Shields

XIX Simpsio Brasileiro de Recursos Hdricos 1

XIX SIMPSIO BRASILEIRO DE RECURSOS HIDRCOS

SOBRE OS SEDIMENTOS DA CAMADA MVEL DO LEITO DOS

ESCOAMENTOS COM SUPERFCIE LIVRE

Ademilton Luiz Rodrigues de Souza 1 & Geraldo Wilson Jnior

2

Resumo.- Nos escoamentos com superfcie livre ocorrem interaes contnuas entre a fase lquida,

regida pelas leis da Mecnica dos Fluidos, e a slida, composta de sedimentos que se movimentam

por arraste em contato com o leito, ou em suspenso no meio da corrente turbulenta. Este fenmeno

se manifesta na camada superior das calhas dos escoamentos, denominada camada ativa ou mvel,

onde processos sedimentolgicos e morfolgicos se iniciam - com o movimento incipiente dos

gros slidos-, e tambm se encerram - com a deposio desses gros. A descrio quantitativa do

movimento sedimentar funo do conhecimento qualitativo dos processos fsicos deste

movimento. Por exemplo, necessrio distinguir os sedimentos originrios do leito do escoamento

daqueles produzidos na bacia hidrogrfica, pois os primeiros relacionam-se com as variveis

hidrodinmicas, enquanto os outros dependem da disponibilidade de sedimentos, do uso e perda de

solo na bacia hidrogrfica. Neste artigo so analisados o movimento incipiente dos sedimentos, e as

evolues temporal e longitudinal das caractersticas granulomtricas da camada mvel de cursos

dgua brasileiros. Conclui-se que o diagnstico hidrossedimentolgico dos escoamentos, nos

trechos fluvial e estuarino, pode ser realizado, precisamente, com base em estudos no-

dispendiosos, Euleriano e Lagrangeano, das caractersticas dos sedimentos da camada ativa do leito.

Abstract The liquid and solid phases interact continuously in open channel flows. While the

liquid phase is controlled by the laws of Fluid Mechanics, the solid phase consists of sediment

particles which move on the bed surface or in suspension carried by turbulent flows. The interaction

begins in the bed active upper layer of the watercourse, referred as bed movable layer, where

sedimentological and morphological processes initiate with the sediment particle motion and

terminate upon particle deposition. A quantitative description of sediment movement depends on

the qualitative understanding of the physical processes of the movement per se. For example, it is

necessary to distinguish the sediment originated in the channel bed from that of the drainage basin

since the former depends on the hydrodynamic variables while the other on the availability of

material, soil usage, and soil loss from the drainage basin. Temporal and longitudinal evolutions of

the granulometric characteristics of the active layer of some Brazilian streams were analyzed in this

work. In summary, the hydrosedimentological diagnostic of either fluvial or estuarine flow stretches

can be ascertained with precision based on inexpensive Eulerian-Lagrangean characterization of the

active bed sediment properties.

Palavras-Chave Movimento de Sedimentos; Morfologia Fluvial; Camada Mvel do Leito.

1 Mestre em Cincias em Engenharia Ocenica do PENO/COPPE/UFRJ. [email protected] 2 Professor Adjunto do PENO/COPPE/UFRJ. [email protected]; [email protected]

PENO/COPPE/UFRJ Programa de Engenharia Ocenica do Instituto Alberto Luiz Coimbra de Ps-Graduao e Pesquisa de Engenharia da UFRJ.

Centro de Tecnologia, Bloco C, Sala 209. CEP 21.945-970 Rio de Janeiro, RJ. Fones: (55) (21) 2562.8741 - 8755


I. INTRODUO

Uma srie importante de problemas de Engenharia Civil e Ambiental est diretamente

associada ao comportamento dos sedimentos nos escoamentos com superfcie livre. Os sedimentos

so ao mesmo tempo: (i) arquivos preciosos graas aos quais os especialistas lem parte da Histria

do nosso globo, (ii) materiais bsicos para a construo civil, (iii) constituintes mveis, sob a ao

das correntes lquidas, ondas e ventos, dos quais o Homem deve proteger as zonas costeiras e as

obras fluviais, martimas e porturias, (iv) agentes de reteno e fixao de certos poluentes,

minerais ou orgnicos, de origens industrial, agrcola e/ou nuclear. As disperses transversais e

longitudinais, s quais as partculas esto sujeitas numa corrente turbulenta, podem reduzir a

concentrao das substancias txicas fixadas nos gros finos de sedimentos, mas, sob certas

condies hidrodinmicas, podem ocorrer deposies de sedimentos e reconcentraes de material

txico, nocivas ao Homem e ao Ecossistema.

