir dos dados digitais disponibilizados pela Embrapa (2002). ...33
Figura 9- Programa utilizado para o cálculo da descarga sólida total, pelo método de Colby, elaborado por Prodanoff (1996, 2008). ...41
Figura 10 - Localização das estações de medição sedimentométricas. ...43
Figura 11 – Mapa mostrando a direção da deriva litorânea os principais depósitos quaternários e as principais desembocaduras e planícies costeiras, modificado de CBPM (2008). As setas indicam o sentido da deriva litorânea segundo Bittencourt et al. (2000). ...46
Figura 12– Distribuição percentual dos valores do índice de erosividade para a área de estudo. ...48
Figura 13– Mapa de precipitação total anual, série de 1961 a 1991 (dados IPCC 2013). ...49
Figura 14- Mapa de erosividade da chuva – Fator R. ...50
Figura 15 – Mapa de erodibilidade do solo – Fator K. ...54
Figura 16 – Mapa do comprimento e declividade da vertente – Fator LS. ...56
Figura 17– Mapa do Fator CP – Uso, manejo do solo e práticas conservacionistas. ...58
Figura 18- Distribuição percentual da área ocupada correspondente a cada índice do fator CP. ...59
Figura 19– Mapa de perda de solo – EUPS. ...61
Figura 20– Gráfico da perda de solos total em toneladas por ano para as sub-bacias em análise e em ordem crescente. ...62
Figura 21 - Mapa de potencial de produção de sedimentos do Brasil, modificado de Campagnoli (2006 e 2008), legenda alterada de t.km-2.a-1 para t.ha-1.ano-1. ...66
Figura 22 – A) Mapa de potencial natural à erosão - NPE para o território brasileiro. B) Porcentagem da área de ocorrência de cada classe do mapa de potencial natural à erosão, modificado de Silva et
al.(2011). ...66
Figura 23 – Mapa de perda de solo – EUPS, aplicada na área de abrangência das estações. ...68
Figura 24 - Média anual de descarga sólida total para os rios analisados em ordem latitudinal e escala logarítmica. ...72
Figura 25- Descarga de sedimentos em suspensão (modificado de Souza & Knoppers 2003). ...72
Figura 26 – Produção de sedimentos em suspensão em grandes bacias hidrográficas brasileiras, (modificado de Lima et al. 2005, 2006). ...74
Figura 27 – Comparação entre as estimativas de aporte fluvial e depósitos holocênicos para os últimos 8 mil anos. ...84
Figura 28 – Mapa síntese dos aportes para cada compartimento da costa. ...85
Figura 29 – Costa do Litoral Norte. ...86
Figura 30 – Costa dos Riftes Mesozoicos. ...87
Figura 31 – Costa deltaica do Jequitinhonha e Pardo. ...88
Figura 32 – Costa Faminta do Sul da Bahia. ...89
LISTA DE TABELAS
Tabela 1 – Classificação do nível de degradação referente à perda de solo por erosão (Riquier 1982):
...35
Tabela 2 – Dados das estações selecionadas e suas respectivas bacias de drenagem, quantidade de registros utilizados e períodos das séries históricas das medidas de vazão líquida e de descarga de sedimentos em suspensão. ...42
Tabela 3 – Classes de enquadramento do índice de erosividade anual (R). ...48
Tabela 4– Valores da erodibilidade dos solos – Fator K (MJ.mm.ha-1.h-1.ano-1 ) e propriedades de cada classe de solo utilizada na equação adotada (Denardin 1990). ...52
Tabela 5 – Índice de erodibilidade em ordem crescente e a respectiva área ocupada na região de estudo. ...53
Tabela 6 – Porcentagem em área, das diferentes classes do Fator LS. ...55
Tabela 7 – Classes de uso da terra, valores de CP, e área ocupada, adaptado de Stein et al. (1987). ....59
Tabela 8 – Perda de Solos em toneladas por ano. ...62
Tabela 9 – Classes de perda de solos em toneladas proporcional à área total das BHs Leste. ...62
Tabela 10 – Classes de perda de solos em toneladas proporcional à área da sub-bacia 50 – Itapicuru. 63 Tabela 11 – Classes de perda de solos em toneladas proporcional à área da sub-bacia 51 – Paraguaçu, incluindo os rios Jacuípe e Jequiriça. ...63
Tabela 12 – Classes de perda de solos em toneladas proporcional à área da sub-bacia 52 – Contas...63
Tabela 13– Classes de perda de solos em toneladas proporcional à área da sub-bacia 53 – Pardo, incluindo o rio Cachoeira. ...63
Tabela 14 – Classes de perda de solos em toneladas proporcional à área da sub-bacia 54 – Jequitinhonha. ...63
Tabela 15 – Classes de perda de solos em toneladas proporcional à área da sub-bacia 55 – Mucuri, incluindo o rio Alcobaça. ...64
Tabela 16 – Perda de Solos em toneladas para área de abrangência das estações fluviométricas. ...67
Tabela 17 – Equações aplicadas a cada período de dados para o cálculo da descarga sólida total de sedimentos. ...70
Tabela 18 – Média anual da descarga sólida total para cada estação, em ordem latitudinal. ...71
Tabela 19 – Fluxos de sedimento em suspensão segundo Souza & Knoppers (2003) e Lima et al. (2005). ...73
Tabela 20 – Cálculo do SDR. ...75
Tabela 21 – Aplicação do SDR na perda de solos da área total. ...75
Tabela 22 – Valores de SDR, área de drenagem da estação e área total das bacias. ...76
Tabela 24 – Estimativa da quantidade de sedimentos arenosos aportados pelos rios, para a zona costeira nos últimos 8 mil anos. ...78 Tabela 25 – Volumes arenosos holocênicos emersos. ...79 Tabela 26 – Volumes de sedimentos arenosos holocênicos submersos. ...79 Tabela 27 – Massa total de sedimentos arenosos holocênicos (emersos e submersos) em toneladas. ...80 Tabela 28 – Estimativa dos depósitos arenosos holocênicos para os quatro compartimentos principais da costa da Bahia. ...84
SUMÁRIO
1. INTRODUÇÃO ...16 2. OBJETIVOS ...20 2.1 Objetivo Geral ...20 2.2 Objetivos Específicos ...20 3. ÁREA DE ESTUDO ...21 3.1 Localização ...21 3.2 Aspectos Físicos ...213.3 Parâmetros Oceanográficos e Dispersão de Sedimentos ...24
3.4 Variações do Nível do Mar e Evolução Costeira ...25
4. MATERIAIS E MÉTODOS DE PESQUISA ...27
4.1 Bases Cartográficas e Temáticas ...27
