Universidade Federal Do Rio De Janeiro

Universidade Federal do Rio de Janeiro

ANÁLISE HIDROSSEDIMENTOLÓGICA DE EVENTUAL RUPTURA DA RESTINGA DA MARAMBAIA, BAÍA DE SEPETIBA, RJ

Ludmila Assunção Pinheiro

2015

ANÁLISE HIDROSSEDIMENTOLÓGICA DE EVENTUAL RUPTURA DA RESTINGA DA MARAMBAIA, BAÍA DE SEPETIBA, RJ

Ludmila Assunção Pinheiro

Tese de Doutorado apresentada ao Programa de Pós-graduação em Engenharia Oceânica, COPPE, da Universidade Federal do Rio de Janeiro, como parte dos requisitos necessários à obtenção do título de Doutor em Engenharia Oceânica.

Orientador: Paulo Cesar Colonna Rosman

Rio de Janeiro Março de 2015

ANÁLISE HIDROSSEDIMENTOLÓGICA DE EVENTUAL RUPTURA DA RESTINGA DA MARAMBAIA, BAÍA DE SEPETIBA, RJ

Ludmila Assunção Pinheiro

TESE SUBMETIDA AO CORPO DOCENTE DO INSTITUTO ALBERTO LUIZ COIMBRA DE PÓS-GRADUAÇÃO E PESQUISA DE ENGENHARIA (COPPE) DA UNIVERSIDADE FEDERAL DO RIO DE JANEIRO COMO PARTE DOS REQUISITOS NECESSÁRIOS PARA OBTENÇÃO DO GRAU DE DOUTOR EM CIÊNCIAS EM ENGENHARIA OCEÂNICA.

Examinada por:

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Prof. Paulo Cesar Colonna Rosman, Ph.D.

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Prof. Claudio Freitas Neves, Ph.D.

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Profª. Susana Beatriz Vinzon, D.Sc.

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Prof. Dieter Carl Ernst Heino Muehe, Dr. rer. Nat.

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Prof. Antonio Henrique da Fontoura Klein, D.Sc.

RIO DE JANEIRO, RJ-BRASIL MARÇO DE 2015

Pinheiro, Ludmila Assunção Análise Hidrossedimentológica de Eventual Ruptura da Restinga da Marambaia, Baía de Sepetiba, RJ/ Ludmila Assunção Pinheiro. – Rio de Janeiro: UFRJ/COPPE, 2015. XXVI, 164 p.: il.; 29,7 cm. Orientador: Paulo Cesar Colonna Rosman Tese (doutorado) – UFRJ / COPPE / Programa de Engenharia Oceânica, 2015. Referências Bibliográficas: p. 157-164. 1. Restinga da Marambaia. 2. Canal de Maré. 3. Evolução Morfológica. I. Rosman, Paulo Cesar Colonna. II. Universidade Federal do Rio de Janeiro, COPPE, Programa de Engenharia Oceânica. III. Título.

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Ao meu filho, Noah Pinheiro de Andrade iv

AGRADECIMENTOS

Ao professor Paulo Cesar Colonna Rosman, pela amizade e magnífica orientação. Com seu incrível dom para ensinar, despertou em mim grande interesse em assuntos que, à primeira vista, pareciam bastante complexos.

Ao professor Claudio Neves, pelas importantes contribuições e sugestões na elabora- ção deste texto, mostrando novos caminhos e possibilidades de pesquisa e ampliando significativamente o entendimento dos complexos processos envolvidos na dinâmica da região de estudo.

À Patrícia Rosman, por implementar todo o efeito de ondas no SisBaHiA®. Isso foi muito importante para o desenvolvimento deste trabalho.

Aos professores João Sérgio Fajardo Roldão e José Otavio Goulart Pecly, pela amizade e pelos valiosos ensinamentos. Grande parte dos conhecimentos que adquiri se deve ao período de trabalho no Laboratório de Traçadores.

À Marise Cardoso dos Santos, pelo cuidado, carinho e amizade. Pela alegria que con- tagia todo o ambiente de trabalho. Muito obrigada por toda a ajuda. Você foi incrível, sempre!

Aos amigos da Engenharia Costeira, Luiz Guilherme Morales de Aguiar e Anton Georg Johannes Rosenhagen, pelos ensinamentos e pelo trabalho em equipe durante o processo de implementação do efeito de ondas no modelo hidrodinâmico e modelo de transporte de sedimentos do SisBaHiA®.

À amiga Izabel Christina Martins Nogueira, pela ajuda com o modelo numérico de ondas WAVEWATCH III (WW3).

Aos amigos Clara, Rodrigo e Taoan, pelas carinhosas críticas e sugestões feitas durante a elaboração deste documento.

À todos os amigos da Engenharia Costeira, em especial Eduardo Gorbeña, Taoan Fran- klin, Mário Grüne, Pedro Brant, Daniel Runkel, Diego Sfrendrech, Tathiane Alves, Maria Clara, Isabela Cabral, Andreia Queima, Lourdes Barros, Mônica Young, Jeane Fachi, Rodrigo Amado, Rodrigo Peixoto, Renato Queiroz, Tiago Dutra, Teodosio Nzualo, Paulo Sigaúque, Paulo Tadeu, Felipe Barbosa e Felipe Amorim, por tornarem o nosso ambiente de trabalho tão alegre e divertido, onde uns ajudam os outros. Sei que posso contar com vocês sempre!

À CAPES, pelo apoio financeiro durante o curso de doutorado.

Aos meus irmãos Luana e Atini, e às princesinhas Anita e Domithila, por simplesmente existirem, tornando minha vida muito mais feliz.

Aos meus pais Milton e Elcie, pelo amor incondicional e pela maneira madura de criação aos filhos, estabelecendo bases sólidas de caráter, força, sensibilidade e união no lar.

Ao homem da minha vida, William, por me fazer superar meus desafios, por ser meu maior parceiro e companheiro, pelo cuidado e dedicação, pelo sorriso no rosto que me encanta e por ser pai do meu filho, estando ao meu lado nessa incrível aventura de educar e ver crescer o nosso pequeno Noah.

E, por fim, à Deus, pela maneira como tudo dá certo, como as portas se abrem, fazendo da vida uma incrível experiência.

A voz do mar fala pra alma. vii

Resumo da Tese apresentada à COPPE/UFRJ como parte dos requisitos necessários para a obtenção do grau de Doutor em Ciências (D.Sc.)

ANÁLISE HIDROSSEDIMENTOLÓGICA DE EVENTUAL RUPTURA DA RESTINGA DA MARAMBAIA, BAÍA DE SEPETIBA, RJ

Ludmila Assunção Pinheiro

Março/2015

Orientador: Paulo Cesar Colonna Rosman

Programa: Engenharia Oceânica

A restinga da Marambaia consiste em um extenso e estreito cordão arenoso que protege a baía de Sepetiba das ondas do oceano Atlântico. Um dos aspectos mais mar- cantes da restinga da Marambaia é a sua forma, muito comprida e com trechos bastante estreitos. Por conta disso, existe uma preocupação, tanto por parte do setor industrial como da população local, com uma tendência de rompimento da faixa de areia e a consequente mudança na dinâmica das correntes dentro da baía de Sepetiba. Dentro deste contexto, a presente pesquisa buscou estudar a resposta da restinga da Marambaia à formação de um canal de maré, além de consequências hidrodinâmicas na baía de Se- petiba. Para isso, simulou-se computacionalmente a evolução morfológica de uma ruptura da restinga e analisou-se os efeitos hidrodinâmicos gerados por marés, ventos e ondas nos processos sedimentológicos da região. Analisando-se os resultados, concluiu-se que: Se houver uma ruptura da restinga da Marambaia com consequente for- mação de canal de maré de no mínimo 50 m2, tal canal irá aumentar até tornar-se a principal ligação entre a baía de Sepetiba e o mar. Além disso, a formação de canal de maré na restinga da Marambaia altera de maneira significativa o padrão de correntes no interior da baía de Sepetiba.

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Abstract of Thesis presented to COPPE/UFRJ as a partial fulfillment of the requirements for the degree of Doctor of Science (D.Sc.)

HYDROSEDIMENTOLOGICAL ANALYSIS OF AN EVENTUAL BREACH IN THE MARAMBAIA BARRIER ISLAND, SEPETIBA BAY, RJ

Ludmila Assunção Pinheiro

March/2015

Advisor: Paulo Cesar Colonna Rosman

Department: Oceanic Engineering

The Marambaia barrier island is a long and narrow sandy barrier, which protects the Sepetiba bay from Atlantic Ocean waves. One of the most remarkable feature of the Marambaia barrier island is its shape, too long and very narrow at some points. Because of that, there is a concern by both the industrial sector and the local population, with an eventual breaching tendency of the sand zone and the consequent current dynamic changes in the Sepetiba bay. In this context, the present research aimed to study the response of the Marambaia barrier island to the formation of a tidal inlet, and hydrodynamic effects in Sepetiba bay. For this, the morphological evolution of a barrier island breaching was computationally simulated and the hydrodynamic effects generated by tides, winds and waves in the sedimentological processes in the region was analyzed. The study concluded that if occurs a rupture of the Marambaia barrier island with consequent tidal inlet formation of at least 50 m2, this channel will grow to become the main link between the Sepetiba Bay and the sea. Furthermore, the tidal inlet formation in Ma- rambaia barrier island modify significantly the current pattern within the Sepetiba bay.

SUMÁRIO

1 INTRODUÇÃO ...... 1

1.1 OBJETIVOS ...... 2

1.1.1 Objetivo Geral ...... 2

1.1.2 Objetivos Específicos ...... 2

1.2 HIPÓTESE ...... 3

1.3 ESTRUTURAÇÃO DO TEXTO ...... 4

2 CARACTERIZAÇÃO DA ÁREA DE ESTUDO ...... 6

2.1 ASPECTOS GERAIS ...... 6

2.2 IMPORTÂNCIA POLÍTICA E ECONÔMICA...... 8

2.3 MEIO AMBIENTE ...... 11

2.4 SEDIMENTOLOGIA ...... 13

2.5 HIDROGRAFIA ...... 14

2.6 ASPECTOS HIDRODINÂMICOS E METEOROLÓGICOS ...... 16

2.7 MUDANÇAS CLIMÁTICAS ...... 18

2.8 PROCESSOS ATUAIS NA RESTINGA DA MARAMBAIA ...... 19

3 CANAIS DE MARÉ ...... 23

3.1 MORFOLOGIA DE CANAIS DE MARÉ ...... 24

3.2 ESTABILIDADE DE CANAIS DE MARÉ ...... 25

3.3 CRITÉRIOS PARA ANÁLISE DE ESTABILIDADE DE CANAIS DE MARÉ .. 27

3.4 FORMAÇÕES DE CANAIS DE MARÉ POR ROMPIMENTO DE CORDÕES LITORÂNEOS ...... 34

3.5 CONSEQUÊNCIAS DA ELEVAÇÃO DO NÍVEL DO MAR EM CORDÕES LITORÂNEOS E CANAIS DE MARÉ ...... 36

3.6 EVOLUÇÃO MORFOLÓGICA DE CANAIS DE MARÉ ATRAVÉS DE MODELAGEM COMPUTACIONAL ...... 38

3.7 DINÂMICA DE ÁGUAS SUBTERRÂNEAS EM CORDÔES LITORÂNEOS .. 41

4 MODELAGEM MATEMÁTICA HIDROSSEDIMENTOLÓGICA ...... 44 x

4.1 HIDRODINÂMICA NA ZONA DE ARREBENTAÇÃO ...... 45

4.2 INCLUSÃO DO EFEITO DAS ONDAS NOS MODELOS HIDRODINÂMICO E DE TRANSPORTE DE SEDIMENTOS DO SISBAHIA ...... 55

4.2.1 Metodologia para Introdução do Termo de Forçantes Induzidas por Ondas no Modelo Hidrodinâmico do SisBaHiA ...... 56

4.2.2 Metodologia para Modificação do Termo de Atrito no Fundo no Modelo Hidrodinâmico do SisBaHiA Devido à Ação Conjunta de Ondas e Correntes ...... 61

4.2.3 Transporte de Sedimentos por Ação Conjunta de Ondas e Correntes ... 64

4.3 MODELO DE PROPAGAÇÃO DE ONDAS...... 71

5 METODOLOGIA ...... 74

5.1 MODELO HIDRODINÂMICO ...... 74

5.1.1 Cenários de Simulação ...... 74

5.1.2 Domínio de Modelagem e Malha de Discretização ...... 76

5.1.3 Dados Ambientais ...... 78

5.1.4 Condições de Contorno ...... 106

5.1.5 Condição Inicial ...... 106

5.1.6 Sobre Calibração e Validação dos Modelos ...... 106

5.2 ACOPLAMENTO ENTRE OS MODELOS ...... 107

5.3 MODELOS DE PROPAGAÇÃO DE ONDAS ...... 110

5.4 MODELO DE TRANSPORTE DE SEDIMENTOS ...... 112

6 RESULTADOS OBTIDOS ...... 114

6.1 EVOLUÇÃO MORFOLÓGICA DE CANAL DE MARÉ HIPOTÉTICO NA RESTINGA DA MARAMBAIA ...... 114

6.2 ALTERAÇÕES HIDRODINÂMICAS NA BAÍA DE SEPETIBA...... 135

7 CONCLUSÕES E RECOMENDAÇÕES ...... 153

Lista de Figuras

Figura 1: Baía de Sepetiba, destacando-se o cordão de ilhas a oeste que barra parcialmente sua principal ligação com o mar. A leste encontra-se o canal de maré próximo à Barra de Guaratiba. Ao sul tem-se a restinga da Marambaia...... 7

Figura 2: Medições feitas por Roncarati e Menezes (2005), com registro de apenas 19 m em maio de 2000, no trecho mais estreito da restinga da Marambaia...... 8

Figura 3: Localização da baía de Sepetiba, no entorno do principal polo econômico do país, que engloba os Estados de São Paulo, Rio de Janeiro e Minas Gerais...... 9

Figura 4: Fotos da região portuária da baía de Sepetiba...... 9

Figura 5: Baía de Sepetiba, com destaque para a região portuária e industrial ...... 10

Figura 6: Imagens da baía de Sepetiba, mostrando o meio ambiente e atividades como pesca turismo e lazer...... 13

Figura 7: Imagens da restinga da Marambaia...... 13

Figura 8: Região onde ocorre a transposição de ondas na restinga da Marambaia resultante da abertura do campo de dunas por ação do vento (Fonte: MUEHE et. al., 2005)...... 20

Figura 9: Perfil erosivo da margem da restinga da Marambaia voltada para a baía de Sepetiba (Fonte: MUEHE et. al., 2005)...... 21

Figura 10: Desenho esquemático em planta e em perfil de um canal de maré de cordão litorâneo e seus bancos de maré enchente e vazante típicos (Adaptado de FITZGERALD et. al., 2012)...... 25

Figura 11: Velocidade máxima em um canal de maré em função da área de menor seção transversal, conforme o critério de Escoffier (1940)...... 29

são os limites inferior e superior de oscilação do lençol freático. + = aumento do nível do lençol freático em relação ao nível médio do mar, gerado por forçantes oceânicas (Fonte: NIELSEN, 2009)...... 41

Figura 13: Esquema ilustrativo da transformação do perfil da onda devido ao seu deslocamento em direção à zona costeira (Adaptado de KOMAR, 1998)...... 46

Figura 14: Representação espacial das componentes da tensão de radiação. O elemento de área azul está orientado segundo as direções da crista e do raio da onda. O elemento de área preto está orientado de acordo com as direções perpendicular e paralela em relação à linha de costa.  é o ângulo formado entre o raio da onda e a direção normal à linha de costa...... 47

Figura 15: Rebaixamento e sobre-elevação do nível médio do mar devido à ação de ondas, junto à arrebentação. A linha pontilhada representa o nível médio em repouso, ou seja, na ausência de ondas...... 50

Figura 16: Esquema ilustrativo da posição do fundo e da elevação da superfície livre em relação ao nível médio do mar em repouso...... 51

Figura 17: Desenho esquemático para demonstração da corrente de retorno. A linha azul representa o nível médio do mar em repouso, ou seja, na ausência de ondas. A curva azul-claro demonstra a sobre-elevação de nível médio devido à ação das ondas. Ondas maiores geram sobre-elevação de nível maior do que ondas menores. Essa variação longitudinal de nível é responsável pelo aparecimento das correntes de retorno...... 52

Figura 18: Perfis de distribuição transversal da velocidade da corrente longitudinal devido às ondas. A linha cheia corresponde ao caso sem tensão turbulenta e as linhas tracejadas consideram o efeito da tensão turbulenta. Quanto maior o efeito da tensão turbulenta mais suave é o perfil. (Adaptado de USACE, 2011)...... 54

Figura 19: Representação gráfica de um sistema de coordenadas rotacionado, em azul, em relação a um sistema de coordenadas de referência, em preto. O ângulo de rotação entre

os dois sistemas é dado por αLTCx ...... 60

xiii

Figura 20: Tensão crítica para mobilidade, c, calculada por Rosman (2014). No caso

considerou-se água salgada com  = 1025 kg/m³,  = 1.19E–6 m²/s e sedimentos com

massa específica s = 2650 kg/m³. Unidades  = – ln(d [mm]) / ln(2)...... 65

Figura 21: Malha de elementos finitos utilizada no cenário 1 – Canal de maré na restinga da Marambaia com largura de 100 m. Acima o mapa com o domínio de modelagem e informações sobre a malha. Abaixo um zoom da região de interesse...... 77

Figura 22: Malha de elementos finitos utilizada no cenário 2 – Canal de maré na restinga da Marambaia com largura de 1 km. Acima o mapa com o domínio de modelagem e informações sobre a malha. Abaixo um zoom da região de interesse...... 78

Figura 23: Mapa da região de interesse com as isolinhas batimétricas (RN = Nível de redução da carta náutica). Os quadros abaixo apresentam um zoom da restinga da Marambaia com a batimetria para os 2 cenários simulados, sendo o primeiro o canal com largura de 100 m e o segundo com largura de 1 km...... 80

Figura 24: Mapa de distribuição da granulometria e grau de seleção das areias da restinga da Marambaia (Fonte: BORGES, 1990)...... 81

Figura 25: Mapa de distribuição de sedimentos de fundo da baía de Sepetiba (Fonte: PONÇANO, 1976)...... 81

Figura 26: Mapa de distribuição espacial de sedimentos na Baía de Sepetiba em porcentagem de argila (vermelho), silte (azul) e areia (amarelo) em amostras coletadas pela FEEMA em 41 pontos do corpo hídrico (Fonte: SEMADS E FEEMA, 1998)...... 82

Figura 27: Localização dos pontos de dados ambientais utilizados nos modelos, entre os quais estão as estações maregráficas operadas pela FEMAR, o ponto de medição de ventos operado pelo INMET e os parâmetros de ondas obtidos com o modelo Wavewatch III – NOAA. As linhas amarelas delimitam o domínio de modelagem, através da fronteira aberta (FA) maior e fronteira aberta menor...... 86

Figura 28: Variação do nível da água devido à maré astronômica durante o ano de 2010, gerada com as constantes harmônicas da Estação Castelhanos – FEMAR...... 88

xiv

Figura 29: Variação do nível da água devido à maré astronômica durante o ano de 2011, gerada com as constantes harmônicas da Estação Castelhanos – FEMAR...... 88

Figura 30: Variação do nível da água devido à maré astronômica durante o ano de 2012, gerada com as constantes harmônicas da Estação Castelhanos – FEMAR...... 89

Figura 31: Curva de oscilação de nível médio utilizada nos modelos hidrodinâmicos para gerar correntes equivalentes às marés meteorológicas observadas no litoral sul do Rio de Janeiro. Esta oscilação possui altura de 0,015 m e período de 7 dias...... 91

Figura 32: Velocidade do vento durante o ano de 2010. Dados da Estação Marambaia, operada pelo INMET...... 92

Figura 33: Direção do vento durante o ano de 2010. Dados da Estação Marambaia, operada pelo INMET...... 92

Figura 34: Velocidade do vento durante o ano de 2011. Dados da Estação Marambaia, operada pelo INMET...... 93

Figura 35: Direção do vento durante o ano de 2011. Dados da Estação Marambaia, operada pelo INMET...... 93

Figura 36: Velocidade do vento durante o ano de 2012. Dados da Estação Marambaia, operada pelo INMET...... 94

Figura 37: Direção do vento durante o ano de 2012. Dados da Estação Marambaia, operada pelo INMET...... 94

Figura 38: Distribuição estatística de classes de velocidade por direção do vento, considerando os dados dos anos de 2010, 2011 e 2012, da Estação Marambaia operada pelo INMET...... 95

Figura 39: Altura significativa de ondas durante o ano de 2010. Dados obtidos com o modelo numérico Wavewatch III, desenvolvido pela NOAA, para o ponto de coordenadas 23,5ºS e 43,5ºW...... 98

Figura 40: Período de pico de ondas durante o ano de 2010. Dados obtidos com o modelo numérico Wavewatch III, desenvolvido pela NOAA, para o ponto de coordenadas 23,5ºS e 43,5ºW...... 98

Figura 41: Direção principal de ondas (azimute) durante o ano de 2010. Dados obtidos com o modelo numérico Wavewatch III, desenvolvido pela NOAA, para o ponto de coordenadas 23,5ºS e 43,5ºW...... 99

Figura 42: Altura significativa de ondas durante o ano de 2011. Dados obtidos com o modelo numérico Wavewatch III, desenvolvido pela NOAA, para o ponto de coordenadas 23,5ºS e 43,5ºW...... 99

Figura 43: Período de pico de ondas durante o ano de 2011. Dados obtidos com o modelo numérico Wavewatch III, desenvolvido pela NOAA, para o ponto de coordenadas 23,5ºS e 43,5ºW...... 100

Figura 44: Direção principal de ondas (azimute) durante o ano de 2011. Dados obtidos com o modelo numérico Wavewatch III, desenvolvido pela NOAA, para o ponto de coordenadas 23,5ºS e 43,5ºW...... 100

Figura 45: Altura significativa de ondas durante o ano de 2012. Dados obtidos com o modelo numérico Wavewatch III, desenvolvido pela NOAA, para o ponto de coordenadas 23,5ºS e 43,5ºW...... 101

Figura 46: Período de pico de ondas durante o ano de 2012. Dados obtidos com o modelo numérico Wavewatch III, desenvolvido pela NOAA, para o ponto de coordenadas 23,5ºS e 43,5ºW...... 101

Figura 47: Direção principal de ondas (azimute) durante o ano de 2012. Dados obtidos com o modelo numérico Wavewatch III, desenvolvido pela NOAA, para o ponto de coordenadas 23,5ºS e 43,5ºW...... 102

Figura 48: Histograma de altura significativa de ondas, considerando os anos de 2010, 2011 e 2012. Dados obtidos com o modelo numérico Wavewatch III, desenvolvido pela NOAA, para o ponto de coordenadas 23,5ºS e 43,5ºW...... 102

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Figura 49: Histograma de período de pico de ondas, considerando os anos de 2010, 2011 e 2012. Dados obtidos com o modelo numérico Wavewatch III, desenvolvido pela NOAA, para o ponto de coordenadas 23,5ºS e 43,5ºW...... 103

Figura 50: Distribuição estatística de classes de altura significativa por direção principal de onda, considerando os anos de 2010, 2011 e 2012. Dados obtidos com o modelo numérico Wavewatch III, desenvolvido pela NOAA, para o ponto de coordenadas 23,5ºS e 43,5ºW...... 103

Figura 51: Distribuição estatística de classes de período de pico por direção principal de onda, considerando os anos de 2010, 2011 e 2012. Dados obtidos com o modelo numérico Wavewatch III, desenvolvido pela NOAA, para o ponto de coordenadas 23,5ºS e 43,5ºW...... 104

Figura 52: Mapa da região de interesse (destacada pela linha vermelha), com a batimetria e a geometria das 6 grades de propagação de ondas definidas nos modelos de propagação de ondas...... 111

Figura 53: Variação temporal da profundidade nos dois canais de maré simulados, localizados na restinga da Marambaia...... 115

Figura 54: Batimetria do domínio de modelagem para o cenário com canal de 100 m de largura, após 1 mês de simulação. Abaixo apresenta-se um zoom do canal na restinga, com as isolinhas de batimetria à esquerda e as isolinhas de variação da profundidade à direita...... 117

Figura 55: Batimetria do domínio de modelagem para o cenário com canal de 100 m de largura, após 2 meses de simulação. Abaixo apresenta-se um zoom do canal na restinga, com as isolinhas de batimetria à esquerda e as isolinhas de variação da profundidade à direita...... 118

Figura 56: Batimetria do domínio de modelagem para o cenário com canal de 100 m de largura, após 3 meses de simulação. Abaixo apresenta-se um zoom do canal na restinga, com as isolinhas de batimetria à esquerda e as isolinhas de variação da profundidade à direita...... 119

xvii

Figura 57: Série temporal de elevação no interior do canal de 100 m de largura, durante os três meses de simulação...... 120

Figura 58: Série temporal do módulo da velocidade da corrente no interior do canal de 100 m de largura, durante os três meses de simulação. A linha de tendência no gráfico mostra que o módulo da velocidade está aumentando durante o período modelado...... 121

Figura 59: Série temporal do módulo da tensão no fundo no interior do canal de 100 m de largura, durante os três meses de simulação. A linha de tendência no gráfico mostra que o módulo da tensão no fundo está aumentando durante o período modelado...... 121

Figura 60: Batimetria do domínio de modelagem para o cenário com canal de 1 km de largura, após 1 ano de simulação. Abaixo apresenta-se um zoom do canal na restinga, com as isolinhas de batimetria à esquerda e as isolinhas de variação da profundidade à direita...... 123

Figura 61: Batimetria do domínio de modelagem para o cenário com canal de 1 km de largura, após 2 anos de simulação. Abaixo apresenta-se um zoom do canal na restinga, com as isolinhas de batimetria à esquerda e as isolinhas de variação da profundidade à direita...... 124

Figura 62: Batimetria do domínio de modelagem para o cenário com canal de 1 km de largura, após 2 anos e oito meses de simulação. Abaixo apresenta-se um zoom do canal na restinga, com as isolinhas de batimetria à esquerda e as isolinhas de variação da profundidade à direita...... 125

Figura 63: Série temporal de elevação no interior do canal de 1 km de largura, durante os dois anos e oito meses de simulação...... 127

Figura 64: Série temporal do módulo da velocidade da corrente no interior do canal de 1 km de largura, durante os dois anos e oito meses de simulação. A linha de tendência no gráfico mostra que o módulo da velocidade está aumentando durante o período modelado. .... 127

Figura 65: Série temporal do módulo da tensão no fundo no interior do canal de 1 km de largura, durante os dois anos e oito meses de simulação. A linha de tendência no gráfico mostra que o módulo da tensão no fundo está diminuindo durante o período modelado...... 128 xviii

Figura 66: Série temporal de nível d´água, abrangendo período com maré de sizígia e de quadratura, para um ponto localizado na baía de Sepetiba e outro no mar, ambos a cerca de 8 km do canal de maré hipotético com 100 m de largura na restinga da Marambaia. 130

Figura 67: Série temporal de nível d´água, abrangendo período com maré de sizígia e de quadratura, para um ponto localizado na baía de Sepetiba e outro no mar, ambos a cerca de 8 km do canal de maré hipotético com 1 km de largura na restinga da Marambaia. . 131

Figura 68: Diferença de nível d’água entre a baía de Sepetiba e o mar, considerando a série temporal da Figura 66...... 132

Figura 69: Diferença de nível d’água entre a baía de Sepetiba e o mar, considerando a série temporal da Figura 67...... 132

Figura 70: Localização dos três canais analisados, sendo eles Canal Norte da Ilha Jaguanum, Canal Sul da Ilha Jaguanum e Canal na Restinga...... 134

Figura 71: Série temporal de vazão na seção dos canais, considerando o canal de 100 m de largura na restinga da Marambaia e os dois principais canais existentes de comunicação entre a baía de Sepetiba e o mar, localizados ao sul e ao norte da ilha Jaguanum...... 134

Figura 72: Série temporal de vazão na seção dos canais, considerando o canal de 1 km de largura na restinga da Marambaia e os dois principais canais existentes de comunicação entre a baía de Sepetiba e o mar, localizados ao sul e ao norte da ilha Jaguanum. O gráfico abaixo apresenta um detalhe do último mês de simulação, evidenciando o maior volume de vazão alcançado pelo Canal na Restinga em relação aos outros dois canais que cercam a ilha Jaguanum...... 135

Figura 73: Localização dos pontos de análise das alterações de nível d´água devido a formação do canal de maré hipotético na restinga da Marambaia, sendo um próximo ao Porto de Itaguaí, um no meio da baía de Sepetiba e um na zona leste da baía de Sepetiba...... 138

Figura 74: Série temporal de nível d´água, para os dois cenários de simulação analisados, sendo um com a restinga da Marambaia íntegra e outro com a presença de um canal de maré na mesma. Ponto de observação localizado próximo ao Porto de Itaguaí, cf Figura 73...... 139 xix

Figura 75: Série temporal de nível d´água, para os dois cenários de simulação analisados, sendo um com a restinga da Marambaia íntegra e outro com a presença de um canal de maré na mesma. Ponto de observação localizado no meio da baía de Sepetiba, cf Figura 73...... 140

Figura 76: Série temporal de nível d´água, para os dois cenários de simulação analisados, sendo um com a restinga da Marambaia íntegra e outro com a presença de um canal de maré na mesma. Ponto de observação localizado na porção leste da baía de Sepetiba, cf Figura 73...... 141

Figura 77: Isolinhas de velocidade da corrente para o domínio de modelagem, nos cenários de simulação sem canal de maré e com canal de maré na restinga da Marambaia. Resultado obtido durante baixa-mar de quadratura do dia 08/01/2010, por volta das 04:00h, cf. Figura 74...... 145

Figura 78: Isolinhas de velocidade da corrente para o domínio de modelagem, nos cenários de simulação sem canal de maré e com canal de maré na restinga da Marambaia. Resultado obtido durante enchente de quadratura do dia 08/01/2010, por volta das 06:00h, cf. Figura 74...... 146

Figura 79: Isolinhas de velocidade da corrente para o domínio de modelagem, nos cenários de simulação sem canal de maré e com canal de maré na restinga da Marambaia. Resultado obtido durante preamar de quadratura do dia 08/01/2010, por volta das 08:00h, cf. Figura 74...... 147

Figura 80: Isolinhas de velocidade da corrente para o domínio de modelagem, nos cenários de simulação sem canal de maré e com canal de maré na restinga da Marambaia. Resultado obtido durante vazante de quadratura do dia 08/01/2010, por volta das 10:00h, cf. Figura 74...... 148

Figura 81: Isolinhas de velocidade da corrente para o domínio de modelagem, nos cenários de simulação sem canal de maré e com canal de maré na restinga da Marambaia. Resultado obtido durante vazante de sizígia do dia 15/01/2010, por volta das 18:00h, cf. Figura 74...... 149

Figura 82: Isolinhas de velocidade da corrente para o domínio de modelagem, nos cenários de simulação sem canal de maré e com canal de maré na restinga da Marambaia. Resultado

obtido durante baixa-mar de sizígia do dia 15/01/2010, por volta das 22:00h, cf. Figura 74...... 150

Figura 83: Isolinhas de velocidade da corrente para o domínio de modelagem, nos cenários de simulação sem canal de maré e com canal de maré na restinga da Marambaia. Resultado obtido durante enchente de sizígia do dia 16/01/2010, por volta das 01:00h, cf. Figura 74...... 151

Figura 84: Isolinhas de velocidade da corrente para o domínio de modelagem, nos cenários de simulação sem canal de maré e com canal de maré na restinga da Marambaia. Resultado obtido durante preamar de sizígia do dia 16/01/2010, por volta das 03:00h, cf. Figura 74...... 152

xxi

Lista de Tabelas

Tabela 1: Significado dos termos das equações acima transcrito da Referência Técnica do SisBaHiA® (ROSMAN, 2014). A equação da quantidade de movimento na direção x foi utilizada como exemplo, entretanto os significados são os mesmos para os termos semelhantes na equação para a direção y...... 58

