Portos 1 Modelo 6f422b

CENTRO UNIVERSITÁRIO DO DISTRITO FEDERAL – UDF COORDENAÇÃO DO CURSO DE ENGENHARIA CIVIL

ROMÁRIO DOS SANTOS LIMA

Hidrodinâmica das Ondas do Mar

BRASÍLIA 2017

CENTRO UNIVERSITÁRIO DO DISTRITO FEDERAL – UDF COORDENAÇÃO DO CURSO DE ENGENHARIA CIVIL

ROMÁRIO DOS SANTOS LIMA

hidrodinâmica das ondas do mar

Trabalho de portos 01 apresentado à turma de Engenharia Civil do Centro Universitário do Distrito Federal - UDF, como requisito parcial para obtenção do grau de bacharel em Engenharia Civil. Profº. Giseli Aparecida Ortolani.

Brasília 2017

“Dados são importantes, mas dou maior ênfase aos fatos” - Taiichi Ohno

SUMÁRIO

1. INTRODUÇÃO.................................................................................................3 1.1.

CONSIDERAÇÕES INICIAIS...................................................3

1.2.

OBJETIVOS.............................................................................3

1.3.

OBJETIVOS ESPECÍFICOS....................................................3

1.4.

JUSTIFICATIVA........................................................................4

1.5.

METODOLOGIA DO TRABALHO.............................................4

2. CARACTERÍSTICAS GERAIS DAS ONDAS DE GRAVIDADE......................4 2.1.

ONDAS

VAGAS............................................................................7

2.2.

ONDAS SWELL (ONDULAÇÕES) ..........................................7

3. CLASSIFICAÇÃO ESPECÍFICA DAS ONDAS.............................................10 3.1.

ONDAS

LIVRES E FORÇADAS.....................................................10

3.2.

ONDAS

TRAIÇOEIRAS................................................................10

3.3.

REBENTAÇÃO...........................................................................11

3.4.

REFRAÇÃO DAS ONDAS.............................................................13

3.5.

DIFRAÇÃO DAS ONDAS..............................................................14

3.6.

REFLEXÃO DAS ONDAS.............................................................15

3.7.

STORM SURGE.........................................................................16

3.8.

TSUNAMI..................................................................................17

4. DISPERSÃO DA ONDA E VELOCIDADE DE GRUPO.................................20 5. ENERGIA E POTÊNCIA DAS ONDAS .........................................................22 6. DISTRIBUIÇÃO ELÁSTICA DE LONGO PERÍODO.....................................23 7. CONCIDERAÇÕES GERAIS.........................................................................27

8. REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS..............................................................30

TABELA DE IMAGENS

Figura 1 - Ondas - principal agente modelador da costa.....................................5 Figura 2 – Onda ideal...........................................................................................6 Figura 3 - Ondas de gravidade............................................................................6 Figura 4 – Representação de ondas Vagas e SWELL........................................8 Figura 5 - Características das ondas de gravidade.............................................9 Figura 6 – Modificações sofridas pelas ondas quando se aproximam da linha de costa...............................................................................................................11 Figura 7 - Vagas por derramamento, em voluta e em rolo................................13 Figura 8A – A refracção das ondas quando se aproximam da costa................14 Figura 8B - Refracção das ondas......................................................................15 Figura 9 – Difração das ondas...........................................................................15 Figura 10 - Reflexão das ondas.........................................................................10 Figura 11 – Ondas estacionárias.......................................................................17 Figura 12 - Storm Surge.....................................................................................17 Figura 13 – Origem do Tsunami.........................................................................19 Figura 14 - O tsunami que se seguiu ao sismo de Lisboa de 1755..................19 Figura 15 – Interferência de ondas....................................................................21 Figura 16AB - composição de dois trens de onda.............................................22 Figura 17 – Energia total em um comprimento de ondas..................................22 Figura 18 - Fluxo de energia médio por unidade de comprimento....................23 Figura 19 – Previsão de longo período de retorno da altura de onda máxima na costa...................................................................................................................25 Figura 20 - Geração de onda pelo vento...........................................................26 Figura 21A - Corrente longitudinal criada em ataque oblíquo da onda.............28 Figura 21B - Trajetórias de derivadores delineando as correntes litorâneas...29 2

Figura 22 - Equação para velocidade máxima após arrebentação...................27

1. INTRODUÇÃO

3

1.1.

