bioengenharia - manejo biotecnico de cursos de agua

Bioengenharia

Manejo Biotcnico de Cursos de gua

Ao meu filho Izaner Durlo

Ao meu av Guilherme Sutili

Miguel A. Durlo Fabrcio J. Sutili

Bioengenharia

Manejo Biotcnico de Cursos de gua

2 Edio

Santa Maria

Edio do Autor

2012

Dos autores

Edio Digital: 2012

Reproduo e distribuio liberada pelos Autores.

Capa:

Parede vegetada de madeira no

Arroio Grande-Mor. Fotografia: Fabrcio Sutili.

S966m Durlo, Miguel Anto ; Sutili, Fabrcio Jaques

Bioengenharia: Manejo Biotcnico de Cursos de gua / Miguel Anto Durlo ; Fa-

brcio Jaques Sutili. Santa Maria: Edio do Autor, 2012. 189 p. : il.

ISBN: 978-85-913475-0-6

1. Cursos de gua. 2. Taludes fluviais. 3. Vegetao refila. 4. Biotcnicas. 5.

Bioengenharia. 6. Engenharia Florestal. I. Sutili, Fabrcio Jaques. II. Ttulo.

CDU : 556.51:630.23

SUMRIO

PREFCIO ...................................................................................................... 9

APRESENTAO........................................................................................ 11

INTEMPERISMO E EROSO ..................................................................... 13

1.1 Introduo ............................................................................................. 13 1.2 Intemperismo ........................................................................................ 16 1.3 Denudao ............................................................................................ 17 Bibliografia .................................................................................................... 19

O CURSO DE GUA ................................................................................... 21

2.1 Introduo ............................................................................................. 21 2.2 Fisiografia fluvial ................................................................................. 22 2.2.1 Rede de drenagem ............................................................................. 22 2.2.2 Canal .................................................................................................. 24 2.2.3 Leito .................................................................................................. 26 Bibliografia .................................................................................................... 28

PROCESSOS FLUVIAIS .............................................................................. 31

3.1 Introduo ............................................................................................. 31 3.2 Velocidade da gua .............................................................................. 32 3.3 Estabilidade de materiais fluviais ......................................................... 36 3.3.1 Materiais dissolvidos ......................................................................... 36 3.3.2 Materiais sobrenadantes .................................................................... 37 3.3.3 Materiais em suspenso ..................................................................... 37 3.4 Transporte fracionado e transporte em massa ...................................... 41 3.5 Movimentao de materiais coesos ...................................................... 42 3.6 Movimentao de materiais singulares ................................................ 46 3.7 Formas de interferir no transporte de materiais ................................... 50 3.7.1 Saturao ........................................................................................... 50 3.7.2 Perfil de compensao ....................................................................... 50 Bibliografia .................................................................................................... 53

ESTABILIDADE DE TALUDES ................................................................. 55

4.1 Introduo ............................................................................................. 55 4.2 Classificao dos movimentos de massas ............................................ 56 4.2.1 Escoamento ....................................................................................... 56 4.2.2 Deslizamento ..................................................................................... 58 4.2.3 Desmoronamento ............................................................................... 60 4.2.4 Movimentos complexos .................................................................... 61 4.3 Causas dos movimentos de massa ........................................................ 64 4.3.1 Causas externas ................................................................................. 65 4.3.2 Causas internas .................................................................................. 70 Bibliografia .................................................................................................... 71

AS PROPRIEDADES TCNICAS DA VEGETAO ............................... 73

5.1 Introduo ............................................................................................. 73 5.2 Efeitos da vegetao sobre taludes (fluviais) ....................................... 74 5.3 Eleio de espcies ............................................................................... 77 5.3.1 Critrio sociolgico da vegetao ..................................................... 77 5.3.2 Critrio ecolgico .............................................................................. 77 5.3.3 Aspectos reprodutivos ....................................................................... 78 5.3.4 Aptido biotcnica............................................................................. 78 5.4 Descrio de algumas espcies potenciais ........................................... 79 5.5 Experimentos ........................................................................................ 85 5.6 Canteiro experimental padro .............................................................. 88 5.6.1 Instalao do experimento e coleta de dados .................................... 89 5.6.2 Anlise preliminar de um canteiro experimental padro .................. 90

Bibliografia .................................................................................................... 96

MANEJO DE CURSOS DE GUA ............................................................. 99

6.1 Introduo ............................................................................................. 99 6.2 Ferramentas para o manejo de cursos de gua. .................................. 100 6.3 Manejo passivo de cursos de gua ..................................................... 102 6.3.1 Isolamento de faixa marginal .......................................................... 103 6.3.2 Proteo da regenerao natural ...................................................... 104 6.4 Manejo ativo de cursos de gua ......................................................... 106 6.4.1 Limpeza ........................................................................................... 106 6.4.2 Recapeamento vegetal das margens ................................................ 108 6.4.3 Bioengenharia .................................................................................. 110 Bibliografia .................................................................................................. 111

BIOENGENHARIA .................................................................................... 113

7.1 Introduo ........................................................................................... 113 7.1.1 Definio ......................................................................................... 113 7.1.2 Histrico e benefcios ...................................................................... 114 7.2 Aes e ferramentas no manejo de cursos de gua ............................ 115 7.3 Tipologia e funo das obras de bioengenharia ................................. 119 7.4 Aes preparatrias, preventivas e emergenciais ............................... 119 7.5 Obras longitudinais ............................................................................ 121 7.5.1 Rmprolas ou espiges transversais ................................................ 122 7.5.2 Rmprolas longitudinais .................................................................. 126 7.5.3 Revestimentos do leito .................................................................... 127 7.6 Obras transversais .............................................................................. 138 7.6.1 Obras transversais de consolidao ................................................. 138 7.6.2 Determinao da posio das barragens .......................................... 144 7.6.3 Obras transversais de reteno ........................................................ 148 7.7 Dimensionamento de obras biotcnicas ............................................. 150 Bibliografia .................................................................................................. 152

ESTUDO DE CASO: O ARROIO GUARDA-MOR .................................. 155

8.1 Introduo ........................................................................................... 155 8.2 Caracterizao geral da rea ............................................................... 155 8.2.1 Localizao e hidrografia ................................................................ 155 8.2.2 Clima ............................................................................................... 156 8.2.3 Geomorfologia, geologia e solos ..................................................... 157 8.2.4 Vegetao original ........................................................................... 159 8.2.5 Vegetao atual e usos da terra ....................................................... 161 8.3 O Arroio Guarda-Mor ........................................................................ 162 8.3.1 Fisiografia fluvial ............................................................................ 162 8.3.2 Processos fluviais ............................................................................ 164 8.4 Obras de bioengenharia no Arroio Guarda-Mor ................................ 171 8.4.1 Parede vegetada de madeira (Parede Krainer) ................................ 172 8.4.2 Esteira viva ...................................................................................... 182 8.5 Concluses finais................................................................................ 187 Bibliografia .................................................................................................. 188

Prefcio 9

PREFCIO

Vivemos todos em poca marcada pela forte idia de representao. Im-

portam pouco ou quase nada, o contedo, a substncia, a essncia, a trajet-

ria, a coerncia. Trata-se da velha disputa entre invlucro e contedo, resol-

vida, em nosso tempo, em favor do aparente, do efmero, do apego s luzes.

Os temas relacionados ao meio ambiente sempre capazes de despertar amplo interesse e, portanto, passveis de usos e abusos diversos , se prestam sobremaneira ao exerccio da representao. Basta observar que a cada novo

modismo ecolgico surgem especialistas propondo dossis, relatrios ou

projetos salvadores sobre o assunto em voga na pauta ambiental planetria.

o caso da gua, lquido precioso que vemos escorrer entre as mos. De

acordo com as previses mais otimistas, estaremos todos mortos (de sede) l

por 2050, quem sabe 2053, a no ser que especialistas de planto arrumem

uma sada estratgica.... Ora, o exame da situao de recursos naturais como

a gua, considerando escalas espaciais to vastas, recomenda, no mnimo,

certa parcimnia no anncio da catstrofe que nos espera ali adiante, na pr-

xima esquina. Isso, por bvio, no significa desconhecer os mltiplos pro-

blemas associados aos j naturalmente valiosos recursos hdricos.

A obra aqui apresentada Bioengenharia: manejo biotcnico de cur-sos de gua , seja pela qualidade e seriedade dos seus autores, os engenhei-ros florestais Miguel Durlo e Fabrcio Sutili, seja pela novidade (ao menos

no Brasil) e oportunidade do seu contedo, certamente passa ao largo do

esprito ligeiro que domina a cena contempornea. Entre as questes suscitadas ao longo do texto, uma delas bem que pode-

ria ser assim expressa: os cursos de gua que apresentam problemas em suas

margens, em seus leitos ou mesmo em suas configuraes geogrficas so

recuperveis? Em consonncia com a contribuio dos dois estudiosos, a

resposta sim. Nos ensinam os autores que, com o uso de tcnicas e obras

relativamente simples, oriundas da bioengenharia (aqui entendida como

campo cientfico e no como novo modismo), possvel proceder recom-

posio e recuperao de trechos ou mesmo da totalidade de certos corpos

de gua. (Convm referir aqui o privilgio que tive de comprovar in loco o

potencial dessas tcnicas de manejo, ao acompanhar parte dos trabalhos ex-

perimentais desenvolvidos no Arroio Guarda-Mor, na regio central do Rio

Grande do Sul).