Tabela 2: valores dos coeficientes p e q...... 75

Tabela 3: Valores de amplitude da rugosidade equivalente de fundo () e diâmetro mediano do

grão (d50) utilizados nos modelos morfodinâmicos para cada tipo de sedimento de fundo encontrado na região de interesse...... 82

Tabela 4: Escala americana de Wentworth, a partir da qual se baseou para encontrar os valores de diâmetro mediano do grão...... 83

Tabela 5: Valores de referência para a amplitude da rugosidade equivalente de fundo ( Fonte: Abbot e Basco (1989) apud (ROSMAN, 2014)...... 84

Tabela 6: Constantes harmônicas da Estação Castelhanos – FEMAR, utilizadas neste estudo...... 87

Tabela 7: Vazões médias dos rios da bacia de contribuição da baía de Sepetiba (Fonte: CUNHA et. al., 2002)...... 96

Tabela 8: Diagrama de ocorrência conjunta de altura significativa e período de pico de onda, considerando os anos de 2010, 2011 e 2012. Dados obtidos com o modelo numérico Wavewatch III, desenvolvido pela NOAA, para o ponto de coordenadas 23,5ºS e 43,5ºW...... 105

Tabela 9: Estrutura do roteiro de ondas inserido no modelo hidrodinâmico para execução de n modelos de propagação de ondas...... 108

Tabela 10: Valores de amplitude e fase das constantes harmônicas obtidas para os cenários de simulação 1 e 2. Em laranja destaca-se as 12 constantes harmônicas com maior amplitude, acima de 0,01 m. As duas últimas colunas mostram as alterações de amplitude e fase sentidas por cada constante harmônica com a formação do canal de maré...... 143 xxii

Lista de Símbolos

2 Sij  Tensão de radiação kg/s

u  Velocidade orbital da onda m/s

T  Período da onda s

Elevação z = -h  Posição do fundo m

Elevação z =   Posição da superfície livre m

P(z)  Pressão absoluta na elevação z N/m2

3   Massa específica da água kg/m

g  Aceleração da gravidade m/s2

ij  Delta de Kroenecker -

E  Densidade de energia da Onda kg/s2

n  Coeficiente de transmissão de energia da onda -  Coeficiente de Manning s/m1/3

Hs  Altura significativa da onda m

k  Número de onda (k = 2 /L) rad/m

L  Comprimento de onda m

H  Profundidade da coluna d'água (H =  + h) m

  Ângulo de ataque da onda graus  Coeficiente de calibração da fórmula de transporte - de sedimentos de Van Rijn

2 y  Tensão longitudinal devido às ondas N/m

2 a  Tensão de atrito no fundo na direção longitudinal N/m

2 t  Tensão turbulenta N/m

  Constante que varia de acordo com medidas de so- - bre-elevação do nível médio devido às ondas

m  Talude da praia -

umáx  Velocidade orbital máxima da onda m/s xxiii

2 Cf  Coeficiente de atrito (Cf = g/Ch ) -

0,5 Ch  Coeficiente de Chézy m /s

U, V  Velocidades promediadas na vertical nos eixos x e y, m/s respectivamente

N  Coeficiente de turbulência -

w  Tensão devido às ondas N/m2

S  Tensão do vento na superfície livre N/m2

B  Tensão de atrito no fundo N/m2

2 ij  Tensão dinâmica turbulenta N/m

αNx  Ângulo Norte- x, medido a partir do eixo x, entre o graus norte e o eixo x

αLTCN  Ângulo LTC-Norte, medido a partir do norte, entre o graus LTC da grade de propagação de ondas e o norte

αoLTC  Ângulo de ataque da onda, medido a partir do LTC, graus entre o raio de onda e o LTC

αLTCx = αLTCN + αNx  Ângulo, medido a partir do eixo x, entre o LTC da graus grade de propagação de ondas e o eixo x

  Amplitude da rugosidade equivalente do fundo real m

a  Amplitude da rugosidade equivalente do fundo apa- m rente devido à ação conjunta de ondas e correntes

  Coeficiente que depende do ângulo entre as direções - de ondas e correntes ( = 0,8 +  – 0,3 2)

  Ângulo entre as direções de ondas e correntes,  [0, rad 

f  Coeficiente de Darcy-Weissbach -

2 o,  Tensão de arrasto no leito devido apenas às corren- N/m tes

2 c, cr  Tensão crítica de mobilidade do sedimento N/m

2 e  Tensão de atrito efetiva no fundo, considerando o N/m efeito de ondas e correntes

xxiv

qsb  Taxa de transporte de sedimentos por arraste kg/s/m

q*sb  Transporte de sedimentos por arraste (adimensional) -

qss  Transporte de sedimentos em suspensão kg/s/m

q*ss  Transporte de sedimentos em suspensão (adimensi- - onal)

q*s  Transporte de sedimentos total (adimensional) -

Ue  Velocidade efetiva proposta por Soulsby (1997) m/s

Me  Fator de mobilidade do grão -

3 s  Massa específica do sedimento kg/m

d50  Diâmetro médio da partícula, dado pelo diâmetro m 50% na curva granulométrica

d90  Diâmetro da partícula correspondente a 90% na m curva granulométrica, ou seja, 90% das partículas em uma amostra de sedimentos são menores que este diâmetro

Tp  Período de pico da onda s

 Densidade do sedimento em relação à água ambi- - s  so/  ente

  Expoente de calibração da fórmula de transporte de - sedimentos de Van Rijn

  Frequência angular da onda rad/s

  Coeficiente determinado por calibração utilizado na - definição de velocidade efetiva de Soulsby (1997)

ucr  Velocidade crítica de mobilidade de sedimentos m/s

ucr,c  Velocidade crítica para as correntes determinada m/s pelo diagrama de Shields

ucr,w  Velocidade crítica para as ondas determinada por m/s Komar & Miller (1975 apud VAN RIJN, 2007a)

D Diâmetro adimensional da partícula -

  Viscosidade cinemática da água m2/s

xxv

p  Porosidade %

3 qs Vazão sólida m /s/m

SE  Altura da camada erodível de sedimentos no fundo m por metro quadrado

  Potencial de velocidades na superfície livre m2/s

C  Celeridade da onda m/s

Cg  Velocidade de grupo m/s

  Frequência da onda Hz

xxvi

1 INTRODUÇÃO

A restinga da Marambaia é um cordão litorâneo que protege a baía de Sepetiba das ondas do oceano Atlântico. Por sua vez, a baía de Sepetiba é uma das principais zonas econômicas do Rio de Janeiro, abrigando um dos mais importantes polos industriais da América Latina e concentrando intensa atividade portuária. O formato peculiar da restinga da Marambaia, sendo muito longa e com trechos bastante estreitos, dá uma im- pressão de fragilidade, no sentido de risco iminente de rompimento de sua porção central e formação de um canal de maré.

Uma possível ruptura da restinga da Marambaia provocaria alterações na dinâmica sedimentar, nos padrões de circulação na baía de Sepetiba, no grau de agitação das águas devido à incidência das ondas e nos parâmetros físico-químicos da água, dentre outros impactos. Essas mudanças prenunciam prejuízos não só para as frágeis áreas de manguezais como também para a economia local e para as indústrias e portos instalados na região. Dentro deste contexto, a presente pesquisa busca analisar a evolução morfológica de uma ruptura na restinga da Marambaia e consequências hidrodinâmicas na baía de Sepetiba, através de modelagem computacional.

Entre os fatores responsáveis por uma possível ruptura na restinga da Marambaia destaca-se a mudança global do clima. A Prefeitura da Cidade do Rio de Janeiro, em inici- ativa pioneira no Brasil, iniciou um processo de análise dos potenciais impactos das mudanças climáticas sobre o Município do Rio de Janeiro, publicado no livro “Rio Pró- ximos 100 Anos: O Aquecimento Global e a Cidade” (GUSMÃO et. al., 2008). O principal esforço do referido trabalho foi dispor de uma base de conhecimento adequado sobre os efeitos das mudanças climáticas em seu território de modo a compor cenários que venham subsidiar processos de planejamento e gestão ambiental urbana. Neste âmbito, a presente pesquisa vem ampliar o conhecimento de uma região que pode vir a sofrer alterações significativas em função de mudanças nos agentes modeladores da costa. Fatores como elevação do nível médio do mar e intensificação de tempestades, ambos causados pelo aquecimento global, podem provocar o rompimento da restinga da Ma- rambaia, com possível abertura estável. De acordo com Neves (1992), a frequência de ocorrência das marés meteorológicas iguais ou acima de 30 cm na cidade do Rio de Janeiro aumentou significativamente nos anos 80, em relação às décadas de 60 e 70.

Além disso, existem mudanças climáticas já previstas para a costa sul e sudeste do Brasil, das quais a mais séria é a incidência de ciclones extratropicais, eventualmente com força de furacão, como por exemplo o “Catarina” que atingiu o litoral de Santa Catarina em 2004. Isso quer dizer que existe um risco real de rompimento da restinga da Marambaia, justificando a grande importância deste estudo para a elaboração de propostas adequadas de planejamento.

Ressalta-se que esta pesquisa não objetivou determinar quais fatores levariam a uma ruptura da restinga da Marambaia. Partiu-se do princípio de que o canal de maré na restinga já estava formado e, a partir deste cenário, foi estudada a sua evolução morfo- lógica.

1.1 OBJETIVOS

1.1.1 Objetivo Geral

Esta pesquisa teve como objetivo geral estudar a resposta da restinga da Marambaia à formação de um canal de maré e avaliar as consequências hidrodinâmicas deste cenário na baía de Sepetiba. Para isso, a evolução morfológica de uma ruptura localizada na porção central da restinga foi simulada computacionalmente e foram analisados os efeitos hidrodinâmicos gerados por marés, ventos, ondas e descarga fluvial atuando nos processos sedimentológicos da região.

1.1.2 Objetivos Específicos

 Analisar as variações de profundidade nos dois canais de maré selecionados, durante o período de simulação;  Analisar a evolução dos valores de velocidade e tensão no fundo dentro dos canais, conjuntamente com a tendência de erosão ou assoreamento encontrada, a fim de estimar o valor de área da seção transversal de equilíbrio;  Verificar as diferenças de nível entre as duas margens da restinga da Ma- rambaia, geradas pelas diferenças de fase e amplitude da maré entre a baía de Sepetiba e o mar;

 Comparar a vazão na seção dos canais hipotéticos na restinga da Maram- baia com a vazão nos dois principais canais existentes de comunicação entre a baía de Sepetiba e o mar, localizados ao sul e ao norte da ilha Jaguanum;  Estudar as alterações hidrodinâmicas na baía de Sepetiba como consequência da abertura da restinga da Marambaia.

1.2 HIPÓTESE

O formato da restinga da Marambaia é bastante peculiar, uma vez que apresenta um cordão arenoso muito comprido e demasiadamente estreito em alguns trechos. Este fato dá uma impressão de fragilidade, gerando grande preocupação em relação a uma possível ruptura, com formação de canal de maré, um cenário nunca antes estudado. Com o passar do tempo, o canal poderia aumentar até alcançar um estado de equilíbrio morfológico ou simplesmente fechar. De um modo geral, um canal de maré somente permanecerá aberto se as correntes de maré que passam pelo mesmo forem suficientemente fortes para escoarem os sedimentos trazidos pelo transporte litorâneo, devido à ação das ondas (ESCOFFIER, 1977; O´BRIEN, 1931; BRUUN e GERRITSEN, 1960; JOHNSON, 1973). De acordo com Hayes e Fitzgerald (2013), em grande parte da por- ção central de Georgia Bight, canais de maré estáveis se formaram, particularmente aqueles conectados às principais baías, onde existe um prisma de maré significativo. Por outro lado, canais de maré que fecham sazonalmente são comuns em ambientes dominados por ondas e que apresentam micromaré, como por exemplo o Crissy Field Marsh, na Califórnia (HANES et. al., 2011) e o Wilson Inlet na costa sudoeste da Aus- tralia (RANASINGHE e PATTIARATCHI, 2003). Segundo Muehe et. al. (2005), as con- dições atuais de equilíbrio levam a crer que uma ruptura na restinga da Marambaia seria rapidamente fechada pelo predomínio das ondas sobre a maré. Esta afirmação se mostra coerente, uma vez que a região apresenta micromaré, com altura de maré em torno de 1,4 m durante a sizígia, e predomínio de ondas com altura significativa frequente- mente entre 1,0 m e 2,0 m, as quais são capazes de gerar um considerável transporte litorâneo.

Neste contexto, esta pesquisa avaliou a hipótese de que se a restinga da Marambaia romper, originando um novo canal de comunicação entre a baía de Sepetiba e o mar, o

canal de maré formado seria rapidamente fechado pelo predomínio das ondas sobre a maré.

1.3 ESTRUTURAÇÃO DO TEXTO

O texto desta tese de doutorado está organizado em sete capítulos.

Neste primeiro capítulo, denominado Introdução, apresenta-se uma breve descrição da região de estudo, a fim de contextualizar a relevância da pesquisa. Descrevem-se os objetivos geral e específicos e define-se a hipótese a ser analisada. Por fim, apresentam-se os conteúdos de cada capítulo.

No capítulo 2 (Caracterização da Área de Estudo) apresentam-se características gerais da região de interesse, enfatiza-se sua importância econômica e expõe-se aspectos relacionados ao meio-ambiente, à sedimentologia, à hidrografia, à hidrodinâmica e à meteorologia. Por fim, discute-se sobre os processos atuais na restinga da Marambaia e questões relacionadas às mudanças climáticas.

O capítulo 3 (Canais de Maré) define os principais aspectos acerca de canais de maré, abordando sua definição, morfologia e conceitos ligados à estabilidade. Apresentam-se casos de formação de canais de maré por ruptura de cordão litorâneo, além de uma análise de pesquisas relacionadas às consequências da elevação do nível médio do mar em cordões litorâneos e canais de maré e de estudos de evolução morfológica de canais de maré através de modelagem computacional. Por fim, trata-se de questões relacionadas à dinâmica de águas subterrâneas em cordões litorâneos.

No Capítulo 4 (Modelagem Matemática Hidrossedimentológica) apresenta-se o modelo matemático utilizado nas simulações, além de uma descrição da metodologia desenvolvida para inclusão do efeito de ondas nos modelos hidrodinâmico e de transporte de sedimentos do SisBaHiA®.

O Capítulo 5 (Metodologia) expõe o sistema computacional utilizado nas modelagens, descrevendo os cenários de simulação, os dados ambientais utilizados, os demais pa-

râmetros definidos, bem como a metodologia para acoplamento dos 3 módulos utilizados, a saber: o modelo hidrodinâmico, o modelo de transporte de sedimentos e o modelo de propagação de ondas.

No capítulo 6 (Resultados Obtidos), apresentam-se as análises dos resultados obtidos nesta pesquisa, os quais estão divididos em: evolução morfológica de canal de maré hipotético na restinga da Marambaia e alterações hidrodinâmicas na baía de Sepetiba.

Finalmente, no capítulo 7 (Conclusões e Recomendações), expõem-se as conclusões alcançadas, destacando-se qual a contribuição desta pesquisa. Em seguida apresentam-se as limitações dos modelos utilizados e algumas recomendações que podem dar continuidade ao estudo e trazer avanços nas investigações aqui iniciadas.

2 CARACTERIZAÇÃO DA ÁREA DE ESTUDO

Este capítulo apresenta uma caracterização ambiental da área de estudo, a qual inclui a baía de Sepetiba e a restinga da Marambaia. Destacam-se os aspectos ambientais, econômicos, sedimentológicos, hidrográficos, hidrodinâmicos e meteorológicos da re- gião, além de questões relacionadas às mudanças climáticas e processos morfológicos atuais.

2.1 ASPECTOS GERAIS

A baía de Sepetiba é a terceira maior baía do Estado do Rio de Janeiro, destacando-se também dentre as maiores baías do Brasil. Localiza-se nos municípios do Rio de Ja- neiro, Itaguaí e Mangaratiba, na longitude 44º W e na latitude 23º S. De acordo com Muehe e Valentini (1998), compreende uma área de aproximadamente 300 km2 com profundidades inferiores a 6 m em cerca de metade do seu domínio. As menores profundidades e baixas declividades estão no setor leste. Na porção central existe uma depressão alongada que alcança 8 m de profundidade.

A baía de Sepetiba está protegida das ondas do oceano Atlântico por um extenso e estreito cordão arenoso, chamado restinga da Marambaia. O contato com o oceano ocorre principalmente pela extremidade oeste, por meio de dois canais entre o cordão de ilhas e a Ponta da Pombeba, com profundidades máximas de 24 e 31 m. Uma outra ligação mais restrita se dá pelo canal de maré da Barra de Guaratiba, na porção leste da restinga (Figura 1).

Na Baía de Sepetiba encontram-se cerca de 49 ilhas e ilhotas, sendo as principais as de Itacuruçá, Madeira, Jaguanum, Guaíba, Furtada, Martins, Cutiatá-Açu, Vigia Grande, Bonita, Saracura e Jardins.

Figura 1: Baía de Sepetiba, destacando-se o cordão de ilhas a oeste que barra parcialmente sua principal ligação com o mar. A leste encontra-se o canal de maré próximo à Barra de Guaratiba. Ao sul tem-se a restinga da Marambaia.

A restinga da Marambaia estende-se por cerca de 40 km, desde a ilha da Marambaia até o canal de maré na Barra de Guaratiba. Possui uma largura em torno de 2 km na extremidade leste, estreitando-se bastante na porção central, onde não ultrapassa 200 m de largura em cerca de 7 km de distância. De acordo com Roncarati e Menezes (2005), observações feitas em maio de 2000 registraram menos de 20 m de largura no trecho mais estreito (Figura 2). Em direção a extremidade oeste, a restinga volta a alargar-se para formar a ponta da Pombeba, alcançando aproximadamente 4 km de largura e originando assim a baía da Marambaia. Por fim, une-se a oeste com a ilha da Maram- baia (Figura 1). Do lado oceânico a restinga da Marambaia apresenta um acentuado declive. Do outro lado, porém, aplaina-se em direção às margens da baía de Sepetiba.

Figura 2: Medições feitas por Roncarati e Menezes (2005), com registro de apenas 19 m em maio de 2000, no trecho mais estreito da restinga da Marambaia.

Segundo Borges (1990), a topografia da restinga é bastante diversificada. A leste observa-se um extenso campo de dunas, que chega a 30 m de altura. Na parte mais estreita a altura é de apenas 5 m e, no setor oeste, liga-se com a ilha da Marambaia, cujo pico culminante denomina-se Pico da Marambaia e atinge 640 m de altitude.

2.2 IMPORTÂNCIA POLÍTICA E ECONÔMICA

A baía de Sepetiba constitui uma área de grande interesse econômico, devido à sua estratégica localização, no entorno do principal polo econômico do país, que engloba os Estados de São Paulo, Rio de Janeiro e Minas Gerais (Figura 3). Abriga um dos mais importantes polos industriais da América Latina e concentra intensa atividade portuária. Estão presentes na região o porto de Itaguaí, o porto Sudeste e o porto da Thyssen Krupp Companhia Siderúrgica do Atlântico (CSA), além de um grande número de indús- trias de pequeno, médio e grande porte. Muitos destes empreendimentos estão localizados no distrito industrial de Santa Cruz e no município de Itaguaí. Destacam-se a CSA, a Companhia Siderúrgica Nacional (CSN), a USIMINAS, a Gerdau – Aços Espe- ciais Rio, a MMX – Mineração e Metálicos e a VALE. Sem contar com as obras em andamento para construção de um grande terminal portuário a ser utilizado pela Petro- brás, Gerdau e CSN e um novo estaleiro de submarinos da Marinha do Brasil (Figura 4 e Figura 5).

Figura 3: Localização da baía de Sepetiba, no entorno do principal polo econômico do país, que engloba os Estados de São Paulo, Rio de Janeiro e Minas Gerais.

Figura 4: Fotos da região portuária da baía de Sepetiba.

Baía de Sepetiba

Figura 5: Baía de Sepetiba, com destaque para a região portuária e industrial

2.3 MEIO AMBIENTE

Em oposição ao desenvolvimento industrial, a região exibe uma elevada riqueza paisa- gística, de flora e fauna exuberantes (Figura 6 e Figura 7). Na baía de Sepetiba encontram-se aproximadamente 2.000 m de praias, 49 ilhas e ilhotas, costões rochosos, um delta dominado por processos fluviais (delta do canal de São Francisco), além de zonas estuarinas e uma planície de maré, em grande parte coberta por manguezais (MONTEZUMA, 2007; CARELLI et. al., 2011). Destaca-se que na baía de Sepetiba encontram-se os principais remanescentes de manguezais do Estado do Rio de Janeiro, os quais estão distribuídos por toda a orla da baía, inclusive em algumas ilhas. O mais importante deles é o manguezal de Guaratiba, localizado na extremidade leste da baía de, cobre uma superfície de cerca de 40 km2 e compõe a Reserva Biológica e Arqueo- lógica de Guaratiba (RBAG) e a APA (Área de Proteção Ambiental) das Brisas (SILVA, 2006; SOARES, 2008)

Por sua vez, a restinga da Marambaia é formada por diversas feições naturais como praias, feixes de cristas de praias, campos de dunas, dois cordões litorâneos, lagoas colmatadas, áreas alagadas permanentemente com uma série de ilhas circulares, que podem ser associadas a sambaquis, esporões e marcas de ondulação em zona submersa e rede de canais. Há também diversos ecossistemas lacustres de gêneses e morfologias diferenciadas. As lagoas principais são a Vermelha e a Lagoinha, ambas cercadas de vegetação densa (SEMADS, 2001).

Rica em ecossistemas naturais, a baía de Sepetiba constitui um criadouro natural para as variadas espécies de peixes, moluscos e crustáceos que ali habitam. Muitos destes organismos possuem elevado interesse comercial, como por exemplo o camarão, o ca- ranguejo, a lagosta, o guaiamum, o mexilhão e peixes como a tainha, o parati, a pes- cada, a pescadinha, a corvina, etc. Por conta disso, a atividade pesqueira é um importante suporte econômico e social para a região. Existem três Colônias de Pesca: a de Pedra de Guaratiba, a de Sepetiba e a de Itacuruçá (MONTEZUMA, 2007).

Outra atividade econômica relevante é o turismo, uma vez que a região apresenta belas paisagens, com suas cachoeiras e ilhas. Destacam-se as ilhas da Madeira, Martins e Jaguanum, parte da ilha de Itacuruçá e três cachoeiras: Mazomba, Itimirim e Bicão. Das

ilhas inseridas na baia de Sepetiba, Itacuruçá apresenta o maior número de habitantes fixos e o maior índice de ocupação em relação às demais (MONTEZUMA, 2007).

A restinga e o morro da Marambaia constituem campos de provas e de treinamento militar, sendo partilhadas pelas três Forças Armadas: Exército, Marinha e Aeronáutica. Na Ponta Grossa da restinga da Marambaia existe uma área de preservação ambiental, a qual é foco de muitos pesquisadores interessados no ecossistema local. Encontram- se espécies de animais como o pássaro “sabiá da praia”, a “rã Marambaia”, o “lagarto branco da praia” e a “borboleta da praia”. Alguns destes são encontrados somente nesta região.

Além disso, existe um processo acelerado e sem planejamento de ocupação da baixada de Sepetiba, sobretudo por moradias populares. As economias locais tradicionalmente apoiam-se nas atividades agrícola, pesqueira e de turismo e lazer.

Cabe ressaltar que a região apresenta um processo de degradação da qualidade das águas e dos sedimentos, principalmente nos últimos 40 anos. As principais fontes são os esgotos domésticos, os efluentes industriais e os efluentes provenientes da produção agrícola. Basicamente, os fatores que provocam a poluição na baía de Sepetiba são os componentes orgânicos e os nutrientes. Mas destaca-se também a significativa pre- sença de metais pesados nos sedimentos depositados na baía. Considerando uma taxa média de sedimentação de 1 cm/ano para a baía de Sepetiba, pode-se estimar que, a partir dos 40 cm começam a aparecer evidências de contaminação nas camadas de sedimento por metais pesados, crescente até a superfície (SEMADS e FEEMA, 1998).

Resumindo, a região abriga inúmeras colônias de pesca, áreas de criadouros, reservas ecológicas de manguezais e o mais preservado ambiente de restinga da costa do Rio do Janeiro. Sem contar com o interesse militar e econômico da área. Neste contexto, investigar a permanência de uma abertura da restinga da Marambaia torna-se ainda mais relevante, pois os possíveis impactos advindos de tal cenário atingem estes diversos aspectos.

Figura 6: Imagens da baía de Sepetiba, mostrando o meio ambiente e atividades como pesca turismo e lazer.

Figura 7: Imagens da restinga da Marambaia.

2.4 SEDIMENTOLOGIA

O leito da baía de Sepetiba é composto por bancos arenosos, siltosos e argilosos. Os sedimentos dominantes são representados pelos clásticos finos, argilo-sílticos e areno- sílticos. Observa-se que cerca de 70% da área de distribuição dos sedimentos são com-

postos de silte e argila. Em alguns trechos, os sedimentos são arenosos e mais gros- seiros. Na entrada da baía, próximo à ilha da Marambaia e ao longo da margem interna da restinga da Marambaia encontra-se areia média; junto a ilha Guaíba e um pouco mais ao norte ocorre areia fina. Na baía da Marambaia a predominância é de silte, com algumas ocorrências de areia fina junto a costa. No centro da baía predomina o silte com duas ocorrências disjuntas de areia fina. Ao norte, há ocorrência de argila junto à desembocadura do canal São Francisco. Nos canais ao sul e ao norte da ilha Jaguanum a granulometria varia de fina a grossa, com presença de argila a leste da ilha Itacuruçá (SEMA, 1998; PONÇANO, 1976).

Ocorre um processo de sedimentação progressiva na baía de Sepetiba, provocado pelo acúmulo de material transportado pelos rios que nela desembocam, sobretudo o canal do São Francisco e os rios e canais próximos. Para os sedimentos oceânicos são ad- mitidas duas fontes principais: a região entre a ilha Grande e o morro da Marambaia e a baía de ilha Grande (SEMA, 1998).

Na dinâmica sedimentar destacam-se três áreas. A primeira se localiza na desembocadura dos canais da Guarda, São Francisco, Guandu e cursos próximos, e se caracteriza por uma intensa sedimentação e um avanço da linha de costa. A segunda área situa-se no centro da restinga da Marambaia e é a mais erosiva. A terceira área é representada pela baía da Marambaia e ponta da Pombeba. Nela verifica-se uma retificação da linha da costa com recuo no fundo da baía. Tal fenômeno é decorrente da interação dos agentes físicos, como corrente, ondas e ventos. A taxa de sedimentação da baía é estimada entre 0,30 a 1,0 cm por ano (SEMA, 1998).

2.5 HIDROGRAFIA

A bacia hidrográfica da baía de Sepetiba ocupa uma área de aproximadamente 2.650 km2, abrangendo 12 municípios: Seropédica, Itaguaí, Paracambi, Japeri, Queima- dos, Miguel Pereira, Piraí, Rio Claro, Engenheiro Paulo de Frontin, Nova Iguaçu, Rio de Janeiro e Mangaratiba. Em termos fisiográficos, possui dois conjuntos distintos: o Do- mínio Serrano representado por montanhas e escarpas da vertente oceânica da Serra do Mar e pelos maciços costeiros (Pedra Branca, Mendanha, Ilha da Marambaia); e o Domínio da Baixada, representado por uma extensa planície flúvio-marinha (SEMADS, 2001). 14

Conforme destacado pelo Comitê da Bacia Hidrográfica Guandu (2012), a bacia hidro- gráfica da Baía de Sepetiba destaca-se entre as mais importantes, estratégicas e vitais bacias hidrográficas brasileiras, uma vez que suas águas abastecem mais de 8 milhões e meio de habitantes da região metropolitana do Estado do Rio de Janeiro, a segunda maior região metropolitana do país. Atua assim, na subsistência e desenvolvimento da área, além de materializar uma intensa atividade econômica e industrial, viabilizando o funcionamento de hidrelétricas, termelétricas e centenas de significativas indústrias de destaque no cenário nacional.

Os principais rios da bacia são o Guandu (chamado de canal de São Francisco na por- ção final, próximo à Baía), da Guarda, Guandu Mirim (cujas águas são drenadas para o canal Guandu) Canal do Itá (interligado com o rio Guandu-Mirim), Piraquê, Piracão, Por- tinho, Mazomba-Cação, Ingaíba, São Braz, do Saco e Saí. Os demais rios são cursos d’água com bacias bem menores, com baixíssimas vazões (SEMADS, 2001).

A maioria dos rios apresentam seus baixos cursos bastante modificados em relação ao que eram originalmente. Devido à topografia plana, a região estava sujeita a inundações constantes. Com o intuito de facilitar o escoamento da água, profundas alterações an- trópicas foram realizadas e os rios que deságuam na Baía de Sepetiba vêm sendo, desde o século XVII, retificados, dragados, canalizados e unidos por valões. (ECOLOGUS, 2005; COMITÊ DA BACIA HIDROGRÁFICA GUANDU, 2012; SEMADS, 2001).

O rio Guandu é o mais importante da bacia de contribuição, responsável pelo abasteci- mento de água para várias cidades, formando o principal manancial da cidade do Rio de Janeiro. Ressalta-se que, desde 1952 este rio recebe parte das águas do rio Paraíba do Sul, por transposição de bacia. Aproximadamente 160 m3/s são desviados na barra- gem de Santa Cecília, Município de Barra do Piraí, vindo posteriormente atingir o Ribei- rão das Lajes, um dos formadores do rio Guandu e do canal de São Francisco (ECOLOGUS, 2005; COMITÊ DA BACIA HIDROGRÁFICA GUANDU, 2012; SEMADS, 2001).

2.6 ASPECTOS HIDRODINÂMICOS E METEOROLÓGICOS

Os fatores que determinam o padrão de circulação na baía de Sepetiba são a amplitude de maré, as morfologias costeira e de fundo, os ventos e o aporte de água doce. A maré se destaca como principal forçante para a geração das correntes no interior da baía, sendo do tipo estacionária e com regime semidiurno. A defasagem da onda de maré entre a entrada e o fundo da baía faz com que as correntes de maré em seu interior sejam fortes. Em geral, as correntes de enchente apresentam as maiores velocidades e ocorrem em períodos mais curtos que as de vazante. As características morfológicas influenciam tanto na direção quanto na intensidade das correntes. O estreitamento da passagem da corrente de maré próxima às ilhas Guaíba e Marambaia provoca um aumento das velocidades das correntes até o entorno da ilha Jaguanum. A partir deste ponto ocorre uma gradual diminuição em direção ao fundo da baía (MONTEZUMA, 2007; CARVALHO, 2014).

Já na região litorânea, externa à baía de Sepetiba, além da maré e da morfologia da costa, tem também importante influência na hidrodinâmica a Corrente do Brasil e a passagem de frentes frias. As correntes seguem em direção ao norte durante os episódios de sobre-elevação do nível do mar, durante as passagens de frentes frias, com ventos de sul-sudoeste. E as correntes seguem para sul nas ocasiões de vento de nordeste, de tempo bom, favoráveis ao rebaixamento do nível do mar devido à divergência que ocorre na costa (CAVALCANTE, 2010; ECOLOGUS, 2007).

Ressalta-se que a região de estudo é classificada como de micro-maré, com marés as- tronômicas que alcançam alturas da ordem de 1,30 m entre preamar e baixamar na Ilha Fiscal.

No que diz respeito aos ventos atuantes na região, observa-se uma circulação tipo brisa marítima/terrestre, com escoamento do ar determinado pela topografia. Isto ocorre em virtude tanto do relevo (principalmente a Serra do Mar e o maciço da Pedra Branca) como da proximidade com o oceano. A direção do vento mostra os quadrantes sul e oeste-sudoeste como primeira predominância e os quadrantes norte-nordeste e leste- nordeste como segunda predominância. Quanto à velocidade do vento, segundo dados da estação meteorológica de superfície da Base Aérea de Santa Cruz, no período de

1981 a 1989, a velocidade predominante corresponde a ventos com velocidade na faixa de 1,5 a 5,0 m/s, os quais ocorrem em 67,7% das medições. Foi verificado ainda um baixo percentual de calmarias, correspondente a 19,4% das medições (SEMADS, 2001b; ECOLOGUS, 2005).

