O Processo Erosivo na Praia das Tartarugas - Rio das Ostras / Estado do Rio de Janeiro: Dinâmica Sedimentar e Controle Ambiental

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1 UNIVERSIDADE FEDERAL DO RIO DE JANEIRO INSTITUTO DE GEOCIÊNCIAS PROGRAMA DE PÓS-GRADUAÇÃO EM GEOLOGIA O Processo Erosivo na Praia das Tartarugas - Rio das Ostras / Estado do Rio de Janeiro: Dinâmica Sedimentar e Controle Ambiental Daniel Fernandes Dissertação de Mestrado submetido ao Programa de Pós-graduação em Geologia, Instituto de Geociências, da Universidade Federal do Rio de Janeiro UFRJ, como requisito necessário a obtenção do grau de Mestre em ciências (geologia). Orientador Dr.João Wagner Alencar Castro Dra. Paula Lucia Ferrucio da Rocha Rio de Janeiro Abril de 2010

2 ii O Processo Erosivo na Praia das Tartarugas - Rio das Ostras / Estado do Rio de Janeiro: Dinâmica Sedimentar e Controle Ambiental Daniel Fernandes Orientadores: Dr. João Wagner Alencar Castro e Dra. Paula Lucia Ferrucio da Rocha Dissertação de Mestrado submetida ao Programa de Pós-graduação em Geologia, Instituto de Geociências, da Universidade Federal do Rio de Janeiro - UFRJ, como parte dos requisitos necessários à obtenção do grau de Mestre em Ciências (Geologia). Aprovada em: Prof. Dr. Gerson Cardoso da Silva Jr. Universidade Federal do Rio de Janeiro Prof. Drª. Célia Regina de Gouveia Souza. Instituto Geológico de São Paulo Prof. Dr. Fabio Ferreira Dias. Universidade Federal Fluminense Rio de Janeiro Abril de 2010

3 iii Dedico esse trabalho aos meus queridos pais, Carlos Alberto Afonso Fernandes e Gloria Mara Fernandes e especialmente a minha companheira Roberta Espíndola. Rio de Janeiro Abril de 2010

4 iv AGRADECIMENTOS Primeiramente quero agradecer ao meu mestre e orientador Prof. Dr. João Wagner Alencar Castro por ter me oferecido esta grande oportunidade de aperfeiçoamento e amadurecimento. Agradeço pela sua paciência, pelas suas criticas e sugestões e principalmente por sua confiança. Quero agradecer também a todos os companheiros que estiveram presentes durante estes dois anos de trabalho, especialmente ao meu querido irmão Pedro Fernandes que já mais hesitou quando precisei de sua ajuda. Agradeço também a Cristina Henney, Diretora Instituto Estadual do Ambiente INEA, por ter me dado à oportunidade de trabalhar com pessoas qualificadas e especialmente dedicadas ao trabalho. Rio de Janeiro Abril de 2010

5 v Na natureza, nada se cria, nada se perde, tudo se transforma. Antoine Laurent Lavoisier ( ) Rio de Janeiro Abril de 2010

6 vi O Processo Erosivo na Praia das Tartarugas - Rio das Ostras / Estado do Rio de Janeiro: Dinâmica Sedimentar e Controle Ambiental Daniel Fernandes Orientadores: Dr. João Wagner Alencar Castro e Dra. Paula Lucia Ferrucio da Rocha RESUMO Nas últimas duas décadas, a praia das Tartarugas em Rio das Ostras, Estado do Rio de Janeiro vem passando por intenso e acelerado processo erosivo. A maior parte da orla encontra-se em estágio avançado de urbanização. A construção da ciclovia e a ampliação da rodovia Amaral Peixoto sobre a zona de pós-praia acarretou a ruptura do balanço sedimentar e a conseqüente erosão da linha de costa. Soma-se a este fato a construção da barragem de Juturnaiba no médio curso do rio São João que retém sedimentos a montante, alterando o balaço sedimentar das praias localizadas próximas à foz do rio São João. O presente trabalho tem como objetivo estudar do ponto de vista quantitativo o processo erosivo da praia das Tartarugas levando em consideração aspectos sedimentológicos, hidrodinâmicos e geomorfológicos. A metodologia constou da utilização de fotografias aéreas correspondente ao período de 1975 e 2003, adotando a linha de vegetação permanente na planície costeira ou estruturas construídas pelo homem como o limite superior do polígono praial e a linha de água como limite inferior. Foram executados 24 perfis em diferentes datas através de um rastreador geodésicos GPS Pró-Mark 2 e coleta de sedimentos nos pontos correspondentes aos perfis estabelecidos. Os resultados obtidos sugerem uma tendência erosiva com recuo médio da linha de praia de 42 metros no período de 28 anos correspondendo a um valor estimado em 1,4 m/ano. A taxa de transporte longitudinal induzida por ondas foi da ordem de m 3 /ano considerada muito elevada. Tendo em vista o processo de erosão em curso, o presente trabalho oferece uma estratégia de pesquisa para conduzir as intervenções na área de estudo, de forma direta e indireta, através da utilização de geoindicadores aplicados aos estudos de recuo de linha de praia. Palavras-chave: Balanço sedimentar erosão costeira perfil de praia Rio de Janeiro Abril de 2010

7 vii The erosion process in thetartarugas beach Rio das Ostras / Rio de Janeiro: Sedimentary dynamics and environmental control. Daniel Fernandes Orientadores: Dr. João Wagner Alencar Castro e Dra. Paula Lucia Ferrucio da Rocha ABSTRACT Over the last two decades, the Tartarugas Beach in Rio das Ostras, State of Rio de Janeiro has been passed through intense and accelerated erosion. Most of the shoreline is in an advanced stage of urbanization. The construction of the bicycle path and extension of the highway Amaral Peixoto on backshore area has led to the breakdown of sedimentary balance and the consequent erosion of the coastline. Added to this fact the construction of the Juturnaiba dam in the middle course of the São João river who retains sediment upstream, changing the sedimentary taking stock of the beaches located near the mouth of the São João river. This work aims to study qualitatively the erosion of the Tartarugas beach taking into account sedimentary, hydrodynamic and geomorphological aspects. The methodology consisted of using aerial photographs for the period from 1975 to 2003, adopting the line of permanent vegetation in coastal plain or man-made structures as the upper limit of praial polygon and the waterline as lower limit. 24 profiles were executed on different dates via a geodetic GPS Tracker Pro-Mark 2 and gathering of sediment in sections corresponding to the profiles established. The results obtained suggest a erosive trend with setback of the beach line of 42 meters in the period of 28 years corresponds to an estimated value in 1.4 m/year. The longitudinal transport rate induced waves was estimated at m 3/year considered very high. In view of the ongoing process of erosion, this work offers a search strategy to conduct interventions in the study area, directly and indirectly, through the use of geoindicadores applied to studies of beach line indentation. Keywords: sedimentary Balance coastal erosion Beach profile Rio de Janeiro Abril de 2010

8 viii LISTA DE FIGURAS Figura 1. Localização da área de estudo no nordeste do Estado do Rio de Janeiro. (fonte: imagem Google) 3 Figura 2. Esquema evolutivo da sedimentação quaternária nas feições deltaicas da costa leste brasileira. (Dominguez et al., 1981) 7 Figura 3. Subdivisões morfológicas do perfil de praia (Souza, 2005). 13 Figura 4. Adaptação do perfil de praia em função das variações do nível do mar. Fonte: Pereira, Figura 5. Características morfológicas dos seis estados de praia. (Wright e Short, 1984) 17 Figura 6. Fenômeno da refração de ondas ao se aproximarem da costa. Fonte: Silva et al, Figura 7. Geração de correntes de deriva litorânea (fonte: Souza, 2008) 20 Figura 8. Esquema demonstrativo de transporte litorâneo e corrente de retorno induzido por ondas. Fonte:Pereira Figura 9. Influência do aumento do nível do mar no perfil praial (Bruun, 1962). 23 Figura 10. Representação geral de perfis de praia em situação de desequilíbrio. Modificado de Pedruzzi (2005). 27 Figura 11. Mapa geológico do estado do Rio de Janeiro (modificado de Fonseca, 1998). Fonte: Schmitt (2001).31 Figura 12. Mapa batimétrico regional da plataforma continental entre o Espírito Santo e Cabo Frio. (Fonte: Kowsmann et al., 1979.) 33 Figura 13. Zona de arrebentação de onda na praia das Tartarugas durante campanha (inverno -2009) 36 Figura 14. RN do trevo de Búzios RJ e Figura 15. Base transferida para Rio das Ostras, RJ. 41 Figura 16. Esquema com as discordâncias entre elipsoide e geoide (fonte: Dias, 2009) 42 Figura 17. Classificação dos estados morfodinâmicos da praia (Wright & Short, 1984). 47 Figura 18. Localização dos perfis transversais de praia (Rio das Ostras/RJ). 51 Figura 19. Perfis fisiográficos da praia das Tartarugas, Rio das Ostras (27 de fevereiro de 2009). 52 Figura 20. Perfis fisiográficos da praia das Tartarugas, Rio das Ostras (7 de junho de 2009). 53 Figura 21. Perfis fisiográficos da praia das Tartarugas, Rio das Ostras (30 de janeiro de 2010). 54 Figura 22. Histórico da linha de praia analisado através das fotografias aéreas de 1975 e Foto base Figura 23. Zoom no trecho da praia próximo ao trevo rodoviário de Rio das Ostras. Foto base Figura 24. Representação do comprimento das secções da praia nos anos de 1975 e Figura 25. Histograma com distribuição das freqüências de ondas entre 40º a Figura 26. Histograma de altura significativa de ondas em águas profundas durante verão 60 Figura 27. Histograma de período significativo de ondas em águas profundas durante verão. 61 Figura 28. Histograma de altura significativa de ondas em águas profundas no outono. 61 Figura 29. Histograma de período significativo de ondas em águas profundas durante outono. 61 Figura 30. Histograma de altura significativa de ondas em águas profundo inverno. 62 Figura 31. Histograma de período significativo de ondas em águas profundas inverno. 62 Figura 32. Histograma de altura significativa de ondas em águas profundo, primavera. 62 Figura 33. Histograma de período significativo de ondas em águas profundas, primavera 63 Figura 34. Indicação de diferentes células de deriva litorâneas estabelecidas a partir dos parâmetros estatísticos da análises granulométricas 66 Figura 35. Comparação do Perfil A para três campanhas executadas. 73 Figura 36. A detalhe do perfil A (811127,714 / ,993 - UTM) localizado em frente à rua ceará, durante a campanha de 27 de fevereiro de Figura 37. Comparação do perfil B para as três campanhas executadas. 74 Figura 38. Detalhe da localização do perfil B, durante a campanha de 27 de fevereiro de A figura mostra acentuada erosão próxima a áreas de intervenção antrópica. 75 Figura 39. Comparação do perfil C para as três campanhas executadas 76 Rio de Janeiro Abril de 2010