10 Miguel A. Durlo e Fabrcio J. Sutili | Bioengenharia Manejo Biotcnico de Cursos de gua

A bioengenharia avana tambm por um terreno que nos caro, qual se-

ja, o do uso de espcies vegetais para auxiliar na estabilizao de taludes

fluviais. Nesse sentido, asseguram Durlo e Sutili, h ainda, por trilhar, um

longo e delicado caminho de seleo e teste de espcies. Tambm impor-

tante destacar a referncia presente no livro, por todos os ttulos apropriada,

no sentido de que nem sempre a vegetao o remdio para todos os males.

Em certas circunstncias, a vegetao inclusive pode ser parte do problema

de desestabilizao das margens de cursos de gua.

Enfim, os estudiosos da rea e demais interessados passam a dispor ago-

ra de uma obra de referncia, absolutamente indispensvel para quem

quer ir alm do rtulo e mergulhar nas guas da cincia e da boa tcnica, cu-

jo objetivo, em ltima anlise, o de melhorar as condies de vida das co-

munidades, garantindo, entre outros aspectos, a estabilidade ecolgica do

meio em que vivem.

Delmar Bressan

Professor do Departamento de Cincias Florestais/UFSM

Apresentao 11

APRESENTAO DA EDIO IMPRESSA

Dividido em oito captulos ordenados em uma seqncia lgica, que

abrangem desde a coleta de dados at a seleo e construo de obras con-

cretas, o livro leva o leitor a ter uma noo geral da bioengenharia.

Nos primeiros quatro captulos, so expostas informaes prvias, ne-

cessrias aos trabalhos prticos, e esclarecidos importantes conceitos sobre a

fisiografia fluvial, processos fluviais e estabilidade de taludes, indispens-

veis para o manejo biotcnico de cursos de gua.

No captulo 5, so tratados os efeitos da vegetao sobre a estabilidade

de taludes fluviais. Neste captulo foi includa tambm a descrio botnica

de espcies, tidas na literatura como potencialmente aptas para a bioenge-

nharia e sugerida uma forma prtica de experimento para estudar diversas

caractersticas biotcnicas de vegetao refila.

Os captulos seguintes (6 e 7), adentram as formas e tcnicas disponveis

para o manejo prtico dos cursos de gua, dando especial ateno s obras de

bioengenharia.

O ultimo captulo um guia para reconhecer e classificar os problemas

decorrentes de processos fluviais, levantar informaes, decidir sobre as

formas de ao, implantar e acompanhar os tratamentos selecionados. Para

demonstrar esta seqncia, apresentado um estudo de caso O Arroio Guarda-Mor descrevendo os diversos passos para a soluo de dois pro-blemas concretos.

Santa Maria, dezembro de 2004.

Apresentao 11

APRESENTAO DA EDIO DIGITAL

Em virtude do esgotamento da verso impressa e com o objetivo de

facilitar e ampliar o acesso, os autores do livro Bioengenharia: Manejo

biotcnico de cursos de gua esto disponibilizando ao pblico uma ver-

so digital da obra.

Este material de modo algum esgota o tema, ao contrrio, guarda a

tmida pretenso de ter sido o primeiro passo. Essa verso digital corres-

ponde exatamente edio impressa de 2005, apenas foram corrigidos

alguns pequenos enganos e descuidos gramaticais.

Desde a publicao da primeira edio desta obra pela editora EST

em 2005, muito foi feito no pas para desenvolvimento da bioengenharia,

ou como mais conhecida hoje: a Engenharia Natural. Desde ento uma

srie de pesquisas acadmicas foram concludas pela Universidade Fede-

ral de Santa Maria e por outras instituies nacionais de ensino e pesqui-

sa. Essas novas informaes disponveis sero brevemente reunidas em

uma nova obra.

Santa Maria, fevereiro de 2012.

Intemperismo e eroso 13

CAPTULO 1

INTEMPERISMO E EROSO

1.1 Introduo

Os processos geomorfolgicos esto constantemente em ao, dando

paisagem um carter temporrio e varivel. As diferentes paisagens atuais

so resultados da manifestao pregressa de agentes modeladores que, com

interaes, intensidades e capacidades de modificao variveis no tempo e

no espao, causam uma paulatina, embora constante, transformao do rele-

vo, conforme esquema mostrado na Figura 1.1.

Figura 1.1: Desenho esquemtico da transformao da paisagem;

foras e processos envolvidos (Cassetti, 1994).

As irregularidades na superfcie do planeta so resultados da constante interao e busca de equilbrio entre as foras de soerguimento (predominan-temente endgenas) e de denudao (exgenas).


Em um sentido, agem foras endgenas como movimentos da crosta,

arqueamentos, isostasias, terremotos e atividades vulcnicas, capazes de criar de-

sigualdades na superfcie terrestre. No sentido oposto, agem foras exgenas

capazes de causar processos erosivos que, atravs dos seus agentes princi-

pais, a gua e o vento, condicionados pela gravidade, transportam e deposi-

tam os produtos do intemperismo. Foras de intemperismo e eroso podem

ser exercidas pelas oscilaes da temperatura, pela gua, pelo vento, pela

gravidade, pelos animais e pelo homem. Estes agentes, apesar de possurem

origens independentes, influenciam-se mutuamente e tambm so, em parte,

manifestaes resultantes do prprio relevo que moldam (Figura 1.2).

Figura 1.2: Classificao dos processos envolvidos na geomorfologia

(modificado de Cassetti, 1994).

Penha (2001) reporta que, se apenas as foras externas atuassem sobre

a superfcie slida, caso no existisse uma dinmica interna, ter-se-ia o pla-

neta coberto por um nico oceano cuja profundidade deveria ser de aproxi-

madamente 2,6 km. Como se sabe isto no ocorre, pois a superfcie do globo


possui grandes irregularidades, representadas por profundidades que chegam

a mais de 11.000 metros, como na fossa Challenger, nas Marianas a sudoeste

do Pacfico, e por altitudes de quase 9.000 metros como as verificadas na

cordilheira do Himalaia (Nepal), resultando em desnveis de aproximada-

mente 20 km.

A gua o mais importante agente processual, modelador exgeno do

relevo. Seu efeito de intemperismo ocorre em vrios nveis e locais, de vrias

formas fsicas e qumicas, compreendendo todo o seu ciclo natural. Do seu

escoamento superficial, principalmente nos cursos de gua, resultam impor-

tantes efeitos na construo da paisagem, na medida em que escava e/ou

transporta materiais das reas mais elevadas, para as cotas mais baixas.

A gua, de um modo geral, est ligada aos processos de eroso, bem como

tem influncia decisiva na estabilidade das encostas.

Como processos de carter exclusivamente fluvial entendem-se a ero-

so, o transporte e a sedimentao, tanto dos materiais providenciados pelo

prprio trabalho de corroso das margens e escavao do leito, como de to-

dos os produtos do intemperismo que alcanam o fluxo de gua. A compre-

enso dos processos geomorfolgicos, principalmente os de carter fluvial

(geomorfologia fluvial) , portanto, imprescindvel para o manejo de cursos

de gua.

Dentro de certos limites, o homem, por interesse ou de maneira invo-

luntria, pode interferir, positiva ou negativamente, sobre esta dinmica, que

resulta da interao de foras naturais. As foras endgenas fogem quase que

completamente, ao controle do homem. Entre as exgenas, encontra-se um

conjunto de fatores processuais que no podem ser facilmente influenciados,

a curto ou mdio prazo, e outros que, de maneira mais fcil, podem ser ma-

nipulados pelas aes humanas. Os primeiros so simplesmente condicionan-

tes das aes; os ltimos, tanto so condicionantes como podem ser instru-

mentos para o controle dos processos fluviais e, conseqentemente, da pai-

sagem.

Em curto prazo no se consegue, por exemplo, modificar o clima ou a

geologia de um local, mas possvel fazer com que certas caractersticas lo-

cais sejam influenciadas ou controladas pelo uso objetivo da vegetao. Pe-

quenas intervenes fsicas no leito e canal, apoiadas ou no por medidas

vegetativas, podem alterar caractersticas como a velocidade da gua e a ten-

so de eroso suportada pelo leito, controlando-se processos fluviais.

O conhecimento das causas, das formas de ao e das conseqncias

dos processos que modelam a paisagem pr-requisito fundamental para es-

timar os eventuais problemas a eles ligados e para propor medidas preventi-

vas, mitigadoras ou corretivas adequadas a cada caso. neste contexto, por-

tanto, que a ao humana compreendida como agente exgeno que pode in-


terferir, positiva ou negativamente, na formao do relevo. O homem no

tem poder sobre os movimentos endgenos, mas um dos agentes capazes

de interagir com os fatores processuais e de resposta (Figura 1.2), que so

tecnicamente influenciveis e, portanto, ferramentas para o manejo de cursos

de gua.

1.2 Intemperismo

O intemperismo um processo natural de fragmentao, desintegrao

e degradao lenta e contnua das rochas superficiais ou prximas superf-

cie, atravs de foras externas. A forma e a intensidade do intemperismo de-

pendem do tipo de rocha, isto , de sua composio qumica, estrutura, poro-

sidade, dureza e diaclasamento como tambm dos fatores atuantes, isto , das

intempries. O intemperismo pode ser causado por processos fsicos, como a

fragmentao pelo calor, pelo frio, pela cristalizao de sais e pela ao fsi-

ca da gua, ou ento, por processos qumicos, desencadeados igualmente pe-

lo calor, pela gua ou por cidos. Alguns autores ainda destacam a ao

de agentes biolgicos, como plantas e animais, que no deixam tambm de

produzir aes fsicas ou qumicas. Na natureza, os processos fsicos e qu-

micos ocorrem, em geral, de forma concomitante, freqentemente, porm,

com visvel predominncia de um deles.