Deste modo, a estimativa do movimento de partculas slidas nos escoamentos com superfcie

livre constitui um fator essencial para a soluo de problemas relacionados com: (i) a explorao de

bacias fluviais, (ii) projetos de estruturas hidrulicas e porturias, (iii) operao e manuteno de

vias de navegao e de reservatrios de usinas hidreltricas e de abastecimento dgua, (iv) rejeitos

industriais de toda espcie, (v) extrao de areia e agregados dos fundos dos rios, esturios e mares.

I.1. Origens e Tipos de Movimento de Sedimentos em Escoamentos Fluviais e Estuarinos

Como apresentado na Figura 1, a seguir, os sedimentos so colocados em movimento ou tm

seus movimentos alterados nas bacias hidrogrficas: pela ao dos elementos naturais, tais como

chuvas, correntes lquidas, ao dos ventos, das ondas, vagas e mars nos esturios e mares, e pela

interveno do Homem, no leito do rio e na bacia hidrogrfica, atravs de aes que se somam aos

eventos naturais, como: operaes de dragagens, atividades de minerao e agrcolas, construo de

barragens e outras estruturas hidrulicas, desmatamentos, rejeitos domsticos e industriais,

atividades esportivas e tursticas, entre vrias outras. Em outras palavras, os sedimentos so

colocados em movimento ou tm seus movimentos alterados, sempre que ocorrem alteraes no

leito do rio ou na bacia hidrogrfica.

Tem-se, ento, dois tipos bsicos de movimento de material slido nos escoamentos fluviais,

incluindo sua regio estuarina: (1) sedimentos originrios do leito do escoamento, provenientes do

rio e do mar, os quais podem ser transportados por arraste e/ou em suspenso; (2) sedimentos

oriundos da lavagem da bacia, pela ao das chuvas, gerando o movimento do tipo carga de

lavagem ou wash-load.


Estes ltimos so mais finos que os sedimentos do leito, podendo ser transportados, em

suspenso, ao longo do rio, por grandes distncias. Esta distino muito importante, pois medies

de campo, frmulas, modelos e estimativas do movimento slido que no distinguem a origem do

sedimento, conduzem a resultados imprecisos. Infelizmente, j fazem inmeras dcadas que a

Sedimentologia tem sido considerada uma cincia imprecisa, enquanto, na realidade, so as

descries quantitativas do movimento de sedimentos que tem sido baseadas em descries

qualitativas imprecisas.

Figura 1. Movimentos Sedimentares em Escoamentos Fluviais

(WILSON-JR, 2009)

I.2. Relaes analticas hidrossedimentomtricas

Dependendo do caso estudado e das campanhas de medies realizadas, possvel que exista

uma relao no-linear, entre a descarga slida dos sedimentos do leito, por unidade de largura qB,

expressa em unidades de [ML-1

T-1

] ou [FL-1

T-1

] e a vazo lquida linear ou por unidade de largura

do rio, q, expressa, normalmente, em [L2T

-1], do tipo:

bB qaq (1)

onde a e b so constantes que dependem das caractersticas hidrossedimentomtricas do trecho do

escoamento.

A Equao (1) conhecida, internacionalmente, como Curva ou Equao do Transporte de

Sedimentos, e, nacionalmente, como Curva Chave de Sedimentos. Cabe salientar que, ao

contrrio de vrias aplicaes realizadas no pas, esta equao s tem significado fsico para os

sedimentos originrios do leito do escoamento, sujeito s suas foras hidrodinmicas.


Por outro lado, as descargas de sedimentos do tipo wash-load so, em geral, independentes da

vazo lquida do rio. Este movimento consiste da resposta mais rpida do rio s interferncias

antrpicas que esto ocorrendo na bacia hidrogrfica, e relaciona-se diretamente com o estoque de

sedimentos e a perda de solo na superfcie drenada da bacia hidrogrfica.