9 ix Figura 40. Detalhe da visada a norte do perfil C frontal a ao condomínio Riviera.Pode se verificar durante a campanha de fevereiro de 2009 a ação erosiva pela tombamento de arvores localizadas a retaguarda da praia 76 Figura 41. Comparação do perfil D para as três campanhas executadas 77 Figura 42. Detalhe do Perfil D ( / , 903 Verão 2009) 77 Figura 43. Comparação do perfil E para as três campanhas executadas. 78 Figura 44. Comparação do perfil F para as três campanhas executadas 79 Figura 45. Detalhe do inicio do perfil F (812696,323/ ,485-UTM) de frente ao mercado Só Ofertas.Campanha de janeiro de Figura 46. Trecho intermediário aos perfis F e G (fotografia: excursão do curso de geologia marinha, outubro 2006) 80 Figura 47. Trecho intermediário ao perfil F e G (maio de 2007) 80 Figura 48. Comparação do perfil G para as três campanhas executadas entre 2009 e Figura 49. Detalhe do inicio do perfil G (812811,349/ ,15-UTM), 30 de janeiro de Figura 50. Área adjacente ao perfil G. Detalhe do trecho colapsado apos a passagem de uma frente fria em agosto de Pode se observar claramente que trata se de um trecho erosivo da praia das Tartarugas. 82 Figura 51. Comparação do perfil H para as duas campanhas executadas 83 Figura 52. Padrão energético das ondas atingindo a praia das Tartarugas, Rio das Ostras. Agosto de Figura 53. Resultado das constantes frentes frias que atingem a praia das Tartarugas, Rio das Ostras. Agosto de Rio de Janeiro Abril de 2010

10 x LISTA DE TABELAS Tabela 1. Causas naturais e antrópicas da erosão costeira no Brasil (Souza et al., 2005; Souza, 2009). 10 Tabela 2. Indicadores de erosão costeira monitorados nas praias do Estado de São Paulo, Brasil (Souza, 1997, 2001; Souza & Suguio, 2003). 11 Tabela 3. Variação do comprimento da linha de vegetação e linha de praia entre 1975 e Tabela 4. Coordenadas UTM, Diâmetro mediano do grão (mm), grau de seleção (φ) e grau de assimetria (Κs) no estirancio- verão de Tabela 5. Coordenadas UTM, Diâmetro mediano do grão (mm), grau de seleção (φ) e grau de assimetria (Κs) na zona de praia - verão de Tabela 6. Coordenadas UTM, Diâmetro mediano do grão (mm), grau de seleção (φ) e grau de assimetria (Κs) no estirancio inverno de Tabela 7. Coordenada UTM, Diâmetro mediano do grão (mm), grau de seleção (φ) e grau de assimetria (Κs) na zona de praia inverno de Tabela 8. Coordenada UTM, Diâmetro mediano do grão (mm), grau de seleção (φ) e grau de assimetria (Κs) no estirancio - verão de Tabela 9. Coordenada UTM, Diâmetro mediano do grão (mm), grau de seleção (φ) e grau de assimetria (Κs) na zona de arrebentação- verão de Tabela 10. Volumes (m3) estimados no verão e no inverno de 2009 e diferenças volumétricas (m3) por perfis de praia. 64 Tabela 11. Volumes (m3) estimados no inverno de 2009 e no verão de 2010 e diferenças volumétricas (m3) por perfis de praia. 64 Tabela 12. Volumes (m3) estimados no verão de 2009 e no verão de 2010 e diferenças volumétricas (m3) por perfis de praia. 64 Tabela 13. Estimativa da capacidade de transporte longitudinal de sedimentos no perfil A durante verão e inverno de Tabela 14. Estimativa da capacidade de transporte longitudinal de sedimentos no perfil B durante verão e inverno de Tabela 15. Estimativa da capacidade de transporte longitudinal de sedimentos no perfil C durante verão e inverno de Tabela 16. Estimativa da capacidade de transporte longitudinal de sedimentos no perfil D durante verão e inverno de Tabela 17. Estimativa da capacidade de transporte longitudinal de sedimentos no perfil E durante verão e inverno de Tabela 18. Estimativa da capacidade de transporte longitudinal de sedimentos no perfil F durante verão e inverno de Tabela 19. Estimativa do transporte longitudinal de sedimentos no perfil G durante verão e inverno de Tabela 20. Estimativa do transporte longitudinal de sedimentos no perfil B durante verão e inverno de Tabela 21. Médias residuais totais das vazões sólidas (m³/seg.). 69 Rio de Janeiro Abril de 2010

11 xi ANEXOS ANEXO 1 COORDENADAS DO DOS PERFIS TOPOGRÁFICOS. ANEXO 2 PARÂMETROS GRANULOMÉTRICOS. ANEXO 3 CARTAS SINÓTICAS. Rio de Janeiro Abril de 2010

12 xii SUMÁRIO AGRADECIMENTOS... IV RESUMO... VI ABSTRACT... VII LISTA DE FIGURAS... VIII LISTA DE TABELAS... X ANEXOS... XI 1. INTRODUÇÃO LOCALIZAÇÃO DA ÁREA DE ESTUDO OBJETIVO OBJETIVO GERAL OBJETIVOS ESPECÍFICOS FUNDAMENTAÇÃO TEÓRICA REVISÃO BIBLIOGRÁFICA EVOLUÇÃO DA LINHA DE COSTA VARIAÇÕES DO NÍVEL DO MAR EROSÃO COSTEIRA O SISTEMA PRAIAL VARIABILIDADE DO PERFIL PRAIAL E MONITORAMENTO ESTADOS MORFODINÂMICOS TRANSPORTE DE SEDIMENTOS Transporte longitudinal Transporte transversal REGRA DE BRUUN Rio de Janeiro Abril de 2010

13 xiii PERFIL DE EQUILÍBRIO PROFUNDIDADE DE FECHAMENTO PERFIL DE EQUILÍBRIO DE DEAN COMPARAÇÃO DO PERFIL DE EQUILÍBRIO TEÓRICO E O MEDIDO EFEITOS DE BARRAMENTOS NOS LEITOS DOS RIOS DIAGNOSTICO AMBIENTAL GEOLOGIA COSTEIRA REGIONAL Depósitos Quaternários Depósitos flúvio marinhos Plataforma continental CLIMATOLOGIA CLIMA DE ONDAS MARÉS FONTES DE MATERIAL MEIO ANTRÓPICO Evolução da População e a Urbanização O Reservatório de Juturnaiba MATERIAIS E MÉTODOS EXECUÇÃO DE PERFIS DE PRAIA Transformação das altitudes elipsoidais em ortométricas GEORREFERNCIAMENTO E FOTOINTERPRETAÇÃO ANÁLISE GRANULOMÉTRICA DE SEDIMENTOS LITORÂNEOS E DEFINIÇÃO DO D50 DOS PERFIS DE PRAIA ANÁLISE DO CLIMA DE ONDAS ESTIMATIVA DA PROFUNDIDADE DE FECHAMENTO DEFINIÇÃO DE PARÂMETROS HIDRODINÂMICOS - ALTURA DA ONDA NA ARREBENTAÇÃO, PROFUNDIDADE DE ARREBENTAÇÃO CLASSIFICAÇÃO MORFODINAMICA DA PRAIA ESTIMATIVAS DE VOLUMES DE PERFIS DE PRAIA TRANSPORTE TRANSVERSAL IDENTIFICAÇÃO DO SENTIDO DE TRANSPORTE DE SEDIMENTOS Rio de Janeiro Abril de 2010

14 xiv ESTIMATIVAS DE VOLUME DO TRANSPORTE LONGITUDINAL DE SEDIMENTOS RESULTADOS PERFIS DE PRAIA Perfil de 27/02/ Perfil de 7/06/ Perfil de 30/01/ HISTÓRICO DE RECUO DA LINHA DE PRAIA ANÁLISE GRANULOMÉTRICA E DEFINIÇÃO DO D 50 DOS PERFIS DE PRAIA CLIMA DE ONDAS PROFUNDIDADE DE FECHAMENTO DEFINIÇÃO DA ALTURA DE ONDAS NA ARREBENTAÇÃO E PROFUNDIDADE NA ZONA DE ARREBENTAÇÃO CLASSIFICAÇÃO MORFODINAMICA ESTIMATIVA DO TRANSPORTE TRANSVERSAL DE SEDIMENTOS DEFINIÇÃO DA DIREÇÃO DO TRANSPORTE DE SEDIMENTO ESTIMATIVA DO TRANSPORTE LONGITUDINAL DE SEDIMENTOS DISCUSSÔES PERFIS DE PRAIA PERFIS DE PRAIA VERÃO PERFIS DE PRAIA INVERNO Perfis de praia verão Comparações entre os perfis de praia ANÁLISE GRANULOMÉTRICA CLIMA DE ONDAS ESTIMATIVA DO TRANSPORTE TRANSVERSAL DE SEDIMENTOS ESTIMATIVA DO TRANSPORTE LONGITUDINAL DE SEDIMENTOS CONCLUSÕES REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS Rio de Janeiro Abril de 2010

15 1 1. INTRODUÇÃO. O litoral do Estado do Rio de Janeiro é composto por extensas planícies costeiras intercaladas por promontórios rochosos (Guerra et al, 2005 e Castro, 2006). A formação dos ambientes de sedimentação costeira está diretamente relacionada a uma sucessão de eventos geológicos significativos durante o período Quaternário e principalmente aos eventos relacionados às variações do nível do mar durante o Holoceno. Outro fator importante na compreensão da dinâmica sedimentar do ambiente costeiro, sobre tudo, a curto e médio prazo, é o transporte litorâneo induzido por ondas. Desta forma, a energia das ondas, a intensidade e a recorrência das tempestades, tornam-se os principais agentes nos processos de erosão e acumulo de sedimentos na interface entre continente e oceano. O fenômeno da erosão costeira afeta profundamente a costa brasileira em especial o litoral do Estado do Rio de Janeiro. O sistema praia-oceano não pode ser considerado em situação de equilíbrio morfodinâmico uma vez que praias não se qualificam como sistemas fechados, sendo a areia constantemente transportada de um ambiente para o outro. Por esta razão as praias compreendem um dos ambientes geológicos mais dinâmicos e sensíveis do planeta. Compostas de material inconsolidado, como areias e cascalhos, agem como uma proteção natural do continente contra o ataque erosivo das ondas. No entanto, o uso intensivo desses ambientes tem gerado conflitos e muitos impactos ambientais destacando-se a erosão costeira (Souza et al., 2005). Embora as atividades antrópicas sejam importantes causas de erosão, os processos naturais são muitas vezes desencadeadores do fenômeno, em especial a sobrelevação do nível eustático do mar. Assim, para que seja possível a conservação e preservação desse ambiente é necessária à compreensão da sua dinâmica sedimentar e dos mecanismos naturais e antrópicos que desencadeiam e ou aceleram a erosão costeira. No litoral do Estado do Rio de Janeiro o processo erosivo das praias relacionase a ação de ondas de tempestades provenientes dos quadrantes sudoeste e sudeste, e a diversas ações antrópicas na linha de costa, entre estas, implantação de estruturas de engenharia, urbanização e construções de barragens (Castro,

16 2 2007). Nas últimas duas décadas a praia das Tartarugas em Rio das Ostras vêm passando por intenso e acelerado processo erosivo (Fernandes, 2007). A maior parte da orla costeira encontra-se em estágio avançado de urbanização. A construção da ciclovia e a ampliação da rodovia Amaral Peixoto sobre a zona de pós-praia alteraram o balanço sedimentar e a conseqüente erosão da linha de costa. Soma-se a este fato a construção da barragem de Juturnaiba no Município de Silva Jardim, que retêm sedimentos a montante alterando assim o balaço sedimentar das praias a jusante.