4.2 Modelagem da EUPS em Ambiente de SIG ...34
4.2.1 Fator R – Erosividade das Chuvas ...35
4.2.2 Fator K - Erodibilidade do Solo ...36
4.2.3 Fator L e S – Comprimento e Declividade da Vertente ...37
4.2.4 Fator C e P – Uso e Manejo do Solo e Práticas Conservacionistas ...38
4.3 Taxa de Transferência de Sedimentos - SDR...39
4.3.1 Cálculo da Descarga Sólida Total ...40
4.4 Calculo do Aporte de Sedimentos Arenosos Fluviais depositados nas Planícies Holocênicas ...44
4.5 Cálculo do Volume de Sedimentos Arenosos Depositados nas Planícies Holocênicas...44
4.5.1 Depósitos Emersos (planícies holocênicas) ...44
4.5.2 Depósitos Arenosos Atuais Submersos ...45
4.5.3 Conversão Volume para Massa (t) ...45
4.6 Cálculo do Balanço de Sedimentos para o Holoceno ...45
5. RESULTADOS E DISCUSSÃO ...47
5.1 Cálculo e Espacialização dos Fatores da EUPS ...47
5.1.1 Fator R – Erosividade das Chuvas ...47
5.1.2 Fator K - Erodibilidade do Solo ...51
5.1.3 Fator L e S – Comprimento e Declividade da Vertente ...55
5.1.4 Fator C e P – Uso e Manejo do Solo e Práticas Conservacionistas ...57
5.2 Cálculo da perda de solos – EUPS ...60
5.3 Cálculo da Taxa de Transferência de Sedimentos ...67
5.3.1 Cálculo da EUPS para a Área de Abrangência das Estações ...67
5.3.3 Taxa de Transferência de Sedimentos – SDR ...75
5.4 Aporte dos Sedimentos Arenosos Fluviais depositados nas Planícies Holocênicas ...77
5.5 Volume dos Sedimentos Arenosos Depositados nas Planícies Holocênicas ...79
5.5.1 Depósitos Emersos (planícies holocênicas) ...79
5.5.2 Depósitos Submersos ...79
5.5.3 Volume convertido para toneladas ...79
5.6 Balanço de sedimentos no Holoceno ...80
6. CONSIDERAÇÕES FINAIS ...91
1. INTRODUÇÃO
O Estado da Bahia possui a linha de costa mais extensa do Brasil, com mais de 1.000 km de extensão, apresentando uma vasta diversidade de sistemas costeiros. Segundo Dominguez & Bittencourt (2012) a zona costeira baiana pode ser subdividida em quatro compartimentos principais, de acordo com suas características fisiográficas: Costa do Litoral Norte, Costa dos Riftes Mesozoicos, Costa Deltaica do Jequitinhonha e Pardo e Costa Faminta do Sul da Bahia. Ainda segundo os referidos autores, essas características são fruto da interação entre a herança geológica, variações do nível do mar, clima e suprimento de sedimentos.
Está presente ao longo da zona costeira baiana uma grande diversidade de feições geomorfológicas, tais como: afloramentos do embasamento cristalino de idade Arqueano e de rochas sedimentares das bacias mesozoicas; falésias ativas e inativas esculpidas nos sedimentos Neógenos da Formação Barreiras; extensas baías, recifes de coral e bancos de arenito; além de ambientes deposicionais como as planícies costeiras quaternárias, foco deste estudo, onde são encontrados terraços marinhos arenosos de idades pleistocênica e holocênica, depósitos eólicos e depósitos flúvio-lagunares (Dominguez & Bittencourt 2012).
As planícies costeiras se desenvolveram durante o Quaternário possuindo diferentes dimensões e histórias evolutivas. Esses depósitos são resultado de uma complexa interação de fatores como suprimento de sedimentos, história do nível do mar, o desenvolvimento dos recifes de corais, ondas, marés e clima (Dominguez et
al. 2009). As mais extensas planícies costeiras presentes ao longo da costa são a
planície de Caravelas, a planície deltaica do rio Jequitinhonha, a planície costeira da Bacia do Almada (Lagoa Encantada) e a planície costeira do rio Itapicuru, cuja a apresentação é apresentada na figura 1.
Observa-se que apesar destas planícies terem se configurado sob a influência de fatores em comum, como a história das variações do nível do mar e o clima, em escala de detalhe, porém, a evolução de cada área é muito diferente e desafia simplificações (Dominguez et al. 2009).
A fisiografia local, como nos casos, a) da planície deltaica dos rios Jequitinhonha e Pardo, b) do desenvolvimento de recifes de corais defronte à planície de Caravelas e c) do vale inciso associado à Bacia do Almada, foi um diferencial que influenciou em suas histórias evolutivas e atuais configurações.
Diversos trabalhos abordaram a evolução destas planícies, como os de Dominguez (1983), Dominguez et al. (1983, 1987), Martin et al. (1996), Andrade (2000), Andrade et al. (2003), Almeida (2006), Almeida et al. (2006), e Dominguez (2006 a, b).
No caso da evolução quaternária da planície dos rios Jequitinhonha e Pardo os primeiros estudos (Dominguez 1983; Dominguez et al. 1983, 1987 e Martin
et al. 1996) destacavam principalmente o papel das oscilações do nível relativo do
mar durante o Quaternário (transgressões e regressões marinhas) e a relação da deriva litorânea e o efeito de molhe hidráulico no processo de construção dessa planície litorânea.
Estes trabalhos enfatizavam a grande contribuição sedimentar de origem marinha disponibilizada pelo abaixamento do nível relativo do mar para a progradação dessas feições. Concomitante a esse processo, a deriva litorânea transportaria esses sedimentos, sendo os mesmos depositados posteriormente em armadilhas presentes na zona costeira, como por exemplo, o efeito de molhe hidráulico das desembocaduras fluviais (Martin et al. 1980, Dominguez et al. 1987, 1992). Com base neste modelo evolutivo, acreditava-se que os rios desempenhavam um papel secundário no suprimento de sedimentos para a construção das planícies costeiras.
Com o avanço dos estudos relacionados à história evolutiva dos ambientes costeiros, fatores como as mudanças climáticas e o suprimento de sedimentos passaram a ser considerados importantes elementos de investigação (Brommer & Bochev-van der Burgh 2009), proporcionando uma melhor compreensão a respeito da gênese e da dinâmica das planícies costeiras.
