Nos estudos geomorfológicos, a análise das drenagens fluviais e de suas bacias hidrográficas tem papel de destaque. Esse tipo de estudo, realizado prioritariamente em gabinete, consiste em uma ferramenta importante para indicar comportamentos diferenciados dos cursos fluviais, das bacias hidrográficas e do relevo. Os resultados obtidos nessas análises podem indicar pontos ou áreas na bacia hidrográfica e trechos de cursos d’água que merecem mais atenção durante os trabalhos de campo. De fato, as análises morfométricas e as observações em campo são complementares e permitem aprofundar os estudos em Geomorfologia Fluvial.
De acordo com Christofoletti (1980), a análise morfométrica de bacias hidrográficas e seus cursos d’água possuem função relevante na Geomorfologia e podem contribuir para a compreensão de diversas questões geomorfológicas, dada a importância dos cursos fluviais para a elaboração do relevo. A análise morfométrica em Geomorfologia Fluvial tornou-se mais efetiva a partir do trabalho pioneiro de Horton (1945), que apresentou as leis principais do desenvolvimento dos rios e de suas bacias hidrográficas e que tinha como objetivo entender a evolução das bacias hidrográficas e de suas redes de drenagem. Desde então, surgiram novos índices ou parâmetros morfométricos e novas interpretações para realizar a análise quantitativa das bacias hidrográficas e suas redes de drenagem (CHEREM, 2008). Um dos recortes espaciais mais adotados para análises morfométricas é a bacia hidrográfica, englobando a rede de drenagem e o arranjo das vertentes. A análise morfométrica é realizada através da leitura dos atributos desses elementos que, correlacionados entre si e com o relevo, geram os parâmetros morfométricos. Esses parâmetros podem ser reunidos em três grupos: lineares – se relacionam apenas aos atributos da rede de drenagem; zonais – relacionam-se aos atributos da rede de drenagem e das áreas não hidrográficas do relevo, como os topos e encostas; e hipsométricos – relacionados ao relevo e às suas interações com a rede de drenagem e a bacia hidrográfica (CHEREM, 2008).
A seguir, são apresentados os índices morfométricos utilizados nesse estudo.
2.2.1. Hierarquia Fluvial
A hierarquia fluvial consiste na classificação de determinado segmento da rede de drenagem dentro da bacia hidrográfica na qual ele se encontra, considerando sua relação com os outros cursos fluviais a montante. Existem duas propostas de hierarquização da rede de drenagem. A primeira, elaborada por Horton (1945), considera que os canais de primeira ordem são aqueles que não possuem tributários, ou seja, são os canais de cabeceiras de drenagem. Contudo, nem todos os canais de cabeceiras correspondem a canais de primeira ordem. Isso ocorre porque, para Horton (1945), os canais de maior hierarquia se estendem até a cabeceira de maior extensão. Nessa proposta, os canais de segunda ordem são aqueles que recebem apenas tributários de primeira ordem; os canais de terceira ordem são aqueles que recebem um ou mais tributários de segunda ordem e podem receber tributários de primeira ordem e assim sucessivamente (CHISTOFOLETTI, 1980). A segunda proposta, mais utilizada, foi elabora por Strahler (1952). Esse autor considera que todos os canais que não possuem tributários
(canais de cabeceiras) são de primeira ordem. Os canais de segunda ordem surgem da confluência de dois canais de primeira ordem, os de terceira ordem surgem da confluência de dois canais de segunda ordem e assim sucessivamente (CHISTOFOLETTI, 1980).
2.2.2. Relação de relevo
A relação de relevo (Rr) estabelece a relação entre a amplitude altimétrica da bacia hidrográfica e o comprimento do canal principal (SCHUMM, 1956). Este parâmetro é dado pela Equação 1.
(1)
Onde ∆a é a amplitude altimétrica e L é o comprimento do comprimento do canal principal (CHRISTOFOLETTI, 1980). Assim, esse parâmetro é um indicativo da capacidade energética dos cursos d’água da bacia hidrográfica.
