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NOVO, E. M. L. de M. Ambientes fluviais. In: FLORENZANO, T. G. (Org.). Geomorfologia: conceitos e tecnologias atuais. São Paulo: Oficina de 
Textos, 2008. 318 p., p.. 
 
8. AMBIENTES FLUVIAIS 
 
Neste capítulo, buscamos ampliar o conhecimento sobre a geomorfologia fluvial e mostrar a 
contribuição da tecnologia de sensoriamento remoto para o estudo das formas e dos processos fluviais. 
Assim, após a apresentação dos principais conceitos, ele traz exemplos concretos de uso de dados de 
sensoriamento remoto e de métodos de extração de informações relevantes ao avanço da Geomorfologia 
Fluvial. 
A Geomorfologia Fluvial focaliza suas questões nos processos que dão origem às formas 
relacionadas ao escoamento dos rios. A drenagem exorréica (que atinge os oceanos) drena cerca de 68% 
da superfície terrestre, o que é um indicador da importância dos rios como agentes de transporte dos 
materiais intemperizados dos continentes para os oceanos. 
A Geomorfologia Fluvial é o campo da Geomorfologia que se dedica a estabelecer relações entre os 
processos de erosão e deposição resultantes do escoamento da água em canais fluviais e as formas de 
relevo dele derivadas. A forma e o padrão dos canais fluviais estão, em geral, ajustados: a) à hidrologia da 
bacia de drenagem, que controla a vazão sólida e líquida que escoa em um dado segmento de rio; b) à 
geologia da bacia (litologia e arcabouço estrutural). Desse modo, pela análise das formas do canal fluvial, 
podem-se deduzir os processos que lhes deram origem. 
8.1 FUNDAMENTOS DE GEOMORFOLOGIA FLUVIAL 
8.1.1 Conceitos básicos 
As formas de relevo de origem fluvial são elaboradas a partir do escoamento concentrado da água 
em canais fluviais. A esse escoamento dá-se o nome de vazão, cujo volume depende do regime 
hidrológico da bacia hidrográfica onde os canais estão inseridos. 
A bacia hidrográfica ou de drenagem é a área da superfície terrestre drenada por um rio principal 
e seus tributários (Fig. 8.1). Ela representa a área de captação natural da água da precipitação que faz 
convergir o escoamento para um único ponto de saída, o exutó-rio. A bacia de drenagem é delimitada 
pêlos divisores de água, a partir da definição de um dado ponto de saída. 
 
 
Pode ser delimitada por meio de uma carta topográfica ou de uma imagem tridimensional do terreno. 
A bacia de drenagem pode ser dividida em sub-bacias e microbacias, as quais são unidades de 
estudo e de planejamento, definidas operacionalmente em função das aplicações a que se destinam. No 
Brasil, o Decreto-Lei n° 94.076, de 5 de março de 1987 (que criou o Programa Nacional de Microbacias 
Hidrográficas -PNMH), define a microbacia como uma área drenada por um curso d'água e seus afluentes, 
a montante de uma determinada seção transversal, para a qual convergem as águas que drenam a área 
considerada. É entendida como uma unidade espacial mínima, definida pêlos canais fluviais de primeira 
ordem. 
A hierarquia fluvial, por sua vez, refere-se a uma classificação dos cursos d'água e das bacias 
correspondentes (Fig. 8.2), segundo um sistema proposto por Horton, em 1945 (Horton, 1945), e mo-
dificado por Strahler, em 1952 (Strahler, 1952). Independentemente do sistema de classificação proposto e 
da sua localização (alto, médio ou baixo curso), as microbacias correspondem a bacias de drenagem de 
primeira ordem, ou seja, todas as bacias que correspondem a cabeceiras de drenagem ou nascentes. 
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O regime hidrológico descreve as mudanças do volume de água que escoa por um canal fluvial ao 
longo do ano e entre anos sucessivos. O regime hidrológico de uma bacia hidrográfica depende de muitas 
variáveis, tais como o clima da região, a litologia e estrutura geológica da bacia, o relevo e a cobertura 
vegetal, entre outras. 
Em uma bacia hidrográfica sujeita a um dado regime de chuvas, ocorrem escoamentos não-
concentrados, também chamados de escoamento de vertente ou escoamento superficial. O escoamento 
superficial pode ser produzido em duas situações: 1) quando a taxa de precipitação excede a taxa de 
infiltração da água no solo; 2) quando há a saturação do solo e o nível freático se encontra muito próximo à 
superfície. 
A água também pode escoar em subsu-perfície formando um fluxo dentro da camada de solo mesmo 
em condições não-saturadas. Entretanto, em geral, quanto maior a saturação do solo, maior é a velocidade 
de escoamento dos fluxos de subsuperfície. Todos esses fluxos são importantes porque contribuem para a 
formação e manutenção do escoamento fluvial. 
Os rios são canais de escoamento concentrado da água que permitem sua transferência, por 
gravidade, das regiões mais altas para as mais baixas. A água que escoa em um canal fluvial está, 
portanto, sujeita a dois tipos de forças: gravitacio-nal e de fricção. A força gravitacional impele a água em 
direção a jusante, para as regiões mais baixas da bacia hidrográfica e depende, basicamente, do perfil 
longitudinal de um dado segmento do canal de drenagem (Fig. 8.3). 
 