CONSIDERAÇÕES INICIAIS Uma onda é um deslocamento causado por uma agitação, e esta se

propaga de acordo com a física através de meios elásticos. As partes que se movimentam atuam sobre as partes vizinhas, transmitindo parte desse movimento e fazendo com que essas partes se afastem temporariamente de sua posição de equilíbrio. Dessa maneira, a agitação é transmitida para novas porções do meio, gerando uma propagação do movimento. Um exemplo de onda é tido quando se joga uma pedra em um lago de águas calmas, onde o impacto causará uma perturbação na água, fazendo com que ondas circulares se propagem pela superfície da água.

1.2.

OBJETIVOS Este trabalho tem como objetivo analisar a hidrodinâmica das ondas do

mar para o planejamento e projeto de obras marítimas, como portos, vias navegáveis, defesa dos litorais e de margens, obras offshore etc. e na Engenharia Naval.

1.3.

OBJETIVOS ESPECÍFICOS As ondas oceânicas são as grandes responsáveis pela remobilização

de sedimentos nas plataformas continentais e pelos mecanismos de erosão, transporte e disposição de sedimentos na zona costeira. Dentro deste contexto a hidrodinâmica das ondas surge como atributo de fundamental importância para nortear possíveis programas gerenciais ou tomadas de decisões de entidades de controle e fiscalização. Com isso analisaremos os tipos de onda e o seu comportamento para eventuais monitoramentos.

4

1.4.

JUSTIFICATIVA Um porto é uma área, abrigada das ondas e correntes, localizada à

beira de um oceano, mar ou rio, destinado ao atracamento de barcos e navios. A fim de identificar e minimizar os riscos existentes nos portos marítimos, procedendo à implementação de ações preventivas, de modo a eliminar qualquer fator de risco nas suas instalações, analisaremos as ondas oceânicas compreendendo sua influência sobre estruturas navais

1.5.

METODOLOGIA DO TRABALHO Os métodos realizados nesse trabalho são com base em pesquisas de

outros autores sobre o tema, dissertações e artigos publicados.

2. CARACTERÍSTICAS GERAIS DAS ONDAS DE GRAVIDADE O movimento mais evidente da superfície do Oceano é o das ondas devido a agitações no plano d’água em repouso originadas de diversas causas. As partículas materiais apenas giram ou oscilam para frente e para trás, ou para cima e para baixo, transmitindo energia de uma partícula a outra. As ondas de superfície da interface água-ar transferem energia da fonte que as gerou para alguma estrutura ou linha de costa (ou margem), que dissipa ou reflete uma significativa parcela dessa energia. Assim, as ondas constituem o principal agente modelador da costa, pelo transporte de sedimentos que realizam, e produzem muitas das forças às quais as estruturas marítimas ou lacustres estão submetidas (Figura 1).

Figura 1 – Ondas - principal agente modelador da costa. 5

Fonte: Prof2000. Disponível em: <www.prof2000.pt>, o em março de 2017

Uma onda ideal (Figura 2) apresenta partes altas (cristas) e baixas (cavas). A diferença de altitude entre cristas e cavas é a altura da onda (H). A distância horizontal entre 2 pontos homólogos consecutivos é o comprimento de onda (L). Quando o vento sopra, as tensões por ele criadas deformam a superfície do oceano sob a forma de pequenas ondas com cristas arredondadas e cavas em forma de "V" e com comprimentos de onda muito curtos, inferiores a 1,74 cm. Chamam-se rídulas (ripples) e a tensão superficial da água tem tendência a destruí-las, restaurando a superfície lisa da água. À medida que estas ondas se desenvolvem, a superfície do mar ganha um aspecto irregular, o que permite uma maior exposição ao vento e uma maior transferência da energia do vento para as águas. Quando essa energia aumenta desenvolvem-se ondas de gravidade. Estas têm comprimentos de onda superiores a 1,74 cm e uma forma sinusoidal (Figura 3).Uma vez que atingem uma maior altura, a gravidade torna-se a principal força de restauração da superfície, daí o nome de ondas de gravidade.