17 Localização da Área de Estudo. A praia das Tartarugas localiza-se no Município de Rio das Ostras, litoral nordeste fluminense, entre os Municípios de Macaé e Cabo Frio, coordenadas geográfica 22º 31` 37`` S / 41º 56` 42`` W e 22º 34` 11``S / 41 58` 33`` W. Rio das Ostras Praia das Tartarugas Búzios Figura 1. Localização da área de estudo no nordeste do Estado do Rio de Janeiro. (fonte: imagem Google)

18 4 2. OBJETIVO Objetivo Geral. O presente trabalho tem como objetivo estudar do ponto de vista quantitativo o processo erosivo da praia das Tartarugas levando em consideração aspectos sedimentológicos, hidrodinâmicos e geomorfológicos Objetivos Específicos. Elaborar um diagnóstico ambiental com base em parâmetros geológicos, oceanográficos, climáticos e ocupação urbana; Quantificar do ponto de vista histórico o processo de recuo de linha de praia; Quantificar transporte sedimentar longitudinal (deriva litorânea) conforme clima de ondas regional; Quantificar o transporte transversal de sedimentos a partir da execução de perfis de praia em diferentes estações do ano; Identificar as possíveis causas e conseqüências do processo erosivo.

19 5 3. FUNDAMENTAÇÃO TEÓRICA Revisão Bibliográfica. Lamego (1944, 1946) foi um dos pioneiros na caracterização geológica e geomorfológica das planícies costeiras fluminenses. A sua principal contribuição reside no estudo da evolução e desenvolvimento dos cordões arenosos litorâneos a partir da acreção lateral decorrente da ação de correntes de deriva litorânea. Durante a década de 1970, novos conceitos a respeito das oscilações do nível relativo do mar durante o Quaternário foram introduzidos (Castro et al., 2007). De acordo com estas idéias, os trabalhos desenvolvidos por Roncaratti & Neves (1976) sobre a evolução geológica da planície costeira de Jacarepaguá (município de Rio de Janeiro) forneceram subsídios para a compreensão da geologia costeira que são aplicáveis em ambientes semelhantes do estado do Rio de Janeiro. Estudos de variações do nível relativo do mar para a localidade de Cabo Frio foram apresentados primeiramente por Martin et al., (1993). Estes autores propuseram a reconstituição paleoambiental da extensa planície costeira fluminense a partir da evolução geológica dos sistemas de ilhas barreiras e lagunas costeiras baseados em datações C14. Posteriormente, Turcq et al., (1999) complementam resultados anteriores a partir do refinamento das datações e de caracterização de depósitos de terraços marinhos localizados entre o cabo Búzios e o cabo Frio. Martin et al., (1997) elaboraram mapa na escala de 1: que engloba planícies costeiras dos estados do Rio de Janeiro e Espírito Santo. Este material apresenta a distribuição geográfica dos depósitos quaternários na planície costeira de Rio das Ostras, sendo estes de origem marinha e fluvio-lacustre. Recentemente, Muehe (2006) apresentou estudo sobre o processo erosivo no litoral de Rio das Ostras, concluindo que o efeito de ondas provenientes dos quadrantes sul e sudeste são as principais forçantes do processo erosivo.

20 Evolução da Linha de Costa. Os ambientes costeiros são extremamente dinâmicos, convergem processos terrestres, oceânicos e atmosféricos, que alteram constantemente suas características fisiograficas e sedimentológicas. Por se tratar de um ambiente extremamente dinâmico as mudanças significativas podem ocorrer em períodos de dias, meses ou anos. Na busca do equilíbrio, as zonas costeiras e conseqüentemente as praias se ajustam conforme a amplitude das marés, energia das ondas, suprimento de sedimentos, intervenções antrópicas e flutuações do nível relativo do mar, sendo este último considerado por Suguio et al., (1985) e Dominguez et al., (1981), como um dos principais fatores responsáveis pela sedimentação costeira durante o Holoceno. De acordo com os autores citados, dois episódios transgressivos Quaternários (Penúltima e Última Transgressão) foram considerados de grande importância para a construção das planícies costeiras na região do Paraíba do Sul, bem como as regiões deltaicas de São Paulo, Bahia e Espírito Santo. De acordo com Suguio & Martin, durante a Penúltima Transgressão (Transgressão Cananéia), com máxima atingida a cerca de anos A.P, o nível do mar teria erodido total ou parcialmente os depósitos continentais, formando então, com o subseqüente evento regressivo do mar, terraços arenosos pleistocênicos. Após este evento regressivo iniciou-se a Última Transgressão (Transgressão Santos) holocência na qual o mar atingiu cerca de 5 m acima do nível atual por volta de anos A.P., erodindo e afogando parcialmente as planícies costeiras e cursos fluviais, isolando sistemas lagunares. Com a subseqüente descida do nível relativo do mar ocorre a construção de terraços marinhos a partir de ilha-barreira original, resultando na progradação da linha de costa com os denominados cordões arenosos holocênicos, causando também uma gradual transformação das lagunas em lagoas e posteriormente em pântanos salobros e, finalmente, corpos aquosos de água doce (Figura 2).

21 7 Figura 2. Esquema evolutivo da sedimentação quaternária nas feições deltaicas da costa leste brasileira. (Dominguez et al., 1981) 3.3. Variações do Nível do Mar. As variações do nível relativo do mar são produtos da interação das flutuações climáticas, variações no suprimento sedimentar, variações na taxa de subsidência ou soerguimento. Segundo Dias (2007), o nível relativo do mar representa a medida entre a superfície do mar e um ponto móvel local, geralmente considerado o fundo de uma bacia de sedimentação. É evidente que, quando se efetuam reconstruções de antigos níveis marinhos, estas se referem a posições relativas e não absolutas.

22 8 Tem-se constatado que as flutuações relativas do nível do mar durante o Quaternário foram de fundamental importância na evolução das planícies costeiras brasileiras, tais como os depósitos sedimentares da desembocadura do rio Paraíba do Sul (Suguio et al., 1985), que tiveram as curvas de flutuações marinhas desenhadas para os últimos 7000 anos, com o objetivo de definir o papel dessas variações no desenvolvimento da planície. Para um cenário de algumas dezenas de anos, considerando uma elevação do nível de mar associada a um aquecimento do clima e derretimento das calotas polares, uma elevação do nível do mar de somente 0,3 m pode provocar sérias conseqüências às planícies costeiras. A previsão de uma elevação do nível do mar é uma variável que deve ser considerada no prognóstico de variação da linha de costa em decorrência dos processos erosivos que se intensificaram com o incremento do descongelamento de geleiras (durante a década de 1990) e a tendência histórica de elevação da temperatura climática (Muehe, 2004). Considerando um cenário mais pessimista em função de uma elevação do nível do mar, a Intergovernmental Panel of Climate Change (IPCC,2007) avalia uma elevação de 0,2 a 0,6 metros até o ano De acordo com esta previsão, faixas de absorção desse impacto devem ser estabelecidas no sentido de evitar perda de propriedades. Os efeitos de uma elevação do nível do mar sobre a linha de costa dependem basicamente das características geomorfológicas e morfológicas da costa Erosão Costeira. A erosão costeira é um processo que ocorre ao longo da linha de costa, atingindo promontórios, costões rochosos, falésias e as praias. Um dos aspectos fundamentais para o gerenciamento da Zona Costeira e Marinha, em especial da orla, é o conhecimento de sua vulnerabilidade em relação à modificação da posição da linha de costa. Trata-se de uma variável determinante a ser considerada no estabelecimento de áreas de não edificação para evitar os riscos à perda de propriedades por efeito da erosão costeira.

23 9 Para abordar os problemas erosivos, um dos principais desafios da geologia, oceanografia e engenharia costeira é compreender como e porque estas mudanças ocorrem. Os processos sedimentares que ocorrem em uma praia são produtos de fatores metereológicos, oceanográficos, geológicos e antrópicos. Os fatores metereológicos têm influencia nas variações do nível do mar (de curto e longo período) e na ação de ventos que agem no comportamento das ondas e, conseqüentemente, inferindo nas características das correntes litorâneas. Os fatores oceanográficos envolvem a ação das marés e ondas, e as correntes geradas por esses agentes. Dentre os diversos fatores geológicos atuantes no litoral, os de maior importância para as praias são os processos sedimentares que determinam o seu balanço sedimentar. Os fatores antrópicos compreendem as interferências do homem nos ecossistemas costeiros, modificando os fatores naturais. O balanço sedimentar das praias é a relação entre as perdas e ganhos de sedimento na praia. Essas trocas podem ocorrem entre a praia e o continente, entre a praia e a plataforma continental e dentro da própria praia. Assim, quando o balanço sedimentar for negativo, ou seja, quando houver perdas de sedimento, haverá déficit sedimentar e conseqüentemente a diminuição da largura da praia. As modificações na posição da linha de costa decorrente do balanço sedimentar negativo podem ser provocadas pelo esgotamento da fonte, a plataforma continental e desembocaduras fluviais. O homem, através da ocupação das áreas costeiras, pode também se tornar um agente influente nas modificações da linha de praia. Segundo Souza (2005) as causas da erosão costeira no Brasil são atribuídas a uma gama de fatores naturais e a diversas intervenções antrópicas na ZC, como mostra a Tabela 1.

