CENTRO DE CIÊNCIAS HUMANAS, EDUCAÇÃO E LETRAS PROGRAMA DE PÓS-GRADUAÇÃO EM GEOGRAFIA
ALTAIR BENNERT
MORFOLOGIA E ESTRUTURA DE FLUXO NA FORMAÇÃO DE AMBIENTES DE CONFLUÊNCIA: ESTUDO DE CASO DOS RIOS PARANÁ E PIQUIRI
MARECHAL CÂNDIDO RONDON-PR 2018
CENTRO DE CIÊNCIAS HUMANAS, EDUCAÇÃO E LETRAS PROGRAMA DE PÓS-GRADUAÇÃO EM GEOGRAFIA
ALTAIR BENNERT
MORFOLOGIA E ESTRUTURA DE FLUXO NA FORMAÇÃO DE AMBIENTES DE CONFLUÊNCIA: ESTUDO DE CASO DOS RIOS PARANÁ E PIQUIRI
Dissertação apresentada ao Programa de Pós- Graduação em Geografia da Universidade Estadual do Oeste do Paraná, Campus de M.C. Rondon como condição obrigatória para obtenção do título de Mestre em Geografia.
Orientador: Prof. Dr. Oscar Vicente Quinonez Fernandez.
Coorientador: Profª. Drª. Isabel Terezinha Leli.
Coorientador: Prof. Dr. Ericson Hideki Hayakawa.
MARECHAL CÂNDIDO RONDON-PR 2018
Dedicatória
Este estudo é dedicado a minha família (Nilton, Olivia e Bruna) e à Elair Bennert, irmã em memória.
Ao Dr. Oscar Vicente Quinonez Fernandez pelas orientações ao longo da graduação, e nesta etapa de mestrado.
À Dra. Isabel Terezinha Leli pelas contribuições na realização deste estudo, orientações e ensinamentos imprescindíveis para a vida acadêmica e profissional.
Ao Dr. Ericson Hideki Hayakawa por todas as orientações realizadas ao longo da trajetória acadêmica e, principalmente, na realização deste estudo.
Ao Dr. José Cândido Stevaux pelas sugestões e apontamentos realizados no exame de qualificação e defesa, como também durante o desenvolvimento desta pesquisa.
À Dra. Vanessa Cristina Dos Santos pelo auxílio e sugestões no exame de qualificação e defesa final deste estudo.
À Dra. Rafaela Harumi Fujita pelas sugestões no estudo.
À Dra. Leila Limberger pelas sugestões indicadas no exame de qualificação de mestrado.
Ao Leandro Domingos Luz e ao Geovani Lima pelo auxílio no trabalho de campo, etapa importante deste estudo.
Ao Ademar da Silva pelo auxílio e disposição para a realização do trabalho de campo, fornecendo a embarcação, e pelo bom humor, fundamental no campo.
Às demais contribuições realizadas pelo Dr. Vanderlei Grzegorczyk, Dr. Mario Assine (empréstimo do equipamento ADCP), Dr. Otavio Cristiano Montanher (discussões e amparo estatístico), Dr. Tony Vinícius Moreira Sampaio (discussões e amparo geoestatístico), Dr. Aguinaldo Silva (empréstimo do equipamento ecobatímetro), Dr.
Sidney Kuerten, Dr. Fabrício Anibal Corradini, Dr. José Edézio da Cunha, Dra. Marcia Regina Calegari e Dra. Karin Linete Hornes.
À Anilise Dahmer Dvojatzke, secretária do Programa de Pós-Graduação em Geografia, pela colaboração nas questões burocráticas.
Aos colegas de mestrado e integrantes do Grupo Multidisciplinar de Estudos Ambientais (GEA) e do Grupo de Estudo Dinâmica Ambiental no Tempo e no Espaço (Gedate): Carla Michelon Ribeiro, Rafael Sanches, Valdeir Welter, Marcelo Batista, Elcisley David de Almeida Rodrigues, Bruno Aparecido da Silva, Júlio Cezar de Freitas, Rita de Cássia Pereira de Carvalho e demais que conhecemos durante o trabalho, especialmente o Marcos Piovezan, Gabriela Goudard, Otacílio Paz, dentre outros.
Aos professores do curso de Geografia e do Programa de Pós-Graduação em Geografia da Universidade Estadual do Oeste do Paraná (Unioeste), campus de Marechal Cândido Rondon, por todos os ensinamentos durante o período de graduação, os quais proporcionaram uma formação consolidada.
À Coordenação de Aperfeiçoamento de Pessoal de Nível Superior (Capes) pela concessão de bolsa de estudo, que possibilitou a dedicação ao estudo e desenvolvimento do mestrado, e ao Conselho Nacional de Desenvolvimento Científico e Tecnológico (CNPq) pelo fomento em pesquisa do projeto 472012/2014-2.
Aos amigos Fabiane e Nelson Gomes de Souza Neto.
À família, Nilton e Olivia Bennert, por todo incentivo e ajuda na trajetória de estudante e à sobrinha Bruna Leticia da Veiga pelos momentos de descontração.
A Deus, por mais esta etapa.
A todos meu sincero muito obrigado.
Ambientes de confluência são locais na rede de drenagem que apresentam uma complexa estrutura de fluxo, com transporte de sedimentos e morfologia do leito de características próprias. Neste contexto, o objetivo geral é caracterizar o ambiente de confluência entre os rios Paraná e Piquiri, contemplando a estrutura do fluxo, a morfologia do leito e a concentração de sedimentos. Os materiais e procedimentos incluíram: i) a realização de atividade de campo para coleta de carga suspensa e de fundo e o seu tratamento em laboratório, ii) a utilização de equipamentos como o ADCP (Acustic Doppler Current Profiler) para estimar parâmetros como vazão, temperatura, direção de fluxo, iii) a Ecossonda para o levantamento batimétrico e elaboração do mapeamento do leito a partir de krigagem ordinária, e iv) a elaboração de modelo de regressão para estimar a concentração de sedimentos suspensos a partir da correlação do sinal de retorno do ADCP com o material coletado em ambos os rios. Os resultados referentes à morfologia do leito na confluência evidenciam a posição do talvegue do Rio Paraná na margem esquerda e do Rio Piquiri no centro do canal. A discordância do leito na confluência indica que o Rio Piquiri é mais profundo que o Rio Paraná. A morfologia de confluência indica a presença da zona de acúmulo de sedimentos e a barra lateral na margem esquerda do Rio Paraná. Em relação à estrutura de fluxo, esta é dominada pelo Rio Paraná. O comportamento do fluxo secundário e dos movimentos helicoidais são distintos nos dois canais. No Rio Paraná são influenciados pela curvatura a montante da confluência, conjunto de ilhas, discordância do leito e a interação do fluxo com o Rio Piquiri. Por sua vez, no Rio Piquiri é influenciada pela curvatura a montante e variação da profundidade do leito.
Também se identificou a zona de estagnação de fluxo, zona de deflação do fluxo, zona de máxima velocidade e camada de cisalhamento. Os canais apresentaram diferença de 2ºC da temperatura no ambiente de confluência, evidenciando a interface de mistura dos fluxos. Foram obtidos dois modelos de regressão para estimar os sedimentos suspensos, um para cada canal, sendo que o Rio Piquiri apresenta maior concentração de carga suspensa. A granulometria da carga de fundo do Rio Paraná apresenta frações de sedimentos mais grosseiros em relação ao seu tributário. A distribuição granulométrica para ambos os canais varia conforme as áreas de maior e menor velocidade do fluxo. Os resultados alcançados foram importantes para a compreensão deste ambiente. Entretanto, os estudos devem ser continuados, levando-se em consideração elementos como: atuação do conjunto de ilhas na estrutura e dinâmica do fluxo da área, realização de malha batimétrica apurada para realçar as feições do leito e o aumento do número de pontos de coleta de sedimentos suspensos e de fundo.
Palavras-chave: confluência, tipos de fluxo, carga sedimentar, fluxo secundário.