Figura 2 – Onda ideal.

6

Fonte: Letras. Disponível em: <www.web.letras.up.pt>, o em março de 2017

Figura 3 – Ondas de gravidade.


2.1

ONDAS VAGAS

7

As ondas de superfície geralmente derivam sua energia dos ventos que sopram sobre a superfície do mar e propagam-se principalmente no rumo em que eles sopram. Assim são formadas as ondas denominadas vagas que são ondas que se formam muito próximas do litoral, devido a uma pista de vento soprando intensamente sobre o oceano, durante um longo período. Uma pista de vento nada mais é do que uma grande área do oceano aonde o vento sopra com bastante intensidade, formando as ondas. A descrição da superfície do mar é dificultada pela interação das vagas individuais, podendo-se associar um rumo de propagação a uma média dos rumos das vagas individuais. As vagas são facilmente identificáveis no oceano devido a sua falta de regularidade, ou seja, elas normalmente chegam em formatos deformados, sem ter uma "linha" bem definida, sem ter também uma direção muito definida, é o típico mar "bagunçado" que os surfistas comentam (Figura 4).

2.2

ONDAS SWELL (ONDUAÇÕES) A outra forma de ondas de vento são as famosas ondas de SWELL ou

Ondulações, ondas que se formaram em tempestades bem no meio do oceano, e bem longe da praia, elas chegam a viajar milhares de quilômetros no meio do oceano, se distanciando muito dos locais de ventania aonde elas foram criadas, e chegam limpas e perfeitas. Quando essas ondas se aproximam das margens oceânicas, onde a velocidade do vento diminui, elas podem viajar mais depressa que o vento . O swell pode deslocar-se ao longo de grandes distâncias sem perda significativa de energia. Sistemas

de ondulação (SWELL) originados na Antártida foram

encontrados a quebrar no Alaska, depois de viajar mais de 10.000 km. As ondas com maior comprimento de onda serão aquelas que viajam mais depressa, porque, em águas profundas, a velocidade é função do comprimento de onda. Essas ondulações são aproximadamente paralelas e propagam-se de modo sensivelmente uniforme e sem grandes deformações em direção à costa 8

ou às margens, sendo, portanto, ondas classificadas como ondas bidimensionais (Figura 4).

Figura 4 – Representação de ondas Vagas e SWELL.

Fonte: surfguru. Disponível em: <www.surfguru.com.br>, o em março de 2017

Como vimos, as ondas de gravidade podem ser subdivididas em vagas e ondulações (SWELL). As primeiras são denominadas ondas de crista curta por conta das interseções de ondas que se propagam em diferentes rumos, e são usualmente compostas por ondas mais esbeltas com períodos e 9

comprimentos de ondas mais curtos e superfície d’água muito mais perturbada pela ação direta do vento. E as ondulações são denominadas de ondas longas e são muito mais regulares, pois não estão sujeitas à ação intensa do vento. As principais características das ondas de gravidade podem ser resumidas como segue (Figura 5): a) São de períodos relativamente curtos, podendo-se citar as seguintes ordens de grandeza máxima:

Figura 5 – Características das ondas de gravidade.

(*) Altura máxima assinalada: 34 m no Oceano Pacífico Fonte: Obras e Gestão de Portos e Costas – 2° Edição 2009 Emilia Arasaki , Paolo Alfredini

b) Em águas profundas, a sua influência está restrita a uma camada superficial e não a toda profundidade. c) Os movimentos das partículas d’água associadas são de magnitude semelhante nas direções vertical e horizontal. d) As acelerações verticais das partículas d’água são significativas e aproximam se da ordem de magnitude da aceleração da gravidade (g), podendo atingir 0,1 a 0,2 (g) nas maiores ondas.