I.3. Funes da Camada Mvel do Leito do Escoamento

Para partculas de sedimentos de mesmas caractersticas fsico-qumicas, ou seja, mesma

composio mineralgica, massa especfica, dimenso e forma, de se esperar que as variveis que

intervm nos modelos de transporte e disperso de sedimentos, por arraste e em suspenso, sejam

relacionadas entre elas, pelo menos, no nvel de sua fronteira comum: o leito do escoamento. Por

isto, a camada mvel superior do fundo do escoamento tem um papel muito importante no curso

dgua, pois ela pode ser: (i) fonte de alimentao de gros de sedimentos que se deslocam por

arraste e/ou em suspenso, (ii) barreira de reflexo dos sedimentos em suspenso que a tocam,

devido s aes do escoamento turbulento e da acelerao da gravidade, e (iii) barreira de absoro

dos sedimentos em suspenso. Neste caso, os gros que atingem o fundo do escoamento so

absorvidos, criando-se depsitos dos sedimentos originalmente em suspenso.

Sob certas condies hidrossedimentomtricas naturais, todos estes casos podem ocorrer

simultaneamente, num trecho de escoamento com superfcie livre. Certamente, eles ocorrem ao

longo do rio ou durante os ciclos lunares e hidrolgicos.

I.4. Migrao do Leito do Escoamento

O movimento slido est intimamente relacionado com a migrao das configuraes de

fundo, e ambos resultam do movimento das partculas isoladas do leito do escomento. Supe-se que

uma partcula tenha se deslocado de sua posio inicial e depositado, no instante t, na posio x. As

situaes do leito e da partcula, neste momento, esto representadas na Figura 2.A, a seguir. O

gro imvel poder ser coberto (Figura 2.B) ou no, por outras partculas de sedimento. Caso o

gro permanea na superfcie do leito, ele estar propenso a novo deslocamento. Caso seja

enterrado, ele permanecer em repouso e s ir se deslocar depois de re-exposto, com o afastamento

das partculas que o cobriram. Em outras palavras, somente aps um certo tempo T, necessrio para

a migrao do leito, poder ocorrer novo deslocamento da partcula (Figura 2.C). A partcula

encontrar-se- novamente na superfcie e em condies de se deslocar para uma nova posio x+X.

A figura ilustra tambm, a nova situao do leito no instante t+T.


De um modo geral, para configuraes do leito semelhantes s da Figura 2, do tipo dunas e

rugas, o gro de sedimento inicia seu movimento na regio de inclinao positiva (trecho AB) e

deposita-se na regio de inclinao negativa (trecho BC).

Figura 2. Movimentos do Gro de Sedimento e Migrao do Leito (WILSON-JR, 1972,)

O transporte dos sedimentos est intimamente relacionado com a migrao da configurao

do leito, e, ambos resultam do movimento alternado - de deslocamentos e perodos de repouso - das

partculas isoladas. Como estas partculas depositam-se em lugares diferentes do leito, os perodos

de repouso so tambm diferentes. Alm disto, como os comprimentos dos deslocamentos no so

os mesmos, as velocidades de transporte dos gros so tambm diferentes. A disperso dos

sedimentos deve-se s diferentes velocidade de transporte das partculas isoladas.

I.5. Descries do Movimento de Sedimentos

Determinaes quantitativas do movimento de sedimentos, to necessrias nos projetos de

Engenharia Civil e Ambiental, s podero ser realizadas com preciso, quando forem baseadas no

conhecimento qualitativo do movimento slido do trecho do escoamento com superfcie livre. Para

isto, so necessrias medies de campo das caractersticas do leito do escoamento, que podem ser

realizadas segundo os dois mtodos de descrio da Mecnica Clssica: (i) Descrio de Euler ou

Euleriana, (ii) Descrio de Lagrange ou Lagrangeana.


No primeiro mtodo, a ateno est voltada para uma seo particular do escoamento e as

evolues temporais das caractersticas hidrossedimentolgicas so descritas atravs desta seo.

No segundo mtodo, a ateno focaliza-se numa partcula isolada ou grupo de partculas,

acompanhando-se suas evolues espaciais, no tempo.