ABSTRACT
Confluence environments are sites in the drainage network that present a complex flow structure, with specific sediment transport and bed morphology characteristics. In this context, the general objective is to characterize the confluence environment between Paraná and Piquiri rivers, considering the flow structure, bed morphology and sediment concentration. The materials and procedures included: (i) doing fieldwork for suspended and bottom load and its treatment in the laboratory, (ii) using equipment such as the Acustic Doppler Current Profiler (ADCP) to estimate parameters such as discharge, temperature, flow direction, iii) the Ecosonde for the bathymetric survey and mapping of the bed from ordinary kriging, (iv) elaboration of the regression model to estimate the concentration of suspended sediments from the correlation of the ADCP signal return with the material collected in both rivers. The results concerning the bed morphology at the confluence show the position of the Paraná River thalweg on the left bank and the Piquiri River in the channel center. The bed discordance at the confluence indicates that the Piquiri River is deeper than the Paraná River. The confluence morphology indicates the presence of the sediment accumulation zone and the lateral bar on the Paraná River left bank. About the flow structure, it is dominated by the Paraná River. The behavior of the secondary flow and of the helical movements are distinct in the two channels. In the Paraná River, they are influenced by the curvature upstream of the confluence, set of islands, bed discordance and the interaction of the flow with the Piquiri River. In the Piquiri River is influenced by the upstream curvature and bed depth variation. We also identified the flow stagnation zone, flow deflation zone, maximum speed zone and shear layer. The channels showed a difference of 2ºC of the temperature in the confluence environment, evidencing the mixing interface of the flows. Two regression models were used to estimate the suspended sediments, one for each channel. The Piquiri River presents a higher concentration of suspended load. The granulometry of the Paraná River bed load presents fractions of coarser sediments in relation to its tributary. The granulometric distribution for both channels varies according to the areas of greatest and lowest flow velocity. The results achieved were important for understanding this environment. However, the studies should be continued taking into consideration elements such as: performance of the set of islands in the structure and dynamics of the area flow, realization of accurate bathymetric mesh to enhance the features of the bed, and increase the number of collection points of suspended and bottom sediments.
Keywords: confluence, flow types, sedimentary load, secondary flow.
FIGURA 1 A) Fluxos laminares; B) Fluxo turbulento... 20 FIGURA 2 A) Distribuição da velocidade de fluxo no canal em perfis
transversais; B) Distribuição da velocidade do fluxo na vertical.... 22 FIGURA 3 Movimento da água na vertente... 23 FIGURA 4 Formas de transporte de sedimentos em canais fluviais... 24 FIGURA 5 Velocidade e movimentação das partículas... 26 FIGURA 6 Modelo de fluxo proposto por Best (1987) para ambientes de
confluência... 27 FIGURA 7 Convergência dos fluxos do canal principal (A) com o tributário
(B)... 29 FIGURA 8 Formas de leito presentes nos ambientes de confluência... 30 FIGURA 9 Localização e caracterização da área do estudo... 38 FIGURA 10 Afloramento do arenito Caiuá na margem esquerda do Rio
Piquiri... 40 FIGURA 11 Distribuição da vazão anual para a Estação de Guaíra no Rio
Paraná... 41 FIGURA 12 Comportamento das cotas altimétricas da Estação de Guaíra no
Rio Paraná... 42 FIGURA 13 Vazão do Rio Piquiri, Estação Balsa Santa Maria (1980 a
2016)... 42 FIGURA 14 Geologia e rede de drenagem da Bacia Hidrográfica do Rio
Piquiri... 44 FIGURA 15 Bacia Hidrográfica do Rio Paraná... 46 FIGURA 16 Declividade do Rio Paraná ao longo de seu trajeto... 47 FIGURA 17 Distribuição da vazão anual para os rios Paraná (Estação de
Guaíra) e Piquiri (Estação Balsa Santa Maria) entre os anos 1999 e 2014...
49 FIGURA 18 Seções transversais e pontos de coleta de sedimentos
suspensos e de fundo... 50 FIGURA 19 Perfil do Backscatter (retorno do eco) do ADCP, programa
WinRiver II... 50 FIGURA 20 ADCP modelo River Ray (Teledyne RD Instruments) utilizado
em campo………... 51
FIGURA 22 Trajeto da navegação para levantamento batimétrico... 52 FIGURA 23 Draga modelo Van Veen utilizada para coleta de sedimentos de
fundo... 53 FIGURA 24 Garrafa Van Dorn para coleta de material suspenso... 53 FIGURA 25 Agitador e conjunto de peneiras utilizados para determinação
das frações granulométricas... 54 FIGURA 26 Sedimento suspenso coletado em campo, separado conforme
as seções e adequadamente etiquetado... 55 FIGURA 27 A) Balança de precisão com filtro preparado; B) Equipamento
utilizado para filtragem de material... 55 FIGURA 28 Mapa batimétrico dos canais do estudo... 59 FIGURA 29 A) Diferentes posições do talvegue no Rio Paraná; B) no Rio
Piquiri. A linha pontilhada indica a área de maior velocidade do fluxo... 60 FIGURA 30 Perfil longitudinal do fundo dos rios Paraná e Piquiri... 61 FIGURA 31 Morfologias de leito da confluência dos rios Piquiri e Paraná... 62 FIGURA 32 Velocidade e fluxo secundário no canal do Rio Paraná. As linhas
pontilhadas indicam a interação dos fluxos dos rios Paraná e Piquiri... 64 FIGURA 33 Velocidade e fluxo secundário no canal do Rio Piquiri... 66 FIGURA 34 Localização da área do fluxo rápido e direção para os rios
Paraná e Piquiri... 67 FIGURA 35 Velocidade e direção de fluxo nas seções da confluência dos rios
Paraná e Piquiri. Notar o encontro dos fluxos gerando células de fluxo helicoidal e diferença de temperatura entre os canais na confluência... 68 FIGURA 36 Correlação entre os valores de Css e RE para o Rio Paraná... 72 FIGURA 37 Concentração de sedimentos suspensos referente às seções do
Rio Paraná... 74 FIGURA 38 Correlação entre os valores de Css e RE para o Rio Piquiri... 75 FIGURA 39 Concentração de sedimentos suspensos referente às seções do
Rio Piquiri... 76 FIGURA 40 Distribuição granulométrica acumulativa de sedimentos de fundo
para o Rio Paraná... 78
FIGURA 42 Distribuição granulométrica acumulativa de sedimentos de fundo
para o Rio Piquiri... 79
FIGURA 43 Distribuição do diâmetro médio (D50), grosseiro (D90) e fino (D10) para as seções do Rio Piquiri... 80
FIGURA 44 Formas de leito (dunas) para: A) Rio Paraná; B) Rio Piquiri... 81
FIGURA 45 Ângulo da confluência dos rios Paraná e Piquiri... 84
FIGURA 46 Zonas de fluxo para a confluência dos rios Paraná e Piquiri... 92
FIGURA 47 Variação da temperatura para as seções PR4 e PR1... 94
FIGURA 48 A) Correlação entre o tamanho médio da partícula e velocidade do fluxo para o Rio Paraná; B) Correlação entre o tamanho médio da partícula e velocidade do fluxo para o Rio Piquiri... 99
QUADRO 1 Quadro 1. Distribuição da vazão, velocidade, número de Reynolds e Froude para os rios Piquiri e Paraná. Observação:
a redução da vazão nas seções PR7, PR6 e PR5 está atrelada ao fato de que estas não compreendem segmento único entre a margem esquerda do Rio Paraná e a margem direita da Ilha Grande e, sim, atingem a margem do conjunto de ilhas próximas a Ilha Grande... 63 QUADRO 2 Quantificação de sedimento suspenso para os rios Paraná e
Piquiri... 70
ADCP... Acoustic Doppler Current Profiler ou Perfilador Doppler-Acústico de Corrente
Capes... Coordenação de Aperfeiçoamento de Pessoal de Nível Superior C... Célsius CE... Centro CNPq... Conselho Nacional de Desenvolvimento Científico e Tecnológico Css... Concentração de sedimento suspenso dB... Decibéis Eq...Equação ITCG... Instituto de Terras Cartografia e Geologia do Paraná Km... Quilômetro L...Largura Mg/l... Miligramas por litro m... Metro MO... Matéria orgânica ME... Margem esquerda MD... Margem direita Mr... Razão do momentum Mineropar... Serviço Geológico do Paraná Minerais do Paraná S.A Q...Vazão Qr... Razão de descarga Pm...Profundidade Média PR... Paraná PQ... Piquiri RE...Retorno do Eco VMT... Velocity Mapping ToolBox
1. INTRODUÇÃO... 18
2. FUNDAMENTAÇÃO TEÓRICA... 20
2.1. TIPOS DE FLUXOS FLUVIAIS... 20
2.2. TRANSPORTE E DEPOSIÇÃO DE SEDIMENTOS... 23
2.3. AMBIENTE DE CONFLUÊNCIA... 26
2.4. MORFOLOGIA DE CONFLUÊNCIAS... 29
2.5. TRANSPORTE DE SEDIMENTOS EM AMBIENTES DE CONFLUÊNCIA... 31
2.6. ESTUDOS SOBRE GRANDES CONFLUÊNCIAS... 33
2.7. USO DO ADCP PARA MEDIÇÃO DE SEDIMENTOS SUSPENSOS.... 36
3. CARACTERIZAÇÃO DA ÁREA DE ESTUDO... 38
3.1. CARACTERIZAÇÃO DA CONFLUÊNCIA... 38
3.2. CARACTERIZAÇÃO GERAL DA BACIA DO RIO PIQUIRI... 43
3.3. CARACTERIZAÇÃO DO RIO PARANÁ... 45
4. MATERIAIS E PROCEDIMENTOS... 49
4.1. TRABALHO DE CAMPO... 49
4.1.1. Mapeamento com ADCP e Ecossonda... 49
4.1.2. Coleta de sedimentos em campo... 52
4.2. PROCEDIMENTO DE LABORATÓRIO... 54
4.3. PROCESSAMENTO DOS DADOS E ELABORAÇÃO DOS MAPAS E GRÁFICOS... 56
5. RESULTADOS... 59
5.1. MORFOLOGIA DA CONFLUÊNCIA DOS RIOS PIQUIRI E PARANÁ.. 59
5.2.ESTRUTURA E DINÂMICA DE FLUXO... 62
5.3. CARGA DE SEDIMENTOS TRANSPORTADOS... 69
5.3.1. Concentração e transporte de sedimento suspenso (Qss)... 69
5.3.2. Concentração de sedimentos em relação ao retorno do eco (backscatter)... 72
5.3.3. Carga de sedimentos de fundo (Qf)... 77
6. DISCUSSÂO DOS RESULTADOS... 82
6.1.MORFOLOGIA DA CONFLUÊNCIA... 82
6.2. ESTRUTURA DO FLUXO... 87
7. CONSIDERAÇÕES FINAIS... 101 REFERÊNCIAS ... 103
1. INTRODUÇÃO
Confluências fluviais são formadas pelo encontro do fluxo de diferentes canais. São locais na rede de drenagem que possuem características únicas, onde ocorrem mudanças significativas na estrutura do fluxo, transporte de sedimentos e na morfologia do leito (RHOADS et al., 2009). Esta singularidade presente nos ambientes de confluência fluvial tem desencadeado o aumento no número de estudos acerca desta temática. A partir da década de 1980, os trabalhos referentes à confluência fluvial tornaram-se mais complexos, integrando dados de laboratório, dados de campo e modelagem numérica (ROY, 2008; RICE et al., 2008; PARSONS et al., 2008).