Em análises de alterações na morfologia costeira, deve-se estudar o transporte de sedimentos causado pelos agentes hidrodinâmicos. Por sua vez, em regiões litorâneas, os sedimentos são mobilizados pela ação conjunta de ondas e correntes. As ondas têm o papel de remobilizar os sedimentos, além de gerar correntes. E as correntes atuam transportando os sedimentos. Assim, estudar o clima de ondas é extremamente importante para entender o processo de transporte de sedimentos. No caso da restinga da Marambaia, que é o foco desta pesquisa, existe o transporte de sedimentos tanto pela margem oceânica como pela margem voltada para a baía de Sepetiba.

De acordo com Muehe et. al. (2005) o clima de ondas que caracteriza o litoral sul do Estado do Rio de Janeiro é condicionado pelas frequentes modificações das condições de vento, os quais alternam entre condições de bom tempo e passagem de frentes frias, além da presença constante de marulho (swell), gerado por tempestades nas altas lati- tudes do Atlântico Sul e dissociadas do vento local. Segundo Muehe e Corrêa (1989), sob condições de tempo bom, as ondas são provenientes de sudeste a sul-sudeste e nas tempestades de sul a sul-sudoeste. Melo (1993) cita como exemplo de eventos extremos para o Rio de Janeiro, ondas provenientes do quadrante sul com períodos de 10 a 16 s e alturas significativas de 1 a 4 m.

No caso de ambientes restritos, como baías, a ação apenas das correntes geralmente não é suficiente para mobilizar os sedimentos depositados. As ondas, por causarem movimento oscilatório no fundo, proporcionam pouco transporte efetivo de sedimentos. Entretanto, a sinergia das ondas com as correntes pode resultar em uma elevada capacidade de transporte de sedimentos. Existem ondas no interior da baía de Sepetiba, associadas a ventos de norte e nordeste, que influenciam no transporte de sedimentos junto à restinga da Marambaia. Assim, para estimar o transporte de sedimentos na margem interna da restinga da Marambaia, deve-se estudar o efeito dos ventos na geração de ondas na baía e o efeito conjunto de ondas e correntes na tensão de atrito no fundo observada na baía. Montezuma (2007) apresentou mapas da baía de Sepetiba com a

distribuição espacial das tensões oscilatórias no fundo devido a ação de ondas e correntes. Segundo a autora, durante a sizígia, há transporte de sedimentos em toda a extensão da restinga da Marambaia. Já na quadratura o transporte fica restrito à Ponta da Pombeba. Esse resultado foi estimado através de modelagem computacional, considerando modelo hidrodinâmico acoplado a modelo de geração de ondas.

2.7 MUDANÇAS CLIMÁTICAS

A Prefeitura da Cidade do Rio de Janeiro iniciou um processo de análise dos potenciais impactos das mudanças climáticas sobre o Município do Rio de Janeiro, publicado no livro “Rio Próximos 100 Anos: O Aquecimento Global e a Cidade” (GUSMÃO et. al., 2008). O objetivo do referido trabalho foi dispor de uma base de conhecimento adequado sobre os efeitos das mudanças climáticas em seu território a fim de subsidiar a gestão ambiental urbana. No caso da baía de Sepetiba, este cenário é muito mais complexo, pois deve-se considerar os efeitos das mudanças climáticas para a região, conjuntamente com um possível rompimento da restinga da Marambaia. Isto porque a mu- dança global do clima destaca-se como principal fator que pode desencadear um rompimento da restinga da Marambaia. Nesse contexto, a presente pesquisa traz uma importante contribuição, no sentido de aumentar o nível de conhecimento em relação a esta problemática, através de um estudo da evolução morfológica de uma possível ruptura da restinga da Marambaia, bem como as consequências na circulação hidrodinâ- mica na baía de Sepetiba.

Fatores como elevação do nível médio do mar e intensificação de tempestades, ambos causados pelo aquecimento global, podem provocar o rompimento da restinga da Ma- rambaia, com possível abertura estável. Dentre os efeitos da elevação do nível médio do mar tem-se a tendência de translação das praias e cordões de dunas em direção à terra e o recuo das linhas de orla em regiões de baixadas de lagoas costeiras. Intensifi- cação das tempestades torna as ondas e marés meteorológicas mais altas e frequentes, implicando em sérios problemas de erosão, o que por sua vez também é responsável por diminuição das faixas de areia nas praias (MUEHE e NEVES, 2008). Isso quer dizer que a restinga da Marambaia é vulnerável a um recuo de linha de praia tanto pela margem oceânica, quanto pela margem voltada para a baía, de forma que sua porção mais

estreita pode deixar de se comportar como uma barreira e permitir a passagem de água entre os dois lados.

De acordo com Maia (2008), estatísticas recentes permitiram estabelecer a relação entre o aumento da temperatura do mar e a ocorrência de furacões nas categorias 4 e 5. No Brasil ocorreu o primeiro ciclone extratropical com força de furacão, o Catarina, em 2004, próximo à costa de Santa Catarina. Os ciclones extratropicais são sistemas de intensa atividade, tendo como principal efeito a formação de ondas que podem levar a fortes ressacas. Um evento desses com força de furacão no litoral do Rio de Janeiro poderia provocar um rompimento da restinga da Marambaia.

Em janeiro de 2003 ocorreram ventos historicamente extremos na região da baía de Sepetiba, gerados pela formação de um sistema ciclônico no litoral do Rio de Janeiro. Tal sistema foi classificado como de extrema intensidade, curta duração e rara ocorrên- cia, enquadrado na categoria 1 de um furacão (MAIA, 2008).

A possibilidade de ocorrência de mais ciclones extratropicais com força de furacão, como o Catarina, é incerta. Entretanto, alguns renomados institutos de pesquisas climá- ticas do Japão e Reino Unido têm dado indicações de condições mais favoráveis para o desenvolvimento de furacões no Atlântico Sul, considerando os cenários mais pessi- mistas de aquecimento global (MAIA, 2008).

De todo modo, deve-se considerar a real possibilidade de abertura da restinga da Ma- rambaia, com formação de canal de maré. E para um prognóstico seguro acerca dos impactos deste complexo cenário, torna-se fundamental e de extrema necessidade realizar estudos sobre este tema, bem como iniciar urgentemente campanhas de monitoramento de parâmetros ambientais na região.

2.8 PROCESSOS ATUAIS NA RESTINGA DA MARAMBAIA

Este ítem descreve os processos atuais em relação à evolução morfológica da restinga da Marambaia. Neste contexto, o aspecto mais relevante a ser observado é o estreitamento da parte mediana do corpo da restinga, causado pela remobilização dos sedimentos desta região que são transportados principalmente para oeste formando a ponta

da Pombeba. Este caráter erosivo da porção central da restinga foi observado por Ron- carati e Menezes (2005), os quais constataram uma contínua retirada de sedimentos e registraram medidas de 21 e 19 m de largura em junho de 1998 e maio de 2000, respectivamente. De acordo com estes autores, a dinâmica de remobilização de sedimentos ocorre durante períodos de preamar de sizígia, quando as águas da baía de Sepe- tiba recobrem totalmente a praia e atingem a escarpa de erosão, ocasionando desmo- ronamento de sedimentos e vegetação. Uma vez sobre a praia, os sedimentos são en- tão transportados pelas correntes de circulação interna da baía, principalmente para oeste. O contínuo estreitamento da restinga possibilitou a transposição de ondas, permitindo o contato entre as águas do oceano e da baía. Isto foi verificado durante eventos de tempestades coincidentes com marés de sizígia e apenas em áreas de topografia mais baixa.

De acordo com Muehe et. al. (2005) a ocasional transposição de ondas na restinga da Marambaia ocorre em ponto bem localizado e resulta da abertura no campo de dunas por ação do vento (Blow out) e não por ação de ondas (Figura 8). Outro ponto a ser destacado é que, embora a margem da restinga voltada para a baía apresente perfil erosivo (Figura 9), ainda existe um arcabouço na região submersa capaz de resistir à uma ruptura que levaria à formação de um canal de maré. De acordo ainda com o autor, tal canal de maré, se formado, fecharia rapidamente pelo predomínio das ondas sobre a maré. Entretanto, uma elevação do nível do mar poderia romper este equilíbrio.

Figura 8: Região onde ocorre a transposição de ondas na restinga da Marambaia resultante da abertura do campo de dunas por ação do vento (Fonte: MUEHE et. al., 2005).

Figura 9: Perfil erosivo da margem da restinga da Marambaia voltada para a baía de Sepe- tiba (Fonte: MUEHE et. al., 2005).

Borges (1990), em estudo sobre a dinâmica sedimentar da restinga da Marambaia e baía de Sepetiba apresentou uma comparação de cartas batimétricas de diferentes épo- cas, incluindo uma de 1868 da Marinha Francesa e a outra traçada a partir das folhas de bordo da Diretoria de Hidrografia e Navegação (DHN) de 1981. A autora detectou processos erosivos na parte mais estreita da restinga, com diminuição da largura de 360 m em 1868 para 120 m em 1981. Medidas no local indicaram que a posição da praia no lado voltado para o mar se manteve praticamente a mesma, enquanto que a do lado voltado para a baía vem sofrendo erosão. Além da interpretação destes mapas históricos, outro indicativo do intenso processo erosivo é a presença de falésias na praia voltada para a baía. A autora discutiu acerca dos efeitos da ocupação humana na área continental, entre os quais se destaca o aumento da carga sedimentar devido ao aporte fluvial, acelerado nos últimos anos pela retificação dos rios/canais São Francisco e da Guarda. Este fenômeno é responsável pelo avanço das isóbatas de 1 a 5 m em direção ao centro da baía de Sepetiba, deslocando seu canal central para sul, em direção à restinga. Se esta dinâmica permanecer, a parte central da restinga se tornará cada vez mais estreita, frágil e suscetível a um rompimento pela ação das ondas.

Analisando-se os resultados destes trabalhos em conjunto presume-se que, de fato, a restinga está sendo erodida e se tornando cada vez mais estreita. No entanto, não se pode comparar as medidas de largura apresentadas por Borges (1990) e Roncarati e Menezes (2005). Para estes últimos, a largura da restinga foi medida considerando-se

apenas a porção constantemente emersa, marcada pelas escarpas de erosão e pela vegetação. Já no caso das folhas de bordo da DHN e da carta da Marinha Francesa apresentadas por Borges (1990), não se tem informações básicas, como fase da maré e nível médio do mar no período das observações, impedindo a comparação entre estas duas fontes de dados. Além disso, é provável que as informações contidas nas folhas de bordo da DHN ainda não tenham sido referenciadas a um nível de redução, impedindo sua utilização direta.

3 CANAIS DE MARÉ

Canais de maré são canais governados pela maré, que ligam ambientes como lagunas, baías e estuários ao mar, dentro dos quais se desenvolvem processos hidráulicos e sedimentológicos bastante complexos. Tais canais podem gerar muitos benefícios, como acesso à navegação e renovação das águas interiores. Entretanto, a presença de canais de maré em uma região costeira traz o inconveniente de aprisionar uma consi- derável quantidade de sedimentos, possibilitando o aparecimento de efeitos indesejados, como erosão das praias adjacentes. Além disso, é comum tais canais ficarem obs- truídos pelo acúmulo de sedimentos, podendo inclusive fechar por completo.

Em geral, regiões costeiras em torno de canais de maré são densamente povoadas, devido aos múltiplos usos que o homem faz desses ambientes. No Brasil, os maiores portos estão instalados no interior de estuários. No Rio de Janeiro, grande parte da população vive ao redor de lagunas. Isso significa que medidas como garantir a estabilidade de áreas urbanizadas adjacentes aos canais de maré, preservar a qualidade da água nas bacias interiores e manter o canal de navegação são de grande valor para a sociedade.

A troca de massas d´água entre bacias interiores e o mar durante o ciclo de maré tem grande relevância ambiental, pois promove o escoamento de sedimentos e poluentes das lagunas ou baías. Além disso, a manutenção dos canais de navegação é importante para atividades como pesca e recreação.

Tendo em vista estes fatores, diversas pesquisas no último século tiveram como objetivo entender a dinâmica de canais de maré, tanto no que se refere à sua origem, migração e fechamento, como nos processos responsáveis por manter o canal aberto. Outras áreas de interesse são o estudo da formação de canais de maré por ruptura de cordão litorâneo e as consequências da elevação do nível do mar em regiões de embocaduras de maré. Mais recente são os trabalhos que utilizam modelagem computacional como ferramenta de estudo de evolução morfológica. Os modelos podem ser vistos como uma espécie de “laboratório numérico”, nos quais é possível controlar os processos envolvidos, trazendo um grande avanço no entendimento dos efeitos de cada variável envol- vida no problema. Com o objetivo de contextualizar a presente pesquisa, expõe-se neste

capítulo importantes trabalhos que tratam alguns destes assuntos. Ademais, apresentam-se os elementos morfológicos que constituem um canal de maré e discute-se aspectos relacionados à sua estabilidade.

3.1 MORFOLOGIA DE CANAIS DE MARÉ

Canais de maré geralmente apresentam correntes com altas velocidades, geradas pela diferença de nível d´água entre a bacia interior e o mar. Por causa disso, a troca de sedimentos entre estes dois ambientes é bastante significativa. Entretanto, quando o fluxo deixa o canal e alcança a bacia ou o mar, a corrente diverge, fazendo com que a velocidade diminua e os sedimentos sejam então depositados. Isso leva à formação de extensos depósitos de sedimentos em ambas as extremidades. Tais depósitos são chamados de banco de maré vazante (localizado na extremidade do canal voltada para o mar) e banco de maré enchente (localizado na extremidade do canal voltada para a bacia interior).

De acordo com Fitzgerald et. al. (2012), os bancos de maré enchente são comumente construídos ou aumentam suas dimensões durante eventos de tempestade. Suas ca- racterísticas morfológicas são, em geral, função da amplitude de maré, prisma de maré e espaço disponível para acomodação. Já em relação ao banco de maré vazante, seu volume e morfologia são, preferencialmente, produto do prisma de maré, declividade da costa adjacente, além da interação entre onda e corrente.

A Figura 10 mostra um desenho esquemático de um sistema de canal de maré de cor- dão litorâneo com seus bancos de maré enchente e vazante típicos. A garganta do canal, também chamada de seção transversal crítica, é a área da menor seção transversal, geralmente coincidente com a região mais estreita e profunda, onde se encontram as maiores velocidades. Os bancos de maré enchente comumente exibem formato de fer- radura. São melhores desenvolvidos em regiões com moderada a grandes amplitudes de maré. Já os bancos de maré vazante possuem forma de delta e se diferenciam dos bancos de maré enchente principalmente por estarem sujeitos à ação das ondas, as quais modificam sua geometria.

Figura 10: Desenho esquemático em planta e em perfil de um canal de maré de cordão litorâneo e seus bancos de maré enchente e vazante típicos (Adaptado de FITZGERALD et. al., 2012).

3.2 ESTABILIDADE DE CANAIS DE MARÉ

De acordo com trabalhos que se tornaram clássicos da literatura, realizados no último século (p. ex. LE CONTE E HARTS, 1905; O´BRIEN, 1931; ESCOFFIER, 1940; BRUUN E GERRITSEN, 1960; JARRET, 1976; KRAUS, 1998), sabe-se que um canal de maré é considerado estável quando as correntes de enchente e vazante são capazes de expelir os sedimentos depositados no interior do mesmo, fazendo com que o canal per- maneça aberto e suas dimensões não sofram alterações significativas ao longo dos anos. Através de observações de campo, estes pesquisadores perceberam que a área da seção transversal de um canal de maré está em equilíbrio com as variáveis hidrodi- nâmicas ambientais da região. Ou seja, mudanças na seção transversal do canal ocorrem como resposta às variações nas forçantes hidrodinâmicas. Assim, o estudo da estabilidade de canais de maré envolve o conhecimento dos agentes estabilizadores, que mantêm o canal aberto, e desestabilizadores, que provocam seu fechamento.

Dentre os elementos que interferem na estabilidade dos canais de maré, destacam-se: marés astronômicas, marés meteorológicas, clima de ondas, descarga fluvial, caracte- rísticas morfológicas do corpo d’água interior e da praia adjacente e transporte de sedimentos litorâneo, fluvial e eólico.

O principal agente externo capaz de gerar correntes no canal é a maré e o principal agente externo que traz sedimentos para o canal é o transporte litorâneo, devido a ação

das ondas. Se a capacidade de transporte do canal for maior que o aporte de sedimentos, o canal tenderá a alargar e erodir. Por outro lado, se o aporte de sedimentos for maior que a capacidade das correntes em transportar esses sedimentos, o canal irá assorear e, eventualmente, fechar. Se houver o equilíbrio entre estes agentes o canal se mantém estável. Deste modo, trata-se essencialmente de trazer sedimento para o canal e ter ou não competência para transportar esse sedimento. Assim, pode-se dizer que, de um modo geral, as marés são responsáveis por manter um canal de maré aberto e as ondas por fechá-lo. Logo, locais com macro-maré, maré semi-diurna e ondas des- lizantes apresentam maiores condições para um canal de maré estável. Enquanto regi- ões de micro-maré, marés diurnas e clima de ondas agressivo apresentam condições para instabilidade de embocaduras de maré. Isso porque a arrebentação das ondas transporta grande quantidade de sedimentos, depositando-os na embocadura dos canais, assoreando-os e eventualmente fechando-os. Durante um evento de tempestade, as ondas podem fechar um canal de maré em poucos dias, ou até mesmo em algumas horas. Por outro lado, a ação das marés tem a capacidade de transportar os sedimentos depositados dentro dos canais, impedindo um possível assoreamento. Entretanto, estes não são os únicos fatores envolvidos na estabilidade dos canais, de forma que é possí- vel um canal governado por marés diurnas com alturas de maré muito pequenas (durante a quadratura) manter-se aberto. Isso acontece quando o canal apresenta grande seção transversal e grande capacidade de armazenamento, de forma que podem resistir e se recuperar de deposições de sedimentos induzidas por tempestades durante as marés mortas.

Em relação aos demais elementos relevantes para a estabilidade de canais de maré, a descarga fluvial é importante, pois provoca alterações nas correntes de maré de enchente e vazante dentro do canal, além de contribuir com o aporte de sedimentos. As características morfológicas tanto da praia como da laguna adjacentes também interferem na circulação dentro da embocadura de maré, possibilitando a formação de bancos em suas extremidades, os bancos de maré vazante e bancos de maré enchente descritos. E o balanço de sedimentos advindo da descarga fluvial, do litoral e do transporte eólico constitui o elemento modificador da morfologia do canal.

3.3 CRITÉRIOS PARA ANÁLISE DE ESTABILIDADE DE CANAIS DE MARÉ

Muitos autores estudaram os parâmetros envolvidos na dinâmica de canais de maré e estabeleceram critérios para analisar a sua tendência de estabilidade ou fechamento, entre os quais se destacam os trabalhos de Escoffier, 1940; O’brien, 1931; Jarret, 1976; Bruun & Gerritsen, 1960 e; Skou, 1990. Tais critérios utilizam as seguintes definições:

Prisma de maré (P): volume total de água capaz de entrar por um canal de maré durante a fase da maré enchente. Matematicamente dado por:

TeTe PQtdtAudt   c 00 (1) onde:

Q(t)  vazão

Te  tempo de enchente da maré

Ac  área da menor seção transversal

푢̅  velocidade média na seção crítica

Seção transversal crítica (Ac): é a área da menor seção transversal ao longo do canal.

Transporte litorâneo total (Mt): é a vazão sólida total transportada pelas ondas ao longo da costa adjacente em ambos os sentidos.

Velocidade máxima (Vmáx): é o máximo valor da velocidade média em Ac. Expressa pela relação:

QP2 V  máx ATA cc (2) onde: 27

푄̅  vazão média

Ac  área da menor seção transversal

P  prisma de maré

T  período da maré

Capacidade de resposta (Cr): é a razão entre a taxa de variação de agentes estabilizadores em relação à ocorrência de agentes desestabilizadores.

Um dos parâmetros mais importantes na morfodinâmica de canais de maré é a velocidade das correntes, pois sua magnitude determina a capacidade ou não do escoamento transportar os sedimentos depositados. Este parâmetro foi relacionado à área da seção transversal por Escoffier (1940), o qual desenvolveu um critério para analisar a estabilidade de canais de maré quando percebeu que com o aumento da área da menor seção transversal ocorria um aumento da velocidade máxima até um valor de pico, denominado área limite (Ac*). A partir deste ponto a velocidade começava a diminuir para se- ções transversais maiores. Assim, Escoffier concluiu que existe uma velocidade de estabilidade, capaz de expelir o excesso de sedimentos carreados por ação de ventos e ondas. Plotando estas informações em um gráfico ele estabeleceu dois tipos de regiões, uma região instável (Região 1) e uma região estável (Região 2), conforme a Figura 11. Dessa forma, Escoffier avaliou que para os canais localizados na Região 1, uma dimi- nuição da seção transversal implica em uma redução da velocidade e consequentemente uma tendência a aumentar a taxa de deposição sedimentar, diminuindo ainda mais a área da seção. Por outro lado, nos canais localizados na Região 2, uma diminui- ção da seção transversal provoca um aumento na velocidade e consequentemente uma tendência a aumentar a taxa de transporte sólido, de forma a restabelecer a área da seção transversal.

Figura 11: Velocidade máxima em um canal de maré em função da área de menor seção transversal, conforme o critério de Escoffier (1940).

A primeira pergunta que surge ao analisar a curva de Escoffier é: porque com o aumento da área da menor seção transversal a velocidade primeiramente aumenta e em seguida passa a diminuir? A resposta para este fato está na seguinte análise:

Quando a área da seção do canal é zero a velocidade é zero. Quando a área atinge um valor muito grande, de maneira que a laguna deixa de ser laguna e passa a apresentar características de enseada, a amplitude de maré dentro da bacia se aproxima da amplitude de maré no mar. Neste caso, com a variação de nível entre a lagoa e o mar praticamente nula (o ≈ b), a velocidade se aproxima de zero, conforme Equação (3). Ao percorrer a curva de Escoffier (Figura 11) a explicação para a forma da mesma é a seguinte: da direita para a esquerda, com a diminuição da área ocorre um aumento da velocidade (Equação (4)). Um aumento da velocidade significa um aumento da tensão no fundo (Equação (5)) e consequentemente maior capacidade de o escoamento transportar sedimentos. A única maneira de se aumentar a velocidade é aumentando a dife- rença entre a amplitude de maré no mar e dentro da bacia. Isso só é possível se existir uma diminuição da amplitude na bacia, uma vez que a amplitude no mar não pode ser modificada. Se a amplitude da maré na bacia diminui, o prisma de maré também diminui (Equação (6)). Se o prisma diminui a vazão também diminui (Equação (7)), alterando o valor da velocidade (Equação (4)). Dessa forma, a partir da extremidade direita da curva 29

até o ponto de máxima velocidade, o que acontece é que a diminuição da vazão é menor que a diminuição da área e a velocidade aumenta. A partir do ponto de máxima velocidade, a diminuição da vazão é maior que a diminuição da área e a velocidade diminui. No ponto de máxima velocidade, para uma variação de vazão tem-se a mesma variação da área e a velocidade permanece constante. Mas porque em determinada faixa a vari- ação da vazão é maior que a da área e em outra faixa ocorre o inverso? Isto se deve ao fato de que, para áreas pequenas a perda de carga é muito grande, de forma que, quando se aumenta um pouco a área a vazão aumenta muito mais e isto se explica por uma relação não linear entre o aumento da área e a diminuição da perda de carga. A partir do ponto de máxima velocidade na curva, o aumento de área não provoca mais uma diminuição da perda de carga de forma tão significativa como antes e o aumento da vazão passa a ser menor do que o aumento da área.

  Vgg 0 b (3) c xL

Q Vc  (4) Ac

F CVV f c c (5)

PA2 bb (6)

PP2 Q  (7) TT/2 onde:

P  prisma de maré

b  nível da água dentro da Bacia

o  nível da água no mar

Ab  área da Bacia

푄̅  vazão média no canal de maré

푉̅푐  velocidade média no canal de maré

Ac  área da menor seção transversal do canal de maré

 F  tensão no fundo

  massa específica da água

Cf  coeficiente de atrito

T  período da maré O’Brien (1931) examinou alguns canais de maré em costas arenosas consideradas es- táveis, analisando a relação entre a área da menor seção transversal como função do prisma de maré de sizígia. O autor encontrou duas famílias de curvas, estabelecendo as seguintes expressões:

APCanais6,5610 Naturais5 c (8)

4 0,85 Ac 9,02  10 P  Canais com dois guia  correntes (9)

2 3 onde Ac é medido em m e P em m .

Esta relação se baseia no fato de que, para uma determinada área da seção transversal, quanto maior o prisma de maré maior a capacidade de o escoamento carrear sedimentos. Por sua vez, um aumento no transporte de sedimentos leva a um aumento na área da menor seção transversal.

Posteriormente Jarret (1976), fez uma nova análise da relação estabelecida por O’Brien, estudando 108 canais de maré e agrupando-os em três categorias principais: (1) todos os canais de maré; (2) canais de maré sem guia-correntes ou com apenas um guia- correntes e; (3) canais de maré com dois guia-correntes. O autor fez uma análise de regressão e determinou que os canais com ou sem guia-correntes, em 95% dos casos, apresentavam área da menor seção transversal dentro do seguinte limite:

5,2 104PAP 0,97   4,03  10 4 0,95 c (10) 31

Com valor mais frequente em torno de:

AP1,5710 40,95 c (11)

2 3 onde Ac é medido em m e P em m .

Além de determinar a área da menor seção transversal em equilíbrio com um dado prisma de maré, estas expressões podem ser utilizadas para prever variações na seção em função de variações no prisma de maré.

Bruun e Gerritsen (1960), mediante a aplicação a um grande número de embocaduras, desenvolveram um critério relacionando o transporte litorâneo total (Mt) com o prisma de maré de sizígia médio (P). Tal critério está resumido através da seguinte escala de valores:

P/ Mt < 20 Embocaduras instáveis, do tipo “canais de extravasamento”.

20 < P/Mt < 50 Embocaduras tipo “transpasse de barra”. Ondas arrebentam sobre a barra durante as tempestades. Barra permanece aberta durante a época de cheias fluviais.

50 < P/ Mt < 100  Permanência de canal desobstruído, mas com formação usual de barra na entrada.

100 < P/ Mt < 150  Condição de estabilidade relativamente boa, embora não a ideal. Formação de barra pode acontecer.

P/ Mt > 150  Condição de estabilidade boa, grande capacidade de escoar sedimentos e fraca formação de barra.

Skou (1990) analisou o critério de Escoffier e propôs uma maneira de escolher a seção transversal ótima, a qual apresentaria a maior capacidade de resposta. Para isso, Skou definiu a seguinte relação:

V C  máx r A c (12)

O sinal negativo na expressão tem o objetivo de exprimir capacidade de resposta posi- tiva para canais estáveis e negativa para canais instáveis.

Assim, a maior capacidade de resposta é obtida quando variações na área da seção transversal, provocadas por agentes desestabilizadores produzem a máxima resposta dos agentes estabilizadores, através de variações na velocidade. Este valor é obtido através do ponto de inflexão da curva na Região 2 da Figura 11.

Estes critérios de análise de estabilidade de embocaduras de maré tornaram-se clássi- cos da literatura e vem sendo utilizados por diversos estudos envolvendo tais ambientes. A seguir mostram-se alguns exemplos.

Van de Kreeke (2004) utilizou o critério de estabilidade de Escoffier para analisar a área da seção transversal de equilíbrio do canal da Frísia, no Mar de Wadden, Holanda, em dois cenários distintos: um antes e um após a redução de 30% na área da bacia, ocor- rida em 1969. O resultado encontrado pelo autor foi uma variação de 22.000 m2 para 15.500 m2 na seção transversal de equilíbrio, com um tempo de adaptação estimado em 30 anos.

Sorensen (1977) apresentou um método para calcular a velocidade máxima em canais de maré, a variação de nível na baía e a diferença de fase entre as marés na baía e no mar. Em seguida utilizou o critério de Jarret (1976) e analisou a área da seção transversal de equilíbrio para um canal hipotético.

Kraus (1998) analisou a estabilidade de canais de maré baseando-se nas fórmulas bem conhecidas e aceitas pela comunidade científica, as quais foram explicadas acima. A diferença deste trabalho está na análise dos coeficientes de calibração empíricos, presentes nas equações, já que o autor os expressou como função de processos atuantes na costa.

3.4 FORMAÇÕES DE CANAIS DE MARÉ POR ROMPIMENTO DE CORDÕES LITORÂNEOS

Cordões litorâneos são feições costeiras construídas pela ação das ondas. Em geral, encontram-se paralelos à linha de costa, possuem formato alongado e constituem-se principalmente por areias. Estão separados do continente por baías, lagunas ou pânta- nos. (HAYES e FITZGERALD, 2013).

Quando um cordão litorâneo se rompe forma-se uma passagem de água entre a bacia interior e o mar. Esta passagem pode fechar naturalmente ou aumentar até se tornar um novo canal de maré estável. O rompimento pode ter consequências positivas ou negativas e acontece por causas naturais ou pode ser propositalmente desencadeado pela ação humana.

Entre os efeitos negativos cita-se a perda de propriedade devido a enchentes, ataque das ondas e erosão; destruição de estradas e outras infraestruturas; problemas ambientais, como perda de habitats e aumento ou diminuição indesejados no nível da água e salinidade. Além disso, a ruptura, em geral, cresce rapidamente, aumentando os custos de obras de fechamento e reintegração do cordão litorâneo. Entre os efeitos positi- vos, que levam ao rompimento proposital de cordões litorâneos, destacam-se: redução do nível de água em corpos d’água costeiros, a fim de evitar enchentes; diminuição ou aumento da salinidade na laguna ou baía; trocas de água, com o intuito de melhorar a qualidade da água da bacia interior, migração de organismos marinhos (KRAUS e WAMSLEY, 2003).

O risco de rompimento de um cordão litorâneo existe quando o nível de água em um dos lados excede um valor crítico. A ruptura pode ocorrer naturalmente através de dois processos: galgamento ou infiltração. No galgamento, forma-se um escoamento de água entre o mar e a bacia interior por cima do cordão litorâneo. É necessário que este escoamento permaneça por um determinado tempo e que a velocidade da corrente seja relativamente alta, transportando um volume de sedimentos suficiente para a formação da ruptura. O galgamento pode ocorrer a partir da bacia interior, em condição de extrema precipitação em sua bacia hidrográfica. Ou a partir do mar, durante tempestades, devido à elevada maré meteorológica e às grandes ondas, promovendo uma maior sobre-elevação de nível médio e espraiamento das ondas. Conjuntamente com isso, a 34

existência de uma área com baixa elevação no cordão litorâneo canaliza e intensifica o escoamento. No caso da infiltração, ocorre a perda de sedimentos do cordão litorâneo pela liquefação da mistura de água com sedimentos. A água infiltra e leva uma grande quantidade de sedimentos, que são transportados rapidamente em forma de lama (KRAUS e WAMSLEY, 2003).

O risco de ruptura é menor para cordões litorâneos largos. A elevação e o volume de sedimentos acima do nível médio do mar são fatores primordiais para a resistência à inundação e erosão por ação de ondas durante períodos de nível d’água elevados (KRAUS e WAMSLEY, 2003).

Destaca-se que uma ruptura de cordão litorâneo próxima a um canal de navegação pode comprometer o funcionamento do projeto do canal de navegação, implicando em maiores custos com operação e manutenção. Isto porque, a formação de um novo canal de maré funciona como um aumento da seção transversal efetiva do sistema. Como existe uma relação fixa entre o prisma de maré e a área da seção transversal (cf. O’BRIEN, 1931), a formação de um novo canal de maré pode provocar a diminuição da profundidade do canal de navegação existente (KRAUS e WAMSLEY, 2003).