No que diz respeito à contribuição dos sedimentos fluviais, recentemente, Bernal (2009) demonstrou que o aporte fluvial do Rio Jequitinhonha, no sul da Bahia, desempenhou um papel primordial na progradação de sua feição deltaica. Verificou-se ainda, a partir da modelagem de perda de solos, um significativo aumento na produção de sedimento em decorrência do desmatamento na bacia hidrográfica do rio Jequitinhonha nos últimos 300 anos aproximadamente (Bernal & Dominguez 2010).
A importância do aporte fluvial de sedimentos na zona costeira e nos oceanos é observada desde as primeiras estimativas globais de produção de sedimentos realizadas por Holemam (1968) e Millimam & Meade (1983), sendo os
rios a principal fonte de material sólido e dissolvido transportado para os oceanos (Millimam & Meade 1983; Slattery & Phillips & 2011).
Segundo Zenkovich (1967), os rios e as cargas fluviais exercem uma variedade de efeitos sobre a dinâmica e a morfologia das costas oceânicas, constituindo muitas vezes um fator decisivo no seu desenvolvimento. Nesse sentido, a história evolutiva da zona costeira está intrinsecamente ligada à evolução das bacias hidrográficas e sua capacidade na distribuição de sedimentos na linha de costa (Carter & Woodroffe, 1994).
A quantidade de sedimentos transportados pelos rios e seu consequente aporte para a zona costeira pode ser grandemente afetado pela interferência humana nas bacias hidrográficas (Millimam & Meade 1983, Syvitski et al. 2005).
Muitos trabalhos têm evidenciado esta relação, principalmente em regiões deltaicas, como por exemplo, os de Syvitski (2003), Syvitski et al. (2005 e 2009) e Tanabe et al. (2006). Adicionalmente, outras pesquisas apontam o desmatamento como o principal fator antrópico que ocasiona um grande aumento na produção de sedimento, bem como, as barragens, como o principal agente de retenção de sedimentos (Syvitski 2003, Millimam et al. 1987, Saito et al. 2001 e Yang et al. 2002).
Desta forma, o conhecimento da carga de sedimentos fluviais que alcança o oceano representa uma importante informação, tanto para a compreensão do balanço de sedimentos na zona costeira, como para o entendimento da história evolutiva quaternária (Dominguez & Bittencourt 1996, Dominguez et al. 1992). Segundo Martin et al. (1993), tais tipos de estudo podem fornecer informações valiosas sobre mudanças paleoambientais e sobre tendências da dinâmica atual, auxiliando na resolução de diversos problemas, como aqueles relacionados aos fenômenos de erosão e sedimentação costeira.
A quantificação da produção de sedimentos em uma bacia hidrográfica pode ser realizada através de medições de campo em estações sedimentométricas ou estimada a partir de modelos matemáticos que utilizam as características físicas e ambientais da bacia.
No Brasil, alguns trabalhos integraram os estudos de bacias hidrográficas e suas implicações ambientais na zona costeira, como por exemplo, os de Carvalho & Cunha (1998), Oliveira (1999), Aquino et al. (2003), Queiroz (2003), Souza & Knoppers (2003), Almeida (2004), Medeiros et al. (2007), Almeida et al. (2006) e
Bernal & Dominguez (2010). Estes trabalhos estimaram a produção de sedimentos para bacias hidrográficas que deságuam diretamente no oceano utilizando a medição direta em estações sedimentométricas e, ou, a aplicação de equações de
perda do solo. Alguns resultados demonstraram alterações no ciclo
hidrossedimentológico das bacias, decorrentes principalmente das atividades humanas e os consequentes impactos na zona costeira adjacente (Oliveira 1999, Queiroz 2003, Medeiros et al. 2007); outros resultados, avaliaram as implicações para a evolução da zona costeira (Almeida 2004, Almeida et al. 2006 e Bernal 2009). Desta forma, o presente estudo pretendeu, a partir da modelagem da produção de sedimentos para as bacias que deságuam na costa do Estado da Bahia, estimar o fluxo de sedimentos fluviais para a Costa Leste do Brasil, bem como avaliar a contribuição do aporte fluvial de sedimentos na construção das suas planícies holocênicas e, com isso, apresentar um dado quantitativo inédito que contribua para melhorar a compreensão da evolução da zona costeira da Bahia (Dominguez & Bittencourt 2012, Dominguez et al. 2009 e Bittencourt et al. 2005).
2. OBJETIVOS
2.1 Objetivo Geral
Avaliar a contribuição do aporte fluvial de sedimentos na construção das planícies holocênicas quaternárias do Estado da Bahia.
2.2 Objetivos Específicos
Modelar a produção de sedimentos para as bacias hidrográficas que deságuam no Estado da Bahia;
Calcular a descarga sólida total e a taxa de transferência de sedimentos
(SDR - Sediment Delivery Ratio);
Estimar o volume total de sedimentos quaternários holocênicos acumulados nas planícies costeiras do Estado da Bahia;
Contabilizar os créditos relativos de sedimentos oriundos do aporte fluvial depositados nas planícies holocênicas do Estado da Bahia;
Correlacionar a variação espacial da magnitude dos aportes sedimentares com a distribuição das feições geomorfológicas presentes no ambiente costeiro.
3. ÁREA DE ESTUDO
3.1 Localização
A área de estudo compreende as Bacias Hidrográficas (BHs) do Atlântico Leste que deságuam na costa do Estado da Bahia, e as principais planícies holocênicas que ocorrem ao longo da linha de costa baiana (Figuras 1 e 2). A área das BHs em estudo está localizada aproximadamente entre as coordenadas geográficas de 10º00'S e 18°70’S de latitude sul e de 37°40’W e 43°70’W de longitude oeste, compreendendo os Estados da Bahia e parte de Minas Gerais.
As BHs do Estado da Bahia representam 89% da Região Hidrográfica Atlântico Leste, incluindo as sub-bacias do: Itapicuru; Vaza Barris e outros; Paraguaçu, Jequiriça e outros; Contas, Almada, Pardo e outros; Jequitinhonha; Mucuri, Itanhém e outros (ANA 2010). Juntas elas possuem aproximadamente 332.233 km² ou 33 x 106 hectares de área de drenagem.
3.2 Aspectos Físicos
Os litotipos encontrados nas BHs são constituídos principalmente de rochas metamórficas, intrusivas e sedimentares de idades variadas, abrangendo idades que vão do Arqueano e do Proterozoico Médio e Superior ao Quaternário (Figura 2). Cinco domínios geológicos são definidos como principais: Embasamento; Bacia Sedimentar do Rio Pardo; Supergrupo Bahia; Formação Barreiras e Depósitos Quaternários (CPRM 2004; HIGESA 1996). Dentre os depósitos quaternários existentes encontram-se as planícies costeiras, as quais são caracterizadas por extensos terraços marinhos pleistocênicos e holocênicos, depósitos fluviais e lagunares, zonas úmidas, mangues e ilhas arenosas (Dominguez 2009).