Os trabalhos pioneiros sobre o tema foram desenvolvidos por Mosley (1976), Best (1987, 1988) e Biron et al. (1993). Esses estudos permitiram, respectivamente, a identificação dos fatores que controlam a estrutura do fluxo, morfologia do leito, identificação das principais zonas de fluxo e o entendimento da discordância de leitos nos ambientes de confluência. Contudo, dada à particularidade de formas e processos no ambiente de confluência, ainda são necessários estudos que permitam a melhor caracterização e solidificação dos conhecimentos referentes à temática.
Atualmente, a incorporação de novas tecnologias, equipamentos e a robustez dos recursos computacionais têm ampliado a possibilidade de estudos em geomorfologia fluvial e, em específico, para ambientes de confluência. Se anteriormente os estudos concentravam-se em pequenas junções (PARSONS et al., 2008), é cada vez mais comum o desenvolvimento de estudos em grandes confluências, como de Laraque et al. (2009), Franzinelli (2011), Nascimento (2016), Gualtieri et al. (2017) e Park (2017), que estudaram rios da Bacia Amazônica.
Na Bacia do Rio Paraná os estudos realizados estão distribuídos ao longo da bacia, como, por exemplo, na confluência do Rio Paraná com o Rio Paraguai (LANE et al., 2008), Baixo Rio Paraná (PARSONS et al., 2007; SZUPIANY et al., 2009) e Alto Rio Paraná (FRANCO, 2007; PAES, 2007; GRZEGORCZYK, 2016). Em específico, no Alto Rio Paraná, os estudos já compreenderam as principais confluências entre o Rio Paraná e seus tributários principais: Rio Paranapanema (PAES, 2007), Rio Ivaí (FRANCO, 2007) e rios Ivinhema, Ivaí e Piquiri (GRZEGORCZYK, 2016). Tais estudos permitiram compreender a morfologia de grandes confluências, assim como a estrutura de fluxo, interface de mistura de fluxos, a diferença de temperatura entre
canais confluentes, dentre outros fatores. Contudo, mesmo com os estudos já desenvolvidos, ainda há questionamentos e a possibilidade de ampliar os conhecimentos envolvendo o tema confluência fluvial. Em específico, na confluência do Rio Piquiri com o Rio Paraná tem-se a necessidade de compreender melhor a dinâmica do fluxo imposta pelo conjunto de ilhas, a influência da curvatura dos canais na estrutura do fluxo, a diferença da temperatura da água dos canais, o efeito da interface de mistura dos fluxos na distribuição dos sedimentos no ambiente de confluência, a presença de fluxo secundário na geração de movimentos helicoidais e sua repercussão na distribuição de sedimentos. Por se tratar de uma área onde o Rio Paraná escoa em condições naturais, e sendo a confluência mais distante em relação à barragem de Porto Primavera, 215 quilômetros de distância a montante, estudos desse caráter são fundamentais para compreender não só aspectos relacionados à confluência, mas também o comportamento do Rio Paraná quando já se encontra distante do reservatório montante e se aproxima do remanso de Itaipu.
O objetivo geral deste estudo é caracterizar o ambiente de confluência entre os rios Piquiri e Paraná, contemplando a estrutura de fluxo, a morfologia de leito e a concentração de sedimentos. Para tanto, os objetivos específicos compreendem:
Mapear e caracterizar a morfologia do leito do ambiente de confluência;
Caracterizar a dinâmica e estrutura de fluxo da área de estudo;
Aferir a concentração de sedimentos suspensos e de fundo transportados na área do estudo;
Estimar a concentração de sedimentos em suspensão a partir do retorno do eco (backscatter) obtido do sinal do ADCP.
A apresentação do estudo está organizada por capítulos: Capítulo 1:
Introdução; Capítulo 2: Fundamentação teórica; Capítulo 3: Características da confluência entre os rios Paraná e Piquiri e algumas considerações sobre a bacia e canal dos rios Piquiri e Paraná; Capítulo 4: Metodologia adotada para a realização do estudo; Capítulo 5: Apresentação dos resultados; Capítulo 6: Discussão dos resultados; e, por fim, algumas considerações finais sobre o desenvolvimento do estudo.
2 FUNDAMENTAÇÃO TEÓRICA
2.1. TIPOS DE FLUXOS FLUVIAIS
Os rios drenam a água dos continentes, tendo como destino final o oceano. A drenagem constitui a principal forma de transporte de material intemperizado de pontos mais altos até a sua sedimentação final, por meio de processos alternados de erosão, transporte e sedimentação (LEOPOLD et al., 1995; STEVAUX e LATRUBESSE, 2017). Este escoamento é influenciado por duas forças: a gravidade e a fricção (CHRISTOFOLETTI, 1981). Conforme Christofoletti (1981) e Leopold et al.
(1995), a gravidade influencia no deslocamento da água do local mais alto para o mais baixo, enquanto a fricção é exercida pelas superfícies limitantes do canal, como as margens, leito e superfície do canal, através do contato da água com o ar. Estas forças agem sobre o fluxo de modo que podem ocasionar a aceleração ou retardamento no deslocamento.
O escoamento em canais fluviais é realizado sob os tipos de fluxos turbulento ou laminar, podendo ser uniforme ou não uniforme e estável ou instável (MORISAWA, 1968; SUGUIO e BIGARELLA, 1979; CHRISTOFOLETTI, 1981; KNIGHTON, 1998;
BIGARELLA, 2007; CUNHA, 2007; CHARLTON, 2008). O fluxo laminar é pouco frequente e ocorre quando a água flui em baixa velocidade em camadas retas e paralelas umas sobre as outras em canal reto (CHRISTOFOLETTI, 1981; KNIGHTON, 1998; CHARLTON, 2008). Por outro lado, o fluxo turbulento é caracterizado por movimentos caóticos, irregulares e com correntes secundárias contrárias ao fluxo principal (MORISAWA, 1968; CHRISTOFOLETTI, 1981; CHARLTON, 2008). Isto ocorre quando a velocidade da água excede a um valor crítico levando à mudança do fluxo (Figura 1).
Figura 1. A) Fluxos laminares; B) Fluxo turbulento. Fonte: Modificado de Morisawa (1968).