O intemperismo classificado como superficial, quando ocorre nas

primeiras camadas do material ou em pequenas profundidades. ocasionado

geralmente pela ao isolada ou conjunta da temperatura, da hidratao, da

hidrlise, da oxidao, mas tambm pela ao das razes das plantas ou pela

atividade da fauna do solo. J o intemperismo profundo corresponde de-

gradao de rochas profundas, pela ao de cidos ou sais dissolvidos na

gua, ou pela lavagem de componentes das rochas.

O tipo e a intensidade do intemperismo esto estreitamente relaciona-

dos com o clima (Tabela 1.1).

Tabela 1.1: Regies climticas, tipo e intensidade do intemperismo,

(Weinmeister 1994).

Profundo Superficial

Polar baixo alto

Quente e seco baixo alto

Quente e mido mdio mdio

Chuvosa sazonal mdio baixo

Chuvosa constante (tropical) alto alto

INTEMPERISMOREGIO CLIMTICA


Um mesmo tipo de rocha pode ter diferente susceptibilidade aos fatores

do intemperismo, na dependncia do clima dominante. O granito, por exem-

plo, uma rocha morfologicamente muito dura em regies secas mas, em

condies tropicais, sob ao do intemperismo profundo (predominantemen-

te qumico), considerada uma rocha branda.

Os produtos do intemperismo so rochas de granulometria menor que a

original, chegando a dimenses bastante pequenas. Quando atingem dimen-

ses inferiores a 2 mm passam a ser reconhecidas como fraes do solo: areia,

silte e argila.

A presena de materiais (rochas) de dimenses maiores como cascalhos,

calhaus ou mataces, bem como a proporo com que cada frao (areia, silte e

argila) contribui para a formao do solo, ir determinar grande parte das suas

caractersticas fsicas particulares. Estas caractersticas, importantes nos pro-

cessos de eroso e transformao da paisagem, sero discutidas mais adiante.

O intemperismo, seja ele mecnico ou qumico , portanto, o processo

que prepara e disponibiliza materiais que, ento, podem ser movimentados.

O movimento do material pode ocorrer de diversas formas, que vo des-

de a eroso superficial de uma encosta desprotegida, aos catastrficos mo-

vimentos de massa, como os deslizamentos e os desmoronamentos. Tanto a

eroso superficial do solo, como o desmoronamento repentino de uma encos-

ta ou margem de rio, acaba por produzir materiais passveis de serem trans-

portados e sedimentados mais adiante.

1.3 Denudao

Por denudao entende-se a eroso e o transporte de materiais nas en-

costas dos talvegues. A denudao engloba as diversas formas de eroso su-

perficial dos interflvios e os movimentos de massa.

No contexto deste livro, so importantes os processos de desgaste da

superfcie terrestre (rebaixamento e escavao), que podem, didaticamente,

ser divididos em eroso superficial e movimentos de massas. No se tem a

pretenso de discutir conceitos relativos a terminologia tcnica, que ainda

provoca controvrsias na literatura especializada. Para os movimentos de

massa, os autores sugerem, no Captulo 4, uma classificao que serve como

organizao para o entendimento dos fenmenos de interesse.

O principal agente de denudao a gua, embora, em certas regies,

especialmente naquelas desprovidas de vegetao, o vento tambm possa ser

um agente de importncia. Os pr-requisitos para a eroso hdrica superficial

so o intemperismo e o aprofundamento das incises dos entalhes, que au-

mentam a declividade das encostas. O processo de eroso superficial pode

ser compreendido observando-se a Figura 1.3. A queda de uma gota de gua


sobre um solo nu e perfeitamente horizontal, produz uma pequena cratera,

espalhando os materiais resultantes para todas as direes e a uma determi-

nada distncia (Figura 1.3 a). Se a superfcie do solo for inclinada, o movi-

mento das partculas ser nitidamente direcionado no sentido do declive,

como mostrado na Figura 1.3 b.

medida que a precipitao prossegue, as gotas de chuva se juntam e

transformam-se em um filme de gua, que flui de forma laminar, com peque-

na capacidade de transporte. Com o tempo, o filme de gua torna-se mais es-

pesso e, medida que se movimenta, encontra pequenos canalculos natu-

rais, pelos quais escoa, entrando em turbilhonamento e aumentando sua ca-

pacidade erosiva e de transporte. Os canalculos juntam-se seqencialmente,

originando canais permanentes, dando incio corroso fluvial e ao entalha-

mento.

A eroso superficial disponibiliza grande parte dos materiais que che-

gam aos cursos de gua, que so ento transportados e depositados mais

adiante.

Figura 1.3: Resultado do impacto de uma gota sobre uma superfcie erodvel,

plana (a) e inclinada (b) adaptado de Hillel (1998).

Apesar de no ser inicialmente um evento perigoso e catastrfico, co-

mo muitas vezes podem ser os movimentos de massa, a eroso superficial do

solo traz igualmente grandes prejuzos financeiros. justamente a lentido

que, quando comparada a um deslizamento ou entalhamento do solo, faz da

eroso superficial um problema que, na maioria das vezes, s notado quan-

do as perdas de solo j foram significativas.


Embora o processo seja lento, existem algumas evidncias que podem

denunciar a presena do fenmeno em uma rea como, por exemplo, o apa-

recimento superficial das razes das rvores, o afloramento de palanques de

cercas e pedras, ou a exposio da fundao de construes existentes na

rea.

Os movimentos de massa, por sua vez, englobam uma srie de fenme-

nos erosionais diferentes dos ocasionados pelo escoamento superficial. Os

materiais transportados no so grnulos singulares, mas uma determinada

massa terrosa e/ou rochosa que deslocada em um nico ou em poucos

eventos.

A compreenso dos requisitos, processos e causas envolvidos nos mo-

vimentos de massa so fundamentais, quando se deseja reconhecer as possi-

bilidades de controle.

Na literatura existem diversas classificaes que usam diferentes crit-

rios para a segregao dos fenmenos. O critrio do comportamento da mas-

sa em movimento, por exemplo, permite distinguir os escoamentos (massa

com comportamento fludico) dos deslizamentos ou escorregamentos. Utili-

zando-se o critrio velocidade do movimento massal pode-se subdividir os

escorregamentos em fluxos (rpidos) e rastejo (lentos).

Outros critrios como superfcies, formas e, especialmente, causas dos

movimentos de massa proporcionam uma segregao cada vez mais acurada

dos fenmenos singulares de movimentao e permitem, at mesmo, a com-

preenso dos movimentos complexos, em que muitas variveis so envolvi-

das no processo.

De um modo geral, a gua est sempre ligada aos processos de eroso,

bem como tem influncia decisiva na estabilidade das encostas, dando ori-

gem a movimentos de massa muito freqentes em ambientes fluviais. Os fe-

nmenos relacionados a estabilidade dos taludes fluviais recebe especial

ateno no quarto captulo deste livro.

Bibliografia

CASSETTI, V. Elementos de geomorfologia. Gois: Editora UFG, 1994.

HILLEL, D. Environmental Soil Physics. San Diego Academic Press, 1998.

PENHA, H. M. Processos Endogenticos na Formao do Relevo. In: GUERRA, A. J. T. &

CUNHA, S. B. Geomorfologia uma atualizao de bases e conceitos. Rio de Janeiro: Ber-trand Brasil, 2001. p. 51-92.

WEINMEISTER, H. W. Vorlesung Wildbachkunde - Skriptum, vorlufige Ausgabe. Wien:

Institut fr Wildbach und Lawinenschutz. Universitt fr Bodenkultur, 1994.

O curso de gua 21

CAPTULO 2

O CURSO DE GUA

2.1 Introduo

Este captulo tem como objetivo revisar alguns conceitos da fisiografia

fluvial, destacar os de maior valor para o manejo de cursos de gua e con-

vencionar terminologias de interesse compreenso dos processos fluviais

de eroso, transporte e sedimentao.

Wolle (1980) apud Pinheiro (2000) considera a gua e o vento, sob a

condicionante bsica da gravidade, como sendo capazes de causar processos

erosivos, de transporte e deposio, com uma permanente tendncia pene-

planizao.

A gua um dos agentes modeladores exgenos do relevo mais impor-

tantes na construo e composio da paisagem terrestre. Est ligada aos

processos de eroso e sua influncia sobre a estabilidade de encostas e talu-

des fluviais decisiva. Do seu escoamento nos cursos de gua resultam pro-

cessos fluviais que participam da constante esculturao das formas de rele-

vo e correlacionam-se, de forma dinmica, a toda sorte de aspectos ecolgi-

cos, econmicos e sociais.

medida que aumenta a velocidade do escoamento de um curso de

gua, este passa a adquirir um comportamento torrencial que pode acelerar a

dinmica processual de uma rede de drenagem, ocasionando prejuzos de ca-

rter econmico e ambiental, merecendo ateno especial.

Valendo-se da contribuio de diversos autores como Thiry (1891),

Strele (1934), Scipion Gras apud Mayer (1941) e Aulitzky (1978), poss-

vel reconhecer dois tipos de torrentes: as de montanha e as de plancie. As

primeiras so caracterizadas pelas cheias sbitas e violentas, pelo declive

acentuado e irregular e pela capacidade de transportar grande quantidade de

materiais grosseiros (de maior granulometria). As de plancie, por sua vez, se

caracterizam por percorrer terrenos menos declivosos, por apresentar um ca-

nal tipicamente mendrico com eroso nos raios externos e deposio nos


raios internos de suas curvas. Um curso de gua nem sempre apresenta com-

portamento torrencial, mas pode assumi-lo em perodos em que a precipita-

o seja de maior intensidade. Por outro lado, um mesmo curso de gua, com

freqncia, pode ainda apresentar comportamento torrencial de montanha e

de plancie simultaneamente em diferentes trechos de seu curso.