Como o fundo mvel dos escoamentos com superfcie livre reproduz as evolues temporais e

espaciais do movimento de sedimentos, so nas camadas mveis ou ativas dos leitos dos rios que se

encontram as maiores informaes qualitativas e quantitativas sobre a dinmica dos processos

sedimentolgicos e morfolgicos vigentes nos corpos dgua.

II. OBJETIVOS DO TRABALHO

O objetivo principal deste artigo o estudo das evolues, temporal e longitudinal, das

caractersticas granulomtricas dos sedimentos da camada mvel do leito de escoamentos com

superfcie livre, durante regimes hidrodinmicos conhecidos, em ambientes fluvial e estuarino.

Trs casos so considerados: (i) Estudo Lagrangeano dos sedimentos dos leitos dos rios da

Bacia Hidrogrfica do Rio Iguau, Estado do Rio de Janeiro; (ii) Estudo Euleriano do sedimento do

leito do rio Ivai, na seo de Novo Porto Taquara, durante um ciclo hidrolgico; e (iii) Estudo

Euleriano do sedimento do leito do Rio Iguau no trecho estuarino da Avenida Presidente Kennedy,

Estado do Rio de Janeiro, durante um ciclo de mars.

III. ESTUDOS DO MOVIMENTO INCIPIENTE DO SEDIMENTO DO LEITO MVEL

O final do Sculo XX e incio do Sculo XXI foram caracterizados por revises e aplicaes

sobre o movimento incipiente de sedimentos em escoamentos com superfcie livre. Autores como

Chien e Wan (1983); Paphitis (2001); Hager e Oliveto (2002); Cheng (2004); Sheppard e Renna

(2005); Wu e Wang (2006); Cao et al. (2006); Van Rijn (2007); Luckner e Zanke (2007); Beheshti e

Ataie-Ashtiani (2008), mostraram que: (i) o tema movimento incipiente continua atual; (ii) o

Diagrama de Shields (1936) continua sendo a referncia universal das pesquisas, e (iii) que mtodos

alternativos tem sido propostos para o movimento incipiente em leitos naturais no uniformes

(SOUZA e WILSON-JR, 2009).

Sendo assim, para a caracterizao do movimento de sedimentos, foi considerado neste

trabalho, o diagrama clssico de Shields (1936), apresentado na Figura 3, a seguir, e outros estudos

mais modernos, como o de Paphitis (2001), e Beheshti e Ataie-Ashtiani (2008) (Figura 4), os quais

foram abordados nas publicaes de Souza e Wilson-Jr (2009) e Souza (2010). As condies de

mobilidade ou de instabilidade da camada ativa do leito dos escoamentos naturais foram analisadas

em funo do tempo e da distncia longitudinal, utilizando esses diagramas.


Figura 3. Diagrama de Shields (1936)

Figura 4. Diagrama de Beheshti e Ataie-Ashtiani (2008)

O Diagrama de Shields pode ser obtido de diferentes desenvolvimentos tericos, um dos quais

foi apresentado em Souza e Wilson-Jr (2009). A curva clssica de Shields resulta do ajuste aos

dados disponveis na poca, ou seja, anteriores a 1936, relativos ao incio do movimento dos gros

da camada ativa do leito. Foram relacionados os seguintes parmetros adimensionais:

Dsb

(2)

DuRe ** (3)

O diagrama mostra que a razo adimensional, , entre a fora hidrodinmica do escoamento e

de resistncia do gro submerso, por unidade de rea do leito, denominada tenso normalizada ou

de atrito adimensional, no constante. Ela funo da grandeza adimensional denominada


nmero de Reynolds do gro, Re*. Portanto, depende das foras inerciais do escoamento junto a

calha do rio, da viscosidade do lquido e do dimetro caracterstico do sedimento do leito.

A curva de Shields representa uma condio de equilbrio. O valor crtico c sobre a curva

o valor a ser superado pelo escoamento para que haja movimento do gro. Acima da curva tem-se

movimento de sedimentos, abaixo da curva o sedimento encontra-se em repouso.

Como a velocidade de atrito u* aparece em ambos os eixos do grfico de Shields, a

determinao de seu valor crtico u*c, requer um processo iterativo para a determinao de u*c. Para

evitar a iterao, facilitar o tratamento numrico computacional, e, principalmente, para a

interpretao dos resultados, alguns autores propuseram parmetros alternativos aos de Shields.