O fluxo laminar passa a ser turbulento por causa da viscosidade, intensidade do fluído, profundidade da água e irregularidades no fundo do canal (MORISAWA, 1968; CHRISTOFOLETTI, 1981; CHARLTON, 2008). A diferença entre fluxo laminar e fluxo turbulento é dada pelo número de Reynolds (MORISAWA, 1968; SUGUIO e BIGARELLA, 1979; CHRISTOFOLETTI, 1981; CHARLTON, 2008):
Re = 𝑉. 𝑅ℎ
𝜇
Eq. 1 Sendo Re o número de Reynolds, 𝑉 é a velocidade do fluxo, 𝑅ℎ é o raio hidráulico e μ a viscosidade cinemática da água. A intensidade de turbulência do fluxo é definida pelos seguintes limites: menor que 500 o escoamento é de fluxo laminar, entre 500 e 2.500 ocorre a transição do fluxo laminar para turbulento, e maior que 2.500 é denominado de fluxo turbulento, geralmente encontrado na maioria dos rios (MORISAWA, 1968; SUGUIO e BIGARELLA, 1979; CHRISTOFOLETTI, 1981;CHARLTON, 2008).
O fluxo turbulento é classificado como corrente e encachoeirado, sendo o fluxo corrente facilmente encontrado nos rios, enquanto o encachoeirado ocorre nos trechos de maior velocidade de fluxo, como no caso de cachoeiras e corredeiras (CHRISTOFOLETTI, 1981). O comportamento do fluxo turbulento pode ser classificado em duas categorias de fluxos, o corrente e o encachoeirado, a partir da equação de Froude:
F=
𝑉√𝑔𝐷 Eq. 2 Sendo 𝑉 a velocidade média,
𝑔
a força da gravidade e 𝐷 a profundidade média. Se o resultado do número de Froude (F) for menor que 1, o regime de fluxo é considerado tranquilo ou corrente, se o número for maior que 1, é considerado rápido ou encachoeirado (MORISAWA, 1968; CHRISTOFOLETTI, 1981).Para Christofoletti (1981), o fluxo ainda pode ser considerado como uniforme quando a direção, velocidade e a profundidade não sofrem modificações ao longo do canal. No fluxo não-uniforme ocorre o oposto, ou seja, perde a uniformidade por causa das variações da velocidade e da profundidade do canal no decorrer do curso. Já o fluxo estável ocorre quando num determinado ponto a profundidade não sofre modificações com o passar do tempo e, quando sofre modificações de profundidade, o fluxo é descrito como instável (CHRISTOFOLETTI, 1981).
As perturbações no fluxo são causadas principalmente pelas irregularidades do fundo do canal, o que provoca a separação do fluxo e a formação de redemoinhos (MORISAWA, 1968). Estas irregularidades perturbam o movimento do fluxo, levando ao surgimento de fluxo secundário, que se caracteriza por correntes verticais e laterais originadas perpendicularmente à direção do fluxo principal. Esta forma de circulação na seção transversal do canal pode se sobrepor ao fluxo principal levando à formação de células de fluxo helicoidal (CHARLTON, 2008). Os fluxos secundários também ocorrem em curvaturas do canal, onde o gradiente de pressão direciona o fluxo para fora da curvatura, e em canais retos com espirais escalonadas para a profundidade do fluxo (CHARLTON, 2008).
Outro importante fator na compreensão do escoamento e determinação dos tipos de fluxo é a distribuição da velocidade no canal fluvial, que apresenta uma variação no canal em sentido transversal, vertical e longitudinal (CHRISTOFOLETTI, 1981). A velocidade depende de fatores como: declividade, rugosidade do canal e profundidade (LEOPOLD et al.,1995; STEVAUX e LATRUBESSE, 2017). Em uma seção transversal, a velocidade do fluxo é maior na região central do canal (Figura 2A), onde pode escoar livremente sem o efeito de atrito causado pelo contato com as paredes do canal (STEVAUX e LATRUBESSE, 2017).
Verticalmente, na coluna de água a velocidade é praticamente nula próxima ao leito do canal e aumenta gradativamente à medida que se aproxima da superfície da água (Figura 2B). Em função do atrito ocasionado com o leito e o ar na superfície em sentido oposto à corrente do fluxo, ocorre a redução da velocidade do fluxo (STEVAUX e LATRUBESSE, 2017). A velocidade do fluxo também varia ao longo do canal (longitudinalmente). Mesmo que ocorra uma diminuição da inclinação do canal a jusante, o fluxo tende a demonstrar pouca variação por causa da redução da rugosidade do canal e aumento da eficiência hidráulica (CHARLTON, 2008).
Figura 2. A) Distribuição da velocidade de fluxo no canal em perfis transversais; B) Distribuição da velocidade do fluxo na vertical. Fonte: Modificado de Knighton (1998).
Outro fator na compreensão da variação da velocidade do fluxo no canal é o tempo. Segundo Stevaux e Latrubesse (2017), ao se observar o registro da velocidade em determinado intervalo temporal, constatar-se-á uma variação que oscila em cerca de 60% a 70%, ocasionado pelas próprias condições de turbulência do fluxo. Charlton (2008) acrescenta que em dias, semanas ou mesmos meses, a variação da velocidade ocorre em resposta à flutuação da descarga do canal.
2.2. TRANSPORTE E DEPOSIÇÃO DE SEDIMENTOS
Os sedimentos transportados pelos canais fluviais têm origem da ação erosiva desencadeada pela água no próprio leito do canal e nas vertentes (CHARLTON, 2008). A erosão superficial na vertente é influenciada por fatores como clima, topografia, litologia, vegetação e uso do solo (STEVAUX e LATRUBESSE, 2017). Os principais processos que ocorrem na vertente estão relacionados principalmente à atuação da água (KNIGHTON, 1998). A chuva, ao atingir a superfície da vertente, segue caminhos diferentes, sendo que uma parte infiltra no solo fornecendo água aos reservatórios subterrâneos e a outra escoa na superfície (KNIGHTON, 1998) (Figura 3). O escoamento em superfície ocorre com o prolongamento da chuva que excede a capacidade de infiltração do solo, e seu fluxo ao longo da vertente pode ser laminar ou acanalado (KNIGHTON, 1998). No fluxo laminar a água flui espalhada, como um
“lençol” sobre o solo, e o fluxo acanalado é caracterizado pelo caminho preferencial que a água segue.
Figura 3. Movimento da água na vertente. Fonte: Leli et al. (2010), Modificado de Knighton (1998).
Materiais erodidos das vertentes e da própria ação das águas no canal passam a ser transportados pelo fluxo, constituindo a carga dissolvida e particulada (sedimento suspenso e fundo). A distinção dos sedimentos de fundo e sedimento suspenso dá-se pela forma de transporte e sua granulometria (CHRISTOFOLETTI, 1981), em que a carga suspensa é formada de material mais fino e a carga de fundo de material mais grosseiro (CUNHA, 2007). A carga dissolvida é constituída principalmente de material em solução formada de substâncias inorgânicas e orgânicas (STEVAUX e LATRUBESSE, 2017).
Conforme o tamanho da partícula, peso e forma, como também o modo do escoamento (laminar ou turbulento), as partículas podem ser mantidas em suspensão ou no fundo do canal (CARVALHO, 1994). Diferentemente da carga dissolvida e suspensa, a carga de fundo se move numa velocidade menor em relação ao fluxo de água, apresenta movimentos breves e intermitentes e, por ter maior tamanho e peso, possui maior velocidade de deposição (STEVAUX e LATRUBESSE, 2017). O sedimento de fundo pode ser transportado por movimentos de saltação, rolamento e deslizamento (KNIGHTON, 1998) (Figura 4).
Figura 4. Formas de transporte de sedimentos em canais fluviais. Fonte: Modificado de Suguio e Bigarella (1979); Charlton (2008).
No transporte por arrasto as partículas de sedimentos movem-se escorregando ao longo do curso d’água. Permanecem praticamente o tempo todo em contato com o leito do canal (CARVALHO, 1994). Bigarella (2007) salienta que as partículas mais esféricas se movem com maior facilidade e que a velocidade do fluxo tem papel importante na movimentação do material por arrasto. Quando a velocidade do fluxo é menor, as partículas maiores e menos esféricas ficam estagnadas.
O transporte por saltação está relacionado ao movimento das partículas no leito do canal de forma vertical, avançando ao longo do leito numa série de saltos curtos (SUGUIO e BIGARELLA, 1979). Este processo pode ser considerado como
uma fase intermediária entre o transporte de arrastro e suspenso (BIGARELLA, 2007), que, de acordo com Charlton (2008), é resultante da combinação de forças de arrastro e elevação e, quando a interação destas forças cessa, as partículas voltam para o leito.
O transporte por suspensão compreende partículas finas que se movem suspensas, conforme o movimento do fluxo (KNIGHTON, 1998). Também faz parte da carga suspensa o material particulado de origem orgânica oriunda de fontes aquáticas, como algas e organismos microscópicos, e terrestres, como restos de vegetais (STEVAUX e LATRUBESSE, 2017). As partículas são suportadas pelos componentes verticais da velocidade do fluxo em função da intensidade da turbulência ser maior que a velocidade de deposição das partículas (CARVALHO, 1994;
BIGARELLA, 2007) (Figura 4).