24 10 Tabela 1. Causas naturais e antrópicas da erosão costeira no Brasil (Souza et al., 2005; Souza, 2009). CAUSAS NATURAIS DA EROSÃO COSTEIRA 1 Dinâmica de circulação costeira: presença de zonas de barlamar ou centros de divergência de células de deriva litorânea em de terminados locais mais ou menos fixos da linha de costa (efeito " foco estável"). 7 Inversões na deriva litorânea resultante causada por fenômenos climáticos - meteorológicos intensos: sistemas frontais, ciclones extratropicais e a atuação intensa do "El Nino/ENSO. CAUSAS ANTRÓPICAS DA EROSÃO COSTEIRA 14 Urbanização da orla, com destruição de dunas e / ou impermeabilização de terraços marinhos holocênicos e eventual ocupação da pós-praia. 2 Morfodinâmica praial: praias intermediárias têm maior mobilidade e suscetibilidade à erosão costeira, seguidas das reflexivas de alta energia, dissipativas de alta energia, reflexivas de baixa energia, dissipativas de baixa energia e ultradissipativas. 3 Aporte sedimentar atual naturalmente ineficiente ou ausência de fontes de areias. 4 Fisiografia Costeira: irregularidades na linha de costa (mudanças bruscas na orientação, promontórios rochosos e cabos inconsolidados) dispersando as correntes e sedimentos para o largo; praias que recebem maior impacto de ondas de maior energia. 5 Presença de amplas zonas de transporte ou trânsito de sedimentos (by-pass), contribuindo para a não permanência dos sedimentos em certos segmentos de praia. 6 Armadilhas de sedimentos e migração lateral: desembocaduras fluviais ou canais de maré; efeito molhe hidráulico ; depósitos de sobrelavagem; obstáculos fora da praia (barras arenosas, ilhas, parcéis, arenitos de praia e recifes). 8 Elevações do nível relativo do mar de curto período devido a efeitos combinados da atuação de sistemas frontais e ciclones extratropicais, marés astronômicas de sizígia e elevações sazonais do NM, resultando nos mesmos processos da elevação de NM de longo período. 9 Efeitos atuais da elevação do nível relativo do mar durante o último século, em taxas de até 30 cm: forte erosão com retrogradação da linha de costa. 10 Efeitos secundários da elevação de nível do mar de longo período: Regra de Bruun e migração do perfil praial rumo ao continente. 11 Evolução quaternária das planícies costeiras: balanço sedimentar de longo prazo negativo e dinâmica e circulação costeira atuante na época. 12 Balanço sedimentar atual negativo originado por processos naturais individuais ou combinados. 13 Fatores Tectônicos: subsidências e soerguimentos da planície costeira. 15 Implantação de estruturas rígidas ou flexíveis, paralelas ou transversais à linha de costa: espigões, molhes de pedra, enrocamentos, píers, quebra-mares, muros, etc., para "proteção costeira" ou contenção/mitigação de processos erosivos costeiros ou outros fins; canais de drenagem artificiais. 16 Armadilhas de sedimentos associadas à implantação de estruturas artificiais, devido à interrupção de células de deriva litorânea e formação de pequenas células. 17 Retirada de areia de praia por: mineração e/ou limpeza pública, resultando em déficit sedimentar na praia e/ou praias vizinhas. 18 Mineração de areias fluviais e desassoreamento de desembocaduras; dragagens em canais de maré e na plataforma continental: diminuição/perda das fontes de sedimentos para as praias. 19 Conversão de terrenos naturais da planície costeira em áreas urbanas (manguezais, planícies fluviais/ e lagunares, pântanos e áreas inundadas) provocando impermeabilização dos terrenos e mudanças no padrão de drenagem costeira (perda de fontes de sedimentos). 20 Balanço sedimentar atual negativo decorrente de intervenções antrópicas.

25 11 Com base nesses conceitos e nos pressupostos de que, sob condição de elevação do NM, como na atualidade, todas as praias do planeta estão, no mínimo, sob risco muito baixo de erosão costeira (Bruun, 1962), e que a erosão costeira deixa indícios (indicadores) na linha de costa que podem ser facilmente identificados e monitorados, Souza & Suguio (2003) elaboraram uma proposta de classificação de risco baseada na presença desses indicadores de erosão costeira (Tabela 2). Tabela 2. Indicadores de erosão costeira monitorados nas praias do Estado de São Paulo, Brasil (Souza, 1997, 2001; Souza & Suguio, 2003). I II III IV V VI VII VIII IX X XI Pós-praia muito estreita ou inexistente devido à inundação pelas preamares de sizígia (praias urbanizadas ou não). Retrogradação geral da linha de costa nas últimas décadas, com franca diminuição da largura da praia, em toda a sua extensão ou mais acentuadamente em determinados locais dela (praias urbanizadas ou não). Erosão progressiva de depósitos marinhos e/ou eólicos pleistocênicos a atuais que bordejam as praias, sem o desenvolvimento de falésias (praias urbanizadas ou não). Intensa erosão de depósitos marinhos e/ou eólicos pleistocênicos a atuais que bordejam as praias, provocando o desenvolvimento de falésias com alturas de até dezenas de metros (praias urbanizadas ou não). Destruição de faixas frontais de vegetação de restinga ou de manguezal e/ou presença de raízes e troncos em posição de vida soterrados na praia, causados pela erosão acentuada ou o soterramento da vegetação devido à retrogradação/migração da linha de costa sobre o continente. Exumação e erosão de depósitos paleolagunares, turfeiras, arenitos de praia, depósitos marinhos Holocênicos e pleistocênicos, ou embasamento sobre o estirâncio e/ou a face litorânea atuais, devido à remoção das areias praiais por erosão costeira e déficit sedimentar extremamente negativo (praias urbanizadas ou não). Freqüente exposição de terraços ou falésias artificiais, apresentando pacotes de espessura até métrica de camadas sucessivas de aterro erodido e soterrado por camadas de areias praiais/eólicas, no contato entre a praia e a área urbanizada. Destruição de estruturas artificiais construídas sobre os depósitos marinhos ou eólicos Holocênicos, a pós-praia, o estirâncio, as faces praial e litorânea, a zona de surfe/arrebentação e/ou ao largo. Retomada erosiva de antigas plataformas de abrasão marinha, elevadas de +2 a +6 m, formadas sobre rochas do embasamento ígneo-metamórfico Pré-Cambriano a Mesozóico, em épocas em que o nível do mar encontrava-se acima do atual, durante o Holoceno e o final do Pleistoceno (praias urbanizadas ou não). Presença de concentrações de minerais pesados em determinados trechos da praia, em associação com outros indicadores erosivos (praias urbanizadas ou não). Desenvolvimento de embaíamentos formados pela presença de correntes de retorno concentradas e de zona de barlamar ou centros de divergência de células de deriva litorânea localizados em local(s) mais ou menos fixo(s) da linha de costa. Embora essa proposta tenha sido aplicada para as praias oceânicas do litoral do Estado de São Paulo, ela pode ser adaptada para qualquer região costeira ou até para segmentos de uma praia muito extensa. Por se basear essencialmente na presença de indicadores que, em conjunto, refletem o estado resultante da praia, dispensa estudos mais complexos e até mesmo equipe muito especializada. A

26 12 definição de pesos diferentes para cada um desses indicadores não seria recomendada, pois a dinâmica de processos que ocorrem diariamente no ambiente praial pode mascarar temporariamente um outro indicador, influenciando até na sua distribuição espacial. Clark (1993), afirma que áreas com problemas de erosão apresentam como características altas taxas de erosão ou erosão significativa recente, e taxas de erosão baixa ou moderada em praias com estreita faixa de areia e pós-praias extremamente urbanizadas. Embora no Brasil a erosão costeira venha se tornando um risco crescente, as investigações detalhadas sobre suas causas são relativamente recentes ganhando impulso na década de 1990, com o Congresso Brasileiro de Geologia de Salvador (Castro, 2009) O Sistema Praial. O sistema praial pode ser subdividido em zonas ou setores. Geralmente é representada em 2 (duas) dimensões, por meio da diferenciação dos ambientes e respectivos processos ao longo de um perfil transversal a linha de costa. Hoefel (1998) define que as praias atuam como zonas tampão e protegem a costa da ação direta da energia do oceano, sendo esta a sua principal função ambiental. Komar (1976) define praia como o acúmulo de sedimentos inconsolidados que se estende da linha d água na maré baixa média até quebra fisiográfica, tal como o declive da praia ou campos de dunas. O ambiente de praia é o resultado da interação do sedimento com processos físicos como ondas, correntes e marés. Short & Wright (1983) abordam as praias como produto da interação de ondas com substrato localizado no litoral. A zona de interação tem seu inicio na região onde há ação efetiva das ondas sobre os sedimentos se estendendo pela a zona de surfe até a zona de espraiamento. Sendo que a extensão e a natureza destas zonas dependente de dois parâmetros; o nível de energia de onda e o tamanho do sedimento. Para Silva et a.l., (2004), praias são regiões extremamente dinâmicas, cujas

27 13 características morfológicas refletem o agente modificador predominante, no caso de ondas ou marés e os atributos dos sedimentos que as compõem, principalmente a granulometria, normalmente arenosa. Souza et al., (2005) define o ambiente geológico de praia como uma unidade fisiográfica composta de material inconsolidado, resultante da interação de processos ocorrentes na interface entre terra, oceano e atmosfera, cuja dinâmica atual está diretamente relacionada com a atuação de forçantes eólicas e marinhas - ventos, ondas e marés. São ambientes dinâmicos que desempenham importantes funções, entre estas, a proteção costeira e uso e ocupação por infra-estruturas de equipamentos e turismo. De acordo com Pereira (2007 apud Ângulo, 1996), um dos problemas apontados na pesquisa e estudos referentes à geologia costeira é a dificuldade em estabelecer definições e terminologias para o zoneamento de ambientes de praia. Tal dificuldade tem estreita relação com a grande variabilidade das feições morfológicas e limites entre estas. A falta de informação precisa pode interferir negativamente nas ações de investigação e gerenciamento ambiental, devido ao seu elevado grau de importância. O presente trabalho utilizará da terminologia proposta por Souza et al., (2005) para classificação do ambiente de praia e seus subambientes (figura 3). Figura 3. Subdivisões morfológicas do perfil de praia (Souza, 2005).

28 Variabilidade do Perfil Praial e Monitoramento. O perfil praial apresenta alta capacidade de remodelamento quando sujeito as mudanças ambientais em escalas de tempos variados, como visto por Brunn (1962) que avaliou a adaptação do perfil a uma elevação do nível do mar. (Figura 4). Figura 4. Adaptação do perfil de praia em função das variações do nível do mar. Fonte: Pereira, Em escala de tempo curto, as mudanças ocorrem pela adaptação dos perfis às condições meteorológicas, oceanográficas e estruturais impostas pelo ambiente. O comportamento praial é o resultado das ondas que mais atingem o litoral, que por sua vez é determinado pela declividade da praia e da zona submarina, que irá promover um padrão sedimentar para praias construtivas e erosivas, verão e inverno respectivamente (Wright e Short, 1984). A variabilidade do perfil praial pode ser monitorada a partir da realização de perfis topográficos perpendiculares a praia. O monitoramento tem como objetivo verificar segmentos do arco praial em relação às tendências erosivas ou progradacionais. Dependendo da extensão do arco praial e dos objetivos do trabalho, será definido a quantidade e a periodicidade dos levantamentos topográficos. Outros fatores que influenciam no monitoramento são os tempos de realização, infra-estrutura-empregada, recursos financeiros e logísticos para

29 15 realização (acessibilidade). De acordo com Silva (op. cit.) a realização de perfis topográficos sazonais e também sob diferentes condições de mar é fundamental para o reconhecimento da dinâmica de transporte sedimentar na região costeira. Os perfis permitem quantificar volumes, bem como identificar locais preferenciais à erosão ou a deposição. O levantamento de perfil de praia ideal deve ser estendido até a profundidade de fechamento do perfil ativo. Porém, a falta de equipamentos adequados para o levantamento do perfil na zona submarina e as condições altamente energéticas do sistema praial são obstáculos ao levantamento topográfico, limitando-o a porção subaérea (Muehe, 1996). As metodologias para o levantamento topográficas mais utilizadas são os nivelamentos por teodolito e mira telescópica e o método das balizas de Emery. Delgado & Lloyd (2004) apresentaram método de baixo custo alternativo as balizas de Emery, porém não foram encontrados trabalhos com emprego do método propostos. Parson (1997) apresenta síntese de métodos para o monitoramento de praias dos mais simples aos mais sofisticados, com o emprego de equipamentos de geofísica e radares. Pereira et al., (2007) e Castro et al., (2007) apresentam resultados de monitoramento de perfis de praia com o emprego de posicionamento por satélites com correção diferencial (DGPS). Coutinho (2007) utilizou o DGPS para a execução de perfis sazonais na praia da Barra da Tijuca e Recreio dos Bandeirantes, na cidade do Rio de Janeiro, visando a definição de locais preferenciais a erosão e deposição de sedimentos. Alguns trabalhos utilizam o DGPS para medições de modificações de posição de linha de praia (Hartmann et al., 2005), variações temporais de posição de falésia ativa (Ribeiro et al., 2004) variações volumétricas em drenagens (Costa Neto et al., 2005), variações volumétricas em ambientes arenosos insulares (Souza et al., 2003) e monitoramento da movimentação de campo de dunas eólicas (Castro et al., 2002).