O perfil longitudinal do canal de drenagem expressa a relação entre a altimetria e o comprimento 
de um determinado canal nos diferentes pontos entre a nascente e a foz. Em geral, de forma parabólica, o 
perfil típico é côncavo (considerado em equilíbrio, ou seja, os processos de erosão, transporte e deposição 
estão em equilíbrio entre si), com declividades altas em direção à nascente e baixas em direção a jusante. 
A declivi-dade do canal em um ponto é a tangente do perfil nesse ponto. O equilíbrio pode ser alterado 
com obras de engenharia, como barragens, canalização etc. 
Relacionado ao perfil longitudinal, define-se o nível de base local de um rio como o ponto limite 
abaixo do qual não ocorre a erosão fluvial. O nível de base geral para as bacias que desaguam no 
oceano é o nível do mar. O nível de base local não é fixo, pois muda de jusante para montante em função 
do perfil longitudinal dos canais para os quais converge a drenagem. O nível de base de um canal de 
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primeira ordem é dado pelo perfil longitudinal do canal de segunda, terceira ou quarta ordem, no ponto de 
confluência. 
Como mencionado anteriormente, a água que escoa em um canal fluvial depende da força 
gravitacional, regulada pela declividade do canal, descrita por seu perfil longitudinal. Se a força gravitacio-
nal favorece o escoamento de montante para jusante, a força de fricção age para colocar resistência a 
esse escoamento. 
A força de fricção interna ao volume de água (viscosidade) e entre o volume d'água e a superfície do 
canal fluvial resiste ao seu movimento. A viscosidade da água resulta da coesão e colisão entre as 
moléculas do volume de água. O fluxo de água, em razão de vários fatores (velocidade de escoamento, 
viscosidade, densidade, dimensão do canal de escoamento), pode ser laminar ou turbulento. No fluxo 
laminar, a principal fonte de resistência ao escoamento é a viscosidade molecular. Dessa forma, a água 
escoa como se uma série de camadas superpostas deslizassem umas sobre as outras. O fluxo turbulento, 
o mais típico de rios, caracteriza-se por flutuações caóticas na velocidade de escoamento, impostas por 
várias fontes de resistência ao deslocamento da água, incluindo a resistência da superfície do canal fluvial. 
A velocidade de escoamento dos rios é afetada pelo gradiente da superfície da água, pela rugosidade do 
leito do rio e pela forma da seção transversal do canal. 
8.1.2 Erosão e transporte fluvial 
Os rios são poderosos agentes geomor-fológicos capazes de erodir, transportar e depositar 
sedimentos.A potência de um rio pode ser definida como sua capacidade de realizar o trabalho do rio (de 
erodir e transportar sedimentos). Essa potência (stream power) pode ser expressa como: 
 