Grande parte da região hidrográfica do Atlântico Leste está situada na região do semi-árido nordestino, caracterizado por apresentar períodos críticos de prolongadas estiagens, resultado da baixa pluviosidade e alta evapotranspiração (ANA 2010). Em sua maior parte, a região hidrográfica do leste é caracterizada pela pequena extensão e vazão de seus corpos d’água.
O clima ao longo da zona costeira é úmido, ocorrendo as maiores médias anuais de precipitação entre Salvador e Ilhéus (1.800-2.600 mm.ano-1). Estes
valores diminuem para sul no sentido de Caravelas e para norte no sentido de Mangue Seco (Figura 14).
A vegetação presente nas BHs do Leste é bastante heterogênea e possui fragmentos dos Biomas Floresta Atlântica, Caatinga, pequena área de Cerrado e os biomas Costeiros e Insulares. Nesta região é observada uma das maiores evoluções da ação antrópica sobre a vegetação nativa. A caatinga foi devastada pela pecuária que invadiu os sertões; o Recôncavo Baiano e a Zona da Mata foram desmatados para a implantação da cultura canavieira; e as matas úmidas do sul da Bahia foram substituídas pelas plantações de cacau. Ainda hoje, o extrativismo vegetal, principalmente para exploração do potencial madeireiro, representa uma das atividades de maior impacto sobre o meio ambiente (ANA 2010).
Figura 1 – Mapa de localização da área de estudo, mostrando as sub-bacias da Região Hidrográfica
do Atlântico Leste, que deságuam na costa do Estado da Bahia, com destaque às principais planícies costeiras presentes na área de estudo.
Figura 2 – Mapa geológico simplificado das BHs do Atlântico Leste que deságuam na costa da Bahia, destaque às principais planícies costeiras presentes na área de estudo (modificado da CPRM 2004).
3.3 Parâmetros Oceanográficos e Dispersão de Sedimentos
A costa do Estado da Bahia apresenta regime de maré classificada como de mesomaré semidiurna. A altura das marés de sizígia pode variar ao longo da costa, como por exemplo, no Porto de Salvador alcança uma altitude de 2,7 m, no Porto de Ilhéus de 2,4 m e, no arquipélago de Abrolhos de 2,13 m (DHN, 1999).
Os ventos alísios de nordeste, leste e sudeste, oriundos da Alta Subtropical do Atlântico Sul, bem como os avanços periódicos da Frente Polar Atlântica, com ventos de sul-sudeste, são elementos importantes da circulação atmosférica na zona costeira do Estado da Bahia. De uma maneira geral, esta costa está condicionada aos ventos de leste e nordeste durante a primavera e o verão e por ventos de leste e sudeste durante o outono e o inverno (Martin et al. 1998).
As direções de propagação das frentes de onda que alcançam a linha de costa do Estado da Bahia variam ao longo do ano em consequência das mudanças nesses padrões de ventos. As ondas de leste e nordeste predominam na costa com altura variando entre 1 e 2 metros e período de 6 a 8 segundos. Contudo, há um incremento nessa energia gerada pelo aumento na frequência do avanço de frentes frias. Nessas condições, as ondas podem alcançar de 2 a 3 m e o período pode variar entre 10 e 12 s (Pianca et al. 2010).
Segundo Dominguez et al. (1992) e Bittencourt et al. (2000), os padrões de ventos são os principais responsáveis pelas frentes-de-onda que alcançam a linha de costa do Estado da Bahia, que vêm de E e NE, com altura de 1,0 m e período de 5,0 s, e de SE e SSE, com altura de 1,5 m e período de 6,5 s.
Bittencourt et al. (2000) usando as direções médias das principais frentes de onda, suas alturas e períodos, modelaram os padrões de refração de onda ao longo Costa da Bahia e a dispersão de sedimentos arenosos ao longo da litoral. Concluíram que, em termos gerais, o transporte entre Mucuri e Salvador é dominantemente para o norte, enquanto entre Salvador e Mangue Seco é predominantemente para sudoeste. A figura 2 apresenta os sentidos de dispersão de sedimentos ao longo da linha de costa (Bittencourt et al. 2000, 2005).
3.4 Variações do Nível do Mar e Evolução Costeira
A descrição da evolução paleogeográfica da região costeira do Estado da Bahia está fundamentada nos trabalhos de Bittencourt et al. (1979), Martin et al. (1980 e 2003) e Dominguez et al. (1981).
No Plioceno, ocorreu a sedimentação da Formação Barreiras sob condições de clima semiárido sujeito a chuvas concentradas e torrenciais. No final desta sedimentação, durante o Pleistoceno, o clima tornou-se mais úmido e teve início uma transgressão, denominada de Transgressão Mais Antiga, que erodiu a porção externa da Formação Barreiras. Durante a regressão seguinte formaram-se depósitos continentais do tipo leques aluviais coalescentes no sopé das falésias esculpidas no evento anterior.
Ao longo do Quaternário, a costa leste brasileira foi afetada por pelo menos outros dois importantes eventos transgressivos, mais recentes do que a Transgressão Mais Antiga. No evento seguinte, denominado de Penúltima Transgressão, o nível do mar atingiu um máximo por volta de 120.000 anos A.P., posicionando-se a 8 ± 2 m acima do nível atual. A partir deste evento houve um abaixamento do nível do mar, quando foram depositados terraços arenosos. A denominada Última Transgressão, iniciada após o evento regressivo anterior, alcançou um máximo por volta de 5.600 anos cal. A.P., quando o nível do mar alcançou uma posição de 4,8 ± 0,5 m acima do nível atual. Após este evento o nível relativo do mar exibiu uma tendência ao abaixamento até o nível atual interrompida por duas oscilações de alta frequência, ocorridas por volta de 4.000 e 2.000 anos A.P., nas quais o nível relativo do mar alcançou posições mais baixas do que o nível atual (Martin et al. 1979; Martin et al. 1983; Suguio et al. 1985) (Figura 3).
Importante ressaltar para este estudo, que por volta de 8.000 anos atrás, os grandes lençóis de gelo já haviam derretido e tão logo o nível eustático do mar parou de subir, os sistemas fluviais começaram a se recuperar e alguns estuários foram rapidamente preenchidos (Dominguez & Bittencourt 2012). De acordo com Dominguez et al. (2009) é o caso por exemplo dos estuários/baías associados aos rios Jequitinhonha, Almada e Itapicuru os quais já estavam completamente preenchidos por volta de 5.000-6.000 anos cal AP.