30 Estados Morfodinâmicos. O estado morfodinâmico de uma praia é função de uma série de fatores interdependentes que condicionam o equilíbrio morfológico-dinâmico do sistema (Weschenfelder, 2002). O estudo da evolução do perfil transversal culminou com a elaboração de inúmeros modelos dentre um dos mais aceitos está o publicado por Wright e Short (1984), que analisando uma série de praias australianas elaboraram um modelo evolutivo baseado na descrição de seis estados morfodinâmicos, sendo dois extremos e quatro tipos intermediários formados por elementos de ambos os extremos (Figura 5).

31 Figura 5. Características morfológicas dos seis estados de praia. (Wright e Short, 1984) 17

32 18 No estado dissipativo a zona de surfe é larga e a praia apresenta baixo gradiente topográfico. Este tipo de praia ocorre sob condições de ondas de alta energia e de elevada esbeltez (classificadas como deslizantes) e na presença de areia de granulometria fina, que permite um alto potencial de transporte de sedimento eólio e conseqüentemente dunas frontais bem desenvolvidas. A antepraia apresenta elevado estoque de areia e é constituída de barras paralelas (Short & Hesp, 1982). O estado refletivo ao contrário do anterior é caracterizado por elevados gradientes de praia e fundo marinho adjacente, o que praticamente elimina a zona de surfe e a formação de bancos submersos, apresentando ondas do tipo ascendente e colapsante. A berma da praia é elevada devido à velocidade de espraiamento da onda que se dá sobre as areias grossas, limitando assim, o transporte eólio e as dunas frontais que se apresentam pequenas ou inexistentes. Os estados intermediários são caracterizados por uma progressiva redução da largura da calha longitudinal em decorrência da migração do banco submarino da zona de arrebentação em direção à praia, devido às variações hidrodinâmicas. Segundo Short (1984), as praias são caracterizadas por megacúspides ou bancos dispostos transversalmente e fortes correntes de retorno. As ondas são do tipo mergulhante com alta variação dos níveis energéticos, apresentando zonas de surfe complexas, alternando constantemente sua morfologia do estado dissipativo para o refletivo, e baixo potencial de transporte eólico das dunas frontais (Short & Hesp, 1982) Transporte de Sedimentos. Processos litorâneos que atuam na linha de costa são responsáveis pela modelagem costeira, seja através da destruição (erosão) ou construção (deposição). Segundo Silvester e Hsu, (1993), a alta dinâmica da praia é ocasionada pela atuação de processos marinhos, como ondas e correntes, sendo as ondas as responsáveis pelo maior input de energia nas regiões costeiras (Dean & Dalrymple, 1991). Ao se aproximarem das regiões costeiras de águas rasas (H/L < 0,05), devido aos efeitos da batimetria, as ondas começam a ser refratadas, sendo que a porção

33 19 da crista que atinge primeiro uma profundidade menor sofre uma desaceleração em relação à porção que ainda vem se deslocando. Isto tende a promover uma inflexão da crista da onda, caracterizando a refração (Silva et al.,2004). A refração é responsável pelo alinhamento da zona de arrebentação de tal modo que ela tende a ser paralela à praia (Suguio, 2003) gerando um vetor resultante da interação da senóide com o substrato. Este vetor denominado de deriva litorânea é um dos principais agentes do transporte de sedimentos (figura 6). Figura 6. Fenômeno da refração de ondas ao se aproximarem da costa. Fonte: Silva et al., Transporte longitudinal. O transporte longitudinal de sedimentos é resultante da ação da corrente longitudinal (longshore current) (figura 7) também conhecida como deriva litorânea. Esta corrente é formada a partir do ataque obliquo de ondas na zona de arrebentação e pode ter velocidades de até 1,0 m/s em situações extremas de tempestades (USACE, 2002a). Concomitante a corrente longitudinal, ocorre ação de correntes geradas pelo fluxo e refluxo das ondas no estirâncio. Estas correntes são responsáveis pelo padrão de circulação em ziguezague dos sedimentos na região do estirâncio (Silva et al.).

34 20 Figura 7. Geração de correntes de deriva litorânea (fonte: Souza, 2008) O transporte de sedimentos pela corrente longitudinal é função da tensão exercida pelas ondas em um fundo móvel de sedimentos não coesivos. O conceito de tensão de radiação, desenvolvido por Longuet-Hingins & Stewart (1964), formulado com bases na hidrodinâmica de ondas e na geometria do prisma praial, foi fundamental para os estudos de quantificação do transporte de sedimentos em praias arenosas (USACE, 2002a). As taxas de transporte longitudinal de sedimentos são mensuradas em função de variáveis hidrodinâmicas e sedimentológicas, através de processos baseados em modelos matemáticos. As equações desenvolvidas por Komar (1976) e CERC (1984) consideram a potência transmitida pela onda em direção à linha de praia e as propriedades dos sedimentos representadas por coeficiente adimensional K, definido por meios experimentais em função do diâmetro mediano (D50) do sedimento. Atualmente estudos de quantificação de taxas de transporte de sedimentos utilizam modelos computacionais, que englobam diversas equações governantes, entre estes, podem ser citados os algoritmos LITPACK, MIKE 21 e mais recentemente o Coastal Profiler Model - CROSMOR.

35 21 O sentido do transporte sedimentar longitudinal pode ser inferido a partir dos parâmetros estatísticos (diâmetro mediano, média, desvio-padrão, grau de seleção, assimetria e curtose) a distribuição granulométrica dos sedimentos das praias (Souza, 2007). Com metodologia computacional, foram desenvolvidos modelos de definição de transporte de sedimentos uni, bi e tridimensionais. Dentre estes modelos destacam-se os desenvolvidos por Mclaren (1981), Mclaren & Bowles (1985), Gao & Collins (1991, 1992) e Le Roux (1994) Transporte transversal. O transporte transversal é responsável por alterar os perfis das praias, mensurados de forma bi-dimensional (distância offshore versus altura). De acordo com o nível de energia do sistema praial, haverá migração sedimentar em direção ao mar (erosão) ou em direção ao estirâncio (deposição), modelando o perfil de praia (Pedruzzi, 2005). Outro importante processo de transporte transversal é resultante da ação de correntes de retorno (rip-currents). Estas são caracterizadas por fluxos posicionados normal ou obliquamente em relação à praia atravessando a zona de surfe em direção ao mar. São alimentadas por correntes longitudinais nas proximidades da praia tendendo extinguir-se logo após a zona de surfe em direção ao mar, formando células de circulação (figura 8). Assim como as correntes longitudinais, as correntes de retorno são efetivas no transporte de sedimento desempenhando importante papel nas zonas de arrebentação, apesar de não serem necessariamente erosivas (Short, 1985 apud Pedruzzi, op. cit.). O transporte transversal é mensurado através de cálculos de área sob a curva (gráfico de dispersão) representativa do perfil de praia. Para fins de cubagem é necessário executar sucessivos perfis em um arco praial. A estimativa volumétrica de transporte transversal de sedimentos em escala sazonal foi executada pela primeira vez na praia da Barra da Tijuca, Rio de Janeiro por Coutinho (2007).

36 22 Figura 8. Esquema demonstrativo de transporte litorâneo e corrente de retorno induzido por ondas. Fonte:Pereira Regra de Bruun. Bruun (1954), baseado na evolução de longo período, propôs um modelo para evolução de perfil de praia em decorrência de uma subida do nível relativo do mar. No entanto, é considerado que o material em movimento (onshore e offshore) esteja dentro de um sistema fechado de balanço sedimentar, entre a praia e proximidades do perfil submerso. A resposta do perfil praial depende da taxa de elevação do nível do mar (SLR) e da disponibilidade de sedimentos. Para uma elevação do nível do mar, o prisma da praia irá sofrer erosão e o material erodido será transferido e depositado na antepraia. Esta transferência provocará uma elevação do assoalho da ante-praia em magnitude igual à elevação sofrida pelo nível do mar, mantendo assim, constante a profundidade da lâmina de água (Suguio et al., 1985). No caso de um rebaixamento do nível relativo do mar, o perfil de equilíbrio também deverá ser restaurado, iniciado pela diminuição da espessura da lâmina d água. As ondas geradas sobre essa nova condição irão movimentar os sedimentos

37 23 inconsolidados da ante-praia rumo à costa, estocando-o no prisma praial e ocasionando desta maneira, a progradação da linha de costa que cessará somente quando a profundidade de fechamento do perfil ativo for equivalente as condições oceanográficas que existia anteriormente, retornando assim ao equilíbrio. A Teoria de Bruun (1954) representa o modelo de variação da linha de costa em função da variação do nível do mar, e assume que para essa variação, o perfil da praia alcance o equilíbrio ao passo que o volume do sedimento erodido da antepraia superior seja igual ao volume depositado na ante-praia inferior, havendo assim, uma compensação do transporte de sedimentos dentro do perfil (Figura 9), admitindo para isto, a ocorrência apenas do transporte transversal. Logo, uma vez estabelecido o perfil de equilíbrio na zona litorânea, a elevação subseqüente do nível do mar perpetuará este equilíbrio, que será restabelecido mediante sua translação em direção ao continente (Bruun, 1962). Figura 9. Influência do aumento do nível do mar no perfil praial (Bruun, 1962). Bruun (1962) considera em seu modelo que a costa apresenta comprimento infinito e neutralidade no movimento longitudinal do material, mantendo assim, as formas geométricas da praia e do perfil submerso, que variam unicamente em função da ação das ondas, das marés e do aumento do nível do mar (Brunn, 1988). Deste modo, o autor admite que o ângulo de incidência das ondas não influencia na geometria do perfil.