2.2 Fisiografia fluvial

A fisiografia fluvial retrata basicamente um conjunto de parmetros

como reas, comprimentos, declividades, padres e ndices, que expressam

as caractersticas fluviais e podem ser observadas e medidas a campo, ou ex-

tradas de mapas, fotografias areas ou imagens de satlites (Silveira, 1993).

O reconhecimento de alguns destes aspectos importante para a com-

preenso dos processos fluviais e para a adoo adequada de tcnicas de cor-

reo e estabilizao.

De forma genrica a fisiografia fluvial pode ser entendida sob os pon-

tos de vista de rede de drenagem, de canal e de leito (Cunha, 2001). Entre-

tanto, maior destaque deve merecer o perfil longitudinal do leito, dada sua

importncia para a compreenso dos fenmenos que interessam ao manejo

biotcnico dos cursos de gua.

2.2.1 Rede de drenagem

Ao conjunto de canais que se interligam, escoando em uma determina-

da direo, d-se o nome de rede de drenagem fluvial. A rea drenada por

essa rede denominada de bacia hidrogrfica ou bacia de drenagem. No

conceito de Netto (2001) uma bacia de drenagem corresponde a uma rea da

superfcie terrestre que drena gua, sedimentos e materiais dissolvidos para

uma sada comum, em um determinado ponto de um canal fluvial.

Cunha (2001) lembra que a rede de drenagem pode exibir diferentes

padres de drenagem, possibilitando classificaes que levam em conta a

forma de escoamento, a gnese e a geometria dos canais.

Esses padres resultam de um grande nmero de caractersticas do am-

biente local, tanto geolgicas quanto climticas, com quem se relacionam.

Interpretando-se o padro de drenagem, a forma do escoamento e a gnese

da sua rede de drenagem, possvel pressupor algumas das caractersticas do

ambiente.

De acordo com o escoamento, as redes de drenagem so classificadas

como exorricas, quando a drenagem se dirige para o mar, e em endorricas,

quando a drenagem se dirige para uma depresso interna do continente.

O curso de gua 23

Uma classificao gentica foi proposta por Horton em 1945, conside-

rando os cursos de gua em relao inclinao das camadas geolgicas. Por

este critrio, os rios foram classificados em cinco padres: conseqente, sub-

seqente, obseqente, resseqente e inseqente. O rio conseqente deter-

minado pela inclinao do terreno e coincide, em geral, com o mergulho das

camadas, originando um curso retilneo e paralelo. O rio subseqente con-

trolado pela estrutura rochosa e acompanha as linhas de fraqueza (falha, jun-

ta, diclase). Nas reas sedimentares, corre perpendicular inclinao das

camadas. Quando o curso de gua se dirige em sentido inverso inclinao

das camadas, descendo das escarpas, classificado como rio obseqente,

formando um canal de pequena extenso. O rio resseqente corre na mesma

direo dos rios conseqentes, porm, nasce em nvel topogrfico mais bai-

xo, no reverso das escarpas. O rio inseqente corre de acordo com a morfo-

logia do terreno e em direo variada, sem nenhum controle geolgico apa-

rente (reas planas ou de rocha homognea).

A classificao dos padres de drenagem, com base na geometria dos

seus canais, apresenta os seguintes tipos fundamentais: dendrtico, paralelo,

retangular, radial, anelar, trelia e irregular (Figura 2.1).

Uma bacia hidrogrfica pode englobar diferentes padres geomtricos

para seus rios e mesmo uma gama de subtipos (Bigarella et al., 1979).

Figura 2.1: Alguns padres geomtricos de drenagem

(adaptado de FISRWG, 1998 e Cunha, 2001).


Alm do padro de drenagem, para a comparao entre diferentes ba-

cias, importante a densidade da rede de drenagem. A densidade determi-

nada pela relao entre o somatrio do comprimento dos cursos de gua e a

rea da bacia hidrogrfica. Sousa (1977) considera alto o valor da densidade

quando for superior a 4,1 km/km2; mdio, quando varia entre 2,1 a 4,0

km/km2; e baixo, quando inferior a 2,0 km/km

2.

Outro dado de fcil visualizao e til para situar (posicionar) o curso

de gua, dentro de sua rede de drenagem ou esta ltima em relao s outras,

a determinao da hierarquia fluvial. Para isso, pode-se seguir um sistema

igualmente proposto por Horton em 1945 e modificado por Strahler em

1952, conforme explicado por Silveira (1993) e Cunha (2001): os canais de

1 ordem so os que no possuem tributrios, estendendo-se desde a nascente

at a primeira confluncia; os de 2 ordem resultam da confluncia de dois

canais de 1 ordem; os canais de 3 ordem so formados pela confluncia de

dois canais de 2 ordem; os de 4 ordem surgem da confluncia de dois ca-

nais de 3 ordem, recebendo afluentes das ordens anteriores; e assim sucessi-

vamente.

2.2.2 Canal

A fisionomia exibida por um curso de gua ao longo do seu desenvol-

vimento longitudinal, sob a perspectiva de vista superior, descrita como re-

tilnea, mendrica ou anastomosada (Christofoletti, 1974 e 1981), como

exemplificado na Figura 2.2.

Figura 2.2: Tipos de padres de canais.

Segundo Christofoletti (1981), esses padres resultam do ajuste do ca-

nal sua seo transversal. Da mesma maneira que para a seo transversal,

o padro fisionmico longitudinal assumido pelo canal, tambm fica na de-

pendncia das caractersticas de cada trecho do curso de gua, podendo, um

mesmo rio, demonstrar, em pontos distintos, as trs fisionomias ou mesmo

O curso de gua 25

uma certa combinao entre elas. Para Schumm (1972), essa caracterstica

determinada principalmente pelo tipo de carga detrtica, que corresponde

granulometria e quantidade do material transportado pelo curso de gua em

um determinado trecho. Assim, a fisionomia pode ser bastante varivel tanto

no espao como no tempo, para um mesmo curso de gua. jusante, os cur-

sos de gua tendem a assumir um padro tipicamente meandrante, o que ca-

racteriza as chamadas torrentes de plancie.

O reconhecimento de um trecho com comportamento anastomosado,

mesmo sendo baseado simplesmente na observao visual, parece bastante

seguro. O limite que distingue um trecho como meandrante ou retilneo, en-

tretanto, pode ser mais subjetivo. Por isso, para distingu-los, pode-se valer

da proposta de Schumm (1972), que considera um trecho como meandrante

quando seu ndice de sinuosidade (Tabela 2.1), dado pela relao entre o

comprimento do canal e o comprimento do vale (Christofoletti, 1974 e 1981)

for superior a 1,3.

Tabela 2.1: Diviso dos padres fluviais, em funo do ndice de sinuosidade.

Tipos ndice de Sinuosidade

A) Meandrantes

a) tortuosos 2,3

b) irregulares 1,8

c) meandros regulares 1,7

B) Transicional 1,3

C) Retos 1,1

Este ndice presta-se para distinguir trechos retilneos e sinuosos, po-

dendo ser usado como fator de comparao entre estes. No entanto, para que

seja possvel a comparao entre os cursos de gua preciso que o valor de

sinuosidade seja expresso como porcentagem em relao aos seus respecti-

vos comprimentos, conforme salienta Mansikkaniemi (1972) apud Christofo-

letti (1981).

Outro aspecto importante dos canais o seu regime de escoamento. As-

sim, distinguem-se os canais perenes, os intermitentes e os efmeros. Canais

perenes so os que possuem escoamento permanente, independente das esta-

es do ano, perodos ou regimes de precipitao. J os cursos de gua in-

termitentes possuem um regime de escoamento que s ocorre em determina-

das pocas do ano. Os canais efmeros apresentam escoamento apenas du-

rante as maiores precipitaes, cessando seu fluxo pouco tempo aps as chu-

vas.


2.2.3 Leito

2.2.3.1 Perfil transversal

Como leito fluvial entende-se o espao ocupado pelo escoamento das

guas. Esse espao varia com a freqncia e com o volume das descargas e

de um setor a outro do mesmo curso de gua, em decorrncia das caracters-

ticas particulares do trecho, principalmente da topografia (inclinao do lei-

to). Uma classificao do leito pode ser feita segundo as indicaes de Chris-

tofoletti (1981) e da Federal Interagency Stream Restoration Working Group (FISRWG), 1998, que distinguem o leito de vazante, o leito menor, o leito maior e o maior excepcional (Figura 2.3).

Figura 2.3: Tipos distintos de leito

(adaptado de Christofoletti, 1981 e FISRWG, 1998).

O leito menor e o de vazante correspondem parte ocupada pelas

guas, cuja freqncia de ocupao impede o surgimento de vegetao. O

leito de vazante marcado pela linha de mxima profundidade ao longo do

canal, o talvegue. O leito maior de ocupao sazonal, durante as cheias, e o

maior excepcional, somente durante as grandes enchentes (Cunha, 2001).

O reconhecimento do perfil transversal com seus diferentes leitos e seu

regime de ocupao pelas guas (freqncia e durao) um aspecto impor-

tante e constitui pr-requisito para o emprego da bioengenharia no manejo de

cursos de gua, tendo-se em vista que a vegetao uma de suas principais

ferramentas.

2.2.3.2 Perfil longitudinal

O perfil longitudinal de um curso de gua mostra a variao da sua de-

clividade ou gradiente ao longo de seu desenvolvimento, para diversos pon-

tos situados entre a nascente e a foz. Trata-se tambm, de uma informao

fisiogrfica, especialmente importante para a compreenso e o controle dos

processos fluviais (Christofoletti, 1981).