Como exemplo de rupturas que aconteceram por causas naturais, tem-se o caso do canal Moriches, em Nova York. Entre os dias 16 e 18 de janeiro de 1980 uma tempestade intensa rompeu o cordão litorâneo, próximo ao canal Moriches, o qual é estabili- zado por guia-correntes. A abertura se expandiu de cerca de 90 m de largura e 0,6 m de profundidade em janeiro de 1980 para aproximadamente 880 m de largura e 3 m de profundidade, 9 meses depois. Já que esta é uma região de grande importância econô- mica e ambiental, o governo tomou medidas para fechar a ruptura, a fim de evitar os efeitos indesejados provocados por este cenário, como descrito nesta seção. Foram necessários cerca de 900.000 m3 de sedimentos para as obras de fechamento e reinte- gração do cordão litorâneo (SCHMELTZ, et. al., 1982). Este evento foi posteriormente simulado através de um modelo numérico morfológico por Kraus e Hayashi (2005). O modelo é baseado nas equações hidrodinâmicas de quantidade de movimento e continuidade e incluiu sobre-elevação de nível médio devido às ondas e transporte litorâneo de sedimentos pela fórmula de CERC. O período de simulação foi aproximadamente 9

meses e os resultados mostraram a tendência de aumento da seção transversal equivalentes às medidas de largura e profundidade observadas em campo. Como teste de sensibilidade, foram realizadas simulações adicionais considerando taxas de transporte litorâneo maiores do que o valor representativo da região. Os testes indicaram que a ruptura não iria fechar, mesmo sob condições raras de elevado transporte longitudinal de sedimentos.

Outro exemplo aconteceu na ilha Hatteras, Carolina do Norte, a qual se rompeu durante a passagem do furacão Isabel, em 18 de setembro de 2003. A ruptura ocorreu no trecho mais estreito e de menor elevação. Análises de campo indicaram rápidas mudanças morfológicas. Bancos de enchente e vazante se formaram em duas semanas e a largura da ruptura alcançou aproximadamente 460 m em 10 dias (WAMSLEY e HATHAWAY, 2004).

Irish et. al. (2013), através de observações de campo, quantificaram alguns impactos gerados pelo furacão Sandy, ocorrido em outubro de 2012, em Nova Jersey. O furacão deu origem a uma elevada maré meteorológica e grandes ondas. Foram observados estragos e erosão ao longo da costa de Nova Jersey e Nova York, destacando-se galgamento de onda e rupturas em cordões litorâneos, áreas de deposição de sedimentos e destruição de estruturas. Entre os cordões litorâneos devastados estão Mantoloking e Bay Head em Nova Jersey e Westhampton Dunes, Tiana Beach e Fire Island em Nova York. De acordo com informações do USGS (2015), em 2004, o furacão Ivan também desencadeou ruptura de cordão litorâneo, formando um canal de maré em Pine Beach, Alabama, e diversos pequenos canais ao longo de uma extensão de 1,35 km em Dalphin Island, Alabama . Após o furacão Katrina, em 2005, as rupturas em Dalphin Island se expandiram, formando um único canal de maré com largura maior que 2 km.

3.5 CONSEQUÊNCIAS DA ELEVAÇÃO DO NÍVEL DO MAR EM CORDÕES LITORÂNEOS E CANAIS DE MARÉ

Alguns autores têm estudado as alterações em cordões litorâneos e canais de maré em função da elevação do nível do mar. Um exemplo extremo de subida relativa do nível do mar nos últimos 100 anos ocorreu na baía de Barataria, em Louisiana, Estados Uni- dos, onde houve perda de áreas alagadas e consequente aumento da área da baía. A elevação do nível do mar, de cerca de 0,94 cm/ano entre 1880 e 2006, levou a um 36

aumento não só no prisma de maré, como também nas seções transversais dos canais de maré e nos bancos de vazante, além de uma diminuição da área dos cordões litorâ- neos (FITZGERALD et. al., 2007). Walton e Adams (1976) introduziram uma fórmula empírica que relaciona o volume do banco de vazante com o prisma de maré. O aumento no prisma de maré causa um aumento no volume do banco e, de acordo com FitzGerald et. al. (2008), os sedimentos que formam os bancos são provenientes dos cordões litorâneos adjacentes aos canais. Isso significa que uma elevação do nível do mar provoca uma diminuição dos cordões litorâneos, que podem inclusive tornarem-se mais segmentados pela formação de novos canais.

Bruneau et. al. (2011) estudaram os efeitos de alterações no clima de ondas e subida do nível do mar na evolução morfológica do canal de maré da lagoa de Óbidos, Portugal. Os resultados indicaram que a elevação do nível médio do mar provocou um aumento da seção transversal do canal, enquanto que variações na direção das ondas trouxeram impactos irrisórios para a morfologia. De fato, espera-se que uma elevação do nível do mar provoque um aumento na seção transversal dos canais de maré, já que, neste ce- nário, ocorre primeiramente um aumento do prisma de maré. E pela relação P x A (O’Brien, 1931), um aumento do prisma de maré causa um aumento da seção transversal. Entretanto, em relação às variações nas direções das ondas, pode-se encontrar na natureza resultados opostos, com rotação no alinhamento do sistema canal e bancos de enchente e vazante, além de modificações na direção do transporte litorâneo, com possível erosão ou assoreamento onde antes não existia, modificando as condições de estabilidade do canal.

Mendonça e Silva (2008) geraram um modelo digital do terreno para a cidade do Rio de Janeiro, com o objetivo de identificar áreas com cotas baixas, passíveis de serem alagadas em cenários de elevação do nível médio do mar. Estes mapas contemplam apenas a porção leste da baía de Sepetiba. Mesmo assim, considerando-se apenas esta região, uma elevação do nível médio do mar em 0,5 m cobriria uma considerável super- fície, principalmente em duas regiões: o bairro de Santa Cruz e o bairro de Guaratiba. Isto significa que, em cenário de nível do mar mais alto do que o atual, o prisma de maré para a baía de Sepetiba será significativamente maior, desencadeando um aumento da área da seção transversal dos canais de maré que ligam a baía de Sepetiba ao mar,

conforme pode ser verificado pela relação entre a área da seção transversal e o prisma de maré estabelecida por O’Brien (1931).

3.6 EVOLUÇÃO MORFOLÓGICA DE CANAIS DE MARÉ ATRAVÉS DE MODELAGEM COMPUTACIONAL

O entendimento dos processos envolvidos na estabilidade de canais de maré é de grande interesse, pois a morfologia destes ambientes pode afetar a navegação, a qualidade de água e a dinâmica do ecossistema costeiro. Determinar estes processos atra- vés de medições em campo muitas vezes torna a pesquisa inviável, devido ao alto custo e à longa escala temporal (meses a anos). Uma alternativa para estudar estes processos é através de modelagem computacional. Diversos sistemas de modelagem têm sido utilizados para simular a evolução morfológica de canais de maré. Fortunato et. al. (2014), Bruneau et. al. (2011) e Nahon et. al. (2012) utilizaram o sistema MORSYS2D. Panda et. al. (2013) usou o sistema MIKE21. Tran et. al. (2012), Dissanayake et. al. (2012), Xie et. al. (2010) e Cañizares e Irish (2008) utilizaram o sistema Delft3D. Wang et. al. (1995) usou o sistema DELMOR e Work et. al. (2001) usou o Sistema de modelagem Mesoscale Inlet Morphology (MIM). Estes trabalhos mostraram que modelos mor- fológicos podem ser utilizados com êxito para estudar tais complexos sistemas evoluindo em direção ao equilíbrio morfodinâmico. Algumas destas pesquisas estão descritas a seguir.

Assim como acontece em alguns corpos d’água costeiros, a laguna de Albufeira, em Portugal, é aberta artificialmente todos os anos, durante a primavera e fecha naturalmente em um período que pode variar de semanas a meses, comumente no inverno. O motivo da abertura é a renovação das águas. Fortunato et. al. (2014) analisaram a evo- lução do canal de maré aberto em abril de 2010 até seu fechamento, 8 meses depois, combinando medições de campo com aplicação de modelo morfodinâmico. O modelo utilizado foi o MORSYS2D, o qual simula a evolução morfológica considerando os efeitos da maré, ondas, descarga fluvial e ventos. O módulo de propagação de ondas é o SWAN, o módulo de circulação é o ELCIRC e o módulo de transporte de sedimentos e atualização da batimetria é o SAND2D. Os resultados se mostraram contrários às ex- pectativas e o sistema como um todo (incluindo a laguna e o cordão litorâneo) exportou sedimentos para o mar, durante o curto tempo de vida do canal de maré. Isto ocorreu

principalmente devido à erosão da margem interna do cordão litorâneo. Entretanto, considerando-se apenas a laguna, o volume de sedimentos aumentou em 8.000 m3, mostrando que a abertura periódica do canal de maré pode, eventualmente, levar a um ce- nário de assoreamento deste corpo d’água, caso não sejam tomadas medidas adequadas.

Work et. al. (2001) estudaram um método para modelar a evolução morfológica de canais de maré, através de uma aproximação de mesoescala, com passo de tempo de horas. Os autores desenvolveram a modelagem em quatro módulos, o hidrodinâmico (TRIM Model), o de propagação de ondas (REF/DIF), o de transporte de sedimentos por arraste e o de evolução de linha de costa. O modelo foi aplicado ao canal de Price, na Carolina do Sul, Estados Unidos, e os dados calculados foram comparados com dados medidos, para um período de simulação de 2 anos. Os resultados obtidos indicaram que o modelo foi capaz de reproduzir a tendência de evolução, mas subestimou a magnitude das variações morfológicas. Isto se deve ao fato de que alguns processos físicos foram omitidos ou simplificados, como a prescrição de fronteira sem transporte de sedimentos e a não-inclusão da taxa de transporte em suspensão.

Xie et. al. (2010) apresentaram um modelo numérico capaz de simular a evolução mor- fológica de longo período de canais de maré. As simulações foram realizadas em um canal de maré hipotético e efeitos de ondas e Coriolis foram negligenciados. As correntes foram calculadas utilizando forçantes meteorológicas e de maré através do sistema de modelagem computacional Delft3D. O modelo aplicou equações 2DH da quantidade do movimento e da continuidade além da equação para transporte de sedimentos de Engelund e Hansen. As fronteiras foram tratadas como móveis através do método de alagamento e secamento. Segundo os autores, o modelo reproduziu praticamente todos os elementos morfológicos de sistemas de canais de maré, tais como a entrada do canal, os bancos de enchente e vazante e os canais secundários no banco de enchente. O sistema evoluiu em direção ao equilíbrio pelo ajuste da profundidade da coluna d´água com a velocidade das correntes e duração de enchente e vazante. Depois de cerca de 6 anos, as mudanças no leito se tornaram negligenciáveis, corroborando com o fato de que, em geral, a taxa de evolução em canais de maré tende a diminuir exponencialmente com o tempo.

Tran et. al. (2012) estudaram a evolução morfológica de um canal de maré idealizado, utilizando o sistema de modelagem Delft3D em modo 2DH, o qual resolve correntes e níveis, juntamente com o transporte de sedimentos e evolução batimétrica. Os cordões litorâneos foram definidos como bancos erodíveis, a fim de permitir o alargamento ou migração do canal de maré. O modelo foi forçado por maré e ondas e o transporte de sedimentos proposto por Van Rijn (1993) foi escolhido. Foram realizadas simulações em duas condições distintas, uma na ausência de ondas e a outra com maré e ondas. Na ausência de ondas a seção transversal do canal cresceu gradativamente em direção a um valor de equilíbrio, que não foi alcançado mesmo após 10.000 dias. Com ondas e maré a seção transversal também sofreu alterações em direção a um valor de equilíbrio, porém, após apenas 500 dias a estabilidade foi alcançada. Além disso, similar ao que ocorre na natureza, foi encontrada uma boa correlação entre a área da seção transversal e o prisma de maré, sugerindo que as formulações do modelo são capazes de representar de maneira satisfatória a morfodinâmica real.

O objetivo final de um processo de modelagem é produzir informações que possam auxiliar um processo de tomada de decisões. Para que isso seja possível, é necessário verificar se os resultados obtidos com os modelos conferem com dados medidos em campo para as mesmas condições simuladas. Quando os resultados dos modelos estão de acordo com o que se observa na natureza, diz-se que o modelo está validado e as informações podem ser utilizadas para a elaboração de propostas adequadas de planejamento. Caso contrário, é necessário calibrar o modelo, através de acerto de dados de entrada e ajustes de parâmetros e coeficientes. Os modelos utilizados por exemplo por Fortunato et. al. (2014) e Work et. al. (2001) se basearam em estudos de campo, de modo que foram calibrados e validados. Entretanto, existem trabalhos que são concei- tuais, não passando pela etapa de calibração e validação, como por exemplo Xie et. al. (2010) e Tran et. al. (2012). A presente pesquisa se enquadra nesta última categoria, uma vez que simula um cenário hipotético, o qual não pode ser validado. Entretanto, neste caso, existe a possibilidade de calibração e validação do modelo considerando um cenário real, ou seja, sem a presença de canal de maré na restinga da Marambaia. Só então. O modelo seria utilizado como ferramenta de estudo do caso hipotético. Para isso, é necessário obter dados medidos em campo.

3.7 DINÂMICA DE ÁGUAS SUBTERRÂNEAS EM CORDÔES LITORÂNEOS

De acordo com Nielsen (2009), a dinâmica de águas subterrâneas em aquíferos que margeiam o oceano e bacias interiores é regida pelos efeitos das marés e ondas. Assim, os processos de espraiamento da onda na face de praia e sobre-elevação de nível mé- dio devido à onda, combinados com a variação de nível por causa da maré geram um fluxo adicional de água que infiltra na face de praia. A consequência disso é um aumento quase permanente na altura do nível do lençol freático, dado por + acima do nível médio do mar (Figura 12). Este efeito deve ser considerado nas condições de contorno para modelos de água subterrânea em regiões costeiras.

Figura 12: Desenho esquemático das forçantes oceânicas em aquíferos costeiros. NMM = Nível médio do mar, SWS = superfície da água na ausência de ondas, MWS = superfície média da água, LC = linha de costa, LE = limite do espraiamento da onda. LILF e LSLF são os limites inferior e superior de oscilação do lençol freático. + = aumento do nível do lençol freático em relação ao nível médio do mar, gerado por forçantes oceânicas (Fonte: NIELSEN, 2009).

Em cordões litorâneos estreitos, que separam bacias interiores do mar, o aumento do nível do lençol freático devido à chuva em uma margem é pequeno comparado àquele causado pelo espraiamento das ondas na outra margem. Por conta disso, pode formar- se um desnível do lençol freático e, consequentemente, um fluxo de água subterrânea em direção ao continente. Este efeito gera importantes questões de interesse ambiental, como a infiltração de sal para o aquífero, ou ainda, de substâncias nocivas que podem ser lançadas na praia, como óleo e derivados (NIELSEN, 2009).

Através de medições de campo, Nielsen (2009) demonstrou o expressivo efeito das ondas em um estreito istmo arenoso, em Palm Beach, norte de Sydney, Austrália. Ambos 41

os lados do istmo estão sujeitos à mesma maré, mas apenas o lado oceânico é exposto à ação das ondas. O aumento do nível no lençol freático do lado oceânico permaneceu entre 0,5 e 1,0 m acima daquele observado do lado protegido. A consequência disso é um fluxo quase permanente de água subterrânea através do istmo, em direção ao lado protegido.

Cartwright (2004), através de medições de campo em regiões da costa de Brisbane, Austrália, observou que a dinâmica da estrutura de salinidade em aquíferos de praia com superfície livre não correspondia às forçantes de maré, mas sim a um pulso indu- zido por ondas no lençol freático. A infiltração de água salgada oceânica causada pelo espraiamento da onda gerou um padrão oposto ao da tradicional cunha salina, com uma fina camada de água salgada por cima da água doce.

No caso da restinga da Marambaia e baía de Sepetiba, existe a possibilidade de haver um fluxo de água através da restinga, em direção à baía, causado pela incidência de ondas do lado oceânico. Entretanto, esta é uma afirmativa difícil de ser pressuposta, devido à complexa dinâmica do sistema. Diferentemente do cenário estudado por Niel- sen (2009), as margens da restinga da Marambaia estão sujeitas a marés distintas, uma vez que a baía de Sepetiba apresenta significativas diferenças de fase e amplitude da maré em relação ao mar. Assim, considerando-se somente o efeito da maré, ora o nível está mais elevado no mar, ora na baía. Conjuntamente com isto têm-se o efeito das ondas do lado oceânico e do lado da baía. Além destes fatores têm-se ainda a largura da restinga, que varia longitudinalmente, e o talude das praias de ambos os lados.

Modelos numéricos de água subterrânea em regiões costeiras são bastante complexos. Entre as variáveis envolvidas, destacam-se a porosidade, a condutividade hidráulica, a declividade da praia e as características das ondas e marés atuantes. As oscilações oceânicas induzem oscilações no lençol freático, representadas na Figura 12 pela en- voltória LILF e LSLF. Conforme a onda se propaga em direção a terra sua amplitude diminui e se desenvolve uma defasagem. A propagação dessa oscilação é influenciada por uma variedade de processos nada triviais. Por exemplo, tem-se a presença de um fluxo vertical, fazendo com que a pressão deixe de ser hidrostática. Tem-se também a capilaridade, que, devido a infiltração, complica a relação entre as variações no lençol freático e a velocidade do fluxo. A franja capilar desempenha um importante papel na

transferência de massa da superfície da praia para o lençol freático. Além disso, existe a formação de menisco na areia da superfície da praia, permitindo uma grande variação na pressão caso seja removido uma pequena quantidade de água, correspondente a um grão com diâmetro de 0,1 mm (NIELSEN, 2009; CARTWRIGHT, 2004).

Dada a sua complexidade, este tema por si só justifica uma pesquisa de tese de doutorado. Por este motivo, o estudo de percolação de água através da restinga da Maram- baia não foi avaliado na presente pesquisa e as devidas ressalvas nos resultados estão destacadas.

A seguir descreve-se o modelo matemático utilizado para esta pesquisa, o qual consiste em um modelo hidrodinâmico com fundo móvel, forçado por ondas, ventos, marés e descarga fluvial.

4 MODELAGEM MATEMÁTICA HIDROSSEDIMENTOLÓGICA

Os modelos utilizados no desenvolvimento desta pesquisa fazem parte do SisBaHiA® - Sistema Base de Hidrodinâmica Ambiental. O SisBaHiA® encontra-se continuamente sendo ampliado e aperfeiçoado na COPPE/UFRJ desde 1987, através de várias teses de mestrado e doutorado, além de projetos de pesquisa. O sistema já foi adotado em mais de cem estudos e projetos envolvendo modelagem de corpos de água naturais. Maiores detalhes sobre o SisBAHIA® podem ser obtidos no site www.sisbahia.coppe.ufrj.br.

Foram utilizados três módulos do SisBaHiA®, sendo eles o modelo hidrodinâmico, o modelo de propagação de ondas e o modelo de transporte de sedimentos. Todos foram executados simultaneamente, de modo acoplado. Modelos bidimensionais, 2DH, foram aplicados nas simulações, por dois motivos: primeiramente porque a baía de Sepetiba é um sistema estuarino verticalmente homogêneo, onde geralmente observa-se condi- ções de estuário parcialmente misturado. Em geral, o oceano também é um sistema verticalmente homogêneo na maior parte do tempo, tornando-se estratificado principalmente durante o verão. Em segundo lugar, os modelos executados nesta pesquisa ne- cessitam de tempos de simulação elevados, devido à larga escala de tempo dos fenô- menos sedimentológicos. Assim, com o intuito de evitar o alto custo computacional dos modelos tridimensionais, optou-se por aplicar as forçantes de onda integradas ao longo da coluna d´água. Tal escolha responde de maneira bastante satisfatória aos objetivos desta tese, que são determinar os padrões de circulação na zona costeira e o consequente transporte de sedimentos.

Para estudar a evolução morfológica de uma eventual ruptura na restinga da Marambaia é necessário um bom entendimento sobre os processos litorâneos na região, incluídos os processos de interação entre o mar e a costa e o consequente transporte de sedimentos. Nesse âmbito, o modelo matemático precisa levar em consideração o efeito de ventos, marés, vazão dos rios e ondas atuando na variação de níveis, geração de correntes e transporte de sedimentos. Para a região de estudo, o transporte de sedimentos devido às ondas ocorre nas duas margens da restinga da Marambaia. Do lado oceânico, devido às vagas e aos marulhos e do lado voltado para a baía de Sepetiba, devido às vagas.

No estudo dos processos litorâneos, as ondas são consideradas agentes de grande importância, pois atuam na zona costeira alterando o nível médio do mar e gerando correntes. Em aplicações de modelagem hidrodinâmica nas quais a ação das ondas é expressiva, torna-se necessário incluir o efeito das mesmas nas simulações. Por este motivo, durante evolução desta pesquisa foi desenvolvida uma metodologia para incorporar o efeito das ondas no modelo hidrodinâmico do SisBaHiA®, trazendo uma contri- buição inovadora para o sistema. Devido à maior complexidade, os trabalhos que in- cluem as ondas são mais recentes e, em sua maioria, não explicam os pormenores do acoplamento entre o modelo hidrodinâmico, o modelo de propagação de ondas e o modelo de transporte de sedimentos. Nesse contexto, descreve-se os fundamentos teóri- cos envolvendo a hidrodinâmica na zona de arrebentação, destacando os processos físicos, bem como as formulações matemáticas envolvidas. Finalmente define-se as for- çantes induzidas por ondas e apresenta-se a metodologia utilizada para inclusão do efeito das ondas no modelo hidrodinâmico. Em seguida expõe-se o modelo de transporte de sedimentos utilizado e, por fim, o modelo de propagação de ondas.

4.1 HIDRODINÂMICA NA ZONA DE ARREBENTAÇÃO

Quando as ondas se propagam de águas profundas, passando por águas intermediá- rias, em direção às águas rasas, o seu perfil sofre alterações, passando para uma forma assimétrica (Figura 13). Isso acontece devido à interferência do fundo do mar na propa- gação da onda, ou seja, a onda começa a “sentir” o leito marinho, sofrendo alterações na velocidade de propagação, as quais ocorrem de maneira diferenciada entre a crista e o cavado. Assim, em profundidade não muito além da zona de arrebentação, a crista da onda torna-se mais alta e estreita e o cavado mais largo e achatado. Em consequên- cia, os movimentos orbitais na coluna d´água deixam de realizar órbitas fechadas, pois a velocidade da partícula é maior durante a passagem da crista que durante a passagem do cavado. Por conta disso, a distância que a partícula percorre na direção de propaga- ção da onda, durante a passagem da crista é maior do que na direção oposta, durante a passagem do cavado, estabelecendo um movimento residual. Isso quer dizer que existe um transporte de massa na direção de propagação de onda e, consequentemente, um fluxo de quantidade de movimento. De acordo com a segunda lei de Newton, se há variação no fluxo de quantidade de movimento, há uma força, que por unidade de área torna-se uma tensão, sendo chamada neste caso de tensão de radiação.

Figura 13: Esquema ilustrativo da transformação do perfil da onda devido ao seu deslocamento em direção à zona costeira (Adaptado de KOMAR, 1998).

O conceito de tensão de radiação foi primeiramente introduzido por Longuet-Higgins e Stewart (1964) como sendo o excesso do fluxo de quantidade de movimento devido à presença das ondas. Sua definição é dada pela Equação (13), na qual estão incorpora- dos o fluxo de quantidade de movimento (primeiro termo do segundo membro) e a con- tribuição da pressão dinâmica, dada pela pressão hidrostática subtraída da pressão absoluta (terceiro e segundo termos do segundo membro, respectivamente). Isso garante que a quantidade de movimento avaliada é somente devido às ondas. Todas as quantidades são promediadas no período da onda (T).

111TTT  Su u dzdtP z dzdtgz dzdt ( )() (13) iji jij      TTT000hhh 

1ij Onde: ij   e i, j = x, y 0 ij

ui,j  Velocidade no plano orbital

T  Período da onda

Elevação z = -h  Posição do fundo

Elevação z =   Posição da superfície livre

P(z)  Pressão absoluta na elevação z

  Massa específica da água

g  Aceleração da gravidade 46

Considerando um elemento de área cr orientado segundo as direções da crista e do raio da onda, apresenta-se esquematicamente o estado de tensões do escoamento devido à presença de ondas (Figura 14). Como se trata de um plano principal de tensões só há elementos na diagonal principal e as tensões Srr e Scc são de compressão.

Figura 14: Representação espacial das componentes da tensão de radiação. O elemento de área azul está orientado segundo as direções da crista e do raio da onda. O elemento de área preto está orientado de acordo com as direções perpendicular e paralela em rela- ção à linha de costa.  é o ângulo formado entre o raio da onda e a direção normal à linha de costa.

Usando a definição de tensão de radiação dada pela Equação (13), as componentes Srr e Scc são dadas pelas seguintes equações:

1 Srr  E2 n (14) 2

1 S Ecc n (15) 2

Onde E é a energia da onda por comprimento de onda (L) e por unidade de largura de crista, chamada de densidade de energia da onda e n é o coeficiente de transmissão de energia da onda.

1 E g H  2 (16) 8 s

12kH n 1 (17) 2senh 2 kH

Esse mesmo estado de tensões pode ser escrito em relação a um plano secundário qualquer. Por convenção utiliza-se um sistema orientado segundo as direções perpendicular e paralela à linha de costa, representado por x e y, respectivamente, na Figura 14. O ângulo de ataque () é o ângulo formado entre a direção de propagação da onda e a direção normal à linha de costa, medido à partir da direção normal à linha de costa.

Neste caso Sxx e Syy são tensões normais e Sxy e Syx são tensões tangenciais, com Sxy =

Syx.

Integrando a equação de definição da tensão de radiação, dada pela Equação (13), mas desta vez considerando as projeções da velocidade u em relação ao sistema de refe- rência x e y, ou seja, fazendo ux = urcos - ucsene uy = ursen + uccos, obtêm-se as seguintes expressões para as componentes da tensão de radiação Sxx, Syy, Sxy e Syx:

2 1 Sxx  E n(cos  1)  (18) 2

2 1 SEyy  n (sen1) (19) 2

SSEnxyyxsencos (20)

É importante ressaltar que, apesar de Sxx, Syy e Sxy serem as componentes das chamadas “tensões de radiação”, não apresentam dimensão de tensão (força por unidade de área) e sim de tensão multiplicada por unidade de comprimento. Isto pode ser observado atra- vés de uma análise dimensional das equações (18), (19) e (20), as quais têm as unidades: MT-2L-1 x L = MT-2.

Os componentes Sij da tensão de radiação apresentam variações ao longo da zona de arrebentação. Tal variação é responsável por importantes efeitos na região costeira. São efeitos gerados por ondas que se manifestam junto à costa produzindo correntes e alterando o nível médio do mar. A seguir, discute-se com mais detalhes como surge cada um dos componentes da tensão de radiação e quais os efeitos gerados, utilizando- se o sistema de referência x e y:

Quando as ondas quebram paralelamente à praia, existe uma tensão de radiação normal na direção perpendicular à linha de costa (Sxx) e uma tensão de radiação normal na direção paralela à linha de costa (Syy), conforme a Figura 14. Quando as ondas se aproximam da costa com um ângulo de ataque diferente de zero, cada uma destas porções da tensão de radiação apresenta componentes cisalhantes (Sxy e Syx). Isso quer dizer que, em uma dada região, se existem ondas então existe consequentemente um campo de tensões de radiação, resultante do efeito das ondas sobre as pressões hidrodinâmi- cas locais.

Por efeitos de refração e difração, quando as ondas se aproximam da zona de arreben- tação ocorrem variações significativas tanto na altura como na direção de propagação das ondas. Isso quer dizer que ocorrem também variações nos valores de tensão de radiação, estabelecendo assim um gradiente espacial das componentes. Como dito anteriormente, a variação espacial das tensões de radiação produz forças residuais capazes de gerar correntes e alterar o nível médio do mar, consequentemente transportando sedimentos e alterando a morfologia costeira.

Próximo à zona de arrebentação, a altura da onda aumenta até atingir a altura de arre- bentação. A partir deste ponto, com a resultante dissipação de energia, a altura diminui em direção à praia, gerando um gradiente espacial na componente normal da tensão de radiação na direção normal à linha de costa (∂Sxx∂x). Esse gradiente produz uma força

que atua na coluna d´água alterando a posição do nível médio relativo do mar, provocando rebaixamento do nível médio na região imediatamente ao largo da arrebentação e sobre-elevação do nível médio a partir da quebra das ondas até a linha de costa (Figura 15). Assim, o gradiente nesta componente da tensão de radiação é balanceado por um gradiente de pressão, resultante de um declive no nível médio da água.

Conforme analisado por Longuet-Higgins e Stewart (1964), tais variações de nível são governadas pela seguinte equação:

S  xx gh()0 (21) xx

Onde +h é a profundidade instantânea (H), também chamada de altura da coluna d´água ou tirante hidráulico. Fazendo o nível de referência (NR) como sendo o nível médio do mar em repouso, ou seja, na ausência de ondas,  (x) é o valor local de sobre- elevação ou rebaixamento do nível médio do mar devido às ondas, dado pela diferença entre a posição da superfície livre e o nível médio do mar em repouso (Figura 16).

Figura 16: Esquema ilustrativo da posição do fundo e da elevação da superfície livre em relação ao nível médio do mar em repouso.

Fora da zona de arrebentação a componente Sxx aumenta em direção à costa. Como pode ser analisado pela Equação (21), um aumento nesta componente da tensão de radiação produz um rebaixamento do nível médio do mar. Depois da quebra da onda ocorre o inverso. Os valores de Sxx diminuem em direção à costa, criando uma sobre- elevação do nível médio do mar.

Outro efeito associado ao gradiente nas tensões de radiação são as correntes de retorno, definidas como correntes fortes e estreitas que fluem em direção ao mar através da zona de arrebentação. A geração das correntes de retorno também são entendidas através do conceito das tensões de radiação. Conforme explicado anteriormente, a componente normal à linha de costa da tensão de radiação produz uma sobre-elevação do nível médio dentro da zona de arrebentação. Devido a uma variação longitudinal entre a altura das ondas, que por sua vez implica em variações longitudinais entre os níveis de sobre-elevação, surge uma célula de circulação litorânea, na qual a corrente flui de áreas de maiores ondas para áreas de menores ondas. A convergência destas correntes flui em direção ao mar, formando a corrente de retorno (Figura 17). Tal efeito pode ser observado no termo ∂/∂y da equação de quantidade de movimento longitudinal (Equação (30)), para o caso em que a linha de costa esteja orientada paralelamente ao eixo y da malha. 51

Figura 17: Desenho esquemático para demonstração da corrente de retorno. A linha azul representa o nível médio do mar em repouso, ou seja, na ausência de ondas. A curva azul- claro demonstra a sobre-elevação de nível médio devido à ação das ondas. Ondas maiores geram sobre-elevação de nível maior do que ondas menores. Essa variação longitudinal de nível é responsável pelo aparecimento das correntes de retorno.

O gradiente em direção à costa (direção x) da componente tangencial da tensão de radiação (∂Sxy∂x) é responsável pelo aparecimento das correntes longitudinais. Estas ocorrem quando as ondas incidem na costa com um ângulo de ataque diferente de zero, contribuindo com um esforço na direção da componente longitudinal do raio da onda.

Ou seja, é a dissipação local de Sxy, conforme a onda avança até a praia, que gera o impulso para a corrente longitudinal, o qual é fornecido a cada período da onda.

Longuet-Higgins (1970) deduziu uma equação para calcular a componente longitudinal da velocidade da corrente na zona costeira. A equação foi estimada a partir do balanço entre a tensão longitudinal devido às ondas (τy), a tensão de atrito no fundo na direção longitudinal (τa) e a tensão turbulenta (τt), como pode ser visto pela Equação (22).

y  a   t  0 (22)

A tensão longitudinal devido às ondas (τy) é dada pelo gradiente da tensão de radiação tangencial na direção transversal à costa (∂Sxy∂x), cujo valor é:

5  2 gHm(sen) y 4 (23)  0() fora da zona dearrebentação onde m é o talude da praia e  é uma constante que varia entre 0,3 e 0,6, de acordo com medidas de sobre-elevação do nível médio devido às ondas (LONGUET-HIGGINS, 1970).

A tensão de atrito no fundo (τa) é função da velocidade orbital da onda no fundo (u) e da componente longitudinal da corrente (V). Assumindo a velocidade orbital como sendo senoidal, tem-se u = (2/)umáx.