Surgiram os parmetros: dimetro adimensional do gro, D*, definido pela Equao (4) e o

nmero de mobilidade do gro, u*/ws, onde ws a sua velocidade de queda.

D

gReD

31

2

s3

1

c

2*

*

(4)

D, s, , e u* representam, respectivamente, um dimetro caracterstico do leito do

escoamento, as massas especficas do sedimento e da gua, a viscosidade do lquido e a velocidade

crtica do escoamento junto ao fundo.

Vrias combinaes entre estes parmetros adimensionais so possveis. Assim, novas curvas

crticas foram ajustadas a conjuntos maiores e mais recentes de dados, a exemplo da curva de

Beheshti e Ataie-Ashtiani (2008), apresentada na Figura 4, anterior.

IV. APLICAES

Trs casos de estudos da camada mvel do leito de escoamentos com superfcie livre foram

considerados (Souza e Wilson-Jr, 2009; Souza, 2010). Dois deles se referem ao leito do Rio Iguau,

no Estado do Rio de Janeiro e o outro ao leito do Rio Ivai, no Estado do Paran.

IV.1. Sedimentos dos Leitos dos Rios da Bacia Hidrogrfica do Rio Iguau.

Trata-se de um estudo Lagrangeano das caractersticas dos sedimentos dos leitos dos

contribuintes da Bacia Hidrogrfica do Rio Iguau, efetuado num perodo de guas baixas, de abril a

julho de 1994. Este estudo fez parte do diagnstico hidrossedimentolgico da bacia, apresentado em

Wilson-Jr, (1996, 1997), e resumidamente, em Souza e Wilson-Jr, (2009) e Souza (2010).

O Rio Iguau, cuja bacia hidrogrfica (Figura 5) situa-se no Estado do Rio de Janeiro, possui

um comprimento de 40,4 km e drena uma superfcie de 726 km2, a qual abrange regies urbanas e

rurais, e ambientes fluviais e estuarinos. O Rio Iguau sofre interferncias naturais e antrpicas. As


naturais ocorrem no encontro das guas com seus afluentes, devido s caractersticas

hidrossedimentolgicas distintas dos dois escoamentos, enquanto os problemas relacionados com as

interferncias antrpicas so diversos e distribudos na bacia, devidos principalmente: (i) extrao

intensiva de material slido para a construo civil, que uma prtica clandestina de subsistncia na

regio; (ii) ao lanamento de esgotos in-natura nos cursos dgua; e (iii) aos depsitos de resduos

slidos urbanos nas calhas e margens dos escoamentos.

O resultado destas interferncias, so leitos compostos de material de granulometria variada,

cujos movimentos dependem do estado de gradao e ocupao da regio prxima da seo

transversal amostrada. Em vista disto, os perfis granulomtricos longitudinais dos escoamentos da

bacia do Rio Iguau (Wilson-Jr, 1996, 1997) apresentaram um comportamento geral esperado, no

qual os valores do Dimetro Mediano D50 decrescem de montante para jusante (Figura 6), mas

com variaes considerveis nos locais das interferncias. Tambm, nesses locais, os sedimentos de

fundo apresentaram distribuies granulomtricas no uniformes, e, portanto, maiores valores do

Coeficiente de Gradao, 1, definido pela Equao 5:

16

50

50

841

D

D

D

D

2

1 (5)

onde Di (i = 16, 50 e 84) corresponde ao dimetro do gro de sedimento de porcetagem i na curva

granulomtrica acumulada do material da camada ativa do leito.

Figura 5. Bacia Hidrogrfica do Rio Iguau (Wilson-Jr, 1996)


Figura 6. Perfis Longitudinais Granulomtrico e de Gradao do Rio Iguau, RJ

(Wilson-Jr, 1996)

Nas Figuras 7 e 8, a seguir, esto apresentados os resultados dos valores da tenso tangencial

adimensional , obtidos em cinco estaes localizadas nos cursos superior e mdio do Rio Iguau,

em funo do nmero de Reynolds Re* e do dimetro adimensional do gro, D*, respectivamente.