O curso de gua 27

A forma do perfil longitudinal de um curso de gua correlaciona-se, se-

guramente, com suas demais caractersticas fisiogrficas e hidrulicas e,

conseqentemente, relaciona-se com os processos fluviais.

As configuraes longitudinais de um rio e a velocidade de suas guas

dependem de diversos fatores, tais como do regime pluvial da rea de drena-

gem, da constituio litolgica do substrato e da topografia, que intervm na

declividade do canal. Conforme a regio percorrida, um rio pode possuir um

gradiente heterogneo durante seu percurso, isto , a velocidade e, por con-

seqncia, outras caractersticas, podem variar com a maior ou menor incli-

nao do leito (Leinz & Amaral, 1978).

A representao grfica do perfil longitudinal de um curso de gua

simples e resulta na demonstrao do percurso, visto de uma perspectiva em

corte longitudinal. A altitude demonstrada no eixo das ordenadas, com lei-

turas que podem ser fixadas de acordo com a notao das curvas de nvel de

que se dispe e, no eixo das abscissas, colocado o somatrio das distncias

percorridas pelo curso de gua entre cada cota. A escala da altitude pode

ser exagerada em relao ao percurso normalmente dez vezes com obje-

tivo de tornar mais evidente as caractersticas do perfil.

A FISRWG (1998) faz uma srie de correlaes lgicas, mas conve-

nientemente elucidativas do comportamento de um curso de gua quando

observado ao longo do desenvolvimento do seu perfil longitudinal (Figura

2.4).

Christofoletti (1981) afirma que um formato cncavo do perfil longitu-

dinal reflete a maturidade do curso e o estabelecimento de um equilbrio en-

tre os processos de eroso, transporte e depsito dos sedimentos, que ocor-

rem, em regra, obedecendo ao tpico desenvolvimento longitudinal do curso

de gua.

Na primeira poro do perfil longitudinal os cursos de gua possuem

grande capacidade de escavao, com uma poro intermediria de trans-

porte e, ao final de sedimentao. Este comportamento se relaciona com a

velocidade da gua, por sua vez governada (principalmente) pela declividade

do leito que expressa pelo perfil longitudinal.

Observando-se a Figura 2.4, percebe-se que, enquanto a profundidade e

a largura do canal aumentam, aumentando a vazo, a velocidade mdia da

gua e a ocorrncia de deslizamentos diminuem. O decrscimo na granulo-

metria do material transportado est relacionado ao alcance das velocidades

limites (crticas) de transporte correspondentes granulometria e densida-

de de cada material, medida que a velocidade da gua diminui.


Figura 2.4: Mudana das caractersticas de um curso de gua

ao longo do seu perfil longitudinal (FISRWG, 1998).

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Processos fluviais 31

CAPTULO 3

PROCESSOS FLUVIAIS

3.1 Introduo

O transporte de materiais slidos um dos aspectos mais importantes

dos cursos de gua, especialmente daqueles com caractersticas torrenciais.

Assim, as redes hidrogrficas so as principais vias para o transporte de pro-

dutos elaborados pelo intemperismo.

A movimentao de corpos slidos pela gua est relacionada com o

comportamento de seu fluxo. Por um lado, enquanto o fluxo for normal, a

movimentao pode se expressar em forma de eroses e transportes conside-

rados normais ou, pelo menos temporariamente, inofensivos. Por outro lado,

quando ocorrem vazes maiores, os movimentos podem incluir deslizamen-

tos e desmoronamentos catastrficos, com transporte de grandes quantidades

de materiais, constituindo problemas ecolgicos e tornando-se, muitas vezes,

economicamente prejudiciais e perigosos. Como conseqncia, so comuns

as deposies de materiais em reas indesejadas, os entupimentos de leitos

naturais ou escoadouros artificiais, com diversas influncias danosas sobre o

meio ambiente e economia.

A compreenso dos mecanismos que determinam a estabilidade ou, ao

contrrio, a movimentao de corpos slidos em um meio lquido um dos

fundamentos para o manejo de cursos de gua. com base neste conheci-

mento que se podem compreender os fenmenos e selecionar as tcnicas

apropriadas para contornar ou minimizar os eventos considerados prejudici-

ais. Para tanto, necessrio que sejam conhecidas as formas de transporte, as

caractersticas de cada material e seus respectivos comportamentos ao serem

carreados. Precisam-se compreender tambm os conceitos de velocidade li-

mite de transporte, de tenso limite de eroso, de profundidade e declividade

limites.


3.2 Velocidade da gua

A velocidade do fluxo depende, basicamente, da inclinao do leito.

Quanto maior a inclinao do leito, maior ser a velocidade da gua e, por-

tanto, maior ser sua capacidade de transporte de materiais. Isso torna a an-

lise do perfil longitudinal de um curso de gua uma importante ferramenta

para a compreenso dos fenmenos e processos fluviais (Aulitzky et al.,

1990).

No curso superior de um rio, isto , nas regies prximas das cabecei-

ras, onde predomina a atividade erosiva e transportadora (Figura 2.4), h

grande quantidade de detritos fornecidos pela eroso e por movimentos de

massa das encostas, que se somam aos detritos originados da atividade erosi-

va do prprio curso de gua. Nestas condies, o rio aumenta a profundidade

de seu leito, determinando uma forma de vale em V. Em sua poro mdia, graas menor inclinao e velocidade das guas, o curso de gua diminui

seu poder transportador, permitindo a deposio dos fragmentos maiores,

que vo agora proteger seu fundo contra o trabalho erosivo. Com o aumento

da deposio de detritos nas regies de menor velocidade, verifica-se uma

mudana na configurao do leito (vale), que passar a ter a forma de um

U bastante aberto e com base muitas vezes maior que a altura. A eroso, que antes era em profundidade (escavao do fundo), agora passa a ser, pre-

dominantemente, lateral (Sawyer, 1975; Leinz & Amaral, 1978; Bordas &

Semmelmann, 1993).

No entanto, a velocidade da gua em seu curso, altera-se no s com a

variao da declividade, mas, como demonstram Netto & Alvarez (1982),

tambm no sentido transversal e longitudinal do leito e canal. De um modo

geral, a velocidade da gua de um canal aberto diminui da superfcie para o

fundo e do centro para as margens, como resultado da resistncia oferecida

pelas paredes (margens) e pelo fundo (Figura 3.1). Na superfcie livre, a re-

sistncia oferecida pela atmosfera e pelos ventos tambm influencia a velo-

cidade.

Figura 3.1: Variao da velocidade de um curso de gua.


Verticalmente, a velocidade mxima ser encontrada em um ponto um

pouco abaixo da superfcie. A velocidade mdia localiza-se aproximadamen-

te a 0,6 da profundidade, a contar da superfcie, podendo ser melhor deter-

minada atravs da mdia das velocidades obtidas a 0,2 e 0,8 da profundidade

(Figura 3.2).

Em uma perspectiva transversal ao curso de gua, a distribuio das ve-

locidades fortemente influenciada pela geometria do canal (Bandini, 1956

e Felkel, 1960). Devido ao atrito com o permetro molhado, formas com

maior raio hidrulico (R) relao entre a rea da seo transversal e o pe-rmetro molhado tendem a ter menor perda de velocidade, conforme es-quema mostrado na Figura 3.3.

Figura 3.2: Variao vertical da velocidade de um curso de gua

(Netto & Alvarez, 1982).

Nos canais naturais (assimtricos), as velocidades respeitam o padro

geral da forma geomtrica aproximada, mas a zona de mxima velocidade

deslocada do centro para o ponto de maior profundidade.

A perda ou a transferncia de velocidade tambm se d com a existn-

cia de quedas e/ou sobressaltos e com as mudanas no desenvolvimento ho-

rizontal do curso. Nos canais meandrantes, as curvas causam uma resistncia

adicional ao movimento do lquido (Figura 3.4), e a zona de maior velocida-

de desloca-se, por fora inercial, para o raio externo das mesmas, com res-

pectiva perda de velocidade no raio interno. Devido fora centrfuga pro-

vocada pelo movimento da gua no trecho curvo, verifica-se uma sobreleva-

o de nvel na parte externa da curva (Netto & Alvarez, 1982) e, segundo


Leinz & Amaral (1978), um deslocamento do eixo do rio, ou seja, da zona de

maior velocidade, nesta mesma direo.

Figura 3.3: Distribuio das velocidades da gua, em funo da geometria

da seo transversal do canal (Lame, 1937 apud Christofoletti, 1981).

Acompanhando o eixo do curso de gua, est maior fora erosiva e de

transporte. O deslocamento do potencial de eroso e da capacidade de trans-

porte, do centro para o raio externo da curva, causa a corroso da margem e

o aprofundamento do leito, neste ponto. Esse aumento de profundidade pro-

duz novo acrscimo na velocidade, deslocando ainda mais o eixo e cor-

roendo novamente a margem em um processo contnuo e interativo.

A linha pontilhada na Figura 3.4 mostra o deslocamento da zona de

maior velocidade. V-se, nos perfis transversais I e III, situados em trechos

retilneos, que a velocidade da gua tem distribuio simtrica e relativamen-

te pequena prximo s margens. Ao contrrio, os perfis II e IV mostram

grande velocidade da gua prximo ao raio externo das respectivas curvas.

Como conseqncia ocorre a corroso da margem que, por si s, j

fonte de sedimentos. E, como resultado do processo inicial de corroso, o

problema se agrava ao surgirem os escorregamentos providenciados pelo

desconfinamento da base do talude fluvial que forma a margem (Wolle,

1988).