 em que: Ω - potência do rio por unidade de comprimento do canal; 
p - densidade da água; 
Q - descarga; 
g - aceleração da gravidade; 
s - declividade do canal. 
Pela análise da equação (1), pode-se concluir que a potência de um rio aumenta com a vazão 
(descarga), a declividade do canal e a densidade da água. 
Todo o material erodido pelo rio e por ele transportado compõe a sua carga, que pode ser dissolvida, 
em suspensão e do leito. A carga dissolvida é formada pelos íons e moléculas derivados do intemperismo 
químico e da decomposição dos componentes biogênicos presentes na água. A composição da carga 
dissolvida depende de vários fatores ambientais, entre os quais, clima, geologia, relevo e cobertura vegetal 
da bacia em que se insere o rio. Rios alimentados por água que atravessam pântanos, em geral, são ricos 
em substâncias orgânicas dissolvidas. 
A carga em suspensão consiste de partículas sólidas, orgânicas e inorgânicas. As partículas 
inorgânicas em suspensão, geralmente, são formadas por siltes e argilas, cuja dimensão e peso permitem 
que sejam mantidos suspensos pela turbulência e pêlos vórtices. Partículas de areia também podem ser 
mantidas em suspensão por correntes fortes, por pequenos períodos de tempo. 
A carga em suspensão na água tende a reduzir a turbulência do fluxo, o que leva a uma diminuição 
das forças de fricção e a um aumento da eficiência do rio. A maior concentração de partículas suspensas é 
encontrada próxima ao leito do rio, havendo a tendência de redução da concentração em direção à 
superfície do rio. A carga do leito consiste, em geral, de cascalhes de grande dimensão, os quais são 
transportados por rolamento no fundo ou por saltos. A competência do rio é indicada pela dimensão da 
maior fração de partícula que ele pode transportar, enquanto sua capacidade é definida pela máxima 
quantidade de material que ele consegue arrastar ao longo do seu leito. 
A erosão dos canais e leitos fluviais pode ocorrer por meio de três diferentes processos: corrosão, 
abrasão e cavita-ção. O processo de corrosão se dá por intemperismo químico resultante do contato da 
água com o canal e o leito fluvial. O processo de abrasão representa a ação mecânica da água que, ao se 
mover sobre o leito e dentro do canal, remove as camadas já intemperizadas. O processo de cavitação 
ocorre em canais cujas correntes estão sujeitas a grande velocidade, tais como nos trechos de corredeiras 
e quedas d'água. Nesse processo, a ação erosiva se dá pela ação de ondas produzidas por bolhas 
formadas pelas mudanças de pressão no volume de água. 
Os rios podem erodir seus canais verticalmente, aprofundando o talvegue, ou lateralmente, 
alargando o canal. O processo de aprofundamento do canal é denominado erosão vertical e o de 
ampliação da largura do leito, erosão lateral. A erosão vertical dos canais aluviais ocorre quando há a 
remoção de areias e cascalhes do leito fluvial. Nos canais escavados em rochas, a erosão vertical ocorre 
pela abrasão imposta pela carga do leito. A erosão lateral ocorre quando as margens do canal são 
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removidas, geralmente, por solapamento basal e colapso. 
A capacidade de um rio erodir e transportar material de montante para jusante depende da energia 
cinética da corrente, que pode ser expressa por: 
em que: Ek - energia cinética; 
C - coeficiente de Chézy, o qual representa as forças friccionais e 
gravitacionais; 
R - raio hidráulico, que é equivalente à profundidade do canal; 
m - massa da água; 
s - gradiente da superfície da água. 
A análise da equação (2) mostra que a energia cinética da corrente é direta-mente proporcional ao 
produto do raio hidráulico R pelo gradiente da superfície da água. Isso significa que, quanto mais profundo 
e rápido um rio, maior seu poder erosivo. 
A capacidade de transporte de um rio depende da velocidade da corrente e da granulometria da 
carga erodida. As relações entre capacidade de transporte, velocidade da corrente e granulometria foram 
determinadas empiricamente para canais aluviais por Hjulstr0m (Hugget, 2003). Por meio de um diagrama 
conhecido como diagrama de Hjulstr0m (Fig. 8.4), pode-se identificar o range de velocidades em que um 
rio tem capacidade para erodir e transportar diferentes tipos de partículas. É interessante observar que a 
velocidade necessária para erodir argilas é maior que a necessária para erodir areias, apesar de sua 
menor granulometria. Isso ocorre devido à maior força de coesão das partículas de argila. O diagrama 
mostra a velocidade de queda das partículas, ou seja, a velocidade na qual o rio perde a capacidade de 
transportar sua carga e inicia a deposição do material no leito ou nas margens. Essa velocidade de 
deposição não depende apenas da granulometria da carga, mas também da densidade e forma das 
partículas. 
 