Figura 3 – A: Curva esquemática de variação do nível relativo do mar nos últimos 150.000 anos para a costa leste-nordeste do Brasil; B: curva de variação do nível relativo do mar para a região de Salvador (modificado de Martin et al. 1979, 2003).
4. MATERIAIS E MÉTODOS DE PESQUISA
As principais etapas deste trabalho foram: (i) aquisição de informações sobre a área de estudo, compilação de dados hidrológicos, cartográficos e fisiográficos; (ii) manipulação e tratamento dos dados, (iii) geração e discussão dos resultados e (iv) redação final do trabalho. A figura 4 apresenta um fluxograma com as etapas de obtenção dos resultados a partir dos dados de entrada.
4.1 Bases Cartográficas e Temáticas
As informações espaciais, elaboração e apresentação de todos os produtos cartográficos deste estudo foram realizadas utilizando o Sistema de Referência Geocêntrico para as Américas – SIRGAS 2000 em coordenadas geográficas (GCS).
Para definir a área das BHs em estudo, utilizou-se a delimitação da Região Hidrográfica Atlântico Leste, restringindo a demarcação dos limites apenas às bacias que deságuam na costa do Estado da Bahia (Figura 1).
A rede de drenagem foi obtida em formato digital, disponibilizada pela Agência Nacional das Águas – ANA (2010), nas escalas 1: 1.000.000 e 1: 2.500.000.
Na elaboração do mapa de elevação foi utilizado os dados do projeto
Shuttle Radar Topography Mission – SRTM, através dos mosaicos elaborados pela
Embrapa Monitoramento por Satélites (Miranda 2005), na escala de 1: 250.000, formato: GEOTIFF (16 bits) resolução espacial: 90 metros. O tamanho das células do Modelo Digital de Elevação – MDE foram dimensionadas em 0,001º, equivalente a 100 x 100 metros ou 1 hectare, bem como os demais mapas em formato raster, resultando na padronização da dimensão das células para a execução das operações algébricas entre os diferentes planos de informação que compõem a equação de perda de solo, utilizada neste trabalho (Figura 5).
O mapa de precipitação total anual foi elaborado a partir dos dados compilados do centro de distribuição de dados do Intergovernmental Panel on
Climate Change - IPCC (2013). Foram utilizados os dados de precipitação de 1.008
registros espacializados com resolução de 10’. O período da série histórica de dados foi de 1961 a 1990 (Figura 6).
O mapa de solos foi elaborado a partir do Mapa de Solos do Brasil, produzido pela Empresa Brasileira de Pesquisa Agropecuária – Embrapa (2011), na escala de 1: 5.000.000, disponibilizado em formato digital, adaptado e modificado para a representação da distribuição dos tipos de solos da área de estudo deste trabalho (Figura 7).
O mapa de uso da terra foi elaborado a partir da carta de cobertura vegetal do Brasil, produzido pela Embrapa Monitoramento por Satélites (2002), com base em dados do sensor Vegetation do satélite Spot IV, com resolução de 1 km, desenvolvido no âmbito do programa Global Land Cover 2000 - GLC 2000 através de uma iniciativa coordenada pelo Institute for Environment and Sustainability - IES (Figura 8). No mapa de uso da terra são apresentadas também as barragens existentes na área em estudo, onde estão construídas as usinas hidrelétricas de acordo com os dados obtidos pela Agência Nacional de Energia Elétrica – ANEEL (2016). As barragens somente foram utilizadas para caracterização, não contemplando análises de impactos ambientais, pois não foi objetivo deste estudo.
O mapa geológico das BHs foi elaborado a partir dos dados digitais publicados pela Companhia de Pesquisa de Recursos Minerais – CPRM (2004), na escala de 1: 1.000.000. Para a elaboração do mapa geológico do Quaternário, com detalhe nas planícies costeiras, foram utilizados os dados digitais da Companhia Baiana de Pesquisa Mineral – CBPM (2008), na escala de 1: 1.000.000.
O programa utilizado neste trabalho para a digitalização e geração dos mapas, bem como, o tratamento dos dados cartográficos foi o ArcMap 9.3® da ESRI
Figura 5 – Modelo digital de elevação das BHs que deságuam na costa da Bahia, modificado de Miranda (2005).
Figura 6 – Mapa com distribuição dos registros de precipitação espacializados em resolução global de 10’, dados do IPCC (2013).
Figura 7 – Mapa da distribuição dos solos nas BHs do Atlântico Leste que deságuam na costa da Bahia, modificado de Embrapa (2011).
4.2 Modelagem da EUPS em Ambiente de SIG
Para estimar a produção de sedimentos fluviais, das bacias hidrográficas em estudo, adotou-se a Equação Universal de Perda do Solo – EUPS (Universal Soil
Loss Equation – USLE), desenvolvida na década de 50, revisada e amplamente
difundida por Wischmeier & Smith (1978). Esta equação incorpora parâmetros naturais e antrópicos da bacia hidrográfica. Do resultado da equação, obtém-se o valor da perda de solo média anual, a qual representa a erosão laminar na bacia hidrográfica.
Equação Universal de Perda de Solos: A= R K L S C P, onde: A = perda de solo calculada por unidade de área (t.ha-1.ano-1); R = fator de erosividade da chuva (MJ.mm.ha-1.h.ano-1); K = fator de erodibilidade do solo (t.ha.h.ha-1.MJ.mm); L = fator de comprimento do declive (adimensional); S = fator de grau de declive (adimensional);
C = fator de uso e manejo (adimensional);
P = fator de prática conservacionista (adimensional).
A produção de sedimento foi obtida através do produto de todos os fatores integrantes da equação de perda do solo, em planos de informação gerados no programa ArcMap 9.3®, no formato raster, com células de 0,001º x 0,001º, os quais foram submetidos a uma operação de multiplicação utilizando álgebra de mapas.
De acordo com as recomendações propostas pela Food and Agriculture
Organization of the United Nations – FAO para classificação do grau de erosão
hídrica e eólica, utilizou-se a Tabela 1 para classificar os valores de degradação referentes à erosão apresentada por Riquier (1982).
Os valores de erosão são classificados em quatro classes, variando de nulo a muito forte, sendo os valores classificados como “forte e muito forte” referentes a uma erosão acima de limites toleráveis, normalmente em áreas com forte degradação induzidas por voçorocas, deslizamentos e desbarrancamentos, ou mesmo em áreas sujeitas à forte erosão, quando estão desprotegidas da cobertura vegetal.
Tabela 1 – Classificação do nível de degradação referente à perda de solo por erosão (Riquier 1982).