3 CLASSIFICAÇÃO ESPECÍFICA DAS ONDAS

10

3.1 ONDAS LIVRES E FORÇADAS As ondas forçadas são mantidas pelo vento, de tal forma que as suas características estão adaptadas a ele. Nas ondas livres a movimentação dá-se de acordo com os ventos na área de origem mas não existe uma força que as mantenha em movimento. Mesmo na área de origem, existe uma mistura entre ondas livres e forçadas. Além disso, dado que o vento é variável, há sempre vários sistemas de ondas criados em cada área de origem.

3.2 ONDAS TRAIÇOEIRAS Um dos mistérios dos oceanos são as causas das ondas traiçoeiras, ondas maciças que podem atingir o equivalente a 10 andares de altura (cerca de 30m). Resultam de raras coincidências num comportamento normal das ondas. No oceano aberto, uma onda em cada 23 terá mais do dobro da altura média. Uma em 1175 terá uma altura 3 vezes maior e uma em 300,000, quatro vezes maior. As hipóteses de ondas realmente monstruosas são raras (uma em biliões) mas acontecem. O total de barcos de vários tamanhos perdidos durante um ano é de cerca de 1000. Muitos deles são vítimas destas ondas. Provavelmente elas são devidas a uma interferência construtiva extraordinária. São mais frequentes a sotamar de ilhas ou baixios e onde ondas de tempestade chocam contra fortes correntes marítimas tal como a corrente das Agulhas na costa SE da África onde as ondas de tempestade deslocando-se para NE chocam com a corrente das Agulhas, vinda de NE. Este é provavelmente o sítio da terra onde se regista o maior número de naufrágios.

3.3 REBENTAÇÃO Quando a profundidade é inferior a 1/20 do comprimento de onda as ondas começam a comportar-se como ondas de pequena profundidade.

11

A movimentação das partículas é muito retardada pela acção do fundo e existe um significativo transporte de água em direcção à linha de costa (Figura 6).

Figura 6 – Modificações sofridas pelas ondas quando se aproximam da linha de costa.


O fundo marinho, a baixa profundidade, interfere com o movimento das partículas na base da onda, atrasando-a. Por isso, há uma espécie de compressão das cristas das ondas, o que reduz o respectivo comprimento de onda. Esse facto é compensado por um aumento da altura. As cristas tornam-se estreitas e ponteagudas e as cavas tornam-se curvas largas, tal como nas ondas de alta energia do mar aberto. O aumento da altura acompanhado de diminuição do comprimento de onda aumenta o declive da onda (H/L). Quando este atinge 1/7, a onda quebra (Figura 6). A vaga mais vulgar é a vaga por derramamento (spilling breaker, Figura 7). Esta resulta de um declive relativamente suave do fundo, que extrai energia mais gradualmente da onda, produzindo uma massa turbulenta de ar e água que escorre na frente da onda em vez de encaracolar no topo. Nas vagas em voluta a crista da onda adianta-se muito em relação à sua base e desaba por falta de apoio. Estas vagas em voluta formam-se em praias com um declive moderado (Figrua 7).

12

Se o declive da praia e a altura da onda foram muito acentuados, a onda quebra sobre a forma de grandes rolos ou vagalhões (surging breakers, Figura 7). É o que acontece com as vagas de tempestade (Moreira, M.ES.A, 1984).

Figura 7 – Vagas por derramamento, em voluta e em rolo.

13


3.4 REFRAÇÃO DAS ONDAS

As ondas começam a arquear-se e os comprimentos de onda a tornarem-se mais curtos quando os sistemas de ondulação "sentem o fundo" ao aproximar-se da linha de costa. É raro que o ângulo de aproximação à praia seja exactamente 90°. Por isso, alguns setores começarão a "sentir o fundo" mais cedo e atrasar-se-ão em relação ao resto da onda. Disso resulta uma curvatura da frente da onda que se designa como refração da onda (Figura 8-A). A refracção distribui energia de uma forma desigual na praia. Se construirmos linhas perpendiculares à frente das ondas, e as espaçarmos de modo que a energia nesses sectores seja sempre igual, obtemos linhas ortogonais (Figura 8-B) que nos ajudam a compreender como a energia das

14

vagas se distribui. As ortogonais convergem nos promontórios e divergem nas baías. Por isso a energia e a erosão será maior nos promontórios e mais dispersa nas baías, onde pode ocorrer acumulação de areias. A maior energia nos promontórios é demonstrada pela existência de ondas mais altas. Figura 8A – A refracção das ondas quando se aproximam da costa.