2  CuV (24) afmáx

Onde umáx é a velocidade orbital máxima da onda e Cf é o coeficiente de atrito, o qual é 2 dado por g/Ch , sendo Ch o coeficiente de Chézy, dado pela Equação (38).

A tensão turbulenta (τt) representa a variação da quantidade de movimento nas fronteiras x e x+dx do elemento devido à turbulência e é dada por:

V   N (25) t x sendo N o coeficiente de turbulência. A magnitude de N não é conhecida. Entretanto, Longuet-Higgins (1970), inicialmente supôs que a variação da quantidade de movimento devido à turbulência fosse desprezível em relação àquela devido às ondas. Isso resulta em um balanço apenas entre a tensão longitudinal e a tensão de atrito, possibilitando obter a velocidade da corrente longitudinal através da equação (26):

5 Vum máx sen (26) 8C f

Onde:

 é o ângulo de incidência da onda e m é o talude da praia, dado pela relação ∂H /∂x.

A distribuição transversal da corrente longitudinal dada pela Equação (26) apresenta forma triangular, com um valor máximo no ponto de arrebentação e zero na linha de costa e imediatamente ao largo do ponto de arrebentação. A inclusão do efeito da mistura lateral, através do termo de tensão turbulenta (τt), suaviza o perfil, conforme mos- trado pelas linhas tracejadas na Figura 18. O parâmetro V0 na figura é o valor máximo da corrente, para o caso sem mistura lateral e é utilizado para adimensionalizar a corrente longitudinal. xb é a distância transversal do ponto de arrebentação da onda a partir da linha de costa.

4.2 INCLUSÃO DO EFEITO DAS ONDAS NOS MODELOS HIDRODINÂMICO E DE TRANSPORTE DE SEDIMENTOS DO SISBAHIA

Em modo promédio na vertical, o SisBaHiA® resolve um sistema composto pelas equa- ções da continuidade de volume de água e de estoque de sedimentos e pelas equações da quantidade de movimento em x e y, a fim de determinar as quatro variáveis de circu- lação hidrodinâmica (elevação da superfície livre, cota do fundo e velocidades em x e y). As forçantes principais dos modelos são marés, ventos, ondas e descarga dos rios, além de cargas de sedimentos. Para utilizar os dados de ondas oceânicas como dados de entrada no modelo hidrodinâmico é necessário executar de modo acoplado os modelos de propagação de ondas desde águas profundas até a linha de costa. Tais modelos geram os parâmetros de ondas para a região do domínio de modelagem. O modelo de propagação de ondas do SisBaHiA® é baseado no REF/DIF 2.5, sendo este um modelo de refração e difração de ondas com dissipação de fundo.

O modelo hidrodinâmico com fundo móvel considera que a superfície do fundo vai se alterando ao longo do tempo de cálculo. Para que isso ocorra, os modelos hidrodinâmico e de propagação de ondas sofrem os efeitos da evolução morfológica do fundo, havendo acoplamento ao modelo de transporte de sedimentos e balanço de estoque de sedimentos. Deste modo, é possível fazer uma avaliação da evolução morfológica no domínio de modelagem e quantificar taxas de erosão e assoreamento. Durante a simulação o modelo de transporte de sedimentos calcula e atualiza a batimetria em cada passo de tempo através de uma equação de continuidade de sedimentos. Por sua vez, o balanço de massa de sedimentos no fundo é calculado a partir da vazão sólida em x e y. Existem diversas equações para o cálculo do transporte de sedimentos, todas baseadas em ex- perimentação. Uma fórmula que tem sido bastante utilizada em áreas costeiras com sedimentos arenosos e considerando a ação de ondas e correntes é a fórmula de Van Rijn (2007). Por isso, a vazão sólida será obtida a partir desta fórmula.

A seguir, descreve-se o procedimento aplicado para incluir o efeito das ondas nas simu- lações, o qual envolve 3 etapas: 1- adição do termo de forçantes induzidas por ondas no modelo hidrodinâmico; 2- modificação do termo de atrito no fundo, também no modelo hidrodinâmico e; 3- adição de método de cálculo de transporte de sedimentos que combine a ação conjunta de ondas e correntes.

4.2.1 Metodologia para Introdução do Termo de Forçantes Induzidas por Ondas no Modelo Hidrodinâmico do SisBaHiA

A seguir, expõe-se a equação de quantidade de movimento 2DH para um escoamento integrado na vertical, na direção x; a equação de quantidade de movimento 2DH para um escoamento integrado na vertical, na direção y e a equação da continuidade (do volume) integrada ao longo da vertical. Não foram considerados a contribuição da Força de Coriolis e efeitos na quantidade de movimento devidos a variações de massa em função dos fluxos, por unidade de área, de precipitação, evaporação e infiltração. Antes disso, porém, determinam-se os termos de forçantes induzidas por ondas a serem in- troduzidos no modelo hidrodinâmico.

Quando as ondas se aproximam da costa verifica-se uma variação significativa em sua energia e direção de propagação. Isso causa variações espaciais nas tensões de radi- ação, que por sua vez produzem forças resultantes responsáveis por importantes efeitos na zona costeira, sendo estes as correntes longitudinais, as correntes de retorno e a sobre-elevação e rebaixamento do nível médio do mar. A fim de incorporar o efeito das ondas no modelo hidrodinâmico do SisBaHiA®, foram adicionadas as forçantes de onda (w) diretamente nas equações da quantidade de movimento e foi ainda modificado o termo de atrito no fundo (B). As forçantes de onda podem ser expressas em função do gradiente de tensão de radiação, conforme as Equações (27) e (28) para as direções x e y, respectivamente.

w Sxx Sxy  x   (27) xy

w SSxy yy  y    (28) xy

Onde, Sxx, Syy e Sxy são as componentes das chamadas “tensões de radiação”, geradas por ondas de curto período, especialmente em águas rasas. Tal denominação é inde- vida, pois Sij não é propriamente uma tensão, já que tem unidades de força por unidade de comprimento. Seria mais adequado denominar os termos Sxiji de tensões de radiação, pois estes sim apresentam unidades corretas para tensão, isto é, força por 56

unidade de área. Os valores de Sij são calculadas em modelos de propagação de ondas e são repassadas como dados de entrada para o modelo hidrodinâmico. Assim, o usu-

ário precisa entrar com uma série temporal de dados de Sxx, Syy e Sxy, para cada nó da malha, semelhante ao que é feito com os dados de vento.

As forçantes de onda foram adicionadas na equação de quantidade de movimento como forças externas. Os termos destacados em azul são os afetados pela inclusão de efeitos de ondas de curto período no modelo, como exposto a seguir. A Tabela 1 apresenta o significado dos termos das equações da quantidade do movimento.

Equação de quantidade de movimento, na direção x :

UUUgHHH  1()( xxxy ) UVg   txyxxH 20 0  x y  (29)

1 S B 1 Sxx Sxy   x  x   0 H 0 H  x y 

Equação de quantidade de movimento, na direção y :

V V VgHHH  1()( xyxy  ) U Vg   txyyxHx 20 0 y (30)

1 S B 1 SSyyxy   y  y   0 H 0 Hyx

E, para completar o modelo hidrodinâmico, a Equação (31) apresenta a equação da continuidade (do volume) integrada ao longo da vertical:

   h UH VH    0 (31) t  x  y

Onde +h é a profundidade instantânea (H), também chamada de altura da coluna d´água ou tirante hidráulico. E U e V são as velocidades nos eixos x e y, respectivamente.

Tabela 1: Significado dos termos das equações acima transcrito da Referência Técnica do SisBaHiA® (ROSMAN, 2014). A equação da quantidade de movimento na direção x foi utilizada como exemplo, entretanto os significados são os mesmos para os termos semelhantes na equação para a direção y.

Representa a aceleração local do escoamento 2DH, i. e, U em uma dada posição, a taxa de variação temporal da t quantidade de movimento média na vertical por unidade de massa.

Representa a aceleração advectiva do escoamento 2DH, U U i.e., em um determinado instante, representam o balanço U V dos fluxos advectivos médios na vertical, por unidade de x y área, de quantidade de movimento na direção x, por unidade de massa.

Representa a variação da pressão hidrostática na direção  x (gradiente de pressão), devido à declividade da superfí- g cie livre na direção x. Conforme indicado pelo sinal nega- x tivo, este termo força escoamentos de lugares onde o nível de água é mais alto para onde o nível de água é mais baixo.

Representa a variação da pressão hidrostática na direção gH  x (gradiente de pressão), devido às diferenças de densi-  dade da água na direção x. Conforme indicado pelo sinal 20 x negativo, este termo força o escoamento de lugares com maior densidade para onde a densidade é menor.

Representa a resultante das tensões dinâmicas turbulen- tas 2DH no escoamento i.e., em um determinado instante, 1()()HHxxxy representa o balanço dos fluxos difusivos médios na verti-   Hxy cal, por unidade de área, de quantidade de movimento na 0 direção x, por unidade de massa. Por exemplo, esses termos são responsáveis pela geração de vórtices horizontais em zonas de recirculação.

Representa a tensão do vento na superfície livre por uni- 1  S dade de massa, na direção x. Se o vento estiver na mesma  x  direção do escoamento, esse termo irá acelerar o escoa- 0 H mento; se estiver oposto, irá retardar o escoamento.

Representa a tensão de atrito no fundo atuante no escoa- 1  B mento 2DH por unidade de massa, na direção x. Conforme  x  indicado pelo sinal negativo, esse termo sempre tende a 0H desacelerar o escoamento.

Representa o efeito das tensões de radiação devido a ondas de curto período, capazes de gerar correntes e varia- ções de nível. Esse termo tem sentido contrário ao gradi- 1 Sxx Sxy ente de tensão de radiação, forçando escoamentos de   Hxy  pontos com maior tensão de radiação para pontos com me- 0 nor tensão. Ressalta-se que tais termos só tem efeito relevante quando as ondas estão em águas relativamente rasas.

Como dito anteriormente, os valores de Sxx, Syy e Sxy são obtidos a partir do Modelo de Propagação de Ondas (MPO). O MPO calcula a propagação de uma onda de cada vez, gerando valores de tensão para cada nó da grade. No entanto, para utilizar os dados de tensão de radiação calculados pelo MPO como dados de entrada no Modelo Hidrodinâ- mico (MH), foi necessário simular a propagação de várias ondas, uma onda a cada intervalo de tempo definido, neste caso a cada 3 horas.

Dessa forma, foi incluído um campo no modelo hidrodinâmico do SisBaHiA®, no qual se insere um roteiro com os dados de entrada de n ondas, representando a série temporal de ondas a ser utilizada. Este campo contém as ondas que serão calculadas no MPO a fim de obter os valores de tensão de radiação a serem utilizados no MH. É desta maneira que o SisBaHiA® faz o acoplamento entre o MPO e o MH.

É importante destacar que os resultados gerados pelo MPO estão relacionados à batimetria. Isso quer dizer que, se o modelo hidrodinâmico for calculado acoplado ao modelo de transporte de sedimentos, ou seja, se houver variação morfológica do fundo na malha utilizada no modelo hidrodinâmico, será necessário atualizar a batimetria do MPO, pois os dados de onda de entrada no MH, a cada passo de tempo, precisam ser gerados para a atual batimetria. Por isso o MH precisa ser rodado acoplado ao MPO, o qual interpola a nova batimetria antes de calcular a propagação da onda a cada passo de tempo solicitado, caso exista uma variação significativa nas cotas de fundo.

No modelo de propagação de ondas do SisBaHiA®, os valores de tensão de radiação calculados estão referenciados aos dois eixos ortogonais denominados Lado de Inci- dência de Ondas (LIO) e Lado Transverso à Costa (LTC). Por isso, a nomenclatura utilizada para as tensões de radiação difere da encontrada na literatura, de maneira que a tensão de radiação normal na direção transversal à costa é Stt, a tensão de radiação normal na direção paralela à costa é Sii e a tensão de radiação tangencial na direção transversal e paralela à costa é Sti. É importante notar que o LTC, definido em uma grade de propagação, não é necessariamente transversal à linha de costa. Esta relação se perde, devido à necessidade de se utilizar mais de uma grade de propagação para uma mesma região, cada grade tendo uma inclinação diferente em relação à linha de costa. Assim, para utilizar as tensões de radiação obtidas do modelo de propagação de ondas como dados de entrada no modelo hidrodinâmico é necessário decompor os valores de

Stt, Sii e Sti em relação aos eixos x e y do modelo hidrodinâmico. Isso foi feito através do método de representação gráfica bidimensional Círculo de Mohr, o qual é utilizado para determinar as componentes das tensões atuantes em um sistema de coordenadas que foi rotacionado em relação a um sistema de coordenadas de referência. Neste caso, o sistema de referência é dado pelos eixos x e y e o sistema rotacionado é formado pelos eixos LTC e LIO (Figura 19). Os eixos LTC e LIO variam para cada grade de propagação de onda definida no modelo de propagação de ondas. As equações (32), (34) e (33) apresentam as tensões de radiação em relação a x e y calculadas em função das ten- sões de radiação em relação ao LTC e LIO.

Figura 19: Representação gráfica de um sistema de coordenadas rotacionado, em azul, em relação a um sistema de coordenadas de referência, em preto. O ângulo de rotação entre os dois sistemas é dado por αLTCx .

22 SSSSxxttLTCxiiLTCxtiLTCxLTCxcos ()sen ()2sen()cos() (32)

22 SSSSyy ttsen (  LTCx )  ii cos (   LTCx )  ti 2sen(   LTCx )cos(   LTCx ) (33)

22 SSSSxyiittLTCxLTCxtiLTCxLTCx()sen()cos()(cos () sen ()) (34)

A definição dos seguintes ângulos se faz necessária, a fim de permitir o acoplamento entre o modelo hidrodinâmico e o modelo de propagação de ondas:

αNx  Ângulo Norte- x, medido a partir do eixo x, entre o norte e o eixo x

αLTCN  Ângulo LTC-Norte, medido a partir do norte, entre o LTC da grade de propagação de ondas e o norte

αoLTC  Ângulo de ataque da onda, medido a partir do LTC, entre o raio de onda e o LTC

αLTCx = αLTCN + αNx  Ângulo, medido a partir do eixo x, entre o LTC da grade de propagação de ondas e o eixo x

É importante notar que variações espaciais em Sxx ou Sxy não causarão apenas variações de nível devido às ondas ou gerarão correntes longitudinais, respectivamente, como explicado na Seção 4.1. Em vez disso, cada componente da tensão de radiação apresentada nas equações (32), (34) e (33) será responsável por uma parcela de cada efeito citado.

4.2.2 Metodologia para Modificação do Termo de Atrito no Fundo no Modelo Hi- drodinâmico do SisBaHiA Devido à Ação Conjunta de Ondas e Correntes

Para incluir o efeito das ondas no modelo hidrodinâmico, além de adicionar os termos referentes ao gradiente da tensão de radiação na equação da quantidade de movimento, foi necessário também modificar o termo da tensão de atrito no fundo. Esse procedimento foi feito a partir do método proposto por Van Rijn (1993), conforme explicado a seguir:

Diversos autores (p. ex. KEMP E SIMONS, 1982, 1983; NIEUWJAAR E VAN DER KAAIJ, 1987; NAP E VAN KAMPEN, 1988 e VISSER, 1986) estudaram o comportamento do perfil de velocidades em canais de laboratório, alternando condições como: somente corrente ou ação conjunta de correntes e ondas; diferentes intensidades rela- tivas entre ondas e correntes e; diferentes ângulos entre ondas e correntes.

Van Rijn analisou tais trabalhos a fim de estudar o comportamento da tensão de atrito no fundo devido à ação conjunta de ondas e correntes e concluiu que, de uma maneira geral, a presença de ondas em um campo de correntes modifica o perfil de velocidades. A maneira como essa modificação ocorre está relacionada com os seguintes fatores:

 Ângulo formado entre a direção de propagação da onda e a direção da corrente;

 Intensidade relativa entre a velocidade orbital (onda) e a velocidade média na coluna d´água (corrente) e;  Rugosidade do fundo.

Assim, a velocidade das correntes próxima ao fundo diminui devido aos vórtices induzi- dos por onda, dentro da camada limite de onda. Este efeito é mais pronunciado em condições de correntes fracas e ondas grandes. Além disso, se as correntes propagam- se em direção oposta às ondas, a redução das velocidades próximas ao fundo é maior do que no caso de correntes a favor das ondas. A maior redução de velocidades ocorre quando as ondas propagam-se perpendicularmente à direção das correntes. A velocidade das correntes nas camadas próximas à superfície aumenta para o caso de correntes em oposição às ondas e para o caso das ondas estarem perpendiculares às correntes. Quando as ondas estão a favor das correntes, as velocidades próximas à superfície diminuem.

Resumindo, a turbulência gerada pelo movimento das ondas e correntes dentro da camada limite de onda afeta o perfil de velocidades. Devido à interação não linear do fluxo com a camada limite de onda, todos os modelos teóricos preveem um aumento da re- sistência sentida pelo fluxo. O efeito pode ser descrito como uma rugosidade aparente

(a), a qual é maior do que a rugosidade física do fundo (). É importante notar que a rugosidade aparente reflete a resistência do fluxo devido às forças de pressão geradas por ação de ondas, não podendo ser relacionada às propriedades geométricas do terreno.

Dessa forma, baseando-se na aplicação do perfil logarítmico de velocidades e, a partir de análises de dados experimentais em calhas com fundos rugosos, Van Rijn (1993) encontrou que:

umáx 2 a  exp;0,80,3      (35) UV22

Onde:

  Amplitude da rugosidade equivalente do fundo real

a  Amplitude da rugosidade equivalente do fundo aparente devido à ação conjunta de ondas e correntes

umáx  Amplitude horizontal ou valor máximo da velocidade orbital próxima ao fundo

  Ângulo entre as direções de ondas e correntes, [0, 

22 A razão umáx U V/  representa a força relativa entre ondas e correntes e o coeficiente  é dependente do ângulo entre ondas e correntes.

Com a utilização da amplitude de rugosidade aparente, o coeficiente de atrito calculado pela equação da quantidade de movimento presente no SisBaHiA® foi afetado, pois passou a ser calculado com a ao invés de , como mostra a sequência de equações abaixo.

B ioi   Ui;1,2   (36)

g 22 (37)  2 UV  Ch

12HH   6  Ch 18log10  18log 10   (38) 2aa   

Onde:

B  Tensão de atrito no fundo

g  Aceleração da gravidade

o  Massa específica da água

Ch  Coeficiente de Chézy

U, V  Velocidade nos eixos x e y, respectivamente.

H  Profundidade da coluna dʼágua

® No SisBaHiA o cálculo de a dado pela Equação (35) foi modificado a fim de evitar possíveis erros numéricos quando a corrente tende a zero. A Equação (39) apresenta a estimação da rugosidade aparente (a) em função da rugosidade física do fundo ():

2 0,80,3   umáx    expmin;5 (39) a  0,001UV22  

Ressalta-se que também é comum especificar o parâmetro  em termos do coeficiente de Manning (n) ou do coeficiente de Darcy-Weissbach (f). A Equação (40) mostra a relação entre tais coeficientes. Neste estudo o coeficiente de Chézy foi escolhido por depender diretamente da amplitude da rugosidade física do fundo , a qual foi substitu-

ída por a.

1 Hg6 8 C  (40) h nf

4.2.3 Transporte de Sedimentos por Ação Conjunta de Ondas e Correntes

Nesta pesquisa foi utilizado o modelo hidrodinâmico com fundo móvel, o qual faz o ba- lanço de massa de sedimentos no fundo, calculando o transporte de sedimentos devido à ação dos agentes hidrodinâmicos. Ao longo do tempo de cálculo, a superfície do fundo, SF  z + h(x, y,t) = 0, vai se alterando já que o valor de h torna-se variável no tempo. Deste modo, é possível fazer uma avaliação da evolução morfológica no domínio de modelagem e quantificar taxas de erosão e assoreamento.

O critério utilizado para determinar a ocorrência de transporte de sedimentos é baseado na diferença entre a tensão exercida no fundo pelo escoamento, o, e a tensão crítica de mobilidade do sedimento, c. Valores deo acima de c fazem com que os sedimentos

no local sejam mobilizados e transportados pelas correntes, caso contrário os sedimentos permanecem em repouso ou tendem a depositar se estiverem sendo transportados.

A tensão crítica de mobilidade é definida como a menor tensão capaz de colocar um determinado sedimento em movimento e depende de características do grão como o diâmetro, a forma, o peso específico e a composição. A Figura 20 apresenta um gráfico exemplificando valores de c calculados para água salgada com sedimentos com diâ- metros em unidades (ROSMAN, 2014).

0.60 areias grossas areias médias areias finas 0.55

0.50

0.45

0.40

(N/m²)

  0.35 Transporte e eventual erosão 0.30 faixa de o para sedimentos coesivos não consolidados 0.25

0.20 Tensão críticaTensão arraste:de 0.15 Repouso e eventual sedimentação 0.10 faixa de sedimentos coesivos 0.05

0.00 0.0 0.2 0.4 0.6 0.8 1.0 1.2 1.4 1.6 1.8 2.0 2.2 2.4 2.6 2.8 3.0 3.2 3.4 3.6 3.8 4.0 4.2 4.4

diâmetro do grão ( unidades )

Figura 20: Tensão crítica para mobilidade, c, calculada por Rosman (2014). No caso considerou-se água salgada com  = 1025 kg/m³,  = 1.19E–6 m²/s e sedimentos com massa específica s = 2650 kg/m³. Unidades  = – ln(d [mm]) / ln(2).

Na natureza não existe um limite exato para o início do movimento do grão, devido à

® grande irregularidade em sua forma e tamanho. Assim, no SisBaHiA o valor de c é considerado como um valor de probabilidade de 50% de ocorrer movimento ou não, havendo uma faixa de incerteza. Maiores detalhes sobre o modelo de transporte de sedimentos podem ser encontrados na referência técnica em Rosman (2014).

Existem diversas equações para o cálculo do transporte de sedimentos, todas baseadas em experimentação, de maneira que as mesmas são válidas apenas para as condições específicas nas quais foram estudadas.

Uma fórmula que tem sido bastante utilizada em áreas costeiras com sedimentos arenosos e considerando a ação de ondas e correntes foi desenvolvida por Van Rijn (2007a, 2007b). Esta equação foi implementada no SisBaHiA® durante a dissertação de mestrado de Rosenhagen (2013). O presente trabalho utilizou este método de cálculo de transporte de sedimentos, o qual está resumidamente descrito a seguir.

A determinação do transporte sólido divide-se em duas etapas, estimar o transporte por arraste (qsb) e o transporte em suspensão (qss). Van Rijn (2007a) propôs uma fórmula simplificada para calcular o transporte de sedimentos por arraste, utilizando o conceito da velocidade efetiva (Ue), dada pela soma da velocidade da corrente mais a velocidade máxima orbital da onda. Esta relação compreende uma faixa de sedimentos desde silte até areias grossas:

1,2  qUHdHMsbse (/)()50 (41)

com unidades em (kg/s/m), onde o fator de mobilidade do grão, Me, é definido como:

MUugsdeecr() /1   50 (42)

A velocidade efetiva (Ue), proposta por Soulsby (1997) para estender o transporte por arraste devido apenas às correntes para áreas costeiras, onde se encontra a ação conjunta de correntes e ondas (com período de pico Tp e altura significativa Hs) é calculada por:

Hs 2 Ue U  u máx;; u máx   (43) 2senh(kH ) Tp

Acima umáx é o módulo da velocidade orbital máxima no fundo gerada pelas ondas,  é a frequência angular da onda e  é um valor determinado por calibração, através de um

modelo numérico detalhado na escala de comprimento de onda (modelo TR2004 - Van Rijn, 2007a), como sendo  =0,4 para ondas irregulares e = 0,8 para ondas regulares.

A velocidade crítica de mobilidade de sedimentos é dada por:

ucru cr,, c (1   ) u cr w ;   U / ( U  u máx ) (44)

Acima, as velocidades críticas ucr,c e ucr,w devido às ações de correntes e de ondas são definidas por:

Velocidade crítica para as correntes de- 0,1 terminada por Shields para udHdcr,5090 c  0,19()log(12/ 3)  0,000050,0005d m. 50 Velocidade crítica para as correntes de- 0,6 terminada por Shields para udHdcr,5090 c  8,5()log(12/ 3)  0,00050,002d m. 50 Velocidade crítica para as ondas deter- 0,66 minada por Komar e Miller (1975 apud usgdT0,241()  0,330,33  cr,50 wp  VAN RIJN, 2007a), para 0,00005d 0,0005m. 50 Velocidade crítica para as ondas deter- 0,57 minada por Komar e Miller (1975 apud usgdT0,951()  0,430,14  cr,50 wp  VAN RIJN, 2007a), para 0,0005d 0,002 m. 50

Os demais parâmetros utilizados estão especificados a seguir:

Massa específica do sedimento (kg/m3). s 

U  Velocidade média na coluna d'água.

H  Profundidade da coluna d'água.

d50 Diâmetro médio da partícula, dado pelo diâmetro 50% na curva  granulométrica.

Tp  Período de pico da onda.

Hs  Altura significativa da onda.

kL 2/  Número de onda.

L  Comprimento de onda.

Densidade do sedimento em relação à água ambiente. s  so/ 

Massa específica da água. ρo 

g  Aceleração da gravidade.   Coeficiente de calibração (Valor recomendado = 0,015).    Expoente de calibração (Valor recomendado = 1,5). 

Van Rijn (2007a) validou seu modelo utilizando dados de campo e obteve cerca de 75% dos valores calculados dentro de um fator de 2, considerando a razão entre os dados e os resultados obtidos pela fórmula. As maiores discrepâncias ocorrem para velocidades efetivas baixas, ou seja, próximas da velocidade crítica de mobilidade do sedimento. Esse modelo descreve o transporte em condições dominadas por correntes (corrente longitudinal), não sendo capaz de resolver o transporte transversal na zona de arreben- tação. Para isso seria necessária a utilização de modelos totalmente variáveis dentro da escala do comprimento da onda.

De fato, o transporte transversal de sedimentos devido à ação das ondas é importante na região da costa próxima ao canal, levando a uma condição de equilíbrio tanto no perfil de praia como na declividade do banco de vazante. Entretanto, este transporte não afeta a estabilidade do canal de maré, podendo ser negligenciado sem prejuízos para o resultado da pesquisa. Como dito anteriormente, as ondas funcionam como agente desestabilizador, sendo responsáveis por disponibilizar sedimentos, os quais fe- chariam o canal de maré. Por conta disto, o transporte de sedimentos devido às ondas considerado importante em análises de evolução morfológica de canais de maré é aquele que se dá por ação das correntes longitudinais. Estas carregam quantidades

significativas de sedimentos, que podem passar pelo entrada do canal, sendo então carregados para seu interior, bloqueando a abertura do mesmo.

Na forma adimensional, a expressão para o cálculo do transporte por arraste pode ser escrita em termos de velocidades como:

0,2 * 0,015 d50 1,5 qUUusbecr1,25    (45) H gsd 1 50

Usando as tensões de atrito efetiva e crítica dadas por:

gg2 2 emáxcrcr 00,,  ccr22 w Uuuu   ;1    (46) CChh

Assim, pode-se reescrever a fórmula adimensional da taxa de transporte de sedimentos por arraste como:

0,2 1,5 **** 0,015 d50 g qc  ; (47) sbecrf cHC1,252    fhfator de modulação fator de mobilidade

A fórmula para o transporte aproximado em suspensão, combinando a ação de ondas e correntes, foi proposto por Van Rijn (2007b). Na forma adimensional, em termos de velocidades, pode ser escrita como:

*0,012  0,6 2,4 (48) qss1,7 D* U U e u cr  g s1 d50 onde:

1/3 Ddsg1/ 2  Diâmetro da partícula adimensional. *50  

 Viscosidade cinemática da água.  69

Usando as tensões de atrito expressas em (46), pode-se reescrever a forma adimensional da taxa de transporte de sedimentos em suspensão como:

0,012 2,4 g qc**** ; (49) ssecrf cC1,72   fhfator de modulação fator de mobilidade

Por fim, a expressão de Van Rijn (2007a, 2007b) para transporte total resulta em:

0,2 0,0150,012d 1,52,4 q*******50 secrecr 1,251,7     (50) cHcff

** qqsbss

Até aqui apresentou-se como o transporte de sedimentos é calculado para cada nó da malha. O próximo e último passo é a atualização da batimetria. Isto é feito através de um balanço de massa de sedimentos, dado pela seguinte equação:

hhqqqqsysy 1 10p sxsx (51) txytpxy 1

Onde p é a porosidade, h é o negativo da cota de fundo (h (x,y,t) = – zfundo) e qs a vazão sólida, a qual está decomposta nas componentes x e y.

A solução desta equação calcula a variação da batimetria, já que o valor de h torna-se variável no tempo.

Com h variável no tempo, a equação da continuidade integrada na vertical é reescrita como:

HUHVH  0 (52) txy

Onde a altura instantânea da coluna de água é definida por H(x,y,t) = (x,y,t) + h(x,y,t). É H   comum que  , pois a variação temporal de h é usualmente muito menor que a tt de .

Esta metodologia descreve a vazão sólida potencial para cada nó da malha. Entretanto, é importante ressaltar que a vazão sólida efetiva, ou seja, aquela que será de fato calculada pelo modelo, depende da altura da camada erodível de sedimentos no fundo por metro quadrado, dada por SE (x,y,t). Em cada instante, a altura da camada erodível corresponde à diferença entre a cota do fundo e a cota da camada não erodível mais abaixo. Para isso, um valor inicial SE0 deve ser prescrito para todos os pontos do modelo (ROSMAN, 2014).

4.3 MODELO DE PROPAGAÇÃO DE ONDAS

O modelo de propagação de ondas do SisBaHiA® é baseado no modelo REF/DIF 2.5 (Equação 53), desenvolvido por Kirby et. al. (2002), o qual é um modelo de refração e difração de ondas em diferenças finitas, baseado na aproximação parabólica da equa- ção do declive suave.

2 DD 22  UCCk CC ()()0  (53) DtDt2 gg

Onde:

→ Potencial de velocidades na superfície livre

D   U  (54) Dt t

 , (55) xy

U U x,,, y V x y Vetor corrente (56)

 C  (57) g k

2  g k kt ha n h ( ) (58)

No REF/DIF 2.5 a relação de dispersão (Equação 58), a qual relaciona a frequência angular da onda com a profundidade e o número de onda, é alterada com o intuito de retratar o efeito Doppler devido às correntes. A nova forma desta equação é:

2  kU gktanh( kh ) (59) onde a frequência angular  é dada em função da frequência absoluta  por:

kU (60)

Diversas características foram adicionadas ao modelo, a fim de aumentar o seu campo de aplicabilidade, dentre as quais se destacam:

 Quebra da onda em função do índice de arrebentação;  Mecanismos de amortecimento da onda devido ao fundo;  Inclusão dos efeitos da não-linearidade das ondas através da teoria de Stokes de terceira ordem.

O modelo REF/DIF 2.5 gera um detalhado desenho da superfície da água na região de estudo. Para isso, é necessário fazer um grid com resolução espacial suficientemente alta a fim de bem definir as características ambientais locais. Os dados de entrada são essencialmente:

 Batimetria da região de propagação de ondas;  Nível da maré e;  Parâmetros da onda no limite mais ao largo da grade. Tais parâmetros são: altura, período e direção de ondas.

Entre os resultados que o modelo fornece para cada ponto da grade estão: altura da onda, direção de propagação e as tensões de radiação.

Mais detalhes sobre o modelo REF/DIF 2.5 podem ser encontrados em Kirby et. al. (2002) e USACE (2011).

5 METODOLOGIA

Neste capítulo expõe-se o processo de implementação do modelo hidrossedimentoló- gico para o estudo da evolução morfológica de canal de maré hipotético na restinga da Marambaia.

Foram utilizados três módulos do Sistema Base de Hidrodinâmica Ambiental – SisBa- HiA®, sendo eles o modelo hidrodinâmico, o modelo de propagação de ondas e o modelo de transporte de sedimentos. Todos foram executados simultaneamente, de modo acoplado.