Figura 3.4: Distribuio da velocidade da gua em pontos caractersticos

de um curso mendrico (Weinmeister, 1994).

As corroses e deslizamentos nos raios externos produzem os sedimen-

tos que se depositam no raio interno das curvas seguintes. Com a ocorrncia

sucessiva de deslizamentos e sedimentaes, durante um longo perodo de

tempo, o canal pode tornar-se de tal maneira alargado e os meandros de tal

forma complicados que deslocam o canal e suprimem trechos curvos, for-

mando, assim, vrios braos mortos denominados paleomeandros (Figura

3.5). Os paleomeandros, com as sucessivas enchentes, so lentamente entu-

lhados por sedimentos finos (Sawyer, 1975; Leinz & Amaral, 1978).

Figura 3.5: Seqncia da formao e supresso de um trecho curvo,

at a formao de um paleomeandro (Campos, 1912).


Esta dinmica de agradao e degradao contnua caracterizam os tre-

chos mendricos, dos cursos de gua de plancie.

A formao de taludes fluviais instveis e, portanto, sujeitos movi-

mentao, caracterstica dos raios externos dos trechos curvos, onde a ve-

locidade da gua maior, mas no exclusiva destes. A presena de rvores

ou touceiras de taquara cadas, pedras de grandes dimenses e depsitos de

seixos no leito dos cursos de gua pode, de diversas maneiras, desviar a for-

a da gua para as margens e iniciar a corroso, provocando a instabilidade

do talude e diversas formas de deslizamento.

3.3 Estabilidade de materiais fluviais

A eroso provocada por um curso de gua resulta da escavao do seu

prprio leito, fundo e margens, devido s constantes foras de cisalhamento,

de trao, de toro e de compresso, exercidas, principalmente, pela turbu-

lncia da gua. Essas foras hidrodinmicas, em um dado momento, podem

superar as de resistncia (coeso e/ou peso das partculas), romperem agre-

gados e incorporar partculas ao fluxo, disponibilizando-as ao transporte.

Nesse processo, no apenas partculas individuais como areia, silte, argila,

cascalho, seixos, etc., podem ser incorporadas ao fluxo, mas tambm peque-

nas pores de agregados (Bordas & Semmelmann, 1993).

Os materiais maiores, como areias, seixos e cascalhos (Tabela 3.1), no

possuem coeso e, portanto, sua resistncia ao deslocamento funo apenas

de seus respectivos pesos (densidade e volume). J a resistncia ao desloca-

mento dos agregados de partculas finas como silte e argila , por excelncia,

a fora de coeso (Tabela 3.2). De acordo com Morisawa (1968), a fora de

cisalhamento provocada pela gua, decisiva para desagregar e iniciar o mo-

vimento de partculas pequenas, enquanto a velocidade do fluxo, a varivel

mais importante para iniciar o movimento das partculas maiores.

Uma vez que os materiais estejam disponveis, eles podem ser transpor-

tados, basicamente, de trs formas: dissolvidos na gua, como sobrenadantes

ou em suspenso (Weinmeister, 1994).

3.3.1 Materiais dissolvidos

Os materiais em soluo na gua tm origem na dissoluo de sais en-

contrados nas rochas e no solo. O transporte de materiais dissolvidos tem im-

portncia relativamente pequena para o manejo de cursos de gua, quando o

objetivo o escoamento sem causar danos. Sua ao, entretanto, pode-se fa-

zer sentir na degradao das rochas ou do terreno na bacia de recepo. Por

este ponto de vista, os materiais que se dissolvem com a gua podem ser


considerados precursores da movimentao de materiais, por deix-los mais

friveis e disponveis para o transporte.

3.3.2 Materiais sobrenadantes

Durante o perodo seco, muitos materiais (folhas, galhos, madeira, lixo,

etc.) so acumulados prximos aos cursos de gua. Por ocasio das enchen-

tes, as margens so inundadas, podendo recolher grandes quantidades deste

tipo de material, que , ento, transportado boiando na superfcie. Tais mate-

riais so depositados em outros locais, podendo causar vrios problemas que

vo desde aspectos higinicos at entupimentos e conseqente desvios do

leito normal.

3.3.3 Materiais em suspenso

O grupo mais importante de materiais transportados pelos cursos de

gua so aqueles em suspenso. Este grupo pode ser subdividido em dois

subgrupos:

Materiais em suspenso propriamente ditos. Materiais em arraste e saltao.

No primeiro subgrupo, enquadram-se as partculas que, oriundas da

eroso ou do desgaste dos prprios materiais em transporte, se movimentam

por longos trechos suspensos na massa de gua. Estes materiais depositam-se

somente aps acentuada reduo da velocidade, ocasionada pelo alcance de

trechos menos declivosos ou mais largos. Assim, enquanto houver fora para

conservar as partculas acima da superfcie do leito, h o transporte atravs

da suspenso.

No segundo subgrupo, classificam-se os detritos que se movimentam desli-

zando e rolando no leito do curso de gua ou dando pequenos saltos sobre o

mesmo. Quando a partcula movimentada, h um soerguimento em relao

superfcie do leito e ela se incorpora ao fluxo do fluido. A fora de soerguimento,

porm, diminui rapidamente, desaparecendo quase por completo distncia de

2,5cm do leito (Carson, 1971). Havendo diminuio da fora de soerguimento, se

no houver fora de turbulncia suficiente para manter as partculas suspensas e

integradas no fluxo, estas tendem a se depositar. Ao atingirem as proximidades

do fundo, novamente podem ser movimentadas pela fora de soerguimento

(Christofoletti, 1981), de forma que o movimento se d atravs de arraste e/ou

saltao ao longo do escoamento do curso de gua.

As razes para um ou outro comportamento so basicamente a dimen-

so e o peso especfico dos detritos e a velocidade da gua. A Figura 3.6


mostra a linha limite para o comportamento de um material em transporte.

Abaixo da curva, o transporte ocorre em suspenso, enquanto que acima da

mesma, em arraste.

Uma partcula de 1 cm de dimetro, por exemplo, transportada em

suspenso quando a velocidade da gua for superior a 6 m/s e, em arraste, se

a velocidade for abaixo deste valor.

Leinz & Amaral (1978), referindo-se ao assunto esclareceram que as

rochas maiores so empurradas e freqentemente tombam, enquanto que sei-

xos menores rolam e pulam num movimento desordenado, obedecendo s ir-

regularidades do movimento turbilhonar, conseqncia das caractersticas do

leito, da velocidade e viscosidade (densidade) da gua.

Figura 3.6: Comportamento de material transportado, em funo de sua dimenso

e da velocidade da gua (Weinmeister, 1994 modificado).

Hjulstrom (1935) apud Christofoletti (1974, 1981) tambm relaciona a

eroso e a deposio dos detritos em funo do dimetro das partculas e da

velocidade da gua (Figura 3.7). O mesmo autor lembra, corretamente, que

as linhas demarcatrias da Figura 3.7, devem ser entendidas como faixas,

porque as velocidades variam tambm conforme outras caractersticas da

gua e das partculas. Sobre este aspecto, importante o trabalho de Mayer

(1941), que descreve matematicamente estas relaes (Item 3.5, Frmulas

3.6 a 3.11).

Desta maneira, o enquadramento de uma partcula slida como material

em suspenso ou em arraste, pode ser alterado, quando ocorrer modificao

na velocidade da gua.

No caso dos processos fluviais, e com vistas estabilizao dos cursos

de gua, a forma mais importante de transporte a de suspenso, incluindo


neste conceito os dois subgrupos definidos por Weinmeister (1994): suspen-

so propriamente dita arraste e/ou saltao.

Mesmo que outras variveis influenciem na movimentao, entende-se

como suficiente a relao existente entre o dimetro da partcula transporta-

da e a velocidade da gua. Assim, o grfico de Hjulstrom presta-se para evi-

denciar que as foras de resistncia eroso e ao transporte so de origens

diferentes para as partculas finas (coloidais) e para os materiais maiores. A

anlise da Figura 3.7 mostra claramente que, abaixo de 0,3 mm, quanto mais

finas as partculas, maior ser a velocidade da gua necessria para desagre-

g-las e p-las em transporte. Tratando-se de substratos constitudos por par-

tculas coloidais, a resistncia eroso se manifesta devido s suas foras de

coeso, relacionando-se, portanto, de maneira inversa ao seu dimetro, desde

que se desconsidere a natureza mineralgica das partculas, que pode confe-

rir caractersticas coesivas diferentes para materiais de dimenses similares.

Na parte central do grfico de Hjulstrom, esto as partculas que corres-

pondem ao dimetro mdio das areias e dos cascalhos finos, onde a velocida-

de necessria para movimentao baixa. Esses materiais no possuem coe-

so e nem peso suficiente para oferecer maior resistncia ao transporte. No

entanto, medida que o tamanho dos materiais aumenta, comea a surgir o

efeito, agora direto, do peso da partcula na resistncia ao movimento, e a ve-

locidade necessria para provocar eroso e transporte comea a crescer no-

vamente. Conforme Leinz & Amaral (1978), o dimetro dos materiais mais

grosseiros (com mesma densidade), transportados pela corrente, varia apro-

ximadamente com o quadrado da velocidade. Assim, se a velocidade apenas

dobrar, a gua poder transportar partculas com dimetro quatro vezes maior.

Outra importante constatao evidenciada na Figura 3.7 a grande di-

ferena especialmente para as partculas menores entre a velocidade ne-cessria para a eroso e transporte (linhas cheias) e para a deposio (linha

pontilhada) de um mesmo material. Para a eroso de uma partcula de 0,1mm,

por exemplo, a velocidade da gua deve estar em torno de 30cm/segundo,

enquanto que, para sua deposio ela precisa baixar para menos de 1cm/se-

gundo.