15

Figura 8B – Refracção das ondas.


3.5 DIFRAÇÃO DAS ONDAS A difração pode definir-se como um encurvar das ondas à volta de objetos. Permite que a ondulação penetre nos portos e por detrás de barreiras (Figura 9). A difração acontece porque qualquer ponto de uma onda pode ser uma fonte a partir da qual a energia se propaga em todas as direções. Figura 9 – Difração das ondas.


16

3.6 REFLEXÃO DAS ONDAS

Nem toda a energia das ondas é consumida quando elas esbarram contra a linha de costa. Uma parede vertical, tal como um molhe, pode refletir a ondulação de volta para o oceano, com pouca perda de energia (Figura 10). A reflexão das ondas nas barreiras costeiras ocorre segundo um ângulo igual ao ângulo de incidência. Nas condições de ondas perpendiculares ao obstáculo, a reflexão produz ondas estacionárias (Figura 11). Estas resultam de duas ondas do mesmo comprimento que se movimentam em direcções opostas. As partículas continuam a mover-se na horizontal e na vertical, mas não existe o movimento circular que se vê numa onda progressiva. Estas ondas são caracterizadas pela existência de linhas ao longo das quais não existe movimento vertical (linhas nodais). Nos antinodos há uma alternância entre subidas e descidas e a movimentação é inteiramente vertical. A altura da onda estacionária teoricamente pode atingir o dobro da altura da onda incidente, o que pode traduzir-se em problemas na estabilidade dos navios junto aos cais de acostagem.

Figura 10 – Reflexão das ondas.


Figura 11 – Ondas estacionárias. 17


3.7

STORM SURGE Os centros de baixa pressão são acompanhados por um empolamento da superfície da água, que acompanha o movimento da depressão. Quando a tempestade se aproxima da costa a parte desse empolamento onde os ventos se dirigem para o lado da terra (Figura 12) produz uma subida do nível do mar afetado à linha de costa. As storm surges podem ser altamente destrutivas nas costas baixas sobretudo se coincidirem com uma maré alta. Figura 12 – Storm Surge.


18

3.8

TSUNAMI

Os japoneses chamam às grandes ondas destrutivas que ocasionalmente penetram nos seus portos, tsunami, ou "ondas de porto". Trata-se de ondas que têm origem nos sismos. Os tsunami são criados pela movimentação de falhas. Isto origina sismos e também mudanças bruscas no nível da água à superfície do mar. Eventos secundários tais como avalanches submarinas produzidas pelo jogo das falhas, ou destacamento de icebergs e sua queda no mar também podem originar tsunami (Figura 13). Uma vez que o comprimento de onda dos tsunami excede 200 km tratase, necessariamente, de ondas que se comportam como sendo de águas pouco profundas. Por isso, a sua velocidade é sempre determinada pela profundidade da água. No mar aberto movem-se a velocidades superiores a 700 k/h, com alturas de 0,5m. Por isso, am facilmente desapercebidos. Porém, em águas pouco profundas, tornam-se mais lentos e a água começa a acumular-se contra a linha de costa, podendo ultraar 30m de altura e entrando nos portos com efeitos destruidores. Um tsunami pode ter uma onda única, mas a libertação da energia sísmica geralmente origina várias ondas. O Oceano Pacífico é aquele que é mais sujeito a tsunami, porque se situa numa área particularmente instável (anel de fogo do Pacífico), com sismos violentos frequentes. Em 27 de Agosto de 1883, a ilha volcânica de Krakatoa (hoje Indonésia) explodiu e quase desapareceu. Originou-se um tsunami com mais de 30m que matou mais de 36000 (trinta e seis mil) pessoas. A energia desta onda chegou até às Ilhas Britânicas. Nestas circunstâncias os barcos devem fugir dos portos e sair para ao mar alto, ao contrário do que deve fazer aquando dos ciclones. Será referida, também, a importância do tsunami que se seguiu ao sismo de Lisboa de 1755 (Figura 14).