Algumas simplificações precisaram ser feitas para que este estudo pudesse ser realizado, de modo que, não foi considerado o transporte litorâneo de sedimentos na porção interna da restinga da Marambaia, gerado por ondas de ventos locais no interior da baía de Sepetiba. Para que este efeito pudesse ser incorporado nas simulações, seria ne- cessário acoplar o modelo de geração de ondas ao sistema de modelos adotado. Atu- almente, o SisBaHiA® não faz o acoplamento entre os 4 modelos (modelo hidrodinâ- mico, modelo de transporte de sedimentos, modelo de propagação de ondas e modelo de geração de ondas), sendo este um tema para estudos futuros.

A seguir, será apresentado o modelo hidrodinâmico, no qual serão definidos os cenários simulados, o domínio de modelagem, a malha de elementos finitos, os dados ambientais utilizados, as condições iniciais e condições de contorno inseridas, bem como serão detalhados os dois módulos acoplados ao modelo hidrodinâmico, sendo eles: modelo de propagação de ondas e modelo de transporte de sedimentos.

5.1 MODELO HIDRODINÂMICO

5.1.1 Cenários de Simulação

A fim de estudar a evolução morfológica de um hipotético canal de maré na restinga da Marambaia, foram selecionados dois cenários de simulação. A diferença entre estes cenários está na largura inicial do canal, sendo:

 Cenário 1: Largura de 100 m.  Cenário 2: Largura de 1 km.

Sabe-se que existe uma área de equilíbrio para a seção transversal do canal de maré na restinga da Marambaia, ou seja, uma área que não apresente tendência de fechamento ou crescimento. Dessa forma, a escolha dos cenários objetivou buscar este canal de equilíbrio, analisando a tendência de fechamento ou de abertura de cada um.

Ressalta-se, entretanto, que a malha utilizada não permite alargamento do canal. Assim, cada canal simulado tem liberdade apenas para diminuir a largura e aumentar ou diminuir a profundidade. Por conta disso, as estimativas foram realizadas com base nas tendências de assoreamento ou erosão no interior dos mesmos.

Entretanto, resultados de variação na profundidade por erosão ou assoreamento serão entendidos como alterações em toda a dimensão do canal (largura e profundidade), pois sabe-se que existe uma relação empírica entre a largura (Bc) e a profundidade (hc) na região do canal com menor seção transversal. Esta relação foi proposta por por Graham e Mehta (1981), com base em dados de campo de diversos canais de maré nos Estados Unidos, conforme Equação abaixo:

q (61) hpBcc

Os valores dos coeficientes p e q são dados na Tabela 2.

Tabela 2: valores dos coeficientes p e q.

Número de Bc ≤ 150 m Bc ≥ 150 m

guia-correntes p q p Q

0 0,038 0,87 1,164 0,19

1 ou 2 0,082 0,80 1,661 0,20

5.1.2 Domínio de Modelagem e Malha de Discretização

O domínio modelado compreende a baía de Sepetiba, restinga da Marambaia e região oceânica adjacente até profundidades em torno de 50 m. A Figura 21 apresenta a malha de elementos finitos utilizada para estudar o cenário 1 e a Figura 22 a malha utilizada no cenário 2.

As malhas de ambos os cenários contam com elementos finitos quadrangulares e trian- gulares. São cerca de 2300 elementos, com tamanhos que variam de 1000 m na fronteira oceânica até 25 m no interior do canal e zona de arrebentação. O refinamento na zona de arrebentação é necessário para representar adequadamente o gradiente nas tensões de radiação, de maneira a gerar as correntes e variações de níveis devido às ondas. O canal é a área de interesse deste estudo, justificando um maior detalhamento na discretização.

Figura 21: Malha de elementos finitos utilizada no cenário 1 – Canal de maré na restinga da Marambaia com largura de 100 m. Acima o mapa com o domínio de modelagem e infor- mações sobre a malha. Abaixo um zoom da região de interesse.

Figura 22: Malha de elementos finitos utilizada no cenário 2 – Canal de maré na restinga da Marambaia com largura de 1 km. Acima o mapa com o domínio de modelagem e infor- mações sobre a malha. Abaixo um zoom da região de interesse.

5.1.3 Dados Ambientais

Esta seção apresenta os parâmetros ambientais utilizados no estudo da evolução mor- fológica de um canal de maré hipotético na restinga da Marambaia. 78

5.1.3.1 Batimetria

As informações de batimetria foram adquiridas a partir das cartas náuticas 1607, 1620, 1622, 1623 e 1636 da Diretoria de Hidrografia e Navegação – DHN / Marinha do Brasil. O nível de referência (NR) adotado nos modelos hidrodinâmicos é o mesmo considerado pela carta náutica 1607, ou seja, é o nível de baixa-mar média de sizígia, com o nível médio do mar localizado 0,7 m acima do NR.

A Figura 23 mostra a batimetria como vista pelos modelos hidrodinâmicos. Os quadros abaixo apresentam um zoom da restinga da Marambaia com a batimetria para os 2 cenários simulados, sendo o primeiro o canal com largura de 100 m e o segundo com largura de 1 km. Em ambos os casos, foi considerada uma profundidade inicial de 0,5 m no interior dos canais, a fim de iniciar o modelo com uma baixa declividade entre o canal e a região adjacente, tanto na extremidade voltada para a baía de Sepetiba como para o mar.

5.1.3.2 Caracterização do Fundo – Granulometria e Rugosidade

O tipo de material de fundo seguiu os mapas feitos por Borges (1990), Ponçano (1976) e SEMADS e FEEMA (1998), os quais encontram-se na Figura 24, Figura 25 e Figura 26, respectivamente. Assim, a partir das informações de distribuição de sedimentos, foram estimados valores de amplitude de rugosidade equivalente de fundo () e diâmetro mediano do grão (d50) a serem utilizados pelo modelo (Tabela 3). O diâmetro mediano 80

do grão foi obtido pela escala de Wentworth (Tabela 4) e os valores de amplitude da rugosidade equivalente de fundo seguiram as informações da Referência Técnica do SisBaHiA® (ROSMAN, 2014), apresentadas na Tabela 5.

Figura 24: Mapa de distribuição da granulometria e grau de seleção das areias da restinga da Marambaia (Fonte: BORGES, 1990).

Figura 25: Mapa de distribuição de sedimentos de fundo da baía de Sepetiba (Fonte: PONÇANO, 1976).

Figura 26: Mapa de distribuição espacial de sedimentos na Baía de Sepetiba em porcentagem de argila (vermelho), silte (azul) e areia (amarelo) em amostras coletadas pela FEEMA em 41 pontos do corpo hídrico (Fonte: SEMADS E FEEMA, 1998).

Tabela 3: Valores de amplitude da rugosidade equivalente de fundo () e diâmetro mediano do grão (d50) utilizados nos modelos morfodinâmicos para cada tipo de sedimento de fundo encontrado na região de interesse.

Sedimento Rugosidade (m) Diâmetro mediano (mm)

Areia Grossa 0,0500 0,6000

Areia Média 0,0300 0,3750

Areia Fina 0,0150 0,1875

Areia Muito Fina 0,0125 0,0938

Silte Grosso 0,0100 0,0500

Tabela 4: Escala americana de Wentworth, a partir da qual se baseou para encontrar os valores de diâmetro mediano do grão.

Tipo de sedimento Limites de classe (mm)

Matacão 4096 a 256

Bloco 256 a 64

Seixo 64 a 4,0

Grânulo 4,0 a 2,0

Areia muito grossa 2,0 a 1,0

Areia grossa 1,0 a 0,5

Areia média 0,5 a 0,25

Areia fina 0,25 a 0,125

Areia muito fina 0,125 a 0,0625

Silte grosso 0,0625 a 0,031

Silte médio 0,031 a 0,0156

Silte fino 0,0156 a 0,0078

Silte muito fino 0,0078 a 0,0039

Argila 0,0039 a 0,00006

Tabela 5: Valores de referência para a amplitude da rugosidade equivalente de fundo ( Fonte: Abbot e Basco (1989) apud (ROSMAN, 2014).

Leito de sedimentos com rugas e similares

Predominância de siltes e finos 0.0001m< <0.0100m

Predominância de areias finas 0.0070m< <0.0150m

Predominância de areias médias 0.0100m< <0.0300m

Predominância de areias grossas 0.0250m< <0.0500m

Predominância de areias muito grossas 0.0400m< <0.0800m

Predominância de areias com cascalho 0.0500m< <0.1200m

Sedimentos com vegetação 0.0500m< <0.1500m

Sedimentos com obstáculos (p.ex. pedras, troncos) 0.1500m< <0.4000m

Fundo de pedra ou rochoso

Fundo de alvenaria 0.0003m< <0.0010m

Fundo de pedra lisa 0.0010m< <0.0030m

Fundo de asfalto ou similar 0.0030m< <0.0070m

Fundo com pedregulho (d50 < 3 cm) 0.0070m< <0.0150m

Fundo com pedras médias (d50 < 8 cm) 0.0150m< <0.0400m

Fundo com pedras (d50 < 20 cm) 0.0400m< <0.1000m

Fundo com rochas (d50 < 50 cm) 0.1000m< <0.2500m

Fundo de Concreto:

Fundo de concreto liso 0.0001m< <0.0005m

Fundo de concreto inacabado 0.0005m< <0.0030m

Fundo de concreto antigo 0.0030m< <0.0100m

5.1.3.3 Nível do Mar

A variação do nível do mar nas fronteiras abertas do modelo foi obtida através de curvas de maré sintética, considerando a maré astronômica e efeitos de maré meteorológica, conforme explicado a seguir.

5.1.3.3.1 Maré Astronômica

A previsão da maré astronômica foi feita através da ferramenta de análise harmônica do SisBaHiA®. Os algoritmos adotados neste sistema de modelos computacionais são os mesmos empregados pelo The Global Sea Level Observing System (GLOSS), que é um projeto internacional patrocinado pela Joint Technical Commission for Oceanography and Marine Meteorology (JCOMM), World Meteorological Organisation (WMO) e pela Intergovernmental Oceanographic Commission (IOC). Assim, a previsão da maré é feita baseada no conhecimento de que a maré observada é a soma de n componentes par- ciais. Cada uma destas componentes ou constantes harmônicas, apresenta um período universal, mas com amplitudes e fases que variam localmente.

A Fundação de Estudos do Mar (FEMAR) disponibiliza um catálogo de estações mare- gráficas para todo o litoral brasileiro, contendo informações de amplitude e fase das principais constantes harmônicas de cada local, obtidas através de observações mare- gráficas durante intervalos de tempo de cerca de um mês. Para este estudo foram pré- selecionadas 3 estações, localizadas no entorno do domínio de modelagem. São as Estações Castelhanos, Angra dos Reis e Recreio dos Bandeirantes (Figura 27).

Ressalta-se que o período de medição de campo para obtenção das constantes harmô- nicas de cada estação maregráfica não é o mesmo. Para a Estação Castelhanos o pe- ríodo analisado foi de 28/03 a 28/04 de 1992. Na Estação Recreio dos Bandeirantes foi entre 09/05 e 05/06 de 1969. E Na Estação Angra dos Reis, entre 01/03 a 01/04 de 1961. Isto significa que as informações disponíveis para as três estações não podem ser analisadas em conjunto. Entretanto, em decorrência da grave carência de dados de monitoramento ambiental da costa brasileira, foram utilizadas estas estações nos modelos, pois são as informações disponíveis para a região de estudo.

Figura 27: Localização dos pontos de dados ambientais utilizados nos modelos, entre os quais estão as estações maregráficas operadas pela FEMAR, o ponto de medição de ventos operado pelo INMET e os parâmetros de ondas obtidos com o modelo Wavewatch III – NOAA. As linhas amarelas delimitam o domínio de modelagem, através da fronteira aberta (FA) maior e fronteira aberta menor.

Devido à maior proximidade da fronteira aberta do modelo, a maré sintética foi obtida a partir das informações da Estação Castelhanos. Entretanto, informações das Estações Recreio dos Bandeirantes e Angra dos Reis foram utilizadas no cálculo da diferença de fase entre as extremidades da fronteira aberta do modelo. Deste modo, foi analisada a fase da constante M2 (constante que apresenta maior amplitude) nas 3 estações. Entre Recreio dos Bandeirantes e Castelhanos existe uma diferença de fase de 4 graus o que equivale a cerca de 8m17s (dado o período da M2 de 44.714,16 s em 360 graus). Assim, foi considerada uma diferença de 8 minutos entre as extremidades leste e oeste da fronteira maior do modelo. Como a componente M2 não apresentou diferença de fase entre as Estações Castelhanos e Angra dos Reis, foi considerado que a fronteira aberta menor, localizada ao norte de ilha Grande estava em fase com a extremidade oeste da fronteira aberta maior.

A Tabela 6 apresenta informações das 19 constantes harmônicas da Estação Castelha- nos, disponibilizada no catálogo da FEMAR e utilizada neste estudo.

Tabela 6: Constantes harmônicas da Estação Castelhanos – FEMAR, utilizadas neste estudo.

Constante Período (seg) Amplitude (m) Fase (grau)

T2 43259,22 0,010 80

MO3 30190,69 0,006 91

2N2 46459,35 0,006 225

MN4 22569,03 0,021 344

MK3 29437,7 0,009 105

nu2 45453,62 0,009 121

M3 29809,44 0,008 210

P1 86637,2 0,017 131

SN4 22176,69 0,007 120

MS4 21972,02 0,029 119

Q1 96726,08 0,033 52

K2 43082,05 0,048 80

M4 22357,08 0,056 38

K1 86164,09 0,053 134

N2 45570,05 0,046 131

O1 92949,63 0,109 82

Mm 2380713 0,092 18

S2 43200 0,178 78

M2 44714,16 0,316 77

Os gráficos da Figura 28, Figura 29 e Figura 30 apresentam a maré astronômica para os anos de 2010, 2011 e 2012, gerada com as constantes harmônicas da Estação Cas- telhanos – FEMAR. Dentro deste período, o menor nível (-0,04 m) ocorreu no dia 07/02/2012, às 21:00 h. E o maior nível (1,46 m) ocorreu no dia 20/03/2011, às 14:30 h.

Figura 28: Variação do nível da água devido à maré astronômica durante o ano de 2010, gerada com as constantes harmônicas da Estação Castelhanos – FEMAR.

Figura 29: Variação do nível da água devido à maré astronômica durante o ano de 2011, gerada com as constantes harmônicas da Estação Castelhanos – FEMAR.

Figura 30: Variação do nível da água devido à maré astronômica durante o ano de 2012, gerada com as constantes harmônicas da Estação Castelhanos – FEMAR.

5.1.3.3.2 Maré Meteorológica

O registro das oscilações do nível do mar em um dado local geralmente não obedece às previsões da maré astronômica. Isto ocorre em função dos agentes meteorológicos, como variações na pressão atmosférica, empilhamento ou afastamento das massas d'á- gua junto à costa por ação dos ventos e sobre-elevação e rebaixamento do nível do mar devido à ação das ondas. Estes fatores dão origem ao que se chama de maré meteo- rológica e são somados aos efeitos da maré astronômica, provocando alterações no nível do mar. A grande dificuldade no processo de modelagem é que a maré meteoro- lógica não pode ser prevista, pois se caracteriza por fenômenos aleatórios, devendo ser analisada de forma estatística. Para isso, são utilizados dados medidos durante longos períodos de tempo, para um determinado local. Quanto maior o período de tempo maior a confiança estatística.

A partir de análises de séries temporais de parâmetros oceanográficos medidos por téc- nicos da COPPE em 1997, em dois locais distintos do litoral carioca, Carvalho (2003) detectou a presença de uma corrente para leste no litoral sul do Rio de Janeiro, associada a um aumento do nível médio do mar, a qual se inverte para oeste, ocasionando então uma diminuição do nível médio. Tal corrente está associada a maré meteoroló- gica, e ocorre com períodos que variam entre 3 e 14 dias, gerando velocidades de até 89

0,3 m/s. Assim, para gerar correntes equivalentes às marés meteorológicas típicas da região, foi definida uma oscilação periódica do nível médio, com pequena amplitude, capaz de gerar uma corrente máxima de 0,2 m/s. Para isso, foi considerada uma altura da oscilação de nível médio de 0,015 m. O período selecionado foi de 7 dias, por ser um valor próximo a média e moda dos dados analisados por Carvalho (2003). A fim de gerar a corrente desejada é necessário que os pontos extremos da fronteira aberta apre- sentem uma diferença de fase nesta oscilação de nível médio. Isto é dado pelo multipli- cador de defasagem, o qual multiplica a defasagem dada para a maré astronômica. O período da oscilação de nível médio foi de 7 dias. Uma defasagem de meio período entre os pontos extremos da fronteira aberta corresponde a diferença máxima de nível médio entre tais pontos igual a altura definida de 0,015 m. Entretanto, foi dada uma defasagem levemente maior que a metade do período entre os pontos extremos da fronteira aberta, sendo este valor de 320.000 s. A defasagem precisa ser maior que a metade do período da oscilação de nível médio, para garantir que sempre que uma extremidade apresente determinado nível, a outra extremidade apresente nível diferente, proporcionando assim gradiente de pressão e consequentemente, geração de correntes.

A Figura 31 apresenta a curva da oscilação de nível médio do mar definida para gerar correntes equivalentes às marés meteorológicas do litoral nos modelos hidrodinâmicos. Esta oscilação possui altura de 0,015 m e período de 7 dias.

5.1.3.4 Ventos

Os dados de vento empregados nesta pesquisa foram obtidos a partir da Estação Me- teorológica Automática da Marambaia/RJ, operada pelo Instituto Nacional de Meteoro- logia (INMET). Esta estação está localizada no ponto de coordenadas 23º03´S e 43º36´W, a uma altitude de 9,7 m (Figura 27). Os dados utilizados compõem uma série temporal de medições de velocidade e direção do vento referenciada ao norte verda- deiro, com intervalos de amostragem de 1 hora, abrangendo o período de 01/01/2010 a 31/12/2012.

Considerou-se nos modelos o campo de vento uniforme no espaço, mas variando ao longo do tempo, com valores definidos a cada hora. Os gráficos a seguir apresentam a série temporal de velocidade e direção do vento para os anos de 2010, 2011 e 2012. O vento mais intenso chegou a 16,2 m/s, proveniente da direção sudoeste, no dia 26/09/2012, às 07:00 h. Entretanto, em média, a velocidade do vento oscila em torno de 3 m/s.

Figura 32: Velocidade do vento durante o ano de 2010. Dados da Estação Marambaia, operada pelo INMET.

Figura 33: Direção do vento durante o ano de 2010. Dados da Estação Marambaia, operada pelo INMET.

Figura 34: Velocidade do vento durante o ano de 2011. Dados da Estação Marambaia, operada pelo INMET.

Figura 35: Direção do vento durante o ano de 2011. Dados da Estação Marambaia, operada pelo INMET.

Figura 36: Velocidade do vento durante o ano de 2012. Dados da Estação Marambaia, operada pelo INMET.

Figura 37: Direção do vento durante o ano de 2012. Dados da Estação Marambaia, operada pelo INMET.

A Figura 38 apresenta a distribuição estatística da velocidade por direção do vento, considerando os anos de 2010, 2011 e 2012. Os ventos mais frequentes são provenientes de norte e norte-nordeste, ocorrendo principalmente com velocidades até 6 m/s. Os ventos mais intensos, acima de 9 m/s são oriundos de sudoeste, sul-sudoeste e oeste- sudoeste.

Figura 38: Distribuição estatística de classes de velocidade por direção do vento, considerando os dados dos anos de 2010, 2011 e 2012, da Estação Marambaia operada pelo INMET.

5.1.3.5 Vazão dos Rios

De acordo com Cunha et. al. (2002), os principais rios que deságuam na baía de Sepe- tiba são os rios Guandu (chamado de canal de São Francisco na porção final, próximo à baía), da Guarda, Canal do Itá (interligado com o rio Guandu-Mirim), Piraquê e Mazomba (o qual passa a ser denominado de rio Cação, a montante de seu desvio). Os demais rios são cursos d’água com bacias bem menores, com baixíssimas vazões. A Tabela 7 mostra as vazões médias dos rios que foram considerados nos modelos hidro- dinâmicos simulados nesta pesquisa, as quais foram obtidas a partir do referido trabalho. A utilização de valores médios justifica-se pelo fato de que a região de interesse encontra-se distante de todos os rios. Destaca-se que a vazão dos rios interfere no pa- drão de circulação no interior da baía de Sepetiba, mas não contribui com o aporte de sedimentos na restinga da Marambaia.

Tabela 7: Vazões médias dos rios da bacia de contribuição da baía de Sepetiba (Fonte: CUNHA et. al., 2002).

Rio Vazão (m3/s)

Canal de São Francisco 89,0

Canal do Guandú 8,8

Rio da Guarda 6,8

Canal do Itá 3,3

Rio Piraquê 2,5

Rio Cação 1,1

Saco do Engenho 0,5

5.1.3.6 Ondas Oceânicas

O clima de ondas em águas profu ndas, em um ponto localizado a cerca de 50 km ao sul da região de estudo (Figura 27), foi reconstituído com o modelo numérico de ondas WAVEWATCH III (WW3), desenvolvido pela National Oceanic and Atmospheric Admi- nistration (NOAA).

O WW3 é um modelo espectral de 3ª geração. Isto quer dizer que o modelo baseia-se na propagação do espectro de energia da onda, permitindo descrever adequadamente os processos de geração e propagação da onda em águas profundas.

O campo de ventos a 10 m de altura utilizado como entrada do modelo WW3 foi a nova reanálise de alta resolução do Climate Forecast System Reanalysis (CFSR) do National Center Environment Prediction (NCEP/NOAA). Esta reanálise possui aproximadamente 0,31° de resolução espacial e 1 hora de resolução temporal.

Os resultados gerados pelo WW3 foram obtidos para o ponto de coordenadas 23,5ºS e 43,5ºW, com resolução espacial de 0,5° e resolução temporal de 3 horas. O conjunto de

dados compreende o período entre 01/01/2010 a 31/12/2012 e contém os seguintes parâmetros: altura significativa de onda (Hs), período de pico espectral (Tp) e direção de propagação associada ao pico do espectro (Dp).

A Figura 39 até a Figura 47 mostram as séries temporais dos parâmetros de ondas obtidos com o modelo WW3, para os anos de 2010, 2011 e 2012. A maior onda, com 5,42 m de altura significativa, ocorreu no dia 09/04/2010, às 06:00 h, proveniente da direção sul-sudeste e com período de 12,75 s.

Considerando-se os três anos analisados, a altura significativa variou de 0,4 a 5,42 m, o período de pico apresentou valores entre 4,10 e 19,52 s e a direção principal ocorreu proveniente de azimutes entre 75 e 250 graus. Tais dados foram oriundos de um ponto localizado em águas profundas, por isso foi necessário remover direções impossíveis de chegar à região de interesse na costa, devido à morfologia do litoral. Assim, só foram consideradas nas modelagens as ondas com direções entre 95 e 210 graus.

A Figura 48 apresenta um histograma para a variação de altura significativa de onda. Alturas entre 1,25 e 1,50 m apresentam maior frequência de ocorrência, seguidas pelas classes de 1,50 a 1,75 m e de 1,00 a 1,25 m. A Figura 49 mostra um histograma para a variação de período de pico de onda. A faixa de períodos entre 8 e 9 s apresentam a maior frequência de ocorrência, seguida pelas faixas de 9 a 10 e de 10 a 11 s.

A Figura 50 apresenta a distribuição estatística da altura significativa por direção principal de onda e a Figura 51 mostra a distribuição estatística do período de pico por direção principal de onda, ambas considerando os anos de 2010, 2011 e 2012. As ondas mais frequentes são provenientes de sul, sul-sudoeste e sul-sudeste, ocorrendo principalmente com alturas entre 1 e 2,5 m. As maiores alturas, na classe acima de 3,5 m, são oriundas, em sua maioria, a partir de sul e sul-sudoeste. Em relação ao período de pico, valores entre 7 e 13 s apresentam a maior frequência de ocorrência. Ondas com os maiores períodos encontrados, na faixa acima de 15 s, são provenientes da direção sul.

Figura 39: Altura significativa de ondas durante o ano de 2010. Dados obtidos com o modelo numérico Wavewatch III, desenvolvido pela NOAA, para o ponto de coordenadas 23,5ºS e 43,5ºW.

Figura 40: Período de pico de ondas durante o ano de 2010. Dados obtidos com o modelo numérico Wavewatch III, desenvolvido pela NOAA, para o ponto de coordenadas 23,5ºS e 43,5ºW.

Figura 41: Direção principal de ondas (azimute) durante o ano de 2010. Dados obtidos com o modelo numérico Wavewatch III, desenvolvido pela NOAA, para o ponto de coordenadas 23,5ºS e 43,5ºW.

Figura 42: Altura significativa de ondas durante o ano de 2011. Dados obtidos com o modelo numérico Wavewatch III, desenvolvido pela NOAA, para o ponto de coordenadas 23,5ºS e 43,5ºW.

Figura 43: Período de pico de ondas durante o ano de 2011. Dados obtidos com o modelo numérico Wavewatch III, desenvolvido pela NOAA, para o ponto de coordenadas 23,5ºS e 43,5ºW.

Figura 44: Direção principal de ondas (azimute) durante o ano de 2011. Dados obtidos com o modelo numérico Wavewatch III, desenvolvido pela NOAA, para o ponto de coordenadas 23,5ºS e 43,5ºW.

100

Figura 45: Altura significativa de ondas durante o ano de 2012. Dados obtidos com o modelo numérico Wavewatch III, desenvolvido pela NOAA, para o ponto de coordenadas 23,5ºS e 43,5ºW.

Figura 46: Período de pico de ondas durante o ano de 2012. Dados obtidos com o modelo numérico Wavewatch III, desenvolvido pela NOAA, para o ponto de coordenadas 23,5ºS e 43,5ºW.

101

Figura 47: Direção principal de ondas (azimute) durante o ano de 2012. Dados obtidos com o modelo numérico Wavewatch III, desenvolvido pela NOAA, para o ponto de coordenadas 23,5ºS e 43,5ºW.

102

Figura 50: Distribuição estatística de classes de altura significativa por direção principal de onda, considerando os anos de 2010, 2011 e 2012. Dados obtidos com o modelo numé- rico Wavewatch III, desenvolvido pela NOAA, para o ponto de coordenadas 23,5ºS e 43,5ºW.

103

A Tabela 8 apresenta um diagrama de ocorrência conjunta de altura significativa e perí- odo de pico de onda. Ondas com alturas entre 1,0 e 1,5 m, associadas a períodos na faixa de 8 a 9 s são as mais frequentes. As ondas mais energéticas, com alturas acima de 3,5 m, estão associadas, principalmente, a períodos entre 10 e 14 s.

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Hs (m)→ >0,5 >1 >1,5 >2 >2,5 >3 Hs Hs <=0,5 a a a a a a >3,5 Total % Tp (s) (méd) (máx) ↓ 1 1,5 2 2,5 3 3,5

>=0 – 1

>1 – 2

>2 – 3

>3 – 4

>4 – 5 1 10 2 13 0.17 1.32 1.95

>5 – 6 7 14 22 4 47 0.61 1.50 2.24

>6 – 7 90 101 38 11 3 1 244 3.16 1.25 3.01

>7 – 8 2 146 423 134 35 8 3 2 753 9.75 1.34 3.86

>8 – 9 2 182 659 409 144 41 11 11 1459 18.90 1.50 3.97

>9 - 10 102 473 426 270 89 38 9 1407 18.23 1.73 4.32

>10 - 11 80 354 418 282 154 54 34 1376 17.82 1.90 4.63

>11 - 12 62 222 345 226 190 69 26 1140 14.77 2.01 4.95

>12 - 13 36 118 154 161 98 59 66 692 8.96 2.24 5.42

>13 - 14 27 60 82 53 51 24 36 333 4.31 2.16 4.63

>14 - 15 14 29 35 7 15 19 12 131 1.70 2.07 3.90

>15 - 16 8 20 11 7 9 7 5 67 0.87 1.99 4.34

>16 - 17 7 7 3 3 3 4 27 0.35 1.99 4.48

>17 - 18 6 6 3 4 2 21 0.27 1.63 4.12

>18 - 19 1 2 2 5 0.06 1.76 2.16

>19 - 20 3 1 1 5 0.06 1.12 1.59

Total 4 772 2497 2085 1209 658 288 207 7720

% 0.05 10.00 32.34 27.01 15.66 8.52 3.73 2.68

105

5.1.4 Condições de Contorno

Os contornos são divididos em contorno de terra e contorno aberto. Nos contornos de terra delimitou-se a região das margens impermeáveis, com fluxo igual a zero, além dos afluxos dos principais rios, ou seja, aqueles que contribuem com vazões significativas para o modelo, conforme Tabela 7. Nas fronteiras abertas foi prescrita a elevação do nível d´água calculada pela soma das marés astronômica e meteorológica, como apresentado na seção 5.1.3.3Error! Reference source not found..

5.1.5 Condição Inicial

O modelo hidrodinâmico, acoplado ao modelo de propagação de ondas foi iniciado com uma “partida a frio”, com velocidades nulas e elevação em todo o domínio igual ao nível da maré na fronteira aberta. O instante inicial considerou os dados de maré astronômica, ventos e ondas do dia 01/01/2010. Depois de dois dias de simulação, com um campo de velocidades e elevação “aquecidos”, ou seja, com condições hidrodinâmicas condi- zentes com a natureza, foi então iniciado o modelo de transporte de sedimentos. O atraso no início do modelo de transporte de sedimentos foi feito com o objetivo de evitar possíveis superestimações de erosão ou deposição, que poderiam ocorrer durante o período de aquecimento do modelo.

5.1.6 Sobre Calibração e Validação dos Modelos

O fato dos modelos reproduzirem fenômenos que podem ser associados a processos físicos naturais, não significa que sejam eficientes ou que possam ser utilizados para elaboração de propostas adequadas de planejamento. Para que isso seja possível, é necessário validar o modelo, ou seja, é necessário verificar se os resultados obtidos conferem com dados medidos em campo para as mesmas condições simuladas. Caso esta comparação não seja coerente, entra-se em um processo de calibração dos modelos, até sua efetiva validação, através de acerto de dados de entrada e ajustes de parâ- metros e coeficientes. Isso quer dizer que, a calibração e validação dos modelos de- manda obtenção de dados medidos em campo. No caso desta pesquisa, trata-se de um estudo de cenário hipotético, de modo que não é possível fazer medições de campo para as condições ambientais analisadas. Entretanto, é imprescindível que se faça uma

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validação do modelo considerando um cenário real, com a restinga da Marambaia ínte- gra e só então o modelo pode ser utilizado para simular o caso hipotético. Apesar disso, ressalta-se a séria dificuldade encontrada, em relação à carência de medições ambientais (meteorológicas, oceanográficas, linimétricas, morfodinâmicas de praias, etc.). Isto impossibilitou a calibração dos modelos, tornando esta pesquisa um estudo experimen- tal, o qual precisará ser testado e avaliado no futuro.

Ressalta-se que os dados ambientais utilizados nos modelos são coerentes com condi- ções típicas para a região de estudo. Mesmo assim, tem-se problemas relacionados aos períodos de obtenção dos mesmos. A maré astronômica foi representada a partir de constantes harmônicas geradas para a estação maregráfica Castelhanos -FEMAR, cu- jos dados foram medidos durante o mês de abril de 1992. A diferença de fase da maré no domínio de modelagem foi definida considerando-se duas outras estações maregrá- ficas da FEMAR, para as quais o período de medição foi diferente (Estação Recreio dos Bandeirantes, com dados de junho de 1969 e Estação Angra dos Reis, com dados de março de 1961). Os parâmetros de ondas oceânicas precisaram ser reconstituídos atra- vés de modelo numérico. Por conta disso, o clima de ondas não apresenta relação com os ventos locais. Por sua vez, os ventos foram definidos nos modelos como sendo uni- formes no espaço. Mas o ponto de medição da estação meteorológica do INMET utilizada localiza-se na extremidade leste da restinga da Marambaia, em uma região pró- xima ao maciço da Pedra Branca. Provavelmente o campo de ventos na extremidade oeste da restinga não seja similar. Por conta disso, vale salientar a urgente necessidade de implantação de um programa de monitoramento ambiental permanente e integrado para a costa do Brasil.