Para as partculas coloidais nem mesmo ocorre a deposio efetiva; isso

deve-se ao fato de que essas partculas no possuem o tamanho e a densidade

suficientes para romperem a resistncia do meio fluido em que esto envol-

tas, o que impede ou refreia sua queda para o fundo. Tal fato oportuniza que

as mesmas sejam novamente colocadas em movimento, sobretudo pelo efeito

de turbulncia prximo ao fundo. Por isso, so importantes os estudos de

Bordas & Semmelmann (1993), pois, alm de reconhecerem os fenmenos

de eroso e transporte, segregam a sedimentao em decantao, depsito e

consolidao. Os dois primeiros termos, normalmente se confundem; decan-


tao, no entanto, designa o momento no qual as partculas mais finas, trans-

portadas em suspenso, param e tendem a restabelecer contato com o fundo.

A deposio propriamente dita s ocorre quando a partcula realmente alcan-

a o fundo e a permanece at ser novamente movimentada ou, finalmente,

consolidada pelo efeito da presso hidrosttica ou qualquer outro fenmeno

que venha a aumentar a densidade dos depsitos.

Figura 3.7: Relao entre a velocidade da gua, tamanho das partculas e

processos fluviais (Hjulstrom, 1935 modificado).

A velocidade necessria para romper as eventuais foras coesivas dos

materiais coloidais, soerguer e manter a partcula incorporada ao fluxo , de

maneira evidente, maior que a necessria para que (somente) seja mantido

este ltimo estgio. J para as partculas maiores, a velocidade necessria pa-

ra coloc-las em movimento e para mant-las neste estado muito parecida.

Assim, a velocidade limite de transporte pode ser compreendida como a ve-

locidade necessria para colocar materiais em movimento ou, ento, para

mant-los em movimento.

Tendo em vista estes aspectos, Morisawa (1968) explica:


a) areias so erodidas mais facilmente, enquanto siltes, argilas e casca-

lhos so mais resistentes. Os gros mais finos so resistentes em virtude das

foras coesivas de ajustagem e da fraca rugosidade que costumam conferir

ao leito, enquanto que os cascalhos so difceis de serem movimentados em

virtude do seu tamanho e peso;

b) desde que os siltes e argilas sejam erodidos (movimentados), essas

partculas podem ser transportadas sob velocidades muito baixas. Partculas

de 0,01 mm de dimetro, por exemplo, comeam a ser movimentadas sob ve-

locidades crticas de aproximadamente 60 cm/s, mas conservam-se em mo-

vimento at sob velocidades inferiores a 0,1 cm/s.

3.4 Transporte fracionado e transporte em massa

Em razo das caractersticas dos cursos de gua, os materiais carreados

podem apresentar diversas dimenses e se comportar de diferentes formas.

De conformidade com o processo, pode-se diferenciar o transporte parcial,

tambm dito transporte fracionado, e o transporte em massa.

Devido s diferentes velocidades limites de transporte de cada material,

resulta que estes podem, freqentemente, ser transportados com velocidades

diferentes, segundo o seu peso e dimenses: os menores mais rapidamente e

os maiores de forma mais lenta. Os menores percorrem grandes trechos em

suspenso, enquanto que os maiores, em arraste ou saltao. Quando assim

ocorre, o transporte dito parcial ou fracionado.

O transporte parcial proporciona o sortimento de partculas quando

ocorre a sedimentao: na montante depositam-se os materiais maiores, en-

quanto que os de menor granulometria so depositados em trechos situados

mais abaixo (Figura 3.8).

Existem muitas ocasies, em que os materiais so transportados em

conjunto, apresentando a mesma velocidade. Nestes casos diz-se que h

transporte em massa. Este tipo de transporte caracterstico das torrentes de

lama, que ocorrem quando h enchentes muito grandes, em locais de alta de-

clividade. No transporte em massa, os movimentos individuais, independen-

temente do tamanho dos materiais, so impedidos pelos materiais vizinhos e

todos assumem uma velocidade mdia, praticamente comum.

Quando ocorre um transporte em massa o sortimento de partculas tpi-

co do transporte fracionado no pode ser identificado. Em alguns casos, po-

de-se at observar um sortimento contrrio: os menores materiais, com me-

nor quantidade de movimento, podem depositar-se antes que os maiores.


Figura 3.8: Deposio (ilhas) de diferentes materiais no Arroio Guarda-Mor,

ao longo de seu perfil longitudinal - Faxinal do Soturno, RS.

Com base na forma de transporte de materiais, Thiery (1891) prope

uma classificao do regime de uma torrente:

Regime normal Perodo de estabilidade Cheia moderada Perodo de transporte parcial Cheia grande Perodo de transporte em massa Cheia excessiva Formao de fluxos de lamas.

3.5 Movimentao de materiais coesos

Enquanto que, para os materiais desagregados, no coesos, o fator de-

terminante da movimentao o tamanho (peso) das partculas, em materiais

coesos os componentes mantm-se unidos por foras eletrostticas. Para de-

sagregar e movimentar os materiais com coeso necessrio o rompimento

das foras eletrostticas, que se contrapem s foras de eroso.

Por um lado, a eroso hdrica de material coeso determinada pela sua

composio mineralgica, umidade, porosidade e pelas caractersticas da

gua, que provoca o fenmeno. A capacidade de coeso de um agregado

tanto maior, quanto menores forem as partculas que o compem. A alta re-

sistncia de um solo argiloso seco, por exemplo, deve-se ao grande nmero

de ligaes entre as partculas. Entretanto, em razo de sua polaridade, a

gua tem grande afinidade com outros materiais igualmente polares e pode,

ao ser incorporada, diminuir o nmero de ligaes entre as partculas e, con-

seqentemente, a resistncia do agregado.

Por outro lado, no fundo de um leito, so constantemente exercidas for-

as de cisalhamento, de trao, de toro e de compresso, devido turbu-


lncia da gua. Estas foras, em um dado momento, podem superar as foras

de coeso, romper o agregado e transportar suas partculas. Para cada tipo de

substrato existe, portanto, uma tenso de cisalhamento, a partir da qual, o

material at ento estvel, entra em movimento. Esta tenso, caracterstica de

cada substrato, conhecida como tenso limite de eroso, e corresponde ao

componente do peso da gua, paralelo ao fundo do leito (Du Boys, 1879),

(Figura 3.9).

Figura 3.9: Deduo grfica da tenso de eroso ().

Formalmente, a tenso de eroso exercida no fundo de um curso de

gua pode ser descrita por (Du Boys, 1879):

Ipg (3.1)

onde:

= tenso de eroso (kg/m2) = peso especfico da gua (kg/m3) g = acelerao da gravidade (9,81 m/s

2)

p = profundidade da gua (m)

I = inclinao do leito (tg )

A tenso de eroso tanto maior, quanto maior for a profundidade, o

peso especfico da gua e a sua velocidade, representada indiretamente na

frmula, pela inclinao do leito.


A Frmula 3.1 tem validade quando a relao entre a largura e profun-

didade do leito superior a 30. Quando esta relao for inferior a este valor,

no lugar da profundidade (p) utiliza-se o raio hidrulico R = A / U (A = rea

da seo dividida por U = permetro molhado).

A frmula tambm diferente para a estimativa da tenso de eroso nas

margens. Os tratamentos nas margens, muitas vezes, no so feitos da mes-

ma forma at o fundo do leito, ficando acima deste. Assim, a profundidade a

considerar para o clculo da tenso nas margens, no corresponde profun-

didade total do leito (p), mas apenas quela que se encontra sob tratamento

(p1) (Figura 3.10).

Figura 3.10: Desenho esquemtico de uma seo de vazo,

evidenciando a profundidade total (p) e a de tratamento (p1).

Para a relao largura/profundidade (l/p) 30, a tenso existente nas margens pode ser calculada por:

Ipg 1 (3.2)

e, para relao largura/profundidade (l/p) 30, por:

Ip

pg 1 (3.3)

onde:

p1 = profundidade do tratamento (vide Figura 3.10)

demais variveis idem Frmula 3.1.

A partir do clculo da tenso de eroso existente (ou esperada para de-

terminadas magnitudes de cheias) tem-se um dado que pode ser comparado

com a tenso permitida por diferentes substratos (Tabelas 3.1 e 3.2) permi-

tindo prever o comportamento do fundo e das margens.


As duas tabelas seguintes foram retiradas da norma alem (DIN 19

661), citada por Weinmeister (1994), e estabelecem a tenso de eroso per-

mitida para substratos sem coeso (Tabela 3.1) e com coeso (Tabela 3.2).

Tabela 3.1: Tenso de eroso permitida

para diferentes substratos desagregados (DIN 19 661).

SUBSTRATO (sem coeso) Granulometria (mm) (mx.) (N/m2)

Areia fina 0,06 a 0,02 1,0

Areia mdia 0,2 a 0,6 2,0

Areia grossa 0,6 a 1,0 3,0

Areia muito grossa 1,0 a 2,0 4,0

Areia e cascalho sob longa submerso 0,6 a 6,3 9,0

Areia e cascalho sob curta submerso 0,6 a 6,3 12,0

Cascalho mdio 6,3 a 20,0 15,0

Cascalho grosso 20,0 a 63,0 45,0

Sedimento achatado (1-2 x 4-6 cm) 50,0

Tabela 3.2: Tenso de eroso permitida

para diferentes substratos com coeso (DIN 19 661).