19

Figura 13 – Origem do Tsunami.

Fonte: Prof° Adriana. Disponível em: <www.adrianaproinfomarilia.blogspot.com.br>, o em março de 2017

Figura 14 – O tsunami que se seguiu ao sismo de Lisboa de 1755.


20

4 DISPERSÃO DA ONDA E VELOCIDADE DE GRUPO

Aquelas ondas em águas profundas que têm maiores períodos e, consequentemente, maiores comprimentos deslocam-se mais rapidamente, sendo as primeiras a atingir regiões afastadas da tempestade que as gerou. O registro numa localidade de ondas provenientes de uma tempestade a grande distância (mais de 500 milhas náuticas, digamos) mostra ao longo do tempo que o pico do espectro de energia desloca-se progressivamente para as altas frequências, com o que é possível estimar as sucessivas celeridades e o tempo e o local de sua origem. Esta separação das ondas devida às diferentes celeridades é conhecida como dispersão, característica que produz um fenômeno de interferência entre ondas (Figura 15) que forma os chamados grupos de ondas, os quais apresentam uma celeridade de grupo. As Figuras 16(A) e (B) evidenciam um simplificado e idealizado exemplo de interferência de dois trens de onda sinusoidais com pequena diferença de comprimento e, consequentemente, de período, e mesma altura das ondas (H), movendo-se no mesmo rumo. É possível proceder à soma dos dois trens, já que a superposição de soluções é permissível quando se usa a teoria linear. Nas posições em que as cristas dos dois trens de onda coincidem, estando completamente em fase, as amplitudes somam-se e a altura de onda observada é 2 H. Nas posições em que as cristas de um trem de onda coincidem com os cavados do outro, os dois trens de onda estão completamente em oposição de fase, a altura de onda resultante é nula, isto é, as amplitudes cancelam-se e a superfície d’água tem mínimo deslocamento. Assim, os dois trens de ondas interagem, cada um perdendo sua identidade individual, combinando-se na formação de uma série de grupos de onda, separados por regiões quase ausentes de agitação. O grupo de onda avança mais lentamente do que as ondas individuais no grupo. A celeridade com a qual um trem de ondas se propaga geralmente não é idêntica à celeridade com que as ondas individuais dentro

21

do grupo se propagam. A celeridade – ou velocidade – de grupo (cg) é inferior à celeridade – ou velocidade de fase – em águas intermediárias ou profundas.

Figura 15 – Interferência de ondas.


22

Figura 16(A)(B) – composição de dois trens de onda .

Fonte: Obras e Gestão de Portos e Costas – 2° Edição 2009 Emilia Arasaki , Paolo Alfredini

5 ENERGIA E POTÊNCIA DAS ONDAS

A energia total de um sistema de ondas é a soma de suas energias cinética e potencial. A primeira decorre das velocidades das partículas d’água associadas com o movimento. A segunda resulta da porção de massa fluida acima do cavado. De acordo com a teoria linear, as energias cinéticas e potenciais componentes são iguais, e a energia total em um comprimento de onda por unidade de comprimento de crista é (Figura 17): Figura 17 – Energia total em um comprimento de ondas.


23

Obviamente, nenhuma energia é transmitida através das regiões com ausência das ondas, isto é, entre os grupos de ondas. Por outro lado, a transmissão de energia é máxima quando as ondas no grupo atingem a máxima dimensão. Em assim sendo, a energia está contida no grupo de onda e propaga-se com a velocidade de grupo. O fluxo de energia da onda é a taxa pela qual a energia é transmitida no rumo de propagação da onda em um plano vertical perpendicular a esta e estendendo se por toda a profundidade. A energia transmitida durante um período equivale à totalidade da energia contida num comprimento de onda. O fluxo de energia médio por unidade de comprimento de crista é (Figura 18):

Figura 18 – Fluxo de energia médio por unidade de comprimento.