5.2 ACOPLAMENTO ENTRE OS MODELOS

Esta seção descreve como foi feito o acoplamento entre os três modelos utilizados, a saber: modelo hidrodinâmico, modelo de transporte de sedimentos e modelo de propa- gação de ondas.

Conforme descrito na seção 4.2.1, os valores de tensão de radiação necessários no modelo hidrodinâmico foram obtidos pelo modelo de propagação de ondas (MPO) do SisBaHiA®, o qual é similar ao conhecido REF/DIF 2.5 e trata-se de um modelo em diferenças finitas que calcula a propagação de ondas em águas costeiras, considerando 107

fenômenos de refração, difração, dissipação e arrebentação. O MPO calcula a propa- gação de uma onda de cada vez, utilizando como dados de entrada os parâmetros de altura, período e direção de ondas em águas profundas e gerando como resultado um campo espacial de altura e direção de ondas, além das tensões de radiação.

No entanto, para utilizar os dados de tensão de radiação calculados pelo MPO como dados de entrada no Modelo Hidrodinâmico, foi necessário simular a propagação de várias ondas, uma onda a cada intervalo de tempo definido, ou seja, 3 horas. Para cada onda (a cada 3 horas) é calculado o campo de tensão de radiação distribuído no domínio de modelagem, através da execução de um modelo de propagação de ondas. Sendo assim, programou-se o SisBaHiA® para rodar uma sequência ou roteiro de modelos de propagação de ondas, englobando toda a série temporal de dados de ondas a serem utilizados na simulação. A Tabela 9 apresenta a estrutura deste roteiro.

Tabela 9: Estrutura do roteiro de ondas inserido no modelo hidrodinâmico para execução de n modelos de propagação de ondas.

MPO base Tempo (s) Nível da água (m) Tp (s) Hs (m) Dp (azimute)

Grade 1 0 0 7 0.5 210

Grade 3 10.800 0.15 9 0.8 180

Grade 2 21.600 0.3 10 1.0 150

Grade 3 32.400 ......

Na tabela acima, a primeira coluna acerca do “MPO base” existe porque o MPO é calculado em uma grade de propagação de ondas. No entanto, a direção dessa grade permite propagar apenas um limitado leque de direções de ondas. Dessa forma, para abranger todas as direções de ondas contidas na série temporal, foi necessário utilizar mais de uma grade de propagação. Deste modo, foi implementado um “MPO base” para cada grade definida. Isso quer dizer que todas as outras informações contidas no MPO (p. ex. gravidade, índice de arrebentação e nível médio) foram previamente definidas e preenchidas na base de dados de cada grade. O roteiro apenas define qual das grades

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deve ser utilizada, de acordo com a direção da onda, e informa os parâmetros que defi- nem a série temporal de ondas, sendo estes, altura significativa (Hs), período de pico

(Tp) e direção principal (Dp) de ondas além do nível da água.

É importante destacar que os resultados gerados pelo MPO estão relacionados à batimetria. Isso quer dizer que, se o modelo hidrodinâmico for calculado acoplado ao modelo de transporte de sedimentos (MTS), ou seja, se houver variação morfológica do fundo na malha utilizada no modelo hidrodinâmico, será necessário atualizar a batimetria do MPO, pois os dados de onda de entrada no MH, a cada passo de tempo, precisam ser gerados para a atual batimetria. Por isso o MH deve ser rodado acoplado ao MPO.

Abaixo descreve-se o passo-a-passo de como os modelos foram executados em modo acoplado.

Rodar MH + MTS + MPO

 Passo de tempo MH = 20 s  Passo de tempo MSed = 60 s  Passo de tempo MPO = 10800 s*

*Na verdade o MPO não tem variação no tempo, apenas obtém-se o resultado retra- tando condições de onda ao largo a cada 3 horas.

1) O MH e o MPO começaram no mesmo instante, com t = 0 s. Para iniciar o MH é necessário ter os resultados de ondas do tempo t = 0 s e do tempo t = 10.800 s, pois apenas com os dois resultados é possível fazer a interpolação linear no tempo, gerando resultados de onda para cada passo de tempo do MH. Assim, depois de executar os primeiros dois modelos de propagação de ondas foi então iniciado o modelo hidrodinâmico com efeito de ondas. 2) O MH roda desde o tempo inicial até o tempo t = 10800 s. Neste momento o MPO roda o seu tempo seguinte, equivalente a t = 21600, permitindo a interpo- lação dos valores de tensões de radiação a serem utilizados no MH para o intervalo 10800 < t <= 21600 s.

109

3) Em seguida o MH roda até t = 21600 s, quando será necessário novamente rodar o MPO e obter os resultados pata t = 32400 s. E assim sucessivamente. 4) Depois de dois dias de simulação (tempo necessário para gerar condições hi- drodinâmicas coerentes com a natureza) foi então iniciado o modelo de transporte de sedimentos, ou seja, o modelo hidrodinâmico passou a considerar vari- ações na batimetria. 5) Com os três modelos sendo executados em modo acoplado, foi necessário implementar uma condicionante para atualizar ou não a batimetria do MPO. Para isso, inseriu-se a seguinte pergunta sempre antes de rodar o MPO: Houve vari- ação maior que 10 cm na batimetria do MH? Se sim, a batimetria do MPO que compreende a região do MH é interpolada novamente.

5.3 MODELOS DE PROPAGAÇÃO DE ONDAS

Nesta seção apresenta-se os detalhes pertinentes aos modelos de propagação de ondas utilizados nesta pesquisa, no que se refere ao processo de implementação da base de dados e parâmetros utilizados.

Com base na série temporal de ondas utilizada nos modelos (seção 5.1.3.6) foram ado- tadas 6 Grades de Propagação de Ondas (GPO) adequadamente refinadas, com orien- tações dos Lados Transversais à Costa (LTC) apropriadas para simular todo o leque de direções de propagação de ondas em águas profundas necessário. A seguir apresenta- se um mapa da região de estudo, com as isolinhas de batimetria e as GPOs utilizadas.

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Figura 52: Mapa da região de interesse (destacada pela linha vermelha), com a batimetria e a geometria das 6 grades de propagação de ondas definidas nos modelos de propagação de ondas.

O domínio modelado para propagação de ondas foi discretizado por grades com refinamento suficiente para bem caracterizar a propagação de ondas desde profundidades superiores a 100 m até a linha de costa. Para ondas com direções próximas aos limites físicos da costa do Brasil (em torno de 95º e 230º), a propagação foi feita a partir de profundidades de cerca de 70 m, pois neste caso, o limite da grade de simulação se encontra em uma região de alargamento da plataforma continental, de maneira que a batimetria permanece em torno de 70 m até pontos muito distantes da costa.

Com o objetivo de reduzir a quantidade de entrada de dados e ainda assim ser capaz de representar a batimetria com adequada resolução espacial, o modelo de propagação de ondas possui duas discretizações, ambas em diferenças finitas: a primeira é a escala espacial de referência, definida pelo usuário através dos parâmetros Delta-LIO e Delta- LTC. A segunda é uma escala espacial denominada subgrid, a qual pode ter muitas vezes a resolução da escala de referência. O principal motivo da escala subgrid é for- necer a quantidade de pontos de cálculo necessária para preservar a acurácia do modelo numérico. A subgrid para o LIO (Lado de Incidência de Onda) também é prescrita pelo usuário, através do campo “Subdivisões de Delta-LIO”. Já a subgrid para o LTC 111

(Lado Transversal à Costa) é definida internamente pelo modelo, em função do comprimento de onda. O programa escolhe uma subdivisão de modo que existam no mínimo 5 pontos de cálculo por comprimento de onda.

Os parâmetros de altura significativa, período de pico e direção principal de ondas utilizados foram apresentados na seção 5.1.3.6. A seguir lista-se as demais características definidas nos modelos de propagação de ondas:

 Índice de arrebentação: 0,78  RN do Modelo: RN da Carta Náutica 1607 (baixa-mar média de sizígia).  Nível médio em relação ao RN do Modelo: 0,7 m  Delta-LTC = Delta-LIO = 50 m  Subdivisões de Delta-LIO = 10  Mecanismo de dissipação: camada limite turbulenta  Fronteira lateral: aberta  Formulação de onda: Linear  Níveis de maré de referência variando conforme a maré considerada na fronteira aberta do modelo hidrodinâmico.

5.4 MODELO DE TRANSPORTE DE SEDIMENTOS

Nos modelos de transporte de sedimentos simulados nesta pesquisa foi utilizada a fór- mula de Van Rijn (2007a, 2007b), a qual considera a ação de ondas e correntes, conforme explicado na seção 4.2.3.

Foram considerados múltiplos sedimentos, definidos de acordo com os mapas da Figura 24 e Figura 25, apresentados na seção 5.1.3.2.

Em relação às condições de contorno, foi definido condição de equilíbrio para todos os nós de fronteira, ou seja, em cada instante a vazão sólida nodal normal à fronteira é igual à capacidade de transporte do escoamento.

Os demais parâmetros definidos estão listados a seguir:

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 Viscosidade cinemática da água = 1,19 x 10-6 m2/s  Massa específica do sedimento = 2.650 kg/m3  Porosidade = 0,4  Passo de tempo do modelo = 60 s

 Limite de erosão em todos os pontos do modelo (SE0) = 10 m

113

6 RESULTADOS OBTIDOS

O presente capítulo apresenta os resultados do estudo hidrossedimentológico da for- mação de canal de maré hipotético na restinga da Marambaia. Dentro deste contexto, dividiu-se a análise dos resultados em duas etapas:

1) Estudo da evolução morfológica de canal de maré hipotético na restinga da Ma- rambaia. 2) Análise das alterações hidrodinâmicas na baía de Sepetiba ocasionadas pela presença de um canal de maré hipotético na restinga da Marambaia.

6.1 EVOLUÇÃO MORFOLÓGICA DE CANAL DE MARÉ HIPOTÉTICO NA RESTINGA DA MARAMBAIA

Com o objetivo de estudar a evolução morfológica de eventual ruptura da restinga da Marambaia e consequente formação de canal de maré, foram considerados dois cená- rios de simulação: um canal com largura de 100 m e um canal com largura de 1 km. Conforme explicado no capítulo 5, ressalta-se que a malha utilizada em ambos os casos não permite alargamento do canal. As estimativas foram realizadas com base nas ten- dências de assoreamento ou erosão no interior dos mesmos, indicando diminuição ou aumento da seção transversal. O objetivo inicial foi executar os modelos até que os canais entrassem em equilíbrio morfodinâmico, ou seja, até que o gradiente temporal do transporte de sedimentos entre pontos vizinhos se aproximasse de zero. Entretanto, o resultado obtido para ambos os canais indicou um aumento da profundidade até o limite definido no modelo de transporte de sedimentos, que foi de SE0 = 10 m (Seção 5.4). Por conta disso, os modelos foram finalizados quando atingiram este limite. A Fi- gura 53 apresenta um gráfico comparando a variação temporal de profundidade entre os dois canais. O canal de 100 m atingiu o limite de erosão em cerca de 3 meses e o canal de 1 km em cerca de 2 anos e 8 meses. Este fato evidencia não só a tendência de aprofundamento, como também de alargamento do canal, já que existe uma relação empírica entre a largura e a profundidade na região do canal com menor seção transversal (cf. seção 5.1.1). Deste modo, sugere-se que a seção transversal de equilíbrio para as condições hidrodinâmicas presentes é ainda maior do que os valores inicialmente considerados nesta pesquisa. No cenário 2, a taxa da evolução da seção do canal diminuiu exponencialmente com o tempo. Este comportamento têm sido demonstrado

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por trabalhos precedentes, indicando que o sistema está se aproximando de uma con- dição de equilíbrio (TRAN et. al., 2012; XIE et. al., 2010 e HIBMA et. al., 2004).

Ressalta-se que a escala de tempo para canais de maré atingirem a condição de equi- líbrio é de alguns anos (TRAN et. al., 2012; NAHON et. al., 2012; XIE et. al., 2010). Ou seja, duas a três ordens de grandeza menor do que ambientes como estuários por exemplo, os quais levam centenas a milhares de anos. Isto pode ser atribuído à pequena escala espacial em relação às elevadas taxas de transporte de sedimentos e alta energia do sistema. Além disso, canais de maré podem evoluir para o seu completo fechamento em apenas alguns meses (FORTUNATO et. al., 2014; RANASINGHE e PATTIARATCHI, 2003).

Figura 53: Variação temporal da profundidade nos dois canais de maré simulados, localizados na restinga da Marambaia.

A Figura 54, a Figura 55 e a Figura 56 apresentam a evolução da batimetria, relativa ao cenário com canal de 100 m de largura na restinga da Marambaia, para 1 mês, 2 meses e 3 meses de simulação, respectivamente. Em cada figura encontra-se um zoom da região de interesse com as isolinhas de batimetria e com as isolinhas de variação da profundidade a partir do instante inicial. Estas últimas possibilitam visualizar claramente a tendência tanto de aprofundamento como de alargamento do canal, visto que a erosão ocorreu em toda a região adjacente ao mesmo. Além disso, nota-se a formação dos bancos de maré enchente e de maré vazante, característicos de embocaduras de maré, 115

conforme demonstrado na seção 3.1. De acordo com FitzGerald et. al. (2008), os sedimentos que formam os bancos são provenientes dos cordões litorâneos adjacentes aos canais, ou seja, quando um cordão litorâneo se rompe e um canal de maré é formado inicia-se um processo de fuga de sedimentos, já que estes se deslocam em direção ao mar e à baía formando os bancos de maré vazante e de maré enchente.

Graham e Mehta (1981), através de observações de campo, desenvolveram uma rela- ção entre a largura e a profundidade da região do canal com menor seção transversal (Seção 5.1.1). De acordo com esta relação, um canal com 10 m de profundidade seria exageradamente largo. Do mesmo modo, um canal com 100 m de largura não seria mais profundo do que 1,15 m. Para a área de 1000 m2, alcançada até o final da simula- ção, a relação largura x profundidade seria em torno de 290 m x 3,4 m. Isto leva mais uma vez à conclusão de que o canal considerado na simulação tenderia não só a aprofundar como também alargar.

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A Figura 57, a Figura 58 e a Figura 59 mostram, respectivamente, a série temporal de elevação, do módulo da velocidade e do módulo da tensão no fundo, no interior do canal de maré com 100 m de largura. O objetivo em apresentar estas figuras é analisar o comportamento destes parâmetros hidrodinâmicos conjuntamente com o resultado de aprofundamento do canal. Próximo ao equilíbrio espera-se que as velocidades dimi- nuam gradualmente com o aumento da seção do canal, conforme estabelecido pelo critério de análise de estabilidade de Escoffier (1940) e demonstrado por diversas pesquisas, p. ex. Tran et. al., 2012 e Xie et. al., 2010. Neste contexto nota-se que, mesmo

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com o aumento da seção transversal da embocadura, visto que a profundidade atingiu cerca de 10 m, tanto o módulo da velocidade como o módulo da tensão no fundo ainda encontram-se em ascensão. Isto sugere que o canal de maré em equilíbrio morfodinâ- mico apresenta seção transversal significativamente maior do que a atingida, de cerca de 1.000 m2, pois até o final do período simulado, a corrente indica um aumento na capacidade de transportar sedimentos, levando a canais com seções transversais cada vez maiores.

Figura 57: Série temporal de elevação no interior do canal de 100 m de largura, durante os três meses de simulação.

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A Figura 60, a Figura 61 e a Figura 62 apresentam a evolução da batimetria, relativa ao cenário com canal de 1 km de largura na restinga da Marambaia, para 1 ano, 2 anos e 2 anos e 8 meses de simulação, respectivamente. Em cada figura encontra-se um zoom da região de interesse com as isolinhas de batimetria e com as isolinhas de variação da profundidade a partir do instante inicial. Assim como apresentado para o cenário 1, no cenário 2 também foi possível visualizar claramente a tendência tanto de aprofundamento como de alargamento do canal, visto que a erosão ocorreu em toda a região adjacente ao mesmo. Além disso, nota-se a formação dos bancos de maré enchente e de maré vazante, característicos de embocaduras de maré, conforme demonstrado na seção 3.1.

Novamente, através da relação entre a largura e profundidade da região do canal com menor seção transversal (Seção 5.1.1), um canal com 10 m de profundidade seria exageradamente largo. Do mesmo modo, um canal com 1.000 m de largura não seria mais profundo do que 4,5 m. Para a área de 10.000 m2, alcançada até o final da simulação, a relação largura x profundidade seria em torno de 2020 m x 4,9 m. Isto leva mais uma vez à conclusão de que o canal considerado na simulação tenderia não só a aprofundar como também alargar.

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A Figura 63, a Figura 64 e a Figura 65 mostram, respectivamente, a série temporal de elevação, do módulo da velocidade e do módulo da tensão no fundo, no interior do canal de maré com 1 km de largura. O objetivo em apresentar estas figuras é analisar o comportamento destes parâmetros hidrodinâmicos conjuntamente com o resultado obtido de aprofundamento do canal. Neste contexto nota-se que, mesmo com o aumento da seção transversal da embocadura, visto que a profundidade atingiu cerca de 10 m, o módulo da velocidade ainda encontra-se em ascensão. Entretanto o módulo da tensão 125

no fundo está diminuindo. A razão disso está no fato de que a tensão de atrito no fundo depende, dentre outros parâmetros, da velocidade e da profundidade (Equação 36). A velocidade aumenta pouco em relação ao aumento da profundidade, gerando assim uma tendência de diminuição do módulo da tensão no fundo. Isto sugere que o canal de maré em equilíbrio morfodinâmico apresenta seção transversal maior do que a atingida, de cerca de 10.000 m2, pois até o final do período simulado, a corrente apresenta capacidade de transportar sedimentos, levando a canais com seções transversais cada vez maiores. No entanto, esta capacidade de transportar sedimentos está diminuindo, visto que o módulo da tensão no fundo está diminuindo, indicando que o canal está evoluindo para uma condição de equilíbrio. A fim de estimar o quão próximo a seção transversal atingida pelo modelo se encontra da seção transversal em equilíbrio morfodinâmico, comparou-se o valor da tensão no fundo com o valor da tensão crítica de mobilidade do sedimento na região de interesse.

Como explicado na seção 4.2.3, o critério utilizado para determinar a ocorrência de transporte de sedimentos é baseado na diferença entre a tensão exercida no fundo pelo escoamento, o, e a tensão crítica de mobilidade do sedimento, c. Valores deo acima de c fazem com que os sedimentos no local sejam mobilizados e transportados pelas correntes, caso contrário os sedimentos permanecem em repouso ou tendem a depositar se estiverem sendo transportados. Os sedimentos na região do canal de maré hipo- tético na restinga da Marambaia são predominantemente compostos por areias médias (Figura 24). Para esta granulometria, o valor da tensão crítica de mobilidade do sedimento varia entre cerca de 0,18 e 0,25 N/m2 (Figura 20). Enquanto que, embora esteja diminuindo, a tensão exercida no fundo pelo escoamento apresentou valores altos até o final da simulação, atingindo cerca de 8,00 N/m2 nos picos e média em torno de 2,00 N/m2. Este resultado é um indicativo de que o canal vai aumentar significativamente a seção transversal antes de atingir as dimensões necessárias para o equilíbrio morfodi- nâmico.

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Figura 63: Série temporal de elevação no interior do canal de 1 km de largura, durante os dois anos e oito meses de simulação.

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As correntes no interior dos canais simulados são geradas pelo gradiente hidráulico, causado pelo desnível de água entre as margens da restinga da Marambaia. O gradiente hidráulico nesta região é muito grande, devido às expressivas diferenças de fase e amplitude da maré entre a baía de Sepetiba e o mar. A Figura 66 e a Figura 67 apresentam séries temporais de nível d´água para a baía de Sepetiba e para o mar, considerando os cenários de simulação “canal de 100 m de largura” e “canal de 1 km de largura”, respectivamente. Tanto o ponto de obtenção de níveis localizado na baía de Sepetiba como no mar distam cerca de 8 km do canal de maré hipotético. Em cada figura mostra-se 15 dias de simulação, abrangendo maré de quadratura e maré de sizí- gia. A Figura 68 e a Figura 69 mostram a diferença de nível entre a baía de Sepetiba e o mar para as séries temporais da Figura 66 e da Figura 67. Na simulação com canal de maré de 100 m de largura na restinga da Marambaia, a amplitude de maré na baía de Sepetiba mostrou uma amplificação de cerca de 25% na preamar e 10% na baixa- mar, em relação ao mar. Além disso, a resposta da baía à variação da maré no mar apresentou um atraso em torno de 60 minutos. Já na simulação com canal de maré de 1 km de largura na restinga da Marambaia, a amplitude de maré na baía de Sepetiba mostrou uma amplificação de cerca de 20% na preamar e 10% na baixa-mar, em relação ao mar. Além disso, a resposta da baía à variação da maré no mar apresentou um atraso em torno de 40 minutos. A diferença de nível entre a baía de Sepetiba e o mar atingiu 128

aproximadamente 0,5 m no canal de 100 m e 0,3 m no canal de 1 km. Por estes motivos explica-se a ocorrência das altas velocidades das correntes nos canais de maré hipoté- ticos, conforme a Figura 58 e a Figura 64.

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Figura 68: Diferença de nível d’água entre a baía de Sepetiba e o mar, considerando a série temporal da Figura 66.

Figura 69: Diferença de nível d’água entre a baía de Sepetiba e o mar, considerando a série temporal da Figura 67.

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A fim de analisar a contribuição de água salgada para a baía de Sepetiba em um cenário de ruptura da restinga da Marambaia, apresentam-se gráficos comparando a vazão na seção dos canais, considerando um canal de maré hipotético na restinga da Marambaia e os dois principais canais existentes de comunicação entre a baía de Sepetiba e o mar, localizados ao sul e ao norte da ilha Jaguanum (Figura 70). Estes dois últimos serão chamados de Canal Sul e Canal Norte e o primeiro de Canal na Restinga. Foi avaliado o período de simulação tanto do cenário com presença de um canal de maré na restinga com 100 m de largura (Figura 71) como com o de 1 km de largura (Figura 72). Ressalta- se que a área da menor seção transversal do Canal Norte tem cerca de 48.500 m2 e do Canal Sul possui cerca de 20.000 m2. Conforme pode ser visto nas figuras, inicialmente o Canal Norte é o principal contribuidor para as trocas de água entre a baía de Sepetiba e o mar, seguido pelo Canal Sul e finalmente, pelo Canal na Restinga. Mas com o passar do tempo, o volume de água que passa pelo canal de maré hipotético torna-se maior em comparação ao que passa pelos canais em torno da ilha Jaguanum. Deste modo, analisando os resultados apresentados até aqui, presume-se que, se a restinga da Marambaia romper, o canal de maré formado irá crescer até tornar-se o principal contribuidor para a troca de água entre a baía de Sepetiba e o mar. Próximo à ilha Jaguanum o gradiente hidráulico é baixo, fazendo com que a velocidade nos canais Sul e Norte seja relativamente baixa. Em contrapartida, no Canal na Restinga o gradiente hidráulico é bastante elevado, já que a diferença espacial de nível é muito grande, considerando a pequena distância que separa os dois lados da restinga da Marambaia. Isso gera as enormes velocidades encontradas no Canal na Restinga. Como vazão é o produto da área pela velocidade, mesmo o Canal na Restinga tendo a menor área dos 3 canais, ele consegue superar a vazão dos outros dois canais, pois tem velocidades con- sideravelmente maiores.

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Figura 70: Localização dos três canais analisados, sendo eles Canal Norte da Ilha Jaguanum, Canal Sul da Ilha Jaguanum e Canal na Restinga.

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6.2 ALTERAÇÕES HIDRODINÂMICAS NA BAÍA DE SEPETIBA

Esta seção descreve as alterações hidrodinâmicas na baía de Sepetiba provocadas pela formação de um canal de maré hipotético na restinga da Marambaia. Para isso, foram executados dois modelos hidrodinâmicos, utilizando os mesmos dados e definições

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apresentados no capítulo 5. Mas desta vez, os cenários de simulação escolhidos tiveram como objetivo analisar a circulação hidrodinâmica para um mesmo período de tempo, considerando os seguintes dois casos:

1) Caso atual: Restinga da Marambaia íntegra, ou seja, sem a existência de canal de maré; 2) Caso hipotético: Presença de um canal de maré com largura de 1 km e profundidade de 10 m na restinga da Marambaia.

O período de simulação totalizou 30 dias, compreendendo marés de sizígia e de quadratura durante o mês de janeiro de 2010.

A Figura 73 destaca os locais na baía de Sepetiba onde foram analisadas as alterações de nível d´água devido a formação do canal de maré hipotético na restinga da Maram- baia, sendo um ponto próximo ao Porto de Itaguaí, um no meio da baía de Sepetiba e um na zona leste da baía de Sepetiba. Para cada ponto apresenta-se a série temporal de elevação, considerando a restinga sem canal e a restinga com canal (Figura 74, Figura 75 e Figura 76). A principal alteração encontrada foi a diferença de fase da maré, a qual ocorreu cerca de 40 minutos mais cedo no caso hipotético em relação ao caso atual, para os 3 pontos analisados. Este resultado está de acordo com o esperado, uma vez que, com a existência de um canal de maré na restinga da Marambaia, a água passou a percorrer um caminho menor até alcançar o interior da baía se Sepetiba. Além disso, sabe-se que existe uma amplificação da maré na baía de Sepetiba em relação ao mar, conforme apresentado na Figura 66 e Figura 67. A formação de um canal de maré na restinga da Marambaia modificou sutilmente esta amplificação da maré no interior da baía de Sepetiba para os 3 pontos analisados, a qual, durante a sizígia, foi cerca de 3% menor do que no caso atual.

A fim de analisar as variações na amplitude de maré, provocadas pela formação de um canal na restinga da Marambaia, considera-se necessário entender quais fatores são responsáveis por amplificar ou diminuir a amplitude de maré. Sabe-se que a onda de maré é uma onda longa e suas características são modificadas a medida que esta avança do oceano profundo para as plataformas continentais. Distorções da onda são notadas mais facilmente na sua propagação em regiões de pouca profundidade e com

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restrições laterais como é o caso de baías e estuários. Segundo Dyer (1997), a morfologia do estuário e a tensão de atrito no fundo resultam em variações importantes na amplitude da maré. Quando os efeitos do estreitamento da baía ou estuário são dominantes em relação ao atrito no fundo ocorre uma compressão da onda lateralmente e a conservação de energia requer que a amplitudes da onda de maré aumente. Já em estuários onde o efeito do estreitamento é menor que o da fricção, ocorre uma redução da amplitude. Desta forma, a amplificação da amplitude de maré encontrada no interior da baía de Sepetiba, pode ser devido ao maior efeito do estreitamento do corpo d´água em relação à fricção. Estuários com este comportamento são chamados na literatura de estuários hiperssíncronos (NICHOLS E BIGGS, 1985). Outro fator que também pode gerar um aumento da amplitude da maré é a sobreposição da maré astronômica com ondas geradas pela oscilação natural do corpo de água. O período de oscilação natural de um corpo de água é o tempo dado para uma onda se propagar até o outro lado do sistema, sofrer reflexão e retornar. Caso o período de oscilação natural seja semelhante ou múltiplo de algum constituinte harmônico, poderá ocorrer à amplificação em determinadas frequências. Portanto, sistemas que são forçados por oscilações próximas ao seu período natural respondem aumentando a amplitude e apresentam um comportamento ressonante. Porém, se o comprimento da baía for somente uma fração do comprimento da onda de maré então a amplificação é pequena e outros processos estarão atuando (PUGH, 1987). Neste contexto, entende-se que a abertura de um canal de maré na restinga da Marambaia interfere na direção de propagação da onda de maré na baía de Sepetiba, a qual era preferencialmente leste-oeste e passa a ter uma componente norte- sul. Esta componente norte-sul traz novas relações entre estreitamento do corpo d´água e tensão de atrito no fundo, de modo que o maior efeito do estreitamento em relação à fricção pode ser um pouco menor do que no cenário atual, onde só existia a componente leste-oeste. Além disso, a componente norte-sul também modifica o período de oscila- ção natural da baía, já que a distância entre as extremidades norte e sul é menor que a distância entre as extremidades leste e oeste da baía de Sepetiba, interferindo na maneira como este corpo d´água responde à propagação da onda de maré.

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Figura 73: Localização dos pontos de análise das alterações de nível d´água devido a for- mação do canal de maré hipotético na restinga da Marambaia, sendo um próximo ao Porto de Itaguaí, um no meio da baía de Sepetiba e um na zona leste da baía de Sepetiba.

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A Tabela 10 mostra os valores de amplitude e fase para as principais constantes har- mônicas, no ponto denominado Leste da baía de Sepetiba, cf. Figura 73. São apresentadas informações para os dois cenários de simulação descritos, objetivando verificar as alterações causadas pela abertura de um canal de maré na restinga da Marambaia. Destaca-se em tons de laranja as 12 constantes harmônicas com maior amplitude (acima de 0,01 m). Tais constantes permaneceram as mesmas tanto no caso atual, com a restinga da Marambaia sem canal de maré, quanto no caso hipotético, com a existên- cia de um canal de maré em sua porção central. Entretanto, as alterações de amplitude e fase foram significativas, como destacado pelas duas últimas colunas, onde verifica- se variações da ordem de 10% para as maiores constantes harmônicas, M2 e S2. Estes resultados confirmam a análise das séries temporais de níveis apresentadas, para as quais, a formação do canal de maré provocou uma antecipação da maré no interior da baía de Sepetiba, dada pela diferença de fase, além de uma diminuição da amplitude.

Os valores apresentados na Tabela 10 foram adquiridos com a ferramenta de análise de marés do SisBaHiA®, a qual obtém o nível médio do mar para o ponto desejado bem como a amplitude e fase de cada constituinte harmônica a partir de observações pas- sadas. Assim, os dados de entrada utilizados foram as séries temporais de nível durante 30 dias, geradas pelos modelos hidrodinâmicos para os cenários de simulação sem canal de maré e com canal de maré na restinga da Marambaia.

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Tabela 10: Valores de amplitude e fase das constantes harmônicas obtidas para os cená- rios de simulação 1 e 2. Em laranja destaca-se as 12 constantes harmônicas com maior amplitude, acima de 0,01 m. As duas últimas colunas mostram as alterações de amplitude e fase sentidas por cada constante harmônica com a formação do canal de maré.

Cte. Sem Canal Com Canal Alteração (%) Período (s) Harm. Amplitude (m) Fase (grau) Amplitude (m) Fase (grau) Ampl. Fase

M2 44714,16 0,3939 109,57 0,3587 95,04 8,94 13,26 S2 43200,00 0,2102 130,04 0,1939 114,93 7,75 11,63

O1 92949,63 0,1157 97,40 0,1139 91,41 1,56 6,15

M4 22357,08 0,0909 134,71 0,0869 91,01 4,40 32,44

N2 45570,05 0,0666 169,71 0,0635 156,03 4,65 8,06

K1 86164,09 0,0659 161,92 0,0661 155,95 -0,30 3,69

MS4 21972,02 0,0492 220,55 0,0527 171,87 -7,11 22,07

Q1 96726,08 0,0358 66,12 0,0346 62,03 3,35 6,19

MN4 22569,03 0,0347 78,15 0,0301 35,52 13,26 54,54

MK3 29437,70 0,0124 188,44 0,0130 153,68 -4,84 18,44

M3 29809,44 0,0121 278,91 0,0107 244,85 11,57 12,21

MO3 30190,69 0,0108 167,64 0,0115 130,93 -6,48 21,90

MSf 1275721,42 0,0072 249,60 0,0082 242,70 -13,89 2,76

KJ2 42316,28 0,0061 287,53 0,0062 273,59 -1,64 4,85

SK3 28773,74 0,0053 298,35 0,0037 241,59 30,19 19,02

M1 89399,69 0,0047 41,83 0,0035 36,14 25,53 13,60

2MS6 14732,60 0,0047 19,18 0,0053 271,57 -12,77 -1315,61

2MK5 17751,17 0,0045 14,91 0,0047 246,04 -4,44 -1550,26

2SM6 14564,40 0,0034 14,12 0,0028 256,11 17,65 -1714,45

2Q1 100822,40 0,0027 198,38 0,0034 191,72 -25,93 3,36

OO1 80301,87 0,0026 208,66 0,0016 177,35 38,46 15,00

KQ1 77681,65 0,0026 277,03 0,0019 291,12 26,92 -5,09

2SK5 17270,54 0,0026 46,42 0,0008 330,06 69,23 -611,05

2MN6 14998,62 0,0024 59,27 0,0011 66,06 54,17 -11,46

M8 11178,54 0,0024 26,51 0,0016 284,87 33,33 -974,71

M6 14904,72 0,0023 20,83 0,0029 197,26 -26,09 -847,06

S4 21600,00 0,0020 105,77 0,0022 9,23 -10,00 91,27

3MK7 12706,71 0,0017 51,97 0,0019 340,03 -11,76 -554,31

J1 83154,52 0,0014 220,83 0,0019 196,83 -35,71 10,87

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A seguir apresentam-se mapas com isolinhas de velocidades da corrente, comparando os cenários de modelagem sem canal de maré e com canal de maré na restinga da Marambaia. São mostrados diversos momentos, a fim de analisar as variações no pa- drão de circulação da baía de Sepetiba em épocas de maré de quadratura e maré de sizígia, durante períodos de enchente, vazante, baixa-mar e preamar. No cenário atual, as correntes se mantiveram muito baixas durante as preamares e baixa-mares, tanto para quadratura como para sizígia, com velocidades inferiores a 0,08 m/s. O mesmo aconteceu para o cenário hipotético, entretanto, neste caso, a região de entorno do canal de maré na restinga alcançou velocidades de até 0,2 m/s. Já durante as marés enchentes e vazantes, as diferenças entre os dois cenários analisados foi bastante significativa, tanto para quadratura como para sizígia. No cenário atual, as maiores velocidades ocorreram próximas às ilhas de Jaguanum, de Itacuruçá e da Marambaia, com valores de até cerca de 0,85 m/s. No cenário hipotético houve uma diminuição das velocidades das correntes próximas a estas ilhas, em relação ao cenário atual. E as maiores velocidades se deslocaram para o canal de maré na restinga, alcançando valores de até 2,25 m/s durante a sizígia.