Estas estaes foram mostradas na Figura 5 e se denominam: (A) Stio Senhor Agostinho, (B) Stio

Paz e Amor, (C) Foz do Rio Paiol, (D) Stio Marambaia, (E) Montante da Vala da Madame. As

coletas de sedimentos nestas estaes foram realizadas num perodo de uma semana, de modo que

os levantamentos podem ser considerados Lagrangeanos e relativos ao mesmo tempo, pois neste

perodo no se constatou mudanas sedimentolgicas e morfolgicas significativas no leito do Rio

Iguau. Essas cinco estaes tambm esto destacadas na Figura 6.

A Figura 9 mostra o grfico do nmero de mobilidade u*/ws em funo do nmero

adimensional do gro, D*. Os smbolos nas curvas contnuas de cada estao das Figuras 7, 8 e 9,

correspondem aos dimetros caractersticos do material do leito, ou seja, a D90, D84, D65, D60, D50,

D35, D16 e D10. Desta forma, pode-se: (i) conhecer, em cada estao, as porcentagens e os dimetros

dos sedimentos que esto se movimentando, e (ii) comparar os movimentos de sedimentos de

mesmo dimetro ao longo do escoamento.

Estudos semelhantes aos apresentados nas Figuras 5 a 9 foram realizados, na mesma poca,

nos principais afluentes do Rio Iguau, ou seja, nos Rios Sarapui, Pilar, Capivari, Botas, Paiol e

Tingu. Perfis longitudinais posteriores podero mostrar as evolues das interferncias constatadas

nesses escoamentos. de se esperar que os picos relativos s interferncias naturais persistam com


o tempo, enquanto que a evoluo dos picos das interferncias antrpicas poder mostrar uma

atenuao, caso a bacia hidrogrfica seja restaurada, ou um aumento, caso as aes nocivas ao meio

ambiente continuem. Mas, novos picos antrpicos podero surgir no espectro longitudinal do rio.

Figura 7. Tenso Tangencial Adimensional , em Funo do Nmero de Reynolds do Gro Re*, ao Longo do Rio Iguau, RJ (Souza e Wilson-Jr, 2009; Souza, 2010)

Figura 8. Tenso tangencial adimensional , em funo do Dimetro Adimensional do Gro D*, ao longo do Rio Iguau, RJ (Souza e Wilson-Jr, 2009; Souza, 2010)


Figura 9. Nmero de Mobilidade u*/ws, em funo do Dimetro Adimensional do Gro

D*, ao longo do Rio Iguau, RJ (Souza e Wilson-Jr, 2009; Souza, 2010)

IV.2. Sedimentos do Leito do Rio Ivai, no Trecho de Novo Taquara, Estado do Paran

Este estudo constou da anlise temporal, num trecho do Rio Ivai no Noroeste do Estado do

Paran, conhecido como Novo Porto Taquara, durante o ciclo hidrolgico de 1974-1975, do

comportamento dos sedimentos do leito mvel. Nesta poca, a regio Noroeste do Paran sofreu um

intenso processo erosivo, com parte significativa da produo de sedimentos sendo carreada pelo

Rio Ivai at o Rio Paran. Devido grande alimentao slida vinda da bacia hidrogrfica, houve

acmulo de material no fundo do rio, com formao de dunas, rugas e depsitos de areias de

granulometrias mdia e fina (Wilson-Jr et al., 1980).

Durante os perodos de menor velocidade, o excesso de material slido se depositou no fundo

do escoamento, alimentando as rugas e dunas. Dois conjuntos de curvas foram ento considerados:

o primeiro, formado pelas curvas de dimetro D35, D50 e D65, onde as perdas de energia devido s

formas de fundo no foram consideradas; e o segundo conjunto, formado unicamente pela curva de

D65, para a qual foram considerados os valores reduzidos das tenses hidrodinmicas responsveis

pelo movimento dos sedimentos.

Nas Figuras 10 e 11, a seguir, apresentam-se os resultados dos valores das tenses tangenciais

adimensionais, e , total e reduzida, em funo do nmero de Reynolds do gro, Re* e do

dimetro adimensional do gro, D*, respectivamente. A Figura 12 seguinte mostra o grfico dos

nmeros de mobilidade, normal e reduzido, u*/ws e u*/ws, em funo de D*.