6 DISTRIBUIÇÃO ELÁSTICA DE LONGO PERÍODO

A estimativa de longo período – acima de 10 anos – da distribuição de alturas é frequentemente efetuada com metodologias de distribuições estatísticas de fenômenos aleatórios (por exemplo, as de Gumbel e Weibull) utilizando-se como parâmetro a altura de onda significativa ou máxima (Figura 19). Essas distribuições, associadas com a distribuição estatística de curto período, permitem estimativas de períodos de retorno para o projeto de obras costeiras. A dispersão da previsão de uma altura de onda em função do período de retorno para diferentes distribuições estatísticas começa a ser muito grande quando o período de retorno supera de 3 a 4 vezes o período de observação da base de dados de ondas. Séries

24

históricas contínuas de longo período de registros com ondógrafos no litoral brasileiro são poucas, e assim são usadas técnicas de reconstituição do estado do mar ado a partir de dados meteorológicos para definir as distribuições de longo período, como apresentado no gráfico de Darbyshire e Draper na (Figura 20), a partir da pista de sopro ( fetch), velocidade do vento a 10 m acima do nível do mar e duração do vento para atingir o mar plenamente desenvolvido. Com os valores da velocidade e do fetch, verifica-se a duração para obter a condição para mar plenamente desenvolvido, e se avalia, para a mesma velocidade, se o caso é de limitação de fetch ou de duração.

Figura 19 – Previsão de longo período de retorno da altura de onda máxima na costa.

25


Figura 20 – Geração de onda pelo vento. 26


7 CONCIDERAÇÕES GERAIS

27

As ondas que se aproximam da costa transportam quantidade de movimento associado, cuja componente paralela à costa produz as correntes longitudinais (Figura 21A) que são de grande importância para o transporte de sedimentos na zona de arrebentação. As correntes longitudinais produzidas pela arrebentação da onda desenvolvem-se paralelamente à linha de costa e as suas medições mostram que a onda é sensivelmente confinada à zona de arrebentação e que uma substancial variação na velocidade pode existir ao longo da onda. Apresentam tipicamente valores em torno de 30 cm/s, não sendo usuais valores acima de 90 cm/s, e velocidades mais altas já são também induzidas pela ação direta do vento. Embora sejam correntes de baixa velocidade, são importantes para o transporte litorâneo do conjunto de sedimentos mobilizados pela arrebentação das ondas devido ao seu prolongado período de atuação. Existe um grande número de expressões que tentam descrever, de forma empírica ou teórica, a velocidade das correntes longitudinais. As primeiras foram estabelecidas por meio de ajustes de dados de campo e laboratório, com o intuito de quantificar sem esclarecer o mecanismo físico, enquanto outras surgiram de uma análise mais aprofundada da descrição física do fenômeno. Há uma concordância geral de que essas correntes dependem, entre outros fatores, do ângulo de aproximação das ondas com a costa, da altura da onda na arrebentação e da declividade da praia, conforme apresentado na equação sugerida em U. S. Army (1984) para a velocidade máxima após arrebentação (Figura 22): Figura 22 – Equação para velocidade máxima após arrebentação.


Na Figura 21B estão apresentadas trajetórias de derivadores na foz do Rio Itanhaém (SP). Este mapeamento evidencia o campo de correntes litorâneas induzidas por arrebentação das ondas, marés, vento e fluviais. 28

Figura 21A – Corrente longitudinal criada em ataque oblíquo da onda.


Figura 21B – Trajetórias de derivadores delineando as correntes litorâneas (m/s) junto à foz do Rio Itanhaém (SP).

29


8 REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS Disponível em: Prof2000.: <www.prof2000.pt>, o em março de 2017 30

Disponível em : Letras.: <www.web.letras.up.pt>, o em março de 2017 Disponível em : surfguru.: <www.surfguru.com.br>, o em março de 2017 Obras e Gestão de Portos e Costas – 2° Edição 2009 Emilia Arasaki , Paolo Alfredini Disponível em: Prof° Adriana.: <www.adrianaproinfomarilia.blogspot.com.br>, o em março de 2017

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