38 24 Segundo Lei de Bruun (1962), as orlas de praias podem ter suas estimativas de recuo da linha de costa em função de uma elevação do nível do mar com base na aplicação da seguinte equação: R = SLG/ H Onde: R = retrogradação devida à elevação do nível do mar (m) S = elevação do nível do mar (m) L = comprimento do perfil ativo (m) H = altura do perfil ativo (m) G = Proporção de material erodido que se mantém no perfil ativo Perfil de Equilíbrio. Definições, críticas, resultados e técnicas na tentativa de determinar o perfil de equilíbrio teórico de uma praia foram apresentados por Dean (1977, 1991, 2000); Dean et al., (1993); Pilkey et al.. (1993); Muehe (2004); Hallermeier (1981); Nicholls et al., (1995); Komar & Mcdougal (1994); Dubois (2001); Bogde (1992), Albino & Gomes (2004) e Bernabeu et al., (2003), com o intuito de discutir a validade da equação de Dean (1977). Não obstante as críticas, a mesma é amplamente usada devida sua simplicidade de aplicação. O conceito de perfil de equilíbrio foi evidenciado a partir da teoria conhecida como Regra de Bruun (1954) e foi inicialmente aplicado a um processo de escala geológica, com o ajuste gradual do perfil às diferentes situações do nível do mar. Atualmente esse conceito é aplicado nos processos de menor escala, adotado para acompanhar os estudos de morfodinâmica, visto que os agentes dinâmicos não são estacionários e o perfil busca constantemente sua situação de equilíbrio entre forçantes e sedimentos. Segundo Dean (1977) a utilização do conceito de perfil de equilíbrio é uma maneira fácil de fazer a estimativa do valor do recuo da linha de costa por ação do

39 25 ataque frontal das ondas, sendo, portanto considerado como um conceito altamente dinâmico Profundidade de Fechamento. O conceito da profundidade de fechamento é muito usado para resolver problemas de engenharia tais como, recuo da linha de costa devido à elevação do nível do mar (Bruun, 1962) e realimentação de praias (Dean, 1991). O limite externo, em direção ao oceano, e interno, em direção ao continente, são determinados respectivamente pela profundidade em que as ondas passam a provocar movimentos efetivos no sedimento e pelo limite superior de ação das ondas de tempestade sobre a costa (Hoefel, 1998). Para encontrar a profundidade na qual as ondas produzirão efeitos no sedimento, Hallermeier propôs em 1981 a idéia de perfil de fechamento, sendo caracterizado pelo limite externo de mobilização de sedimentos pela ação das ondas incidentes. Na equação Hallermeier relaciona a profundidade de fechamento com a altura significativa das ondas mais freqüentes. d = 2H s + 11σ Onde: H s é a altura média significativa anual das ondas (m) e σ é o desvio padrão anual das ondas significativas Perfil de Equilíbrio de Dean. Foi com base no Modelo de Bruun (1954) que Dean (1977) aplicou o conceito de perfil praial de equilíbrio e formulou uma equação para tal cálculo, admitindo que neste conceito a forma final do perfil praial adotará uma constância nas condições de onda e um dado tamanho de sedimento. Dean considera as seguintes características associadas aos perfis de praia: Perfis tendem a apresentar concavidade para cima;

40 26 Areias finas são associadas a baixo gradiente topográficos enquanto areias grossas tendem a apresentar bancos e calhas. O modelo teórico de cálculo de perfil de equilíbrio de Dean (1977) é expresso pela equação: h = A.x m Onde h é a profundidade a uma distância horizontal x no perfil de praia, A é o parâmetro granulométrico em função do diâmetro mediano do grão (d50) e m = 0,67. Este modelo foi elaborado a partir do método de mínimos quadrados obtendo curvas de ajuste de 502 perfis medidos até a zona de surfe ao longo da costa leste dos EUA e do Golfo do México. Este conceito de perfil de equilíbrio é composto por algumas hipóteses fundamentais (Dean, 1977 e 1991) argumentadas por Pilkey et al., (1993): (1) O movimento de sedimentos é dado somente por difusão devido ao gradiente transversal de energia da onda; (2) A profundidade de fechamento existe e pode ser quantificada; (3) A praia submersa é rica em areia, e a estrutura geológica subjacente não influencia na forma do perfil; (4) O perfil de equilíbrio representa uma aproximação da forma real da antepraia, podendo, para fins práticos, ser usado para determinação do volume de areia necessária para um projeto de recuperação de praia. Bodge (1992) acrescenta que o modelo de Dean (1977) é desenvolvido sob mais três premissas importantes: emprega a teoria linear da onda; fixa a altura da onda local; e considera o fundo como sendo uniforme ao longo da zona de surfe, uniformizando também as características sedimentológicas ao longo deste. Lembra este autor que, esta não é uma condição real encontrada na natureza e que as praias normalmente exibem areias grossas perto da linha de costa tornando-se mais finas à medida que se afastam da costa.

41 Comparação do Perfil de Equilíbrio Teórico e o Medido. Várias porções do perfil praial transversal respondem de forma distinta às escalas de tempo. Em geral as porções rasas do perfil respondem muito mais rapidamente do que em águas mais profundas (Dean et al.,1993). Estes autores verificaram a diferença entre o perfil medido e o perfil de equilíbrio desejado. A diferença entre eles ocorre devido aos gradientes de transporte longitudinal, porém, em seus casos analisados, foi considerado somente o transporte transversal, podendo um perfil medido apresentar excesso, equilíbrio ou déficit sedimentar. Segundo (Dean et al.,1993), um excesso de sedimento, na zona rasa perto da costa, quando retrabalhados pela corrente longitudinal possivelmente alcançará o equilíbrio, (Figura 10). Para tanto, Pilkey (1993) afirma que um perfil em equilíbrio ideal torna-se um caso muito raro, pois o perfil não está submetido a uma única condição de onda e conseqüentemente, sua forma estará em constante modificação. Figura 10. Representação geral de perfis de praia em situação de desequilíbrio. Modificado de Pedruzzi (2005).

42 Efeitos de Barramentos nos Leitos dos Rios. Em uma bacia hidrográfica, as características de tipologia de leito, tipologia dos canais, tipologia de padrões de drenagens, analisadas em conjunto, promovem uma dinâmica peculiar das águas correntes que, associada a uma geometria e hidráulica, culmina em processos específicos fluviais de erosão, transporte e deposição (Cunha 2001a). Em um rio, a velocidade das águas depende de fatores importantes como a declividade do perfil longitudinal, o volume das águas, a forma da seção transversal, o coeficiente de rugosidade do leito e viscosidade da água, fazendo com que a velocidade das águas tenha variações nos diversos setores do canal no qual ela flui. Nesse sentido, qualquer obstáculo influencia na eficiência do fluxo das águas, por exemplo, quanto mais lisa for a calha, maior será a eficiência do fluxo. Quando ocorre uma intervenção humana de grande intensidade, como é o caso das construções de grandes barragens, há o rompimento do equilíbrio longitudinal do rio. Praticamente todo barramento do canal fluvial interfere no seu sistema lótico (correntezas) passando a ser um sistema com características lênticas (ou de águas semi-paradas) no reservatório. Esse tipo de interferência gera uma série de efeitos em cadeia que, dependendo da magnitude e área de abrangência, pode ser irreparável (Cunha, 1995, 2001a). Casos brasileiros que exemplificam, entre outros, essa situação são os reservatórios de Balbina (AM) e Juturnaíba (RJ), empreendimentos que além de provocar diversos impactos, não atenderam, de fato, suas finalidades. Pesquisa realizada por Cunha, em 1995, intitulada Impactos das Obras de Engenharia Sobre o Ambiente Biofísico da Bacia do Rio São João (Rio de Janeiro Brasil), que discute e avalia de modo abrangente os vários efeitos hidrológicos e geomorfológicos da construção da barragem de Juturnaíba nos diversos setores do canal fluvial e adjacências, sendo uma referência de estudo no Brasil. De acordo com a autora, a construção de barragens rompe com a seqüência natural dos rios em pelo menos três setores distintos: (1) montante do reservatório/barragem; (2) no reservatório e periferia; (3) a jusante do reservatório/barragem. Brandt (2000) aponta que não é somente afetada a descarga da água, mas também o fluxo do sedimento. Dependendo do porte do reservatório, quantidades substanciais de sedimento de fundo são barrados, passando somente uma pequena proporção após a barragem. De acordo com Williams e Wolman

43 29 (1984), a eficiência da armadilha de sedimentos dos reservatórios de grande porte analisados é de praticamente 99%. Walling (2006), a partir da reunião de trabalhos e de análises de dados de séries históricas, evidencia os impactos humanos que afetam a transferência de sedimentos continente-oceano, destacando os reservatórios como uma das principais intervenções em canais fluviais responsáveis pela redução no transporte de carga de sedimentos dos grandes rios do mundo. Walling (2006) ressalta o caso do rio São Francisco Brasil Modificações no regime fluvial, como redução das vazões e carga de sedimentos ocorridos à jusante, podem são refletidas a longas distâncias da barragem, podendo afetar a desembocadura. Cunha (1995) chama a atenção para os possíveis efeitos na linha de costa, em função da diminuição da carga de sedimentos, provocada pelo fechamento da barragem que altera o perfil longitudinal do rio e dos seus afluentes, adaptando-se ao novo regime hidrológico. Caso a redução de descarga/vazão e sedimentos ocorra de forma significativa na desembocadura do rio com o mar, poderá causar efeitos na dinâmica do litoral (transporte longitudinal de sedimentos), desencadeando, com o passar dos anos, processos de erosão praial pela redução de aporte sedimentar do rio retido na barragem e ao longo do canal principal após a UHE.

44 30 4. DIAGNOSTICO AMBIENTAL Geologia Costeira Regional. Segundo Martin et al., (1997) e Schmitt (2001), a região apresenta quatro domínios litoestratigráficos: Ortognaisses félsicos Região dos Lagos; Ortoanfibólitos Forte São Mateus; Seqüência Supracrustal; Depósitos Quaternários. As unidades Ortognaisses Félsicos Região dos Lagos e Ortoanfibolitos Forte São Mateus, de idades Pré-Cambrianas e Paleozóicas, podem ser consideradas como o embasamento. Ocorrem na zona costeira sob a forma de promontórios rochosos que delimitam unidades fisiográficas e praias. Especificamente, a unidade Ortognaisses Félsicos Região dos Lagos, caracteriza-se por metagranitóides e metaquartzo-dioritos subordinados, formando o promontório que delimita a norte o arco praial das Tartarugas. A unidade Seqüência Supracrustal é composta por sucessões de rochas metassedimentares, intercaladas com rochas anfiboliticas, resultante de deposição (Meso-Neoproterozóico) e deformação tectono-metamórfica (Cambrio-Ordoviciano). A unidade é dividida em Sucessão Búzios, caracterizado por pacotes de metassedimentos aluminosos, intercalações de rochas siliciclásticas e corpos de anfiboliticos, e Sucessão Palmital, onde predominam metassedimentos quartzofeldspáticos com intercalações de metassedimentos aluminosos, rochas calcissiliclasticas e quartzitos feldspáticos. Na região são observados também pequenos diques de Fonolítos associados a intrusões alcalinas Cretáceas e Terciárias.