 
É importante ressaltar que, à medida que ocorre a erosão do leito e do canal e a carga transportada 
pelo rio aumenta, a viscosidade e a densidade da água se modificam proporcionalmente à carga 
adicionada, o que torna complexa a relação entre velocidade do fluxo e deposição. Quando a velocidade 
do fluxo se reduz, as partículas maiores são depositadas, enquanto as menores permanecem em 
movimento. O resultado disso é que há uma deposição diferencial que provoca uma seleção nas partículas 
depositadas. Essa erosão e deposição diferenciais dão origem a diferentes formas de leito, as quais 
podem ser observadas na Fig. 8.5. 
 
 
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8.1.3 Deposição fluvial 
Os rios podem depositar sua carga em qualquer ponto ao longo de seu curso, mas a maior parte do 
material é depositada nas seções onde o gradiente do canal é pequeno ou onde há mudanças bruscas no 
gradiente e na profundidade do canal, bem como na velocidade do escoamento. Os depósitos fluviais 
podem ser classificados em dois tipos, em função do local em que ocorrem: depósitos de canal e depósitos 
da planície de inundação. 
Os depósitos do canal podem ser classificados em transitórios, intermitentes e de preenchimento. Os 
depósitos transitórios são acumulações deixadas no leito fluvial entre dois episódios sucessivos de 
variação na vazão do rio, as quais são removidas assim que a capacidade de transporte é recuperada. Os 
depósitos intermitentes tendem a persistir no leito por maior tempo que os transitórios, sendo 
movimentados mais esporadicamente por requererem maior competência fluvial. Os depósitos de 
preenchimento são encontrados tipicamente em canais inativos, como os meandros abandonados que 
recebem sedimentos durante o período de enchente. 
Rocha e Souza Filho (2005) classificam como depósitos de canal as barras arenosas emersas no 
meio dos canais, que se diferenciam de ilhas pela ausência de vegetação e baixa permanência, cujas 
dimensões e formas são sujeitas a variação no tempo. Os depósitos de canal também dão origem a barras 
arenosas laterais ou praias fluviais, que ficam emersas durante o período de vazante. Na Fig. 8.6, podem 
ser observados exemplos desses tipos de depósitos. 
 
 
 
As barras centrais, em geral, são formadas por areia média e grossa com marcada assimetria 
longitudinal (Santos, 2005), com maior declividade a jusante, o que as torna semelhantes às dunas 
barcanas do sistema eólico. Por se localizarem nas zonas de maior velocidade da corrente, são sistemas 
de formas instáveis. As barras lateraisaos canais são depósitos arenosos finos, simétricos, com diques 
marginais radiais que dão origem a bacias de sedimentação interna. Localizam-se próximo às margens 
dos canais e a ilhas, em regiões de baixa energia, o que as torna mais estáveis, permitindo o rápido 
desenvolvimento da vegetação e a formação de ilhas. 
Rocha e Souza Filho (2005) ainda reconhecera os depósitos em nível, que são formas submersas 
que ocorrem como ondas de areia formadas por areia fina e grossa com estratificação cruzada. São 
depósitos que se formam no período da cheia e podem emergir na vazante, dando origem a dunas 
subaquosas (Fig. 8.7). Estudos relatados pêlos autores indicam que no rio Paraná tais formas podem 
apresentar mobilidade de até 67 m por mês, durante o ciclo de cheia e vazante normais. 
Os depósitos de planície de inundação incluem tanto os depósitos atuais quanto os da planície 
aluvial propriamente dita. Os depósitos de planície incluem os que se localizam próximo ao canal fluvial, 
como os diques marginais, os depósitos de transbordamento e os depósitos de rompimentos. 
Os diques marginais acompanham o canal, como uma faixa elevada, alongada, estreita e 
descontínua. Eles são formados por areia fina, com contribuição variável de silte e argila. Quando esses 
diques se rompem durante episódios de enchente, formam-se depósitos perpendiculares compostos por 
areia, siltes e arguas. Quando os diques são ultrapassados pelas águas da cheia sem ocorrer 
rompimentos, formam-se depósitos de transbordamento, predominando, na composição granulométrica, 
partículas mais finas e matéria orgânica. 
 