4.2.1 Fator R – Erosividade das Chuvas
O fator erosividade da chuva (R) expressa a capacidade da chuva, esperada em uma dada localidade, de causar erosão em uma área sem proteção (Bertoni & Lombardi Neto 1999). A relação entre a perda de solo e as características da chuva é, segundo os estudos de Wischmeier & Smith (1978), diretamente proporcional, quando os outros fatores que determinam a perda de solo, são mantidos constantes. Essa correlação é expressa a partir do produto da energia cinética da chuva por sua máxima intensidade em trinta minutos.
Devido à escassez e a ausência de dados de intensidade da chuva (EI), na área estudo, foi utilizada a equação proposta por Lombardi Neto & Moldenhauer (1992) para o cálculo do EI.
EI = 68,730 (p2/P)0,841 onde:
EI = média mensal do índice de erosão em megajoule x milímetro de chuva por unidade de área (hectare) por hora de chuva (MJ.mm.ha-1.h.ano-1);
p = precipitação média mensal (mm); P = precipitação média anual (mm).
O fator R é a soma dos valores mensais dos índices de erosão. Utilizando séries históricas de registros de chuva para 20 anos ou mais, esta equação estima com relativa precisão os valores médios de EI de um local (Bertoni & Lombardi Neto 1999).
Os dados de precipitação foram obtidos no portal do IPCC (2013) - Centro de Distribuição de Dados. Foram utilizados 1008 registros espacializados com resolução de 10’, cobrindo toda área de estudo. Cada registro contém valores de
Classes Erosão Hídrica e Eólica
(t.ha-1.ano-1)
I - nula a pequena até 10
II - moderada 10 a 15
III - forte 50 - 200
precipitação média mensal e a precipitação média anual para a série histórica dos anos de 1961 a 1990 (Figuras 6 e 12).
O fator R foi calculado para cada registro, utilizando-se o programa
Microsoft Office Excel® - 2010 e a seguir foi utilizado o programa ArcMap 9.3®, com
a extensão Spatial Analyst, para interpolar os dados de erosividade gerando uma superfície raster representativa dos valores de R para toda a área investigada.
4.2.2 Fator K - Erodibilidade do Solo
A erodibilidade do solo (K) é a sua vulnerabilidade ou suscetibilidade à erosão. É a relação entre a intensidade da erosão por unidade de índice de erosão causada pela chuva, para uma classe de solo específica, que é mantido continuamente sem cobertura. O fator erodibilidade do solo pode ser entendido como a susceptibilidade de um solo aos processos erosivos (Bertoni & Lombardi Neto 1999).
As diferentes propriedades físicas e químicas inerentes a cada tipo de solo determinarão os valores de erodibilidade causada pela água (Bertoni &
Lombardi Neto 1999). Estas propriedades são: granulometria, textura,
permeabilidade, conteúdo de matéria orgânica e outras propriedades biológicas do solo que exercem diferentes influências na resistência do mesmo à erosão (Silva et
al. 2007).
Devido a dificuldade na determinação direta do índice de erodibilidade, diversos métodos indiretos foram desenvolvidos para obtenção do fator K. Entretanto, não existe um método indireto considerado o melhor para a estimativa da erodibilidade do solo (Lima et al. 2007 e Silva et al. 2000). Apesar disso, Silva et al. (1994), após comparação entre métodos diretos e indiretos para Latossolos do Cerrado brasileiro, afirmam que o método desenvolvido por Dernadin (1990) é o que apresentou os resultados menos imprecisos. Lima et al. (2007) também considerou o método de Denardin (1990) o mais recomendado para a estimativa dos valores de K.
Apesar das incertezas e a falta de um consenso na literatura sobre o método mais adequado para a estimativa do fator K, bem como a falta de medições diretas desse índice para as classes de solo na área de estudo, optou-se pela aplicação do método indireto de Denardin (1990).
A equação proposta por Denardin (1990) utiliza dados das propriedades físicas e químicas de cada classe de solo identificada na área da bacia (Figura 7). Para determinar as propriedades de cada classe solo foram utilizadas as informações pedológicas do Projeto RADAMBRASIL para as folhas SC 24/25 Aracaju/Recife, SD 24 Salvador, SD 23 Brasília e SD 24 Rio Doce (Brasil 1981, Brasil 1982, Brasil 1983, IBGE 1987).
A equação proposta por Denardin (1990) é:
K = 0,00608397 (a) + 0,00834286 (b) – 0,00116162 (c) – 0,00037756 (d), onde:
K = valor estimado para o fator erodibilidade do solo, expresso em toneladas x hora de chuva x unidade de área (hectare) por megajoule x milímetro de chuva x unidade de área (hectare) (t.ha.h.ha-1.MJ.mm);
(a) = permeabilidade do perfil de solo codificada conforme Denardin (1990);
(b) = teor de matéria orgânica (teor de carbono orgânico total multiplicado por 1,72), expresso em percentagem;
(c) = teor de óxido de alumínio extraível por ácido sulfúrico, expresso em percentagem;
(d) = teor de partículas com diâmetro entre 2,0 e 0,5 mm (sendo utilizada nesta pesquisa partículas entre 2,0 e 0,2 mm), expresso em percentagem.
O fator K foi calculado para cada classe de solos aplicando a equação com a ajuda do programa Microsoft Office Excel® - 2010 e a seguir foi atribuído os valores de “K” aos polígonos representativos à cada classe utilizando o programa ArcMap 9.3® e gerando uma superfície raster com a extensão Spatial Analyst.
4.2.3 Fator L e S – Comprimento e Declividade da Vertente
A intensidade da erosão hídrica é fortemente afetada, pelo comprimento e gradiente do declive do terreno. A quantidade de material em suspensão arrastado pela água depende da velocidade com que ela escorre o que por sua vez, é condicionada pelo comprimento e declive da vertente.
Esses dois efeitos são avaliados separadamente e são representados pelos fatores L e S na equação de perda de solo. Para a aplicação prática da equação, os fatores L e S são considerados conjuntamente como um fator topográfico (Wischmeier & Smith 1978, Bertoni & Lombardi Neto 1999). Ainda
segundo Bertoni & Lombardi Neto (1999) o fator LS é a relação esperada de perda de solo por unidade de área em um declive qualquer, em relação a perdas de solo correspondentes a uma parcela unitária de 25 m de comprimento com 9% de declive.
A EUPS utiliza o fator comprimento do declive (L), que é adimensional, adotando o comprimento do declive medido em metros, sem a unidade. O fator declividade (S) da EUPS é caracterizado como o ângulo ou o índice da inclinação do terreno em porcentagem.
Para o cálculo do fator LS foi utilizada a equação (1) de Moore & Wilson (1992).