O transporte dos sedimentos está relacionado a duas variáveis: capacidade e competência do canal fluvial (CHRISTOFOLETTI, 1981). A competência do canal é definida pelo tamanho de partícula que o fluxo pode movimentar (BIGARELLA, 2007) e pode variar no espaço, no tempo, como em períodos de cheia, quando o volume e velocidade de água no canal são maiores, dando maior poder ao fluxo para transportar partículas maiores (MORISAWA, 1968). Já a capacidade está relacionada ao volume de sedimentos (partículas) de determinado diâmetro que o fluxo pode transportar (BIGARELLA, 2007).
Para que uma partícula de determinado diâmetro seja erodida e posta em movimento é exigida uma velocidade crítica, que consiste na menor velocidade necessária para iniciar o movimento (STEVAUX e LATRUBESSE, 2017). O gráfico de Hjulstrӧm (1935) demonstra a relação de erosão, transporte e deposição conforme a velocidade crítica e tamanho das partículas (CHRISTOFOLETTI, 1981) (Figura 5). No gráfico, a curva superior indica a velocidade crítica necessária para que a partícula entre em movimento. A remoção e transporte de partículas mais finas como a argila e silte dependem de maiores velocidades devido à coesão que as partículas apresentam. Para as partículas medianas, a velocidade crítica para entrar em movimento é menor. Já as partículas mais grosseiras necessitam novamente de elevada velocidade de fluxo para remoção e transporte (MORISAWA, 1968;
BIGARELLA, 2007; CHARLTON, 2008). Morisawa (1968) destaca que partículas de argila necessitam de velocidade crítica maior para entrarem em movimento, ao passo que para permanecerem suspensas, bastam baixas velocidades.
Figura 5. Velocidade e movimentação das partículas. Fonte: Modificado de Hjulstrӧm (1935) citado por Charlton (2008).
A deposição de sedimento transportado no canal ocorre por causa da redução da velocidade do fluxo (CHARLTON, 2008). De acordo com Bigarella (2007), o material posto em movimento pelo fluxo do canal repousará quando a velocidade crítica de repouso for atingida, levando à decantação do sedimento. A velocidade de decantação depende do tamanho da partícula (forma e peso), que, por sua vez, é afetada pela densidade e viscosidade do fluído (BIGARELLA, 2007; CHARLTON, 2008). Neste contexto, Charlton (2008) aponta que partículas mais grosseiras tendem a se depositar mais rapidamente que as partículas mais finas.
2.3. AMBIENTE DE CONFLUÊNCIA
As confluências são áreas de junção entre dois canais fluviais, onde ocorrem intensas mudanças físicas (ROY, 2008; LEWIS e RHOADS, 2015), por meio da alteração de fluxos, transporte de sedimentos e morfologia do leito, constituindo um ambiente de interação entre o tributário e o canal principal (BEST, 1987; RIBEIRO et al.,2012; ZHANG et al., 2015).
Os ambientes de confluência têm despertado interesse de pesquisadores.
Martin-Vide et al. (2015) ressaltam que nas últimas três décadas aumentou o interesse por aspectos do ambiente de confluência. Para Dos Santos e Stevaux (2017), isto se deve à compreensão dos processos fluviais e à morfologia da confluência que representam as características da bacia hidrográfica a montante e desempenham papel significativo na regulação do fluxo e sedimentos na rede de drenagem.
Segundo Bradbrook et al. (2001) e Roy (2008), as pesquisas sobre estrutura de fluxos em áreas de confluência de canais se tornaram recorrentes a partir da década de 1980, cujo período tornou-se um marco no estudo de ambientes de confluência. Conforme Rice et al. (2008), os principais estudos desenvolvidos para o período foram: Mosley (1976), Best (1986,1988), Roy et al. (1988) referente à geomorfologia da confluência, hidráulica e sedimentologia; Richards (1980), Rhoads (1987) sobre as mudanças produzidas pelo tributário no canal; Bruns et al. (1984), Petts (1984) e Petts e Greenwood (1985) referente à ecologia dos afluentes; e Abrahams e Campbell (1976), Flint (1980), Abrahams e Updegraph (1987) dedicaram- se a estudos da estrutura da rede de drenagem.
Rhoads e Sukhodolov (2001) e Roy (2008) destacam o estudo de Mosley (1976), o qual possibilitou a compreensão dos principais fatores que controlam a estrutura do fluxo e a morfologia do leito na confluência. Verificou-se que duas variáveis: o ângulo de junção e a relação entre as descargas dos canais, estas afetam o tamanho e a forma das zonas principais de fluxo, a exemplo da zona de separação de fluxo a jusante da confluência (ROY, 2008).
De acordo com Roy et al. (1988), Biron et al. (1996) e Biron e Lane (2008), o estudo de Best (1987) apresentou um modelo generalizado de fluxo em junções. Isto porque o autor expôs um modelo geral de hidráulica da confluência dividido em seis zonas: a) zona de estagnação de fluxo, b) zona de deflação de fluxo, c) zona de separação de fluxo, d) zona de máxima velocidade, e) zona de restabelecimento de fluxo e f) zona de cisalhamento (Figura 6).
Figura 6. Modelo de fluxo proposto por Best (1987) para ambientes de confluência. Fonte:
Modificado de Best (1987).
A zona de estagnação de fluxo geralmente é formada pela deflação de ambos os fluxos na junção das confluências (BEST, 1987; BIRON et al., 1996), e sua localização se dá no canto montante da confluência, onde há o primeiro contato entre a margem do canal principal e seu tributário. A zona de separação de fluxo localiza- se na lateral a jusante da confluência, onde a velocidade de fluxo é menor, frequentemente ocorrendo a recirculação do fluxo, favorecendo a deposição de sedimentos (BEST, 1987; BIRON et al.,1996; RIBEIRO et al., 2012).
A zona de deflação refere-se à entrada do fluxo do afluente no canal principal.
Nesta área as linhas do fluxo indicam que o canal principal é deslocado para fora de seu trajeto prioritário, mostrando um redirecionamento angular do fluxo principal (BEST, 1987; BIRON et al., 1996). A zona de máxima velocidade de fluxo localiza-se no centro da confluência, através da junção dos fluxos, tendo como fator desencadeante a descarga de drenagem dos canais (BEST, 1987; BIRON et al., 1996). Zona de recuperação ou restabelecimento de fluxo ocorre a jusante da confluência, onde os fluxos dos dois canais são reestabelecidos (BEST, 1987). Por fim, a camada de cisalhamento localiza-se no encontro dos fluxos, onde o local se caracteriza por um fluxo de alta velocidade, com vórtices e estrutura de fluxo bem organizada (BEST, 1987; BIRON et al., 1996).
A compreensão da estrutura do fluxo na confluência pode ser mensurada a partir de alguns índices. Por exemplo, a Razão da Descarga (Qr) entre os canais é obtida a partir da equação:
Qr
=𝑄𝑡
𝑄𝑝
Eq.3 Sendo que: Q é a vazão, t refere-se ao canal tributário e p ao canal principal, se o resultado indicar valor de Qr <1 ocorre o predomínio do canal principal (BEST, 1986, 1987; BEST e RHOADS, 2008).A Razão do Momentum do fluxo (Mr) é calculado pela equação:
Mr
=𝜌𝑡.𝑄𝑡.𝑈𝑡
𝜌𝑝.𝑄𝑝.𝑈𝑝
Eq.4 Em que ρ corresponde à densidade, Q refere-se à vazão, U velocidade média, t e p correspondem ao canal tributário e principal, respectivamente. Se o resultado do cálculo for Mr<1, é indicativo de que o canal principal é predominante, entretanto, caso seja Mr>1, o predomínio é do canal tributário (DE SERRES et al., 1999).Fatores como a diferença de tamanho entre os canais de confluência, discordância do leito, tipo de carga transportada, diferença na densidade dos fluxos e geometria do canal também devem ser considerados nos estudos de confluência (BEST e RHOADS, 2008). Outro fator importante na compreensão do comportamento do fluxo em confluências é a existência de duas células rotativas que convergem na superfície do canal e divergem ao atingir o leito do canal (BRADBROOK et al., 2000) (Figura 7). No entanto, estudos de campo e simulações numéricas apontam que este tipo de fluxo pode evoluir para uma única célula de circulação da largura do canal, como resultado da razão angular (RHOADS e KENWORTHY, 1995; BRADBROOK et al., 2000; BIRON e LANE, 2008).
Figura 7. Convergência dos fluxos do canal principal (A) com o tributário (B). Fonte: Modificado de Mosley (1976) citado por Best (1986).