Além disso, presume-se que, dependendo da magnitude final da abertura de equilíbrio para o canal de maré estudado, o padrão de agitação de ondas no interior da baía de Sepetiba pode ser fortemente alterado. Esta é uma questão importante a ser considerada, visto que, pelos resultados expostos na seção 6.1, a área da seção transversal de equilíbrio é maior que 10.000 m2, o que corresponde a uma largura maior que 2.000 m e profundidade de cerca de 5 m, conforme a relação largura x profundidade de canais apresentada na seção 5.1. Uma abertura na restinga da Marambaia com tal dimensão é grande o suficiente para permitir a propagação das ondas advindas do oceano Atlân- tico.

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Figura 77: Isolinhas de velocidade da corrente para o domínio de modelagem, nos cená- rios de simulação sem canal de maré e com canal de maré na restinga da Marambaia. Resultado obtido durante baixa-mar de quadratura do dia 08/01/2010, por volta das 04:00h, cf. Figura 74.

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Figura 78: Isolinhas de velocidade da corrente para o domínio de modelagem, nos cená- rios de simulação sem canal de maré e com canal de maré na restinga da Marambaia. Resultado obtido durante enchente de quadratura do dia 08/01/2010, por volta das 06:00h, cf. Figura 74.

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Figura 79: Isolinhas de velocidade da corrente para o domínio de modelagem, nos cená- rios de simulação sem canal de maré e com canal de maré na restinga da Marambaia. Resultado obtido durante preamar de quadratura do dia 08/01/2010, por volta das 08:00h, cf. Figura 74.

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Figura 80: Isolinhas de velocidade da corrente para o domínio de modelagem, nos cená- rios de simulação sem canal de maré e com canal de maré na restinga da Marambaia. Resultado obtido durante vazante de quadratura do dia 08/01/2010, por volta das 10:00h, cf. Figura 74.

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Figura 81: Isolinhas de velocidade da corrente para o domínio de modelagem, nos cená- rios de simulação sem canal de maré e com canal de maré na restinga da Marambaia. Resultado obtido durante vazante de sizígia do dia 15/01/2010, por volta das 18:00h, cf. Figura 74.

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Figura 82: Isolinhas de velocidade da corrente para o domínio de modelagem, nos cená- rios de simulação sem canal de maré e com canal de maré na restinga da Marambaia. Resultado obtido durante baixa-mar de sizígia do dia 15/01/2010, por volta das 22:00h, cf. Figura 74.

150

Figura 83: Isolinhas de velocidade da corrente para o domínio de modelagem, nos cená- rios de simulação sem canal de maré e com canal de maré na restinga da Marambaia. Resultado obtido durante enchente de sizígia do dia 16/01/2010, por volta das 01:00h, cf. Figura 74.

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Figura 84: Isolinhas de velocidade da corrente para o domínio de modelagem, nos cená- rios de simulação sem canal de maré e com canal de maré na restinga da Marambaia. Resultado obtido durante preamar de sizígia do dia 16/01/2010, por volta das 03:00h, cf. Figura 74.

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7 CONCLUSÕES E RECOMENDAÇÕES

Esta pesquisa avaliou se uma eventual ruptura da restinga da Marambaia, com consequente formação de canal de maré, tenderia a persistir e ampliar ou a regredir e fechar. Estudou-se a evolução morfológica do canal para valores de seção transversal que vão desde 50 m2 (condição inicial do cenário 1) até 10.000 m2 (situação final do cenário 2). Analisando-se de maneira conjunta todos os resultados obtidos, pode-se concluir que:

1) Se houver uma ruptura da restinga da Marambaia com consequente formação de canal de maré de no mínimo 50 m2, tal canal irá aumentar até tornar-se a principal ligação entre a baía de Sepetiba e o mar, ou seja, até tornar-se a principal entrada de vazões de enchente e vazante de maré. Isto se deve às enormes velocidades atingidas pela corrente no interior do mesmo, geradas pelo elevado gradiente hidráulico entre as duas margens da restinga. A diferença de nível entre a baía de Sepetiba e o mar, em pontos localizados a 8 km de distância do canal de maré, considerando a situação final do cenário 2, atingiu cerca de 0,3 m. Pelos resultados obtidos, mostra-se que a seção transversal de equilíbrio para o canal estudado é maior que 10.000 m², pois, na situação final do cenário 2, o módulo da tensão no fundo alcançou cerca de 8,00 N/m2 nos picos e média em torno de 2,00 N/m2. Valores altos em comparação com a tensão crítica de mobilidade do sedimento para os sedimentos presentes no canal, que varia entre cerca de 0,18 e 0,25 N/m2. Este resultado é um indicativo de que o canal vai aumentar significativamente a seção transversal antes de atingir as dimensões necessárias para o equilíbrio morfodinâmico. 2) A formação de canal de maré na restinga da Marambaia alteraria de maneira significativa o padrão de correntes no interior da baía de Sepetiba, principalmente diminuindo as velocidades na região de entorno das ilhas Itacuruçá, Ja- guanum e Marambaia e criando uma zona de elevadas velocidades próxima ao canal na restinga. Em relação ao nível da água, a formação do canal de maré provocaria uma antecipação da maré no interior da baía de Sepetiba, dada pela diferença de fase, além de uma diminuição da amplitude. 3) Presume-se que uma abertura na restinga da Marambaia com área da seção transversal do canal formado maior que 10.000 m2 (conforme resultado obtido

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nesta pesquisa) modifique o padrão de agitação de ondas no interior da baía de Sepetiba.

Uma ruptura da restinga da Marambaia com consequente formação de canal de maré não é um cenário de todo improvável, considerando o gradativo aumento na ocorrência de eventos extremos no planeta. A formação de um canal na restinga provocaria altera- ções significativas na hidrodinâmica da baía de Sepetiba, além de torna-la menos protegida das ondas advindas do oceano Atlântico. Isso representaria uma importante questão para uma das mais importantes zonas econômicas e industriais do Brasil. Neste contexto, a principal contribuição desta tese foi diagnosticar que a formação de um canal de maré na restinga não é apenas um cenário de pesquisa, mas uma real possibilidade. Isto é um fato novo para a comunidade científica, pois em primeira análise é comum imaginar que um canal de maré na restinga da Marambaia seria facilmente fechado pelo predomínio das altas ondas sobre a micro-maré. Entretanto, o fato de a baía de Sepetiba já apresentar outras ligações com o mar gera significativas diferenças de fase e amplitude entre a maré observada na baía e no mar, causando um elevado gradiente hidráu- lico entre as extremidades norte e sul da restinga. Isso altera completamente a dinâmica do canal de maré formado, provocando um predomínio da maré sobre as ondas e fazendo com que o canal evolua para uma condição de estabilidade.

Entretanto, considerando-se a extrema complexidade da circulação hidrodinâmica da baía de Sepetiba, determinadas simplificações foram necessárias para que o estudo pudesse ser realizado. As limitações dos modelos estão associadas com alguns relevantes processos físicos que não foram incluídos nesta pesquisa, a saber: o transporte de sedimentos na porção interna da restinga da Marambaia, provocado pelo transporte litorâneo devido às ondas geradas dentro da baía de Sepetiba; a possível troca de águas entre a baía de Sepetiba e o mar, através do lençol freático da restinga da Marambaia e; utilização de malha de discretização do domínio de modelagem que não permitiu alargamento da calha do canal de maré.

O modelo também apresentou limitação em relação ao cálculo do transporte litorâneo de sedimentos na porção externa da restinga da Marambaia. Isso ocorreu, pois não foi possível rodar as simulações com uma malha que tivesse o refinamento adequado para representar a zona de arrebentação. Para contornar este problema seria necessário

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implementar uma metodologia que fizesse aninhamento de malhas no modelo de pro- pagação de ondas acoplado ao modelo hidrodinâmico. Destaca-se também a necessidade de análise da capacidade preditiva da fórmula de Van Rijn, quanto ao transporte de sedimento devido à ação das ondas e correntes dentro da zona de arrebentação. Ambos os procedimentos não puderam ser realizados durante o período desta pesquisa.

Além disso, ressalta-se a séria dificuldade encontrada, em relação à carência de medi- ções ambientais (meteorológicas, oceanográficas, linimétricas, morfodinâmicas de praias, etc.). Isto impossibilitou a calibração dos modelos. Como dito por Muehe e Neves (2008), o levantamento de dados ambientais na costa brasileira é insuficiente, inade- quado e indispensável para o exercício próprio de uma engenharia de qualidade. Re- gistros meteorológicos e maregráficos não são processados em tempo real, informa- ções sobre o clima de ondas dependem de modelos numéricos nem sempre confirma- dos. O fato de os resultados desta pesquisa não estarem calibrados e validados só vêm confirmar a urgente e imprescindível necessidade de se implantar um programa de monitoramento ambiental permanente e integrado para a costa brasileira.

Por estes motivos, adverte-se que as análises iniciadas neste trabalho precisam ser aprofundadas, a fim de aumentar o nível de conhecimento sobre a dinâmica da região. Só assim serão obtidos resultados confiáveis em relação a evolução morfológica de um canal de maré na restinga da Marambaia. Destacam-se os seguintes pontos como sendo primordiais para a obtenção de resultados consistentes que possam subsidiar processos de planejamento e gestão ambiental:

 Realizar estudos de campo, com monitoramento ambiental de parâmetros me- teorológicos, oceanográficos, linimétricos, sedimentológicos e de morfodinâmica de praia, em diferentes pontos, cobrindo a região de estudo.  Incluir nos modelos estimativas de transporte litorâneo de sedimentos na restinga da Marambaia, tanto na margem interna como externa.  Analisar a possível existência de fluxo de água através do lençol freático da restinga da Marambaia. Caso este fato se confirme, deve ser incorporado nas si- mulações, pois alterarão significativamente o gradiente hidráulico entre as duas margens da restinga.

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 Para o estudo da evolução morfodinâmica da ruptura, é necessário considerar efeitos de alargamento do canal além dos efeitos de aprofundamento já incluídos nesta pesquisa. Isto possibilitaria inclusive a migração do canal.  Avaliar a capacidade preditiva da fórmula de Van Rijn (2007) quanto ao transporte litorâneo, através de uma comparação com a fórmula do CERC, que é uma fórmula empírica largamente utilizada para estimar o transporte litorâneo em fun- ção da ação das ondas.  Calibrar e validar os resultados dos modelos, idealmente os níveis, as correntes e o transporte de sedimentos.

Por fim, destaca-se que a metodologia desenvolvida nesta pesquisa para incorporar o efeito de ondas no modelo hidrodinâmico do SisBAHIA® gerou uma importante ferramenta, capaz de estimar qual a profundidade de fechamento do perfil de praia.

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REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS

BORGES, H.V. Dinâmica sedimentar da Restinga da Marambaia e Baía de Sepe- tiba. 1990. 82 f. Dissertação (Mestrado em Geologia) – Instituto de Geociências, Uni- versidade Federal do Rio de Janeiro, 1990.

BRUUN, P.; GERRITSEN, F. Stability of Coastal Inlets. Amsterdam: North-Holland Publishing Company, 1960. 123 p.

BRUNEAU, N.; FORTUNATO, A.B.; DODET, G.; FREIRE, P.; OLIVEIRA, A.; BERTIN, X. Future evolution of a tidal inlet due to changes in wave climate, sea level and lagoon morphology (Óbidos lagoon, Portugal). Continental Shelf Research, v. 31, p. 1915- 1930. 2011.

CAÑIZARES, R.; IRISH, J.L. Simulation of storm-induced barrier island morphodynamics and flooding. Coastal Engineering, v. 55, p. 1089-1101. 2008.

CARELLI, S. G.; RONCARATI, H.; NASCIMENTO, D. N.; GERALDES, M. C. Síntese da Evolução Geológica Cenozóica da Baía de Sepetiba e Restinga da Marambaia, Sul do Estado do Rio de Janeiro. Anais do XIII Congresso da Associação Brasileira de Estudos do Quaternário, ABEQUA, III Encontro do Quaternário Sula-Americano. Armação dos Búzios, Rio de Janeiro, p. 1346-1350. 2011.

CARTWRIGHT, N. Groundwater Dynamics and the Salinity Structure in Sandy Beaches. 2004. 189 f. Thesis (Doctor of Philosophy in Civil Engineering) – University of Queensland.

CARVALHO, J. L. B de. Modelagem e análise do lançamento de efluentes através de emissários submarinos. 2003. 176 f. Tese (Doutorado em Engenharia Oceânica) – COPPE, Universidade Federal do Rio de Janeiro.

CARVALHO, B, C. Aplicação de Múltiplas Ferramentas no Estudo do Transporte de Sedimentos na Margem Interna da Restinga da Marambaia (Baía de Sepetiba, RJ). 2014. 139 f. Dissertação (Mestrado em Oceanografia) – Universidade do Estado do Rio de Janeiro.

CAVALCANTE, S. L. S. Estudo da Influência da Dinâmica da Plataforma Continen- tal nas Baías de Ilha Grande e Sepetiba Via Aninhamento de Modelo Numérico Costeiro a Modelo Numérico Oceânico. 2010. 129 f. Tese (Doutorado em Engenha- ria Oceânica) – COPPE, Universidade Federal do Rio de Janeiro.

COMITÊ DA BACIA HIDROGRÁFICA GUANDU (RJ). Bacias Hidrográficas dos Rios Guandu, da Guarda e Guandu-Mirim – Experiências para a gestão dos recursos hídricos. Rio de Janeiro: INEA – Instituto Estadual do Ambiente, 2012. 340 p.

157

CUNHA, C. de L. da N., ROSMAN, P. C. C., MONTEIRO, T. C. do N. Avaliação da po- luição por esgoto sanitário na baía de Sepetiba. In: CONGRESO INTERAMERICANO DE INGENIERÍA SANITARIA Y AMBIENTAL, 28., 2002, Cancún. Anais... Cancún: AIDIS e FEMISCA, 2002.

DISSANAYAKE, D. M. P. K.; RANASINGHE, R.; ROELVINK, J. A. The morphological response of large tidal inlet/basin systems to relative sea level rise. Climate Change, 113, p. 253-276. 2012.

DYER, K. R. Estuaries: A Physical Introduction. 2 ed. New Jersey: John Wiley and Sons, 1997. 195 p.

ECOLOGUS – Engenharia Consultiva. Estudo de Impacto Ambiental do Terminal Portuário Centro Atlântico – Companhia Siderúrgica do Atlântico (CSA). 2005.

ECOLOGUS – Engenharia Consultiva. Relatório de Impacto Ambiental – Serviços de Dragagem no Acesso Aquaviário ao Complexo Industrial do Porto Organizado de Itaguaí. 2007.

ESCOFFIER, F.F. The stability of tidal inlets. Shore Beach, v. 8, n. 4, p. 111–114. 1940.

ESCOFFIER, F. F. 1977. Hydraulics and Stability of Tidal Inlets, GITI Report 13. United States Army Corps of Engineers. Coastal Engineering Research Center, Water- ways Experiment Station, Vicksburg, Mississippi

FITZGERALD, D.; BUYNEVICH, I.; HEIN, C. Morphodynamics and facies architecture of tidal inlets and tidal deltas. In: DAVIS JR, R.A.; DALRYMPLE, R.W. Principles of Tidal Sedimentology. Springer. 2012. 621 p.

FITZGERALD, D.M.; FENSTER, M.S.; ARGOW, B.A.; BUYNEVICH, I.V. Coastal impacts due to sea-level rise. Annual Review of Earth and Planetary Science, v. 36, p. 601-647. 2008.

FITZGERALD, D.; KULP, M.; HUGHES, Z.; GEORGIOU, I.; MINER, M.; PENLAND, S.; HOWES, N. Impacts of rising sea level to backbarrier wetlands, tidal inlets, and barrier islands: Barataria Coast, Louisiana. Proceedings of the Coastal Sediments ’07, American Society of Civil Engineers, p. 1179-1192. 2007.

FORTUNATO, A. B.; NAHON, A.; DODET, G.; PIRES, A. R.; FREITAS, M. C.; BRUNEAU, N.; AZEVEDO, A.; BERTIN, X.; BENEVIDES, P.; ANDRADE, C.; OLIVEIRA, A. Morphological evolution of an ephemeral tidal inlet from opening to closure: The Albufeira inlet, Portugal. Continental Shelf Research, 73, p. 49-63. 2014.

GRAHAM, D. S.; MEHTA, A. J. Burial design criteria for tidal flow crossings. Transpor- tation Engineering Journal, v. 107, n. 2, p. 227-242. 1981. 158

GUSMÃO, P. P.; CARMO, P. S.; VIANNA, S. B (Orgs.). Rio Próximos 100 Anos: O Aquecimento Global e a Cidade. Rio de Janeiro: Instituto Pereira Passos, 2008. 229 p.

HANES, D. M.; WARD, K.; ERIKSON, L. H. Waves and tides responsible for the inter- mittent closure of the entrance of a small, sheltered tidal wetland at San Francisco, CA. Continental Shelf Research, n. 31, p. 1682-1687. 2011.

HAYES, M. O.; FITZGERALD, D. M. Origin, Evolution, and Classification of Tidal Inlets. Journal of Coastal Research, Special Issue, n 69, p.14-33 . 2013.

HIBMA, A.; SCHUTTELAARS, H. M.; DE VRIEND, H. J. Initial formation and long-term evolution of channel-shoal patterns. Continental Shelf Research, 24, p. 1637-1650. 2004.

IRISH, J. L.; WEISS, R.; LYNETT, P. J.; MACLNNES, B. T.; CHENG, W.; SMALLEGAN, S. Observations of Erosion and Damage along Barrier Islands Following Hurricane Sandy. American Geophysical Union, Fall Meeting 2013, abstract #OS33C-06, 2013.

JARRET, J.T. Tidal prism - inlet area relationships, G.I.T.I. Report 3, U.S. Army Corps of Engineers, CERC, Fort Belvoir, Virginia, U.S.A. 1976.

JOHNSON, J. W. Characteristics and Behavior of Pacific Coast Tidal Inlets. Journal of the Waterways, Harbors and Coastal Engineering Division, v. 99, n. ww3, p. 325- 339. 1973.

KEMP, P.H.; SIMONS, R.R. The interaction between waves and a turbulent current: waves propagating with the current. Journal of Fluid Mechanics, v. 116, p. 227-250. 1982.

KEMP, P.H.; SIMONS, R.R. The interaction of waves and a turbulent current: waves propagating against the current. Journal of Fluid Mechanics, v. 130, p. 73-89. 1983.

KIRBY, J. T., DALRYMPLE, R. A., SHY, F. REF/DIF 1 Version 3.0. Documentation and Users Manual. Combined Refraction/Diffraction Model. Research Report no CACR-02-02, University of Delaware, 2002.

KOMAR, P. D. Beach Processes and Sedimentation. 2 ed. New Jersey: Prentice Hall, 1998. 544 p.

KRAUS, N.C. Inlet cross-sectional area calculated by process based model. Proceed- ings of the 26th International Conference on Coastal Engineering, ASCE, n. 22, p. 3265–3278. 1998.

159

KRAUS, N. C.; HAYASHI, K. Numerical Morphologic Model of Barrier Island Breaching. Proceedings 29th Coastal Engineering Conference, World Scientific Press, p. 2120-2132. 2005.

KRAUS, N. C.; WAMSLEY, T. V. Coastal barrier breaching, Part 1: Overview of breaching processes. Coastal and Hydraulics Engineering Technical Note ERDC/CHL CHETN-IV-56, U.S. Army Engineer Research and Development Center, Vicksburg, MS, p. 1-14, 2003.

LE CONTE, L. J.; HARTS, W. W. Discussion of “Notes on the improvement of river and harbor outlets in The United States,” Transactions of the American Society of Civil Engineers, v. 55, n. 2, p. 306-317. 1905.

LONGUET-HIGGINS, M. S., STEWART, R. W. Radiation stress in water waves: a physical discussion with applications. Deep-Sea Research, v. 11, p. 529-562. 1964.

LONGUET-HIGGINS, M. S. Longshore currents generated by obliquely incident sea waves, 1. Journal of Geophysical Research, v. 75, n. 33, p. 6778-6789. 1970.

MAIA, L. F. P. G. Micro-clima e Eventos Climáticos Extremos. In: GUSMÃO, P. P.; CARMO, P. S.; VIANNA, S. B (Orgs.). Rio Próximos 100 Anos: O Aquecimento Glo- bal e a Cidade. Rio de Janeiro: Instituto Pereira Passos, 2008. 229 p.

MELO, E. The Sea Sentinel Project: Watching Waves in Brazil. Proceedings of the VIII Symposium on Coastal and Ocean Management - Coastal Zone 93, New Orle- ans, USA, p. 505-517, 1993.

MENDONÇA, M. L. F de.; SILVA, L. R. A da. Áreas da Cidade Passíveis de Alaga- mento pela Elevação do Nível Médio do Mar. In: GUSMÃO, P. P.; CARMO, P. S.; VIANNA, S. B (Orgs.). Rio Próximos 100 Anos: O Aquecimento Global e a Cidade. Rio de Janeiro: Instituto Pereira Passos, 2008. 229 p.

MONTEZUMA, P. N de. Impactos nos Processos de Assoreamento na Baía de Se- petiba-Rj, de Sedimentos Oriundos da Bacia Contribuinte e de Dragagens Portu- árias. 2007. 94 f. Dissertação (Mestrado em Engenharia Oceânica) – COPPE, Univer- sidade Federal do Rio de Janeiro.

MUEHE, D.; LIMA, C. F.; LINS-DE-BARROS, F. M. Rio de Janeiro. In: MUEHE, D. (Org.). Erosão e Progradação do Litoral Brasileiro. Niterói: PGGM, MMA e MPO, 2005. 476 p.

MUEHE, D.; NEVES, C. F. Vulnerabilidades Físicas da Orla. In: GUSMÃO, P. P.; CARMO, P. S.; VIANNA, S. B (Orgs.). Rio Próximos 100 Anos: O Aquecimento Glo- bal e a Cidade. Rio de Janeiro: Instituto Pereira Passos, 2008. 229 p.

160

MUEHE, D.; VALENTINI, E. O Litoral do Estado do Rio de Janeiro - Uma Caracteri- zação Físico-Ambiental. Rio de Janeiro: Fundação de Estudos do Mar. 1998. v. 1. 93 p.

NAHON, A.; BERTIN, X.; FORTUNATO, A. B.; OLIVEIRA, A. Process-based 2DH morphodynamic modeling of tidal inlets: A comparison with empirical classifications and theories. Marine Geology, 291 – 294, p. 1-11. 2012.

NAP, E.; VAN KAMPEN, A. Sediment transport in irregular non-breaking waves. Coastal Eng. Dep., Delft University of Technology, Delft, The Netherlands. 1988.

NEVES, S.C. Variação da maré meteorológica no litoral sudeste do Brasil: 1965 – 1986. 1992. 113 f. Dissertação (Mestrado em Engenharia Oceânica) – COPPE, Uni- versidade Federal do Rio de Janeiro.

NICHOLS, M.M.; BIGGS R.B., Estuaries. In: DAVIS, R.A. (Editor). Coastal sedimen- tary environments. New York: Springer-Verlag, 1985. p. 77–186.

NIELSEN, P. Coastal and Estuarine Processes. Advanced Series on Ocean Engi- neering – Vol. 29. Singapore: World Scientific, 2009. 343 p.

NIEUWJAAR, M.; VAN DER KAAIJ, T. Sediment transport in irregular non-breaking waves. Coastal Eng. Dep., Delft University of Technology, Delft, The Netherlands. 1987.

O'BRIEN, M.P. Estuary tidal prisms related to entrance areas. Civil Engineering, v. 1, n. 8, p. 738-739. 1931.

PANDA, U. S.; MOHANTY, P. K.; SAMAL, R. N. Impact of tidal inlet and its geomor- phological changes on lagoon environment: A numerical model study. Estuarine, Co- astal and Shelf Science, 116, p. 29-40. 2013.

PONÇANO, W. L. Sedimentação atual na Baia de Sepetiba, Estado do Rio de Ja- neiro: um estudo para a avaliação da viabilidade geotécnica de implantação de um porto. 1976. Dissertação (Mestrado). Universidade de São Paulo, Instituto de Ge- ociências.

PUGH, D.T. Tides, surges and mean sea level, a handbook for engineers and sci- entists. New York: John Wiley and Sons, 1987. 472 p.

RANASINGHE, R.; PATTIARATCHI, C. The seasonal closure of tidal inlets: causes and effects. Coastal Engineering Journal, v. 45, n. 4, p. 601-627. 2003.

RONCARATI, H.; MENEZES, L. F. T. Marambaia, Rio de Janeiro: Origem e Evolução. In: MENEZES, L.F.T.; PEIXOTO, A.L.; ARAUJO, D.S.D. (Orgs.). História Natural da

161

Marambaia. Seropédica: Editora da Universidade Federal Rural do Rio de Janeiro, 2005. p. 67-120.

ROSENHAGEN, A. G. J. Aplicação de uma fórmula de transporte de sedimentos considerando ondas e correntes em um modelo hidro-sedimentológico. 2013. 74 f. Dissertação (Mestrado em Engenharia Oceânica) – COPPE, Universidade Federal do Rio de Janeiro.

ROSMAN, P.C.C. Referência Técnica do SisBaHiA – Sistema Base de Hidrodinâ- mica Ambiental. Fundação COPPETEC – Universidade Federal do Rio de Janeiro. Brasil. 2014.

SCHMELTZ, E. J.; SORENSEN, R. M.; McCARTHY, M. J.; NERSESIAN, G. Breach / Inlet Interaction at Moriches Inlet. Coastal Engineering Proceedings, n. 18, p. 1062- 1077. 1982

Secretaria de Estado de Meio Ambiente do Rio de Janeiro – SEMA/RJ. Macroplano de Gestão e Saneamento Ambiental da Bacia da Baía de Sepetiba. Rio de Janeiro: SEMA, 1998. 249 p.

Secretaria de Estado de Meio Ambiente e Desenvolvimento Sustentável – SEMADS. Bacias Hidrográficas e Rios Fluminenses – Síntese Informativa por Macroregião Ambiental. Rio de Janeiro: SEMADS, 2001a. 73 p.

Secretaria de Estado de Meio Ambiente e Desenvolvimento Sustentável – SEMADS. Bacias Hidrográficas e Recursos Hídricos da Macroregião 2 – Bacia da Baía de Sepetiba. Projeto PLANÁGUA SEMADS/GTZ, Rio de Janeiro, RJ. 2001b. 79 p.

Secretaria de Estado de Meio Ambiente e Desenvolvimento Sustentável – SEMADS, Fundação Estadual de Engenharia do Meio Ambiente – FEEMA, 1998. Avaliação da Qualidade das Águas da Bacia da Baía de Sepetiba (Outubro/1995 a Julho/1998), GTZ, Rio de Janeiro, RJ.

SILVA, K. J da. Paleoecologia de Foraminíferos Bentônicos do Holoceno Superior da Baía de Sepetiba, Rio de Janeiro. 2006. 167 f. Dissertação (Mestrado em Geolo- gia). Universidade do Estado do Rio de Janeiro.

SKOU, A. On the geometry of cross-section areas in tidal inlets. Series Paper No 51, Institute of Hydrodynamics and Hydraulic Engineering, Technical University of Denmark, Lyngby, Denmark. 1990.

SOARES, M. L. G. Formações de Manguezais. In: GUSMÃO, P. P.; CARMO, P. S.; VIANNA, S. B (Orgs.). Rio Próximos 100 Anos: O Aquecimento Global e a Cidade. Rio de Janeiro: Instituto Pereira Passos, 2008. 229 p.

162

SORENSEN, R.M. Procedures for preliminary analysis of tidal inlet hydraulics and stability. USACE-CERC, Coastal Eng Technical Aid, n. 77–78. 1977.

SOULSBY, R. L. Dynamics of marine sands. London: Thomas Telford Publications, 1997. 249 p.

TRAN, T.T.; VAN DE KREEKE, J.; STIVE, M.J.F.; WALSTRA, D.J.R. Cross-sectional stability of tidal inlets: A comparison between numerical and empirical approaches. Coastal engineering, v. 60, p. 21-29. 2012.

USACE, (2011). Coastal Engineering Manual. Engineer Manual 1110-2-1100, U.S. Army Corps of Engineers, Washington, D.C. (6 volumes).

USGS – UNITED STATES GEOLOGICAL SURVEY. Inundation and Island Breach- ing. In: Coastal Change Hazards: Hurricanes and Extreme Storms. Obtido através do site: http://coastal.er.usgs.gov/hurricanes/coastal-change/inundation.php, acessado em 8 de junho de 2015, às 11:00h.

VAN DE KREEKE, J. Equilibrium and cross-sectional stability of tidal inlets: application to the Frisian Inlet before and after basin reduction. Coastal Engineering, v. 51, p. 337–350. 2004.

VAN RIJN, L.C. Principles of sediment transport in rivers, estuaries and coastal seas. Amsterdam: Aqua Publications. 1993. 690 p.

VAN RIJN, L.C. Unified view of sediment transport by currents and waves. I: Initiation of motion, bed roughness, and bed-load transport. Journal of hydraulic engineering, v. 133, n. 6, p. 649-667. 2007a.

VAN RIJN, L.C. Unified view of sediment transport by currents and waves. II: Sus- pended transport. Journal of hydraulic engineering, v. 133, n. 6, p. 668-689. 2007b.

VISSER, P.J. Wave basin experiments on bottom friction due to currents and waves. Coastal Eng. Conference, Taipeh, Taiwan. 1986.

WALTON, T.L.JR.; ADAMS, W.D. Capacity of inlet outer bars to store sand. Proceed- ings of 15th Coastal Eng. Conference, American Society of Civil Engineers, p. 1919- 1937. 1976.

WANG, Z.B.; LOUTERS, T.; DE VRIEND, H.J. Morphodynamic modeling for a tidal inlet in the Wadden Sea. Marine Geology, v. 126, p. 289-300. 1995.

WORK, P.A.; GUAN, J.; HAYTER, E.J.; ELÇI, S. Mesoscale model for morphologic change at tidal inlets. Journal of waterway, port, coastal and ocean engineering, v. 127, n. 5, p. 282-289. 2001.

163

XIE, D.; GAO, S.; PAN, C. Process-based modeling of morphodynamics of a tidal inlet system. Acta Oceanol. Sin. v. 29, n. 6, p. 51-61. 2010.

164