(1) Onde:
As = unidade de contribuição da área (m2)
β = declividade em graus radianos
“m” e “n” = 0,4 e 1,4 (refletem a interação entre os diferentes tipos de fluxo).
A partir do MDE - Modelo Digital de Elevação (Miranda 2005) (Figura 5), foi calculada a área de contribuição e a declividade com o auxílio do software
ArcMap 9.3®. Para a declividade utilizou-se a extensão “Spatial Analyst” – Slope e
para a área de contribuição foi utilizado a extensão “Hydrology” – aplicando-se inicialmente o “Fill” para remover as imperfeições dos dados do MDE e posteriormente o “Flow Direction” e “Flow Accumulation” calculando a direção do fluxo e o fluxo acumulado. Por fim foi aplicada a equação de Moore & Wilson (1992) resultando no fator LS.
4.2.4 Fator C e P – Uso e Manejo do Solo e Práticas Conservacionistas
O fator uso e manejo do solo (C) é a relação esperada entre as perdas de solo de um terreno com certo tipo de cobertura ou cultivo e as perdas correspondentes se o mesmo terreno fosse mantido continuamente descoberto. O fator de práticas conservacionistas (P) é a relação entre a intensidade esperada de perdas de solo de um terreno que foi cultivado adotando-se determinada prática
conservacionista e as perdas decorrentes se o mesmo tipo de cultura fosse plantada no sentido do declive (morro abaixo) (Bertoni & Lombardi Neto 1999).
Para o cálculo dos fatores C e P, referentes ao uso da terra e cobertura vegetal atual, foi utilizada a metodologia proposta por Stein et al. (1987), a qual estabelece categorias de ocupação e valores correspondentes de CP, para diversos tipos de cultivo e porte de vegetação, considerando-se o valor de P = 1 como representativo da pior situação possível de perda de solo devido a práticas conservacionistas. Este é o caso da área de estudo devido a impossibilidade de se verificar as possíveis práticas conservacionistas existentes. Os valores de CP propostos por Stein et al. (1987) foram atribuídos às classes de uso da terra e cobertura vegetal (Figura 8) das BHs da área de estudo de acordo com as classes de uso representadas no mapa de uso da terra adaptado da Embrapa Monitoramento por Satélites (2002).
4.3 Taxa de Transferência de Sedimentos - SDR
Do total de sedimento erodido e transportado ao longo da bacia de drenagem, parte pode ser depositada no leito do rio, em bancos de areia, barras, em reservatórios, ou na planície fluvial. Apenas uma pequena parte de toda a quantidade produzida aporta efetivamente ao exutório da bacia.
Para estimar a taxa de transferência de sedimentos que alcançam o exutório da bacia, foi utilizada a equação da SDR - Sediment Delivery Ratio, conforme definido em Walling (1983).
Taxa de transferência de sedimentos, SDR = 100Y/At, onde:
SDR = taxa de descarga de sedimento, expressa em percentagem;
Y = aporte de sedimento ao exutório da bacia, expresso em t/ano; At = perda de solo total no interior da bacia, expressa em t/ano.
A estimativa do aporte de sedimentos ao exutório da bacia foi calculada através do resultado da perda de solo (EUPS) e a média da descarga sólida total (item 4.3.1) obtida de séries históricas de dados de descarga líquida e de sedimentos em suspensão das estações sedimentométricas e fluviométricas disponibilizados pela ANA através do Sistema de Informações Hidrológicas – Hidroweb (2014), para as sub-bacias em estudo.
4.3.1 Cálculo da Descarga Sólida Total
Foram utilizados os dados de vazão líquida e os dados de material particulado em suspensão (mps), disponibilizados pelo Sistema de Informações Hidrológicas - Hidroweb (2014) para as sub-bacias em estudo. Utilizou-se as estações mais próximas à foz de cada sub-bacia, que disponibilizassem dados de medição de sedimentos e vazão (Figura 10).
Os dados foram tratados em planilha eletrônica, utilizando-se o programa
Microsoft Office Excel® - 2010.
Inicialmente, foi delimitado o período da série histórica dos dados de vazão de acordo com o período da série disponível de medições da concentração de sedimentos, respeitando-se também o ano hidrológico estabelecido segundo a sazonalidade das chuvas. Para as estações utilizadas foi adotado o ano hidrológico iniciando no mês de outubro até o mês de setembro do ano seguinte, quando se inicia, em média, o período de chuvas, conforme observado por Genz (2006).
Dez estações sedimentométricas foram selecionadas e os dados hidrológicos foram compilados e tratados (Tabela 02). A ausência de dados nas séries históricas de vazão foi preenchida com base nos dados das duas estações mais próximas.
A seguir, foi calculada a descarga sólida total para todos os dados medidos de material particulado em suspensão, adotando o Método Simplificado de Colby de 1957. Este método é baseado no Método Simplificado de Einstein e em várias medições no campo (Carvalho 2008). O método de Colby foi escolhido pelo fato dos dados necessários, tais como, concentração do material em suspensão, vazão, velocidade, profundidade, área e largura da sessão, serem disponibilizados pela ANA, o que não acontece com outros métodos que necessitam de outras variáveis não disponibilizadas.
O cálculo da descarga sólida total foi realizado utilizando-se o programa elaborado por Prodanoff (1996, 2008), o qual permite, após entrada das variáveis que integram a equação de Colby (2), o cálculo automático da descarga sólida total (t/dia), descarga sólida medida (t/dia) e descarga sólida não medida (t/dia), sendo esta última representativa da carga de leito (Figura 9).
Nas quais:
Qst = descarga sólida total, em t.d-1
Qsm = descarga sólida medida, em t.d-1
Qnm = descarga sólida não medida, em t.d-1
q’nm = descarga sólida não medida, obtida a partir da velocidade média,
utilizando-se ábaco, em t.d-1
Q = descarga líquida, em m3.s-1
C’s = concentração medida, em ppm
L = largura do rio, em m K = fator de correção
Figura 9- Programa utilizado para o cálculo da descarga sólida total, pelo método de Colby, elaborado por Prodanoff (1996, 2008).
Diferente das medições dos dados de vazão, que são diários para toda série histórica, os dados de medição de material particulado em suspensão são realizadas apenas uma vez ao mês, e varia de duas a oito medições ao ano. Desta forma, foi realizada uma correlação entre a descarga sólida total e sua vazão líquida correspondente, gerando uma “curva-chave de sedimentos”, procedimento descrito por Carvalho (2008). As curvas foram geradas para as estações selecionadas,
obtendo-se as equações das correlações entre descarga sólida vs vazão. Para séries históricas muito longas e ou com elevados valores de vazão sem registro correspondente de sedimentos, optou-se por dividi-las em diferentes períodos e ou intervalos de vazão ajustando a cada conjunto de dados uma curva com o objetivo de melhorar o ajuste das equações aos dados (aumentando o valor de R2).