Os estudos sobre a dinâmica de confluência de canais envolvem dados de campo, análises de laboratório e simulação numérica (RICE et al., 2008). Os estudos realizados em laboratório sobre dinâmica de confluências possibilitaram um conhecimento sólido para as pesquisas de campo (ROY, 2008), entretanto, mesmo com pesquisas de campo e laboratório, ainda existe a dificuldade de se produzir um modelo geral para a estrutura de fluxo (BIRON e LANE, 2008). Neste caso, é importante a busca de dados de campo e experimentais para o desenvolvimento e teste de modelos de confluência (RICE et al., 2008).
2.4. MORFOLOGIA DE CONFLUÊNCIAS
Os avanços dos estudos sobre as confluências possibilitaram caracterizar melhor a morfologia de leito destas áreas. Conforme Best e Rhoads (2008), há cinco características morfológicas principais para os ambientes de confluência fluvial: a) zona de escavação, b) barra de tributário, c) barra central, d) barra lateral e e) zona de acumulação de sedimentos (Figura 8).
Figura 8. Formas de leito presentes nos ambientes de confluência. Fonte: Modificado de Bristow et al. (1993) citado por Santos (2015).
a) Zona de escavação: apresenta uma orientação que varia conforme a confluência: simétrica ou assimétrica, ou seja, em relação ao ângulo da junção e relação de descarga. Sua origem está relacionada principalmente ao aumento da velocidade do fluxo e turbulência na parte central da junção, transporte de sedimentos, influência da turbulência ao longo da camada de cisalhamento e presença de fluxo helicoidal que afeta o leito do canal (BEST, 1986, 1988; BEST e RHOADS, 2008).
b) Barras de tributário: a acumulação de sedimentos que se forma na foz de um, ou ambos os tributários, é denominada de barra de tributário (SANTOS, 2015).
Segundo Best e Rhoads (2008) e Santos (2015), uma das características dessas barras é possuir face de avalanche em direção à área de escavação, enquanto que a posição e tamanho destas barras estão condicionados em função do ângulo da confluência e da razão da descarga entre os afluentes.
c) Barra central: são frequentemente encontradas na parte central do canal após a confluência, principalmente em junções simétricas de confluência na forma de
“Y” (MOSLEY, 1976; BEST, 1988). Estes depósitos estão associados a áreas de deflação do fluxo levando à acumulação dos sedimentos principalmente após a zona de escavação (MOSLEY, 1976; BEST, 1988; BEST e RHOADS, 2008).
d) Barra lateral: é associada a regiões de desaceleração ou separação de fluxo (BEST e RHOADS, 2008). De acordo com Mosley (1976) e Best (1988), esta barra ocorre na confluência em locais de separação do fluxo localizada principalmente no canto da junção a jusante da confluência. Conforme Best (1986), o sedimento oriundo do canal tributário é carreado e depositado nesta zona.
e) Zona de acumulação de sedimentos: está localizada no canto da confluência a montante onde ocorre acumulação de sedimentos e pode estar associada à zona de estagnação do fluxo (BEST e RHOADS, 2008). O fluxo deste local é mais lento, podendo apresentar direções inversas, o que contribui para a deposição de sedimentos mais finos (BEST, 1988; BEST e RHOADS, 2008).
2.5. TRANSPORTE DE SEDIMENTOS EM AMBIENTES DE CONFLUÊNCIA
Poucos estudos dedicaram-se a compreender a distribuição e interação do fluxo e sedimentos de fundo no ambiente de confluência (BEST e RHOADS, 2008).
Rhoads et al. (2009) apontam que os padrões de erosão e deposição de sedimentos estão relacionados às mudanças na dinâmica hidrológica do fluxo que afetam a morfologia da confluência. Best e Rhoads (2008) acrescentam que em condições de fluxos constantes, como as que são produzidas em experimentos de laboratório, o fluxo e a forma do canal evoluem para condições de equilíbrio. Segundo os autores, neste caso o transporte de sedimentos é mantido ao longo da confluência e como consequência mantém uma constância da morfologia do leito. Em condições de fluxo transitório, a exemplo do que acontece em condições naturais, o leito evolui dinamicamente em relação ao espaço e tempo na capacidade de transporte (BEST e RHOADS, 2008).
Neste contexto, Best e Rhoads (2008) citam importantes trabalhos sobre estudos de transporte de sedimentos em ambientes de confluência, a exemplo de Mosley (1976), Best (1988) e Boyer et al. (2006). Dentre estes autores, Mosley (1976) observou que a maior parte dos sedimentos na confluência é movida através dos flancos da área de escavamento. O autor atribui tal dinâmica à atuação do fluxo helicoidal, que, além de direcionar e manter os sedimentos nas laterais, é convergido a jusante da área de escavamento, ocasionando locais com grande quantidade de sedimentos depositados.
Conforme Best e Rhoads (2008), o trabalho de Best (1988) apresenta informações sobre a taxa de material transportado em confluências assimétricas, as quais demonstram que sedimentos oriundos do canal tributário são segregados no ambiente de confluência. Esse efeito é ainda mais evidente quando aumenta o ângulo da junção, a deflação do fluxo e a profundidade da área de escavamento. Já Boyer et al. (2006) destacaram a conexão entre o transporte de sedimentos, o fluxo e a mudança na morfologia do leito em confluências discordantes.
O estudo de Rhoads et al. (2009) sobre a confluência do Rio Kaskaskia e do Rio Copper Slough, na região Oeste de Champaign, nos Estados Unidos (EUA), é ilustrativo para a compreensão da relação entre o fluxo e transporte de sedimentos no ambiente de confluência. Tal estudo mostra que padrões de deposição e erosão na confluência são altamente responsivos à dinâmica hidrológica por responderem rapidamente à transição de altas para baixas descargas, levando a mudanças na morfologia do leito. Os autores mencionam que nas baixas descargas ocorre a segregação dos sedimentos de entrada dos dois canais e entorno da área de escavamento. O material mais fino do canal principal e o material grosseiro do canal tributário ficam confinados em lados opostos à área de escavamento antes de se aglomerarem a jusante (RHOADS et al., 2009).
De acordo com os autores supracitados, no período de alta descarga, os sedimentos aloja-se no canto da confluência a jusante. O material que compõe a confluência e a jusante é quase exclusivamente do canal tributário (RHOADS et al., 2009).
O transporte de sedimentos suspensos e dissolvidos no ambiente de confluência é estudado a partir da taxa de mistura a jusante da junção dos canais (BIRON e LANE, 2008). Stevaux e Latrubesse (2017) afirmam que em pequenos canais com fluxo de regime superior ocorre frequentemente uma distribuição homogênea da carga suspensa. O contrário acontece para rios maiores, nos quais a carga suspensa pode variar de uma margem a outra do canal. Em confluências pode haver maior ou menor mistura, dependendo de variáveis como razão de descarga entre os canais, diferença de densidade das águas, ângulo da confluência e padrão do canal do rio principal (STEVAUX e LATRUBESSE, 2017).
A distância abaixo da confluência, para que ocorra a mistura de água e sedimentos entre os canais, é muito variável e pode alcançar quilômetros de distância para ocorrer. Na confluência entre os rios Bermejo e Paraguai os fluxos ficam separados por vários quilômetros dificultando a homogeneização da carga suspensa (STEVAUX e LATRUBESSE, 2017). Segundo os autores, o processo de mistura e homogeneização da carga suspensa ainda é pouco pesquisado em grandes ambientes de confluência. Tais estudos envolvem o conhecimento do comportamento tridimensional do fluxo e turbulência e a diferença de densidade das águas.
2.6. ESTUDOS SOBRE GRANDES CONFLUÊNCIAS
Estudos de confluência têm se dedicado principalmente à junção de pequenos canais. A compreensão destas confluências está baseada principalmente em estudos de laboratório, modelos numéricos e trabalhos de campo (PARSONS et al.,2008).
Mesmo possibilitando a compreensão e identificação das principais variáveis que controlam a hidráulica e morfologia destes ambientes, este conhecimento não se aplica totalmente às grandes confluências (DOS SANTOS e STEVAUX, 2017).
Conforme Parsons et al. (2008), é importante questionar se os modelos conceituais para pequenas junções são apropriados para estudo de grandes confluências. Os autores destacam que confluências de canais maiores drenam áreas diferentes em relação à geologia e ao clima e podem apresentar uma dinâmica diferenciada com grande diversidade de condições em relação a pequenas junções que drenam áreas similares.
Analisando a morfologia de uma grande confluência formada pelos rios Jamuna e Ganges, em Blangladesh, Best e Ashworth (1997) encontraram semelhanças com as confluências formadas por pequenos canais (<100 m), com zona de escavação, barras laterais e uma zona de acumulação de sedimentos. Os autores também observaram que não havia um forte declínio da face de avalanche na confluência. Szupiany et al. (2009) demonstram que em confluências menores a inclinação da área de escavamento é muito maior do que as encontradas em grandes confluências. Sobre isto, Parsons et al. (2008) evidenciam que faces íngremes de avalanche podem ser características raras em canais maiores.