As Figuras 10, 11 e 12 mostram que os sedimentos do Rio Ivai, no trecho de Novo Porto

Taquara, eram arenosos e mveis. Com o acmulo de material no fundo do rio, devido grande

alimentao slida vinda da bacia hidrogrfica, formaram-se rugas e dunas, que dissiparam parte da

energia do escoamento, com gerao de calor e turbulncia. Desta forma, com a diminuio do

transporte slido durante os perodos de menor velocidade, uma pequena frao do material, mesmo

composta de areias, mdia e fina, depositou-se e formou o novo leito mvel do Rio Ivai.

Figura 10. Tenses Tangenciais Adimensionais e em Funo do Nmero de Reynolds do Gro Re*. Rio Ivai, Novo Porto Taquara. PR. (Souza e Wilson-Jr, 2009; Souza, 2010)

Figura 11. Tenses Tangenciais Adimensionais e em Funo do Dimetro Adimensional do Gro D*. Rio Ivai, Novo Porto Taquara. PR.

(Souza e Wilson-Jr, 2009; Souza, 2010)


Figura 12. Nmeros de Mobilidade Totais e Reduzidos u*/ws e u*/ws em Funo do

Dimetro Adimensional do Gro D*. Rio Ivai, Novo Porto Taquara. PR.

(Souza e Wilson-Jr, 2009; Souza, 2010)

IV.3. Sedimentos do Leito duma Seo Estuarina do Rio Iguau Durante um Ciclo de Mars

Trata-se de um estudo Euleriano das caractersticas dos sedimentos do leito de uma seo

transversal do Rio Iguau, situada nas proximidades da Avenida Presidente Kennedy, como

mostrado na Figura 5, precedente. Analogamente ao caso do Rio Ivai, os dados do Rio Iguau

foram plotados nos diagramas de Shields (1936), Van Rijn (1984), Paphitis (2001) e Beheshti e

Ataie-Ashtiani (2008), para caracterizar o movimento incipiente dos sedimentos.

Figura 13. Seo de Medidas no Esturio do Rio

Iguau, prxima Avenida Presidente Kennedy

(Garcia e Wilson-Jr, 2002)

Figura 14. Variao do Nvel dgua durante as

medies Hidrossedimentomtricas

(Garcia e Wilson-Jr, 2002)

A regio estuarina da Bacia Hidrogrfica do Rio Iguau possui uma rea de 141 km2,

correspondente a 20% da rea de drenagem total. O trecho estuarino estudado situa-se a 12 km da

Baa de Guanabara, a montante da avenida Presidente Kennedy. Os valores horrios das variveis


hidrossedimentolgicas obtidos durante o perodo de 08:00 s 23:00 horas do dia 08/07/1994, na

vertical central da seo de medidas, esto apresentadas na Tabela 1, a seguir.

Tabela 1. Variveis Hidrossedimentolgicas da Vertical do Centro da Seo de Medidas do Esturio

do Rio Iguau (Wilson-Jr, 1996)

Os resultados granulomtricos obtidos durante o perodo foram plotados nos diagramas de

Shields (1936), Paphitis (2001), Beheshti e Ataie-Ashtiani (2008) e Van Rijn (1984). Como

exemplo, esto apresentados nas Figuras 15 a 17 os resultados relativos ao diagrama de Shields, e,

nas Figuras 18 a 20, os do diagrama de Beheshti e Ataie-Ashtiani.

Observam-se nestas figuras que durante os perodos de inverso de mar houve grande

deposio de sedimentos, os quais foram recolocados em movimento nos perodos de 10:00 s

11:00 horas, de 15:00 s 16:30 e de 19:00 s 23:00 horas. Devido a inverso de mar de vazante

para enchente, a partir das 12:00 horas, e de enchente para vazante a partir das 16:45, houve reduo

da concentrao de sedimentos em suspenso, os quais se depositaram sobre o leito (Sousa, 2010).

O Critrio de Shields (1936) aplicado a estes dados representou bem a dinmica sedimentar

estuarina, como mostrado nas Figuras 15 a 17. Os sedimentos que estavam em movimento desde

08:00 horas, comearam a se depositar no leito a partir de 11:30, de modo que s 12:00 horas,

praticamente no se tinha sedimentos em movimento sobre o leito (Figura 15). s 12:30, j com o

aumento das foras hidrodinmicas de enchente, a camada de sedimentos do tipo areia fina e mdia,

voltou se mover.