2.2.3. Índice de sinuosidade
O Índice de sinuosidade (Is) é a relação entre o comprimento do canal principal e a distância do eixo do vale e foi inicialmente proposto por Horton (1945). Esse índice demonstra o grau de divagação de um curso fluvial. Este parâmetro é dado pela Equação 2:
(2)
Onde L é o comprimento total do canal principal e dv é a distância vetorial entre os pontos
extremos do canal. Os valores próximos de 1 indicam canais mais retilíneos, nos quais o controle estrutural pode ser significativo ou pode haver alta capacidade energética. Os valores acima de 2 indicam canais mais sinuosos, com menor capacidade energética. Os valores intermediários (entre 1 e 2) indicam canais em estágio transicional entre rios retilíneos e sinuosos (ALVES & CASTRO, 2003). Segundo Christofoletti (1980), o valor 1,5 representa o limite inferior para determinar que um curso fluvial é meandrante. Além disso, Lana et al. (2001), afirmam que a sinuosidade dos canais está relacionada à carga sedimentar, à compartimentação litológica, à estrutura geológica e à própria declividade dos cursos d’água.
2.2.4. Densidade de drenagem
A Densidade de drenagem (Dd) foi inicialmente definida por Horton (1945). Ela é a relação entre o comprimento total dos canais de uma bacia hidrográfica e a área total dessa bacia hidrográfica. Esse parâmetro é dado pela Equação 3:
(3)
Onde Lt é o comprimento total dos canais e A é a área total da bacia hidrográfica. Em um
mesmo ambiente climático, a densidade de drenagem é um parâmetro que está relacionado ao comportamento hidrológico das rochas. As rochas mais impermeáveis facilitam o escoamento superficial e possibilitam a formação de mais canais, aumentando a densidade de drenagem. As rochas porosas facilitam a infiltração da água e podem provocar a diminuição do número de canais e, consequentemente, da densidade de drenagem (CHRISTOFOLETTI, 1980).
2.2.5. Fator de Assimetria de Bacia de Drenagem - FABD
O fator de assimetria de bacias (FABD) foi proposto por Hare e Gardner (1985) e possibilita a identificação de diferenças areais em uma bacia hidrográfica. Ele consiste na divisão entre a área da margem direita de uma bacia hidrográfica pela área total da mesma e indica o deslocamento lateral do canal principal em uma bacia hidrográfica através da quantificação da assimetria da bacia. Ele é dado pela seguinte Equação:
⁄ ) (4)
Onde Ra é a área da bacia localizada na margem direita do canal e Ta é a área total da bacia hidrográfica. Esse índice tem sido utilizado como um indicador de condicionamento tectônico da drenagem (CAMOLEZI et al., 2012; SALUMINI et al., 2004; RUBIN, 1999; HARE e GARDNER, 1985). Segundo os autores, valores próximos a 50 indicam que não houve migração lateral do canal significativa e valores próximos de zero ou de 100 indicam migração significativa do canal e isso é interpretado como movimentações tectônicas. Contudo, esse parâmetro deve ser analisado com cuidado e outros elementos da bacia hidrográfica devem ser considerados na análise, haja vista que o deslocamento do canal principal pode estar associado a atuações tectônicas (basculamento) ou a processos fluviais internos (RUNBIN, 1999).
2.2.6. Relação declividade-extensão – RDE
O índice RDE foi proposto por Hack (1973) e possibilita a análise de perfis longitudinais de canais fluviais ou de trechos selecionados. Ele auxilia na identificação de anomalias na concavidade natural do perfil longitudinal do canal fluvial (FUJITA, 2009). Esse parâmetro é dado pelas seguintes Equações:
(5)
(6)
Onde ∆H é igual à diferença altimétrica entre os extremos do canal ou do trecho analisado, ln L é o logaritmo natural, L é a extensão total do canal fluvial e ∆l é a extensão do trecho analisado (Figura 4).
Figura 4: Atributos utilizados para cálculo do RDE em trechos de drenagem.
Fonte: Etchebehere (2000).
A identificação de anomalias no perfil longitudinal é feita pela relação entre RDEtrecho/RDEtotal. Trechos com valores até 2 não possuem anomalias; valores entre 2 e 10 representam anomalias de 2ª ordem; e valores acima de 10 representam anomalias de 1ª ordem.
O índice RDE é bastante utilizado para compreender a evolução da rede de drenagem, o seu substrato rochoso e as possíveis interferências das atividades tectônicas (FUJITA, 2009). Assim, em trabalhos como o de Etchebehere et al. (2004), o RDE é utilizado para identificar atividade neotectônica, enquanto em trabalhos como o de Camolezi et al. (2012), o RDE reflete a influência estrutural sobre a rede de drenagem.
2.3. Datação de sedimentos fluviais: a técnica da Luminescência Opticamente