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Os depósitos de rompimentos de diques favorecem a formação de canais efémeros, que podem 
evoluir a canais secundários ou paranás, transportando água e sedimentos do canal principal para a 
planície de inundação. Segundo Santos (2005), no rio Paraná, esse processo evolutivo explica a extinção 
do canal original e a agradação da planície. A esse processo de deposição em planície de inundação 
caracterizado pela criação de novos canais e pelo preenchimento de canais abandonados dá-se o nome 
de avulsão. 
A avulsão fluvial é um dos processos que causam a mudança significativa da posição do canal fluvial 
em sua planície de inundação. Ela ocorre em rios em que a planície se encontra ativa, ou seja, em 
processo de formação. 
É importante distinguir o processo de avulsão do processo de ruptura de meandros. Neste último, a 
vazão do canal fluvial, a jusante, se mantém constante. No processo de avulsão, a vazão do canal 
principal diminui a jusante da ruptura do dique marginal, porque a água é desviada para a planície e para o 
novo canal que, inicialmente, é efémero, mas, ao longo do tempo, torna-se perene. Esses processos foram 
documentados com análises morfoestratigráficas na bacia do Paraná e podem ser deduzidos pelas 
paleoformas encontradas na planície de inundação. 
A Fig. 8.8 representa, de forma esquemática, uma seção transversal da planície de inundação, na 
qual são destacadas suas principais feições geomorfológicas. Essas feições encontram-se descritas 
resumidamente no Quadro 8.1. Pode-se observar, pela análise da Fig. 8.8, que a topografia da planície de 
inundação controla, de certa forma, a distribuição da vegetação. As áreas da planície que anualmente são 
inundadas, na maior parte, não desenvolvem vegetação de porte arbóreo, sendo ocupadas, em geral, por 
plantas aquáticas flutuantes na cheia e por gramíneas e herbáceas nos períodos de vazante. 
 
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É preciso ressaltar, entretanto, que esse tipo de seção transversal, esquematizado na Fig. 8.8, é 
típico de rios com grande carga sedimentar e grande amplitude de variação entre o nível médio de 
enchente e vazante, como é o caso das planícies fluviais dos rios Paraná e Amazonas. A distribuição 
sazonal das chuvas na bacia Amazônica determina grandes flutuações no nível dos rios e canais fluviais. 
Estimativas sugerem que, entre Vargem Grande e Óbidos, cerca de 4,0 x 104 km² da planície do rio 
Amazonas e cerca de 4,0 x 102 km² de ilhas sejam regularmente inundados pela ação direta da elevação 
do nível da água. O restante, cerca de 2,0 x 104 km² da planície, permanece seco ou é inundado por 
pequenos tributários, água de chuva ou afloramento do nível freático (Mertes et ai. 1995). 
Muitas das características das planícies de inundação da região amazônica encontram-se na 
dependência de dois fatores: propriedades físico-químicas da água e dinâmica do nível de água, que, por 
sua vez, dependem das características do clima, da geologia, do relevo, do solo, da cobertura vegetal e do 
uso da terra da região. Embora as propriedades físico-químicas da água variem amplamente, dependendo 
dessas características, principalmente na região de origem, e dos processos biológicos dominantes, as 
águas podem ser classificadas em grandes tipos, conforme a classificação geral proposta por Sioli (1984): 
água branca, água clara e água preta. 
As águas brancas são originadas nos Andes. Devido ao relevo acentuado e às altas taxas de 
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precipitação e erosão nessa região, grande quantidade de sedimento é transportada para o rio. Esse tipo 
de água é rico em magnésio, cálcio, potássio e sódio, o que pode ser explicado pela formação geológica 
marinha dos Andes (Konkauser; Fyfe; Kolomberg, 1994). As nascentes das águas pretas estão nas terras 
baixas do Amazonas. A bacia de drenagem desses rios está associada a solos podzólicos (Klinge, 1967). 
Esses solos são arenosos, pobres em nutrientes e, em geral, não decompõem o material orgânico. A água 
da chuva percola rapidamente por esses solos (Walker, 1990) e, dessa forma, no rio domina a carga 
dissolvida. As águas claras têm suas nascentes no escudo da Guiana e no Brasileiro. Essas áreas não 
sofrem o mesmo processo intenso de erosão dos Andes e estão associadas a latossolos argilosos que 
retêm o material orgânico por tempo suficiente para permitir a sua mineralização completa (Walker, 1990). 
Na Fig. 8.9, pode-se observar a diferença de formas e da vegetação entre a planície de inundação do 
rio Amazonas (várzea), que transporta um grande volume de partículas inorgânicas em suspensão (Fig. 
8.9A), as quais são depositadas durante a cheia, e a planície de inundação do rio Negro (Fig. 8.9B), cujas 
águas transportam uma pequena carga de sólidos suspensos. Enquanto na planície do Amazonas podem 
ser observados diques marginais florestados, lagos e canais cobertos por plantas aquáticas, canais 
temporários, na planície do rio Negro, a vegetação é pre-dominantemente arbórea (permanente), 
diferenciando-se apenas no tocante ao porte e à densidade em função do tempo a que é submetida à 
inundação. 
 