Das 13:00 s 16:00 horas, de acordo com a Figura 16, os sedimentos do leito ainda

permaneceram em movimento. Eles comearam a se decantar por volta das 16:30, quando apenas

35% dos sedimentos ainda se movimentavam. s 17:00 no houve registro do movimento de

sedimentos, mas s 17:30 constatou-se que todo o material da camada mvel do leito podia se

movimentar, situao que se prolongou at as 23:00 horas, como se pode ver na Figura 17.

Durante o perodo de 13:00 s 17:00 horas (Figura 16), os sedimentos do leito apresentaram

uma granulometria mais elevada em movimento, do tipo areia grossa e muito grossa. Com a

reduo das foras hidrodinmicas, estes sedimentos mais grados imobilizaram-se sobre o leito e

foram cobertos pelos sedimentos mais finos (Figura 17).

Considerando-se o Nmero de Mobilidade do gro em funo do Dimetro Adimensional,

segundo Beheshti e Atai-Ashtiani (2008), foram obtidos resultados semelhantes aos de Shields

(1936), Van Rijn (1984) e Paphitis (2001), conforme apresentado nas Figuras 18 a 20, a seguir.

Em todos estes diagramas contatou-se que as vazes durante as mars de enchente foram

capazes de movimentar os gros de sedimento mais grados, com aumento da concentrao de

sedimentos finos em suspenso liberados do leito. Durante o perodo de vazante, as foras

hidrodinmicas somente conseguiram vencer as resistncias das areias fina e mdia.

Figura 15. Tenso Tangencial Adimensional , em Funo do Nmero de Reynolds do Gro Re* Durante o Perodo de 08:00 s 12:30, na Vertical Central da Seo Estuarina

(Souza, 2010).



(Souza, 2010).


(Souza, 2010).


Figura 18. Nmero de Mobilidade u*/ws em Funo do Dimetro Adimensional D*.

Perodo 08:00 12:30 horas. Vertical Central. (Souza, 2010)






V. CONCLUSES

A camada mvel ou ativa dos leitos dos escoamentos com superfcie livre tem vrias funes

nos processos sedimentolgico e morfolgico. Ela pode ser fonte ou origem do movimento de

sedimentos, couraa protetora dos sedimentos finos do leito, escultura do escoamento

hidrodinmico, barreira refletora dos sedimentos em suspenso, barreira absorvedora desses

sedimentos quando originrios dos trechos a montante ou da bacia hidrogrfica, enfim, tambm

regio de deposio ou etapa final desses processos. A camada chama-se mvel, porque a

representao morfodinmica do movimento de sedimentos, sendo simultaneamente, processo, pois

evolui no tempo e no espao, e sua condio inicial e/ou de contorno.

Trata-se, portanto, da regio a ser conhecida para a descrio qualitativa do movimento de

sedimentos, etapa sem a qual no se pode quantificar com preciso o movimento slido.

Neste trabalho, atravs da anlise de trs casos prticos, mostrou-se a importncia do

acompanhamento Euleriano e Lagrangeano das caractersticas granulomtricas do leito de

escoamentos fluvial e estuarino. Detalhes especficos destes casos podem ser vistos em Souza

(2010), Garcia e Wilson-Jr (2002) e em Wilson-Jr et al. (1980). Conclui-se que a histria do

movimento slido nos escoamentos com superfcie livre encontra-se descrita na camada mvel do


leito, a qual, pode ser analisada atravs de amostragens e anlises temporais e espaciais, no

onerosas, dos sedimentos de fundo.

AGRADECIMENTOS

Os autores agradecem ao Programa de Engenharia Ocenica da COPPE/UFRJ, CAPES e ao

CNPq, pelos suportes tcnicos e financeiros, fundamentais para a concretizao deste trabalho.

BIBLIOGRAFIA

a) Livro

SOUZA, A.L.R. (2010). Estudo do Movimento Incipiente de Sedimentos No-Coesivoe em

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Sc. em Cincias e Tcnicas Nucleares. Volumes I e II. 235 p. il. UFMG, Belo Horizonte, MG.

c) Artigo em revista

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d) Artigo em anais de congresso ou simpsio

GARCIA, R.S.; WILSON-JR (2002) Medies Hidrodinmicas e Sedimentolgicas Realizadas no

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