45 31 Figura 11. Mapa geológico do estado do Rio de Janeiro (modificado de Fonseca, 1998). Fonte: Schmitt (2001) Depósitos quaternários. De acordo com Martin et al., (1993) a evolução geológica da planície costeira na região é resultante das flutuações do nível relativo do mar ocorridas no Quaternário, caracterizada por extensos cordões litorâneos associados à foz do rio São João. No contexto de oscilações do nível do mar ocorrentes no Quaternário, Castro et al., (2007) apresentam registros paleoclimáticos do Holoceno para o sítio Pântano da Malhada a cerca de 15 km a sul da praia da Tartarugas. Segundo Castro (op. cit.), o máximo transgressivo ocorreu por volta de 5100 anos AP ocasionando a formação da paleolaguna de Tauá. Esta conclusão foi resultante de datações de coquinas preservadas com idades calibradas em torno de 5034 a 5730 anos AP. Nesta localidade, sistemas de ilhas barreiras se estabeleceram a frente da paleolaguna, ocasionando processos de dessecamento e colmatação, originando áreas de brejos e pântanos (Martin et al., 1997 apud Castro et al., 2007). A ocorrência de terraços marinhos com granulometria variando de areias a cascalhos

46 32 proveniente da dissecação dos maciços rochosos e costões na região são associados ao evento de máximo transgressivo (Turq et al., 1999). Turq et al., (1999) registraram a existência de um remanescente da ilhabarreira pleistocênica (idade de anos AP), situada na extremidade norte da Praia do Peró, entre o cordão de dunas interno e a área brejosa. Na Praia de José Gonçalves, segundo Ramos et al., (2005), ocorre um pequeno terraço marinho inclinado no sentido da praia elevado entre 3 e 5 m acima do nível médio do mar, constituído por cascalhos bem arredondados de ortognaisses, ortoanfibolitos e diabásios, imbricados e com matriz arenosa. Este terraço pode representar um testemunho de um nível do mar acima do atual Depósitos flúvio marinhos. Segundo Martin et al., (1997), os depósitos flúvio-marinhos constituem uma interdigitação de depósitos fluviais e marinhos regressivos holocênicos, formados por camadas lenticulares de areias e, subordinadamente, cascalhos, associados a lamas orgânicas depositadas em ambientes estuarinos. Geneticamente, correspondem a um ambiente de planície de maré e de progradação do litoral, servindo como substrato para o desenvolvimento do ecossistema de manguezal. Outras áreas com ocorrências desses depósitos são os subsolos dos brejos e pântanos da região, podendo ser citados como exemplos os pântanos da Malhada e Trimumu Plataforma continental. Sobre aspectos fisiográficos a Margem Continental Sudeste Brasileira pode ser dividida em duas regiões (Alves & Ponzi, 1984): de Itabapoana (ES/RJ) a Cabo Frio (RJ) e de Cabo Frio a São Sebastião (SP). A primeira é caracterizada por uma topografia relativamente suave e monótona cujo limite externo situa-se em torno de 100 metros de profundidade acompanhando os contornos da linha de costa e sendo modelada pelo complexo deltáico do rio Paraíba do Sul (Figura 12). A distribuição sedimentológica da plataforma continental externa é caracterizada pela presença de sedimentos tipicamente carbonáticos, representados

47 33 principalmente por algas calcáreas nodulares ramificadas (Alves & Ponzi, 1984) e atinge quase 150 Km nas proximidades de Macaé (Carvalho e Rizzo, 1994). Estes sedimentos afetam apenas marginalmente a área de estudo, indicando que não contribuem para o balanço sedimentar da ante-praia, pois esta é constituída por material siliciclástico, ou seja, a plataforma continental externa não disponibiliza atualmente sedimento para o sistema praia ante-praia plataforma continental interna. Ainda na plataforma continental externa, verifica-se uma convexidade na isóbata de 100 metros nas proximidades entre a Lagoa de Carapebus e Cabo Frio sugerindo ser representativa de deltas desenvolvidos durante estabilizações do nível do mar, em cotas batimétricas mais baixas que a atual (Kowsmann et al., 1979). Figura 12. Mapa batimétrico regional da plataforma continental entre o Espírito Santo e Cabo Frio. (Fonte: Kowsmann et al., 1979.)

48 34 As amostras analisadas por Fernandez (1995) referentes à plataforma continental interna entre Cabo de Búzios e Macaé mostraram que o grau de seleção dos sedimentos apresentou melhor resultado na faixa próxima ao litoral, onde se concentram as areias mais grossas, que se dispõe de maneira relativamente paralela ao litoral. Uma tendência de aumento do desvio padrão foi verificada em direção a faixa de sedimentos finos, com maiores valores nas amostras lamosas dispostas paralelamente à linha de costa (entre as isóbatas de 25 a 45 metros). A assimetria constatada foi de valores negativos próximos ao litoral, junto às desembocaduras fluviais e assimetria positiva seguindo a direção da ocorrência de lamas. Os valores de curtose platicúrtica, que indicam deposição de material, encontram-se mais próximas do litoral e as curtoses leptocúrticas, que indicam transporte, encontram-se bem afastada do litoral. O autor conclui que a resultante do transporte de sedimentos nesta plataforma continental interna se dá preferencialmente no sentido de norte para o sul, ou seja, de Macaé para Búzios, impulsionada pelas correntes de deriva a partir de ventos preferenciais de Nordeste (Souza, 1988) e pelo espessamento dos depósitos de areias na direção do Cabo de Búzios Climatologia. A abundância de material depositado ao longo da maior parte dos trechos do litoral brasileiro reflete em grande parte às condições climáticas da área, como altas temperaturas e altos índices pluviométricos, que auxiliam na ação do intemperismo e conseqüentemente na disponibilidade de sedimentos. Estas condições favorecem por sua vez o pioneirismo vegetal que, de modo muito ativo, acarreta a fixação do material sedimentar. Durante todo o ano o litoral da região estudada é dominado pelo Anticiclone semi-fixo do Atlântico Sul, sentido através da ação de ventos do quadrante leste, nordeste e sudeste. Essa massa de ar apresenta pressões e temperaturas relativamente elevadas, fornecidas pela intensa radiação solar das baixas latitudes e elevada umidade devida à intensa evaporação. A ação desse anticiclone mantém a estabilidade do tempo, que somente cessa com a chegada das correntes perturbadas. Estas correntes são responsáveis pela instabilidade do tempo na

49 35 região sudeste, em particular no estado do Espírito Santo, e compreendem três sistemas de correntes perturbadas, do Sul e Oeste, e em menor escala do Leste. As correntes perturbadas do Sul são representadas pela inversão das frentes polares, frentes frias, trazidas pelo anticiclone polar móvel. A chegada e passagem das frentes frias são acompanhadas pré e pós frontais e costumam se estender por 2, 3 ou mais dias. As correntes perturbadas do Sul são as mais freqüentes a atuar na região sudeste do Brasil. As correntes perturbadas do Oeste, Sistema de Instabilidade do Oeste, decorrem da formação de linhas de instabilidade tropical, sentido através da ação de ventos de direção Oeste a Noroeste. As correntes perturbadas de Leste representam um fenômeno que não está suficientemente compreendido, entretanto são característicos dos litorais das regiões tropicais atingidos pelos ventos alísios. Os ventos alísios sopram das regiões de altas pressões subtropicais para as baixas pressões equatoriais. Devido ao movimento de rotação da Terra, esses ventos sopram de nordeste para sudeste no hemisfério norte (alísio do norte) e de sudeste para noroeste no hemisfério sul (alísio do sul). Estes dados correspondem à estação climatológica de Macaé, localizada a cerca de 40 km a noroeste de Rio das Ostras. Os ventos que chegam à região são oriundos de frentes frias mais freqüentes nos quadrantes Sul e Sudeste, sendo que a posição dessas frentes em latitudes mais baixas implica em ventos de direção Sudeste. Dados coletados em escala anual pela estação meteorológica mantida pela Companhia de Álcalis (Arraial do Cabo) apontam que a freqüência dos ventos de nordeste na região está na ordem de 40% (Rangel, 2005). Característica peculiar resultante da circulação atmosférica na região é a ocorrência do fenômeno da ressurgência. Os ventos de nordeste deslocam a camada superficial dos oceanos, fazendo com que águas geladas se elevem à superfície. A presença de águas geladas na superfície do oceano Atlântico na região remete a ocorrência de clima-semi-árido. Estudo detalhado sobre a ocorrência do fenômeno da ressurgência e reconstituição paleoclimática por análise de bioindicadores lagunares é apresentado por Laslandes et al., (2006).

50 Clima de Ondas. Trabalhos desenvolvidos anteriormente na bacia de Campos definem o clima de ondas predominante como de tempo bom, com ondulações variando no quadrante nordeste, com ocorrência de marulhos provenientes de Anticiclones do Atlântico Sul (AAS) associado com sistemas frontais e frentes frias polares, com direção leste-sudeste (Muehe, 1998; Pinho, 2003 e Savi, 2007). Segundo Pinho (2003), os sistemas frontais alteram as condições metrológicas e maregráficas da região, influenciando diretamente os padrões de circulação oceânica, alterando o Estado de Mar e resultando em variações volumétricas, sedimentológicas, granulométrica e fisiográficas. Os dados referentes ao clima de ondas da região obtido através da Marinha do Brasil correspondem às estações maregráficas localizadas na bacia de campos, entre os períodos de 1963 e 1999 evidenciam freqüentes trens de ondas de nordeste com períodos (t) de 6 a 2 s e alturas (h) de 1,0 a 2,0 m resultantes. A figura 13 exemplifica as condições pontuais do clima de ondas da região. Figura 13. Zona de arrebentação de onda na praia das Tartarugas durante campanha (inverno -2009)

51 Marés. Segundo Savi (2007), a maré caracteriza-se como do tipo assimétrica, semidiurna. Os registros do marégrafo do Porto do Forno em Arraial do Cabo remontam os últimos 18 anos, indicam que o nível do mar, neste período, permaneceu estável. A amplitude de maré é de aproximadamente 1,0 m. Os fatores meteorológicos como variações da pressão atmosférica e ventos podem causar elevação ou rebaixamento do nível do mar. Assim sendo, as preamares e baixamares podem atingir níveis maiores ou menores que as previstas nas tábuas de maré Fontes de Material. No arco praial estudado registra-se a ocorrência de 2 (duas) desembocaduras fluviais que contribuem para o aporte de sedimento na plataforma continental interna e praias. O mais importante rio da região é o São João, esse curso d água caracteriza-se por um padrão meandrante no médio e baixo curso, estendendo-se por aproximadamente 85 km. Ao longo do canal verificam-se retificações artificiais realizadas pelo extinto DNOS (Departamento Nacional de Obras de Saneamento) com objetivo de irrigação para as áreas de plantio de cana-de-açúcar. O outro corpo hídrico que deságua a norte do trecho estudado é o rio das Ostras. O referido rio nasce nos limites territoriais do Município de Rio das Ostras, percorrendo um trecho de aproximadamente 24 km até sua foz. Aparentemente o sistema de drenagem com maior volume de sedimentos é o rio São João, cuja nascente localiza-se na serra do Sambe, a 700m de altitude, no Município de Cachoeiras de Macacú, percorrendo aproximadamente 150 km ate desaguar no Oceano Atlântico, junto ao distrito de Barra de São João. A bacia hidrográfica desse rio apresenta aproximadamente 2190 km 2, englobando vários municípios, tais como: Cachoeiras de Macacú, Rio Bonito, Araruama, São Pedro da Aldeia, Cabo Frio, Casimiro de Abreu e Silva Jardim. O curso principal apresenta forte declividade nos primeiros 5,0 km juntos as nascentes, com um desnível de 600m. O curso médio se estende por mais 35 km até o reservatório de Juturnaiba,

52 38 atingindo uma altura de 20m. O trecho inferior se prolonga por 85 km ate atingir o Oceano Atlântico Meio Antrópico Evolução da população e a urbanização. Em Rio das Ostras, assim como em todo Brasil, as pressões sócio-econômicas na zona costeira vêm desencadeando, ao longo do tempo, um processo acelerado de urbanização não planejada e intensa degradação dos recursos naturais, os quais são uma ameaça à sustentabilidade econômica e à qualidade ambiental e de vida das populações humanas (Souza, 2003/2004). Com um total de habitantes em 1991, Rio das Ostras registrou uma taxa de crescimento geométrica da população igual a 9,09% ao ano, conforme descrito nos resultados das análises demográficas do IBGE sobre o período entre 1991 e Os resultados do Censo Demográfico do IBGE de 2000 informam que o contingente populacional do município era de habitantes, resultando em uma taxa média de crescimento de 6,69% ao ano, no período 1996 a De acordo com a análise destes resultados, tem-se que na década de 90 (1991 a 2000) a população do município cresceu a uma taxa média 7,19%, bastante superior à observada no total da população fluminense (1,3% a.a.) e na maioria nos municípios, individualmente. Em relação à urbanização, a população rural de Rio das Ostras registrou, no período 1996 a 2000, um acréscimo de apenas 2,1% do seu contingente, enquanto a população urbana cresceu 31,5%, no mesmo período. O crescimento populacional observado em Rio das Ostras na década de 90 está, em parte, associado à sua emancipação política ocorrida em 1992 e ao conseqüente desenvolvimento das atividades econômicas no município, e também ao crescimento vegetativo da população. A atração de novos moradores tende a manter esta taxa de crescimento, devido a processos de inserção do município, ao mesmo tempo, numa região turística (Região dos Lagos) e em na região de produção de petróleo do estado (Macaé e Campos). Este crescimento está concentrado as margens da Rodovia Amaral Peixoto, principal via de acesso ao município, construída sobre antigos cordões holocênicos regressivos (Martin e Suguio, 1993).