 
8.1.4 Padrões de canal fluvial 
Ao erodir, depositar e transportar sedimentos, os rios produzem canais de diferentes padrões de 
formas. Os padrões dos canais fluviais, como destacado anteriormente, refletem o ajustamento do rio ao 
tipo, tamanho e volume da carga sedimentar por ele transportada para uma dada resistência de seu subs-
trato e para uma dada vazão. A simples análise do padrão dos canais fluviais permite inferir muitas 
características do ambiente e dos processos que neles atuam. Os canais retilíneos, por exemplo, são, em 
geral, segmentos curtos controlados por linhas de falhas, diáclases ou fraturas. 
O padrão de canal mais comum é o meândrico, caracterizado por curvasalternadas ao longo de um 
percurso. Os canais meândricos tendem a ser estreitos, relativamente profundos e com margens estáveis. 
O ajuste do canal às variações de vazão se dá por deposição no leito e por sua migração lateral na 
planície de inundação (Fig. 8.10). Nos canais meândricos, o índice de sinuo-sidade, relação entre o 
comprimento do canal e a distância do eixo do vale, é igual ou superior a 1,5. Os canais meândricos dão 
origem a uma grande variedade de formas de lagos e depósitos de planície de inundação. 
Entre as formas derivadas de canais meândricos destacam-se os canais abandonados, originários 
de processos migratórios das curvas meândricas, que podem ser drásticos e repentinos. A frequência de 
canais abandonados aumenta com a sinuosidade do canal fluvial. Além dos canais abandonados, ocorrem 
também depressões e lagos em diferentes estágios evolutivos. Os principais tipos de processos que dão 
origem aos canais abandonados são: a travessia seguindo depressão topográfica, o corte do pedúnculo 
(neck cut-off) e a avulsão (deslocamento súbito de uma parte ou do conjunto total do campo meândrico). 
Os rios com padrão ramificado apresentam seu canal dividido em múltiplos talvegues pela formação 
de ilhas fluviais. Tal padrão indica que esses rios possuem gradientes mais altos, maior amplitude de 
variação da vazão e volume de partículas de granulação mais grosseira do que os rios com canais de 
padrão meândrico (Fig. 8.11). 
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Os rios com padrão anastomosado apresentam canais múltiplos, interconectados, nos quais as 
obstruções topográficas são formadas por relitos ou afloramentos rochosos (Fig. 8.12) ou pelo excesso de 
carga de sólidos que resulta da redução da competência de transporte, seja pela quebra de energia fluvial 
derivada da presença de soleiras rochosas, seja pela quebra de gradiente ou, ainda, pela mudança do 
fluxo em regiões sujeitas a regimes de chuvas mal distribuídas e concentradas em determinadas épocas 
do ano. 
O padrão de canal distributário caracteriza-se pela formação de inúmeros canais dispersos na 
planície de deposição. Esse padrão é típico de deltas e leques aluviais, formados em regiões de ruptura de 
declive ou regiões em que a taxa de deposição excede a de transporte (Fig. 8.13).