SUBSTRATO (com coeso) (mx.) (N/m2)

Areno-argiloso 2,0

Deposies argilosas 2,5

Argila firme 12,0

Cascalho e argila sob longa submerso 15,0

Cascalho e argila sob curta submerso 20,0

Ao confrontar a tenso de eroso existente (calculada pelas Frmulas

3.1, 3.2 ou 3.3) com a tenso de eroso mxima permitida (Tabelas 3.1 e

3.2), alm de se averiguar a estabilidade do trecho em questo, pode-se, in-

versamente, determinar a profundidade limite e a declividade limite de ero-

so, pressupondo-se que seja conhecido o tipo de substrato.

Para uma tenso limite de eroso conhecida, fixando-se ou tendo limi-

tao de valores para a profundidade (p), pode-se deduzir a declividade limi-

te (I), pela inverso da Frmula 3.1.

pg

I

(3.4)


De maneira similar, se o fator limitante for a declividade pode-se cal-

cular a profundidade limite por:

Ig

p

(3.5)

3.6 Movimentao de materiais singulares

Em conseqncia da desagregao das rochas na bacia de recepo e da

eroso do fundo e das margens do leito, acumulam-se nos cursos de gua

materiais de diversas dimenses. Quando sobrevm uma cheia suficiente-

mente grande, muitos materiais, dependendo de sua granulometria, forma e

peso especfico, podero entrar em movimento.

Quando a gua com uma velocidade qualquer, se choca com um slido

totalmente imerso e apoiado no fundo do leito, exercem-se sobre este foras

dinmicas, tanto na sua face montante, como nas suas laterais e na face

jusante. Assim, para cada slido, existe uma velocidade da gua, a partir da

qual este sai de seu estado de repouso e entra em movimento. A Figura 3.11

representa um slido qualquer, imerso no fundo do leito, com gua fluindo

em certa velocidade.

Figura 3.11: Esquema de um slido submetido fora de impulso da gua.

A fora de impulso exercida pela gua sobre o corpo representado na

Figura 3.11 expressa pela frmula da impulso hidrulica de Newton:

2g

vAF

2

(3.6)

onde:

F = fora de impulso (g)

= peso especfico da gua (g/cm3) A = rea da face de encontro (a c) (cm2)


v2/2g = altura geratriz da velocidade (m)

v = velocidade da gua (m/s)

g = fora de gravidade (m/s2)

= coeficiente para forma do corpo 1,46 para corpos angulosos e

0,79 para corpos arredondados

Por outro lado, o corpo apoiado no fundo do leito possui um peso total

P. Seu peso normal, portanto, dado por:

P cos (3.7)

e oferece uma resistncia (R) movimentao cuja magnitude proporcional

ao seu coeficiente de atrito (f).

R = f P cos (3.8)

Mas, como o corpo est submerso, seu peso dentro da gua igual ao

seu volume, multiplicado pela diferena de seu peso especfico prprio (1) e o peso especfico da gua (). O valor de P pode, ento, ser substitudo por abc (1).

Assim, a resistncia do corpo ao movimento (R), pode ser descrita por:

coscbafR1

(3.9)

onde:

R = fora de resistncia (g)

1 = peso especfico do corpo slido (g/cm3)

= peso especfico da gua (g/cm3) = ngulo de inclinao do leito f = coeficiente de atrito entre o slido e o leito (mdio 0,76)

a, b, c = dimenses do corpo slido (cm)

Haver equilbrio quando a fora de atrito (R) for maior ou, no mnimo,

igual a fora de arraste (F).

F R

coscba)( f2g

vca 1

2

(3.10)


Estabelecido o equilbrio, qualquer aumento nos termos do lado es-

querdo da equao, ou qualquer diminuio dos valores das variveis do lado

direito da mesma, proporcionar um desequilbrio e o corpo poder entrar

em movimento. Pela transformao da igualdade anterior ocorrer equi-

lbrio, exatamente quando a velocidade da gua (agora representada por W)

for (Mayer):

cosbf2gW 1

(3.11)

velocidade (W), descrita pela frmula anterior, d-se o nome de ve-

locidade limite de transporte do slido considerado (Tabela 3.3). Qualquer

aumento da velocidade W provocar um estado de desequilbrio e o slido

entrar em movimento. Como j comentado, existem duas formas de inter-

pretar a velocidade limite de transporte. A primeira delas a define como a ve-

locidade necessria para colocar materiais em movimento, ao passo que a

segunda, a entende como a velocidade necessria para a deposio de mate-

riais.

A Tabela 3.3 apresenta valores de velocidade limite de transporte para

materiais de diferentes dimenses (Mayer, 1941). Du Boys mediu a veloci-

dade mnima para manter materiais em movimento, ao passo que autores

alemes, no Rio Reno, e Telford apresentam a velocidade mnima para colo-

car em movimento materiais que se encontravam em repouso. A diferena

entre os valores pode ser atribuda ao emprego de conceito e metodologia di-

ferentes. A ltima coluna formada pelo emprego da Frmula 3.11, simpli-

ficada ao se desprezar a influncia do cos por ter valor prximo a 1 e ao assumir-se valores constantes para o peso especfico da gua (1000 kg/m

3) e

dos sedimentos (2400 kg/m3), para o coeficiente de atrito (0,76) e para mate-

rial anguloso (coeficiente de forma: 1,46).

Com estas simplificaes, a velocidade limite de transporte pode ser

descrita por:

14.bW (3.12)

A Frmula 3.11 mostra claramente que, para cada slido, em cada si-

tuao de declividade e de peso especfico da gua, existe uma velocidade

limite de transporte particular. Assim, por exemplo, slidos de pequenas di-

menses e baixo peso especfico, entram em movimento mais facilmente, is-

to , tem velocidade limite de transporte menor do que os maiores e mais

densos.

Observando-se os termos da Frmula 3.10, constata-se que o equilbrio,

ou seja, a estabilidade dos materiais, depende de dois grupos distintos de fa-


tores. De uma parte, o equilbrio depende de um conjunto de caractersticas

intrnsecas do material em questo como: sua forma, dimenso, peso espec-

fico e coeficiente de atrito. De outra parte, o equilbrio influenciado pelas

caractersticas da gua, isto , seu peso especfico (viscosidade) e velocida-

de, expressa pelo ngulo de inclinao do curso de gua.

Tabela 3.3: Velocidade limite de transporte para materiais de diferentes dimenses.

Na ltima coluna W foi calculado pela Frmula 3.12

Du Boys Rio Reno Telford W

0,05 0,081 0,152 0,026

0,10 0,108 0,037

0,20 0,162 0,053

0,25 0,305 0,059

0,50 0,216 0,084

4,00 0,750 0,609 0,235

8,00 0,325 0,900 0,333

25,0 0,650 0,914 0,590

50,0 0,975 0,820

75,0 1,590 1,025

100,0 1,800 1,182

Velocidade limite de transporte (m/s)b (mm)

O coeficiente de atrito, a forma, assim como a dimenso b do material,

podem ser modificados com vistas estabilizao. Pela anlise da Figura

3.11, verifica-se que a dimenso b do material, isto , aquela que se encontra

paralela ao sentido do fluxo da gua, determinante para a velocidade limite

de transporte. Quanto maior o valor de b, tanto maior dever ser a velocidade

da gua, para causar movimentao. Esta constatao pode ser usada para es-

tabilizao, arranjando os materiais com sua maior dimenso posicionada no

sentido da corrente. Por outro lado consegue-se modificar simultaneamente,

a forma, a dimenso b e o coeficiente de atrito, na medida em que seja poss-

vel a unio dos diversos materiais do leito, de maneira a obrig-los ao traba-

lho solidrio. Esta unio pode ser de diversas formas, como ser visto mais

adiante, no Captulo 7.

Pela observao da Frmula 3.10 depreende-se, ainda, que o equilbrio

funo da velocidade limite de transporte e do peso especfico da gua.

guas barrentas ou transportando outros materiais em suspenso conseguem,

portanto, colocar em movimento materiais, cuja velocidade limite de trans-

porte s seria alcanada com maior velocidade, se as guas fossem limpas.

Este fato no pode ser usado diretamente no controle dos cursos de gua, to-


davia seu conhecimento alerta para a necessidade de cuidados especiais para

a estabilizao.

Por outro lado, a velocidade limite de transporte depende da inclinao

do leito, expressa pelo cos . Assim, quanto maior a inclinao do leito, maior ser a velocidade da gua e, portanto, maior ser sua capacidade de transpor-

te de materiais. medida que a declividade aumenta, maiores materiais te-

ro sua velocidade limite de transporte alcanada. Com base neste fato, fo-

ram desenvolvidos mtodos de controle de cursos de gua (especialmente

para os de comportamento torrencial), que tem como objetivo primrio a di-

minuio da velocidade da gua.

3.7 Formas de interferir no transporte de materiais

3.7.1 Saturao

A saturao de um curso de gua corresponde a uma situao que,

menor adio de carga, isto , de materiais slidos, provoca-se uma deposi-

o simultnea (Mayer, 1941).

Quando em guas lmpidas, com velocidade v1 qualquer, adiciona-se

partculas slidas, a quantidade de movimento no mudar, mas a velocidade

ir diminuir de v1 para v. A saturao ser atingida quando v1 for diminuda

para v, e esta for igual velocidade limite de transporte (W) para um deter-

minado material que est sendo transportado. Assim, pode-se compreender

que um curso de gua, que est provocando eroso, estar simultaneamente

depositando materiais.

3.7.2 Perfil de compensao

Um curso de gua com caractersticas torrenciais est, freqentemente

escavando seu leito ou suas margens, devido ao poder erosivo de suas guas,

bioengenharia - manejo biotecnico de cursos de agua

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