No Rio Paraná (Argentina), Parsons et al. (2007) constataram profundidade do escavamento de até 22 metros (m), com uma discordância de 6 m entre o canal principal e o tributário. Na confluência dos rios Ivaí e Paraná, Franco (2007) averiguou que o Rio Paraná apresenta profundidade menor que seu tributário. Szupiany et al.
(2009) notaram a discordância de leito na confluência de uma das ilhas onde o canal é mais raso.
Analisando duas confluências oriundas de ilhas/barras no Rio Paraná, na Argentina, Szupiany et al. (2009) constataram que em ambas as confluências ocorre uma área de escavamento, no entanto, apenas em uma das junções o escavamento é mais pronunciado, com 22 m, estendendo-se por uma distância de 1.000 m. Na confluência formada pelos rios Negro e Solimões, Franzinelli (2011) verificou que a
montante da confluência em cada um dos rios não ocorre uma queda do tipo face de avalanche, entretanto, a jusante da confluência, no Rio Amazonas, ocorre uma zona de escavação com 40 m de profundidade, sendo 1,5 a 2 vezes a profundidade dos tributários. Recentemente, Johnson (2017) constatou uma zona de escavação na confluência dos rios Wabash e Embarras (Illinois, Indiana). Para o alto curso do Rio Paraná, estudando a confluência do Rio Paraná com o Paranapanema, Paes (2007) identificou uma zona de escavamento a jusante da confluência.
De acordo com Parsons et al. (2008) e Szupiany et al. (2009), a formação de barras laterais a jusante da confluência reflete morfologias semelhantes às encontradas em junções menores, nas zonas de separação de fluxo. No estudo de Johnson (2017) não foi observada nenhuma barra na lateral a jusante da confluência, contudo, constatou-se a formação de uma barra na margem oposta à entrada do fluxo do canal tributário. No estudo de Nascimento (2016), referente à confluência dos rios Negro e Solimões, averiguou-se a existência de uma possível zona de deposição, com barra submersa após a junção dos canais.
A presença e formação de dunas também são notadas nos estudos de grandes confluências com leito arenoso. Segundo Parsons et al. (2005), dunas são formas de leito e sua presença influencia a estrutura do fluxo e, consequentemente, o transporte e deposição de sedimentos. Alguns estudos descrevem as dunas em áreas de confluência. Por exemplo, Parsons et al. (2005) descreveram as dunas no Rio Paraná acima da confluência com o Rio Paraguai e estimaram sua altura entre 1,2 a 2,5 m com comprimento de 45 a 85 m. Já numa unidade de confluência e difluência no Rio Paraná, Parsons et al. (2007) relataram que prevalecem dunas de 2,2 m de altura em profundidade de ~7,5 m, enquanto que dunas de até 4 m são encontradas na área mais profunda (escavamento).
Em relação à estrutura do fluxo para grandes confluências, alguns estudos apontaram comportamentos parecidos aos encontrados em junções menores. Assim como em pequenas confluências, Johnson (2017) identificou a área de baixa velocidade perto do canto montante da junção, a camada de cisalhamento, a convergência dos fluxos ao longo da camada de cisalhamento, fluxo secundário (células helicoidais) e separação e aceleração do fluxo no canto a jusante na confluência dos rios Wabash e Embarras. A aceleração do fluxo foi percebida nos estudos de Parsons et al. (2007) e Szupiany et al. (2009) em confluências no Rio Paraná. Parsons et al. (2008) destacam que a aceleração do fluxo é condicionada a
fatores como a redução da área transversal e morfologia do leito com a presença de barras. Em seu estudo, Nascimento (2016) constatou fluxo uniforme antes da confluência nos rios Negro e Solimões, entretanto, na área da confluência é perceptível uma zona de estagnação do fluxo, uma zona de deflação de fluxo (após uma região de alta velocidade), a zona de separação de fluxo e a zona de recuperação do fluxo.
Sobre a estrutura de fluxo secundário em grandes confluências, Parsons et al. (2007) não averiguaram a existência deste comportamento do fluxo, todavia, Szupiany et al. (2007) e Szupiany et al. (2009), estudando as confluências formadas por ilhas no Rio Paraná, destacaram a existência de correntes secundárias do fluxo.
Os autores notaram que as células de fluxo secundário ocuparam 20% da largura do canal, sendo que em pequenas confluências o percentual é maior, entre 50% e 80%.
A distribuição de sedimentos em grandes confluências está relacionada com a estrutura do fluxo (SZUPIANY et al., 2009). Conforme esses autores, a distribuição e concentração de sedimentos assemelham-se aos modelos propostos para confluências menores, em que a concentração de sedimentos é maior ao redor da área de escavamento.
Em relação à mistura de fluxo, Lane et al. (2008) estimaram em estudo desenvolvido nos rios Paraguai e Paraná uma distância máxima de aproximadamente 400 quilômetros (km) para uma condição de mistura de fluxo lenta ou em até 8 km de distância para uma mistura mais rápida. Quanto à mistura de fluxo, Laraque et al.
(2009) averiguaram a interface de mistura dos fluxos após a confluência no Rio Amazonas por meio de variáveis como velocidade, condutividade, turbidez, pH da água e temperatura e estimaram 30 horas de tempo e uma distância de 100 km para a mistura completa dos fluxos.
A temperatura é uma variável que apresenta diferentes valores para os canais que compõem a confluência. Johnson (2017), ao pesquisar a confluência formada pelos rios Wabash e Embarras, em Illinois, Indiana (EUA), a partir da diferença de temperatura da água dos canais, determinou a interface de mistura do fluxo entre os dois rios. Nascimento (2016) identificou uma diferença de 1,2ºC na temperatura na confluência entre os rios Negro e Solimões. Essa diferença de temperatura entre o Rio Solimões (28,4ºC) e o Rio Negro (29,6ºC) foi atribuída ao fato de a cor da água do Rio Negro ter maior capacidade de absorção da radiação solar. Laraque et al.
(2009) também atribuem a diferença de temperatura desses dois rios ao albedo distinto das águas escuras do rio Negro.
2.7. USO DO ADCP PARA MEDIÇÃO DE SEDIMENTOS SUSPENSOS
A compreensão dos processos que influenciam a concentração e o transporte de sedimentos em grandes rios é de interesse científico e tecnológico para as mais variadas disciplinas (LATOSINSKI et al., 2014). De acordo com os autores, os sedimentos na coluna de água, sejam grosseiros ou finos, impactam de diferentes maneiras o canal, daí a importância de quantificar e compreender os processos físicos envolvidos.
Os modos de amostragem de sedimentos podem ser classificados de duas maneiras: pontual e integração na vertical, ambos exigem que a embarcação permaneça ancorada em diferentes pontos ao longo da seção transversal (LATOSINSKI et al., 2014). Estes procedimentos requerem tempo e alto custo para coleta de sedimentos, com isso, outros métodos têm sido empregados para reduzir tempo e despesas, a exemplo do uso do ADCP. Kostaschuk et al. (2005) também descrevem como vantajoso o uso do ADCP em relação às amostragens convencionais e salientam que o equipamento é um instrumento único e não intrusivo.
O fato de o ADCP utilizar o DGPS também é evidenciado pelos autores, já que elimina a necessidade de ancorar a embarcação em canais, além de fornecer perfis de velocidade e de sedimentos suspensos com maior precisão métrica e posicional.
Dentre as diferentes aplicabilidades do ADCP, Mueller et al. (2013) destacam:
medição de velocidade em campo para calibração de modelos numéricos, estudos hidráulicos, avaliação de habitats naturais, medidas em campo para navegação, em pesquisas de hidrodinâmica medindo a batimetria do canal e estimação da concentração de sedimentos com retorno do eco (Backscatter).
O ADCP geralmente é utilizado para mensurar a descarga e a velocidade do fluxo, contudo, atualmente é também usado para obter informações quantitativas de sedimentos suspensos através da intensidade da retrodifusão acústica (Backscatter) (LATOSINSKI et al., 2014). Para este fim, o ADCP usa o som para medir a velocidade da água, que, por sua vez, está relacionado com a mudança na frequência do som em função da presença de partículas de materiais suspensos presentes na coluna de água (MUELLER et al., 2013; STEVAUX e LATRUBESSE, 2017). Simplificadamente, o aparelho emite pulsos sonoros que se deslocam na coluna da água em formato de
feixes. As partículas presentes na água (sedimentos, bolhas de ar, matéria orgânica, etc.) refletem os pulsos que retornam ao ADCP, o qual registra a frequência modificada pelo movimento das partículas, denominado de Backscatter (DORNELLES, 2009; MUELLER et al., 2013). Assim, o ADCP utiliza o efeito Doppler, que é a mudança da frequência do som entre a fonte emissora e o observador. Os modelos de ADCP podem variar e alguns podem ter até quatro feixes verticais com ângulos de 20º a 30º (MUELLER et al., 2013).