As equações geradas foram aplicadas na série histórica dos dados de vazão. Desta forma foi calculada a média e o total da descarga sólida, em toneladas por dia, para os períodos apresentados na tabela 02.
Tabela 2 – Dados das estações selecionadas e suas respectivas bacias de drenagem, quantidade de registros utilizados e períodos das séries históricas das medidas de vazão líquida e de descarga de sedimentos em suspensão.
Local Código Rio Nome estação Série
(mps)
Nº registros
(mps) Série de Vazão
1 50595000 Itapicuru Altamira 08/06/2007 a 24/05/2014 11 01/10/2006 a 30/09/2014 2 51460000 Jacuípe Ponte Rio Branco 17/11/1992 a 01/11/2011 35 01/10/1991 a 30/09/2011 3 51350000 Paraguaçu Argoim 26/08/1992 a 23/07/2013 47 01/10/1992 a 30/09/2013 4 51685000 Jequiriça Jequiriça 25/05/2007 a 10/04/2013 10 01/10/2006 a 30/09/2013 5 52831000 Contas Ubaitaba 26/09/1992 a 03/11/2010 44 01/10/1992 a 30/09/2010 6 53170000 Cachoeira Ferradas 18/02/1992 a 12/12/2011 41 01/10/1992 a 30/09/2011 7 53880000 Pardo Fazenda Nancy 15/05/1993 a 13/12/2013 53 01/10/1993 a 30/09/2013 8 54780000 Jequitinhonha Jacinto 13/10/1971 a 27/03/2014 132 01/10/1971 a 30/09/2013 9 55460000 Alcobaça Medeiros Neto 28/03/1998 a 02/04/2014 45 01/10/1997 a 30/09/2014 10 55699998 Mucuri Nanuque 27/03/1998 a 03/04/2014 39 01/10/1997 a 30/09/2014
4.4 Calculo do Aporte de Sedimentos Arenosos Fluviais depositados nas Planícies Holocênicas
Nesta etapa, foi calculado o SDR conforme descrito no item 4.3, onde, inicialmente foi aplicada a equação de perda de solos, somente para as áreas à montante das dez estações sedimentométricas utilizadas neste estudo. Os resultados da descarga sólida total estimada para os dados medidos foram multiplicados por cem e divididos pelo resultado da estimativa da perda de solo (EUPS), por sub-bacias, conforme descrito no item 4.3.1.
Os valores de SDR foram a seguir aplicados aos resultados de perdas de solos calculados, desta vez, para a área total das sub-bacias analisadas, obtendo-se uma estimativa do aporte total de sedimentos que alcançam às desembocaduras dos rios na área de estudo.
Do total de sedimentos que alcançam às desembocaduras, calculado como descrito acima (SDR aplicado à EUPS), somente, considerou-se a carga de leito ou de fundo, ou seja a fração arenosa que supostamente ficará retida na zona costeira originando as planícies quaternárias. A carga de leito foi obtida pelo método de Colby conforme descrito no item 4.3.1.
Os valores obtidos representam a quantidade de sedimentos arenosos aportados para a zona costeira por ano. Estes valores foram multiplicados por 8.000 (oito mil) para a obtenção de uma estimativa da quantidade total de sedimentos depositada nos últimos 8 mil anos, ou seja desde a estabilização do nível do mar eustático.
Posteriormente esta quantidade em toneladas foi comparada com a quantidade de depósitos existentes na zona costeira da área de estudo, conforme explicação no item abaixo.
4.5 Cálculo do Volume de Sedimentos Arenosos Depositados nas Planícies Holocênicas
4.5.1 Depósitos Emersos (planícies holocênicas)
As áreas de depósitos de sedimentos arenosos holocênicos presentes nas planícies quaternárias da área de estudo (Figura 11) foram delimitadas utilizando os dados digitais do Mapa Geológico do Estado da Bahia (CBPM 2008).
Apenas a área ocupada pela unidade QHl (Areia Litorâneas Regressivas Holocênicas) foi considerada. Depósitos aluvionares recentes, depósitos de mangue e pântanos e depósitos flúvio-lagunares foram ignorados. A área ocupada pela unidade QHl foi multiplicada por uma espessura média de dez metros, obtendo-se o volume em metros cúbicos (m³). O valor de 10 metros de espessura dos depósitos foi escolhido com base nos valores encontrados para estes depósitos em testemunhos realizados por Dominguez (1987) para a planície deltaica do Jequitinhonha e Guimarães (2010) para o Delta do rio Francisco, bem como, três perfis de poços perfurados pela Companhia de Engenharia Rural da Bahia – CERB (1975, 1981, 2012), na área deltaica do Jequitinhonha, demonstrando uma variação de profundidade de 6, 7 e 9 metros respectivamente, entre os limites de areia fina e média e as camadas de argila e rocha calcífera.
4.5.2 Depósitos Arenosos Atuais Submersos
Foram delimitadas também as áreas com depósitos arenosos recentes que recobrem a face litorânea. Para tal considerou-se a área do prisma situada entre a linha de costa atual e a isóbata de 10 metros. O volume de sedimentos contidos neste prisma foi calculado e somado ao volume emerso. Foram excluídos dessa área os arenitos, recifes e terraços de abrasão mapeados por Dominguez et al. (2012a), assim como, foram excluídas as áreas de fundo lamoso e biogênico segundo mapeamento apresentado por Dominguez et al. (2012b).
4.5.3 Conversão Volume para Massa (t)
O volume total (emerso + submerso) em metros cúbicos foi transformada em unidade de massa (toneladas), considerando-se uma porosidade da ordem de 40%, e a densidade do quartzo (2,65 gramas/cm3).
4.6 Cálculo do Balanço de Sedimentos para o Holoceno
O balanço de sedimentos foi calculado comparando-se os valores estimados pelo aporte fluvial (somente carga de leito) dos últimos 8 mil anos em toneladas com o valor depositado também em toneladas. A zona costeira foi compartimentada para esta análise conforme proposto por Dominguez & Bittencourt (2012) e os resultados discutidos conforme esta classificação juntamente com os sentidos preferenciais para a deriva litorânea (Figura 11) conforme Bittencourt et al. (2000).
Figura 11 – Mapa mostrando a direção da deriva litorânea os principais depósitos quaternários e as principais desembocaduras e planícies costeiras, modificado de CBPM (2008). As setas indicam o sentido da deriva litorânea segundo Bittencourt et al. (2000).