A intensidade do sinal acústico está relacionada com as características do próprio equipamento usado e as concentrações de sedimentos (LATOSINSKI et al., 2014). Conforme os autores, para um determinado tipo de ADCP é assumido uma distribuição constante do tamanho do sedimento e sem a presença de bolhas de ar e matéria orgânica. Assim, a força do sinal refletido pelo equipamento seria uma relação simples com a concentração de sedimentos. Neste contexto, Szupiany et al. (2009) destacam que é necessário quantificar o sedimento em suspensão para respectivos ADCPs para uma relação direta entre a concentração, coleta em campo e a intensidade do sinal medida pelo equipamento.
Alguns estudos já foram realizados correlacionando o retorno do eco (Backscatter) com sedimentos suspensos coletados em campo. Dornelles (2009), em seu estudo, analisou quatro métodos para conversão do sinal acústico em concentração dos sedimentos, sendo Deines (1999), Mayerle e Poerbandono (2002), Gartner (2002) e Css x ABS. Nesse último, o autor descreve como um método a partir do qual as concentrações medidas em campo são relacionadas diretamente com as intensidades do ADCP.
Szupiany et al. (2009), ao estudarem duas confluências formadas por ilhas/barras no Rio Paraná (próximo às cidade de San Martins e Rosário, na Argentina), estimaram a concentração de sedimentos suspensos utilizando dados de ADCP e alcançaram resultados significativos: uma correlação de R² = 0,83. Em outra área de estudo, próximo às cidades de Paso de la Patria, San Martin e Rosário, na Argentina, Szupiany et al. (2012) também estimaram sedimentos a partir do uso do ADCP. Latosinski et al. (2014) consideram o aparelho uma ferramenta importante no monitoramento de sedimentos em grandes rios.
3 CARACTERIZAÇÃO DA ÁREA DE ESTUDO
Este item apresenta a área de confluência entre os rios Piquiri e Paraná, bem como os aspectos hídricos destes rios e algumas características das respectivas bacias.
3.1. CARACTERIZAÇÃO DA CONFLUÊNCIA
A área do estudo compreende a confluência dos rios Paraná e Piquiri, em que o último deságua na margem esquerda do primeiro. Este trecho do Rio Paraná é dividido em dois canais: direito (divisa com o Mato Grosso do Sul) e esquerdo (divisa com o Paraná), separados pela Ilha Grande (Figura 9).
Figura 9. Localização e caracterização da área do estudo. Fonte: Elaborado pelo autor.
A confluência estudada apresenta uma clara distinção da coloração da água dos respectivos rios, causada em função da maior quantidade de sedimentos suspensos transportados pelo Rio Piquiri (AGUIAR, 2009). Lima et al. (2004) estimaram que o Rio Paraná recebe uma média de 5.000 toneladas (t)/dia vinda do Rio Piquiri.
No trecho que compreende a confluência, a largura do Rio Paraná é de ~1.200 m, enquanto o canal do Rio Piquiri é menor com ~250 m. Tendo a área de confluência dos canais como referência, o Rio Piquiri foi estudado até 3 km a montante e mantém
praticamente a mesma largura em todo o trecho. Por outro lado, o Paraná tem 2,5 km a montante e 3,5 km a jusante da confluência, que se diferenciam na largura, sendo, mais largo desde 1.200 m a jusante da foz do Piquiri até 2.000 m para montante. Neste trecho mais largo existe um arquipélago de cinco ilhas e a largura do canal diminui conforme avança para jusante em até ~650 m de uma margem a outra.
Na área da confluência existe uma planície de inundação, comum aos dois sistemas (Piquiri e Paraná), com área aproximada de 10,6 km² e dique marginal com cerca de 1,5 m de altura. Embora esteja fora da área estudada, considera-se importante demonstrar outro trecho de planície adjacente à área de estudo, localizada na margem esquerda do Rio Piquiri, em torno de 5 km acima da confluência (Figura 9).
A área do estudo também possui dique que margeia o Rio Paraná em toda a margem direita (Ilha Grande), o qual é estreito e apresenta vegetação esparsa. Na margem esquerda acima da confluência, o dique é mais nítido e recoberto por vegetação densa. Abaixo da confluência, na margem esquerda do Rio Paraná, não há dique marginal e o rio escoa balizado por uma margem alta com afloramento de rochas e com vegetação arbórea (Figura 9). Na margem esquerda do Rio Piquiri há uma faixa estreita inundável, onde também há um dique marginal visível e com vegetação arbórea, com locais de afloramento das rochas da Formação Caiuá (Figura 10). A margem direita do Rio Piquiri é formada por depósitos sedimentares de planície de inundação e apresenta dique contínuo em toda a extensão da área do estudo, sendo recoberto por vegetação densa (Figura 9).
Geologicamente, a área do estudo pertence ao Grupo São Bento, Formação Serra Geral e ao Grupo Bauru, Formação Caiuá. A Formação Serra Geral é constituída de rochas ígneas, no qual predominam os basaltos, enquanto a Formação Caiuá é constituída por depósitos eólicos e fluviais, cuja característica é possuir arenitos de granulometria fina a médio e apresentar estratificação cruzada (MINEROPAR, 2001). É possível observar na margem esquerda do Rio Piquiri o afloramento do arenito Caiuá e suas estratificações cruzadas (Figura 10). A geomorfologia da área do estudo está inserida no planalto de Umuarama, conforme mapeamento do Mineropar (2006).
Figura 10. Afloramento do arenito Caiuá na margem esquerda do Rio Piquiri. Fonte: Acervo do autor.
O tipo climático para a área de estudo, segundo classificação do Koppen, é o Cfa (clima temperado úmido com verão quente). Como a distribuição da precipitação ao longo do ano é homogênea para a Bacia do Rio Piquiri, é difícil a determinação dos períodos secos e chuvosos (IAP, 2017), sendo a precipitação muito variada para toda a bacia, mas na foz é inferior a 1.300 milímetros (mm) (BITTENCOURT, 1993).
De acordo com ITCG (2009), a área do estudo apresenta floresta do tipo Estacional Semidecidual. Característica de ocupação pioneira das regiões Norte e Oeste do Estado do Paraná e dos vales dos rios formadores da Bacia do Rio Paraná (RODERJAN et al., 2002). No entanto, em razão da agricultura e pastagens, a cobertura vegetal resume-se a fragmentos. Na região do baixo curso do Rio Piquiri, o uso do solo é definido conforme a variação geológica. Em solos derivados de rochas basálticas tem-se a agricultura comercial intensiva e nos solos arenosos derivados dos arenitos da Formação Caiuá é comum a pecuária de corte, agricultura comercial de grãos e plantio de cana-de-açúcar (PAROLIN et al., 2010).
Os dados hídricos da área de estudo são monitorados pelas estações fluviométricas de Guaíra e Balsa Santa Maria, nas cidades de Guaíra (Rio Paraná) e Palotina (Rio Piquiri), ambas no Paraná. A estação fluviométrica de Guaíra possui série histórica desde a década de 1920. A menor descarga registrada foi em 1944, com 2.490 m³/s, e a maior descarga foi em 1983, com 39.852 m³/s (SOUZA FILHO,
1993; ROCHA et al., 2001; ROCHA, 2010; LELI, 2015). A vazão para o período de 1972 a 2014 indica uma descarga média anual de 11.130 m³/s (Figura 11).
O comportamento da vazão para o período anterior ao fechamento da Hidrelétrica Porto Primavera (1972 a 1998) demonstrava um regime regular, com decréscimo do período de cheia ~16.000 m³/s (fevereiro) para a vazante 9.000 m³/s (agosto) de forma mais acentuada, apresentando uma redução de 43,8%. Após fechamento do barramento o decréscimo deixou de ser acentuado, o período de cheia de ~13.000 m³/s, a vazante de ~9.500 m³/s uma redução do regime de vazão é de 30,7% (Figura11).
Figura 11. Distribuição da vazão anual para a Estação de Guaíra no Rio Paraná. Fonte dos dados:
Itaipu.
O hidrograma (Figura 12) da estação fluviométrica de Guaíra mostra que no período de 1980 a 1999 ocorreram três grandes picos no nível fluviométrico. No ano de 1983 alcançou a cota de 466 cm, no ano de 1990 atingiu a cota de 457 cm e no ano de 1997 a cota de 402 cm. Observa-se um intervalo temporal de sete anos entre os eventos. Estes picos estão atrelados ao fenômeno El Niño, atuante nesses anos no Hemisfério Sul. Rocha et al. (2001) atribuem a vazão recorde de 1983 justamente à atuação do fenômeno El Niño.
-43,8%
-30,7%