53 O Reservatório de Juturnaíba. O lago de Juturnaíba é formada pelo barramento das águas dos rios Capivari e Bacaxá, pelos aluviões do rio São João, no qual desaguava. A partir de 1974, a bacia foi alvo de obras hidráulicas a cardo do extinto Departamento Nacional de Obras e Saneamento DNOS, incluindo a retificação do trecho do rio São João a jusante da lagoa de Juturnaíba e a construção da represa de Juturnaíba. A formação do reservatório se deu entre 1982 e 1984 e cobriu o antigo lago de Juturnaíba, criando ecossistema distinto do original. A obra do dique e das estruturas hidráulicas visava controle (laminação) das cheias a jusante e sustentação de vazões regularizadas para a irrigação de áreas selecionadas pelo projeto Proálcool e abastecimento público de águas. A obra de represamento concluída em 1984 ampliou o espelho da represa de 5.56 km2 para km2, aumentando assim o acumulo d água para 100 milhões de m3, que anteriormente era de 10 milhões de m3.

54 40 5. MATERIAIS E MÉTODOS Execução de Perfis de Praia. Para quantificar o transporte transversal de sedimentos foram executados 23 (vinte e três) perfis de praia durante as campanhas dos dias 27 de fevereiro de 2009, 7 de junho de 2009 e 30 de janeiro de Foram empregados receptores rastreadores DGPS Ashtech Promark 2 pertencente ao Laboratório de Geologia Costeira, Sedimentologia e Meio Ambiente Museu Nacional / UFRJ, tendo como referência topográfica o datum vertical Imbituba (nível zero definido pelo Instituto Brasileiro de Geografia e Estatística IBGE). A localização dos perfis de praia foram determinados com base em indicadores de erosão propostos por Souza (2003) e priorizou a proximidade de altos investimentos em infra-estruturas (habitações, hotéis, resorts, shopping centers, entre outros). Foram cumpridas as seguintes etapas (Pereira et al., 2007a): Reconhecimento de referências de nível (RN) integrantes da rede geodésica brasileira implantada e mantida pelo Instituto Brasileiro de Geografia e Estatística (IBGE). Execução do posicionamento diferencial estático (IBGE, 1994) para subsidiar a definição da ondulação geoidal para a área de estudo. Transportar a base de referente à RN localizada no trevo de búzios para praia das Tartarugas em Rio das Ostras (figuras13 e 14), facilitando a logística de trabalho. Nesta etapa foi adotado o posicionamento diferencial estático, com taxa de rastreio de 1 segundo e tempo de rastreio acima de 60 minutos (IBGE, 1994). Definição das estações DGPS na praia das Tartarugas e adjacências denominadas perfis A, B, C, D, E, F, G e H partir da Base transportada para Rio das Ostras. Os perfis foram definidos através do método de posicionamento diferencial semi-cinemático (stop-and-go) com taxa de rastreio de 2 segundos e tempo de rastreio de 15 segundos (IBGE, 1994)

55 41 Pós-processamento dos dados do posicionamento com utilização do software Ashtech Solutions 2.7. Para a definição das coordenadas horizontais e verticais (altura elipsoidal h e altura ortométrica H). Os dados coletados pelos receptores foram, posteriormente, processados no Programa Astech Solutions e complementados com os dados do relatório da estação geodésica utilizada. A primeira parte consistiu na configuração dos equipamentos de acordo com o tipo do rastreio, segundo as suas especificações técnicas. Em ambos os levantamentos, os dois receptores estiveram ligados, simultaneamente, para que pudessem ser processados no Astech Solutions. As informações da estação ocupada 3073 D foram obtidas no site do IBGE, na seção de geodésia. Após o reconhecimento desta estação foi executada a transferência da base de búzios para Rio das Ostras (figuras 14 e 15). Figura 14. RN do trevo de Búzios RJ. Figura 15. Base transferida para Rio das Ostras, RJ..

56 42 Foram utilizadas as seguintes especificações para coleta de dados pelos Rastreadores: Posicionamento estático: horizontal 0,005 m + 1 ppm, vertical 0, ppm. Posicionamento cinemático: horizontal 0,012 m + 2,5 ppm, vertical 0, ,5 ppm Transformação das altitudes elipsoidais em ortométricas Para o cálculo da altura ortométrica foi utilizada a expressão matemática: h = H +N, onde: h é a altura elipsoidal, H é a altura ortométrica e N, a ondulação geoidal. A Figura 16 demonstra as diferenças entre a altura elipsoidal e ortométrica. Geoide (MSL) Elipsóide Figura 16. Esquema com as discordâncias entre elipsoide e geoide (fonte: Dias, 2009) As alturas elipsoidais (h) foram provenientes do processamento dos dados obtidos pelos rastreadores no subprograma Project Manager do Astech Solutions. Para o referido processamento foram necessárias a altura da antena (2,06m) utilizada na base e no rastreador, a altura elipsoidal do ponto, além das coordenadas x,y, informações essas presentes no relatório citado. A ondulação (N) de cada ponto foi calculada no programa MAPGEO adquirido no site do IBGE (acessando-se a página na seção Downloads). Esse programa, a partir das coordenadas x, y,

57 43 calcula a ondulação geoidal do ponto (diferença entre as alturas ortométrica e geométrica N) Georrefernciamento e Fotointerpretação. Durante a etapa de geoprocessamento foram utilizadas fotografias aéreas de diferentes datas de vôos pertencentes ao acervo do Departamento de Recursos Minerais do Estado do Rio de Janeiro (DRM), correspondentes aos anos de 1975, e o mosaico ortorretificado fornecido pela AMPLA (2003). Para calcular a taxa de variação da linha de costa a partir de fotografias aéreas e mapas, o método computacional utilizado foi o ponto de terminação ou end-point rate (EPR), através do qual é medida a distância horizontal entre duas posições de linha de costa no tempo, ao longo de vários trechos da praia envolvendo apenas dois períodos de tempo. (Dolan et. al., 1991) O primeiro passo constou da digitalização com 300 dpi, sem compressão, para que as imagens não perdessem resolução. As fotografias ortorretificadas datadas de 2003 já se encontravam em formato digital. As resoluções espaciais e escalas das fotografias aéreas de 1975 e 2003 são, respectivamente, de, 1,7m e 3,53m e 1:20.000, e 1: Nessa etapa, foi utilizado o software ArcGis 9.2. As ortofotos foram utilizadas no georreferenciamento das demais fotos, a partir da identificação dos pontos fixos em comum entre estas, vias urbanas e costões rochosos. Para tal, o mosaico georreferenciado foi aberto no ArcMap juntamente com as outras fotos. Com a utilização do recurso de georeferencing as imagens foram sobrepostas. Essa etapa teve também como objetivo corrigir as distorções encontradas. O principal fator a ser considerado na correção geométrica de imagens é a distribuição dos pontos de controle, também denominados de pontos de amarração. Segundo Loch (2000), esses pontos devem ser em números suficientes e bem distribuídos. A quantidade de pontos dependerá do modelo utilizado ou, do grau do polinômio, que cresce conforme sua ordem (quanto maior o grau, mais pontos são necessários). Utilizaram-se o sistema de coordenadas UTM, datum SAD 1969 zonas 24 S. Foi utilizada a opção polinômio de terceira ordem. Em seguida foram demarcadas as linhas de vegetação da pós-praia e linha de água para comparação posterior das

58 44 modificações do posicionamento da linha de praia ao longo dos anos observados. Por fim, a representação espacial da serie histórica foi feita sobre as ortofotos de Análise granulométrica de sedimentos litorâneos e definição do D 50 dos perfis de praia. As análises granulométricas foram executadas no Laboratório de Geologia Costeira e Meio Ambiente do Departamento de Geologia e Paleontologia, Museu Nacional UFRJ, segundo metodologia proposta por Suguio (1973), seguindo o procedimento abaixo: Definição do diâmetro mediano do grão (D 50 ) dos perfis de praia; Definição dos parâmetros D 50, grau de seleção (σ), grau de assimetria (Sk), curtose e desvio padrão (Folk & Ward, 1957 apud Suguio, 1973) dos sedimentos da zona de praia e zona arrebentação. Foram coletadas amostras por perfil de praia (pós-praia, estirâncio) durante a execução dos perfis, totalizando 14 amostras de sedimento litorâneo por campanha. O material foi quarteado, lavado com água destilada para a retirada de sais, secada em estufa e peneirada em vibrador por 15 minutos. Nesta análise o material carbonático não foi retirado em função de sua importância para a composição do material presente em praias localizadas nos trópicos (Komar, 1976, p. 238) Análise do Clima de Ondas. Os dados de clima de ondas foram fornecidos pelo Banco de Dados Oceanográficos da Marinha do Brasil BNDO, compreendendo o período entre 1965 e As direções, alturas e períodos das ondas foram apresentados de maneira independente através de histogramas no capitulo Resultados. Dessa forma, foram realizadas todas as combinações possíveis para o cálculo da profundidade de fechamento da praia das Tartarugas.

59 45 O propósito é determinar as ondas significativas para cada estação do ano é estabelecer a profundidade de fechamento de perfil ativo e taxa de transporte de sedimentos longitudinais Estimativa da Profundidade de Fechamento. A profundidade de fechamento corresponde à área que separa a zona ativa de transporte de sedimento no segmento litorâneo submerso adjacente à praia, da área mais profunda onde ocorre reduzida deposição e erosão durante certo intervalo de tempo (Kraus et al. 1999). Tal área pode ser determinada sob duas perspectivas. A primeira utiliza medições realizadas em campo através da produção de perfis de praia em seqüências temporais dos padrões típicos de comportamento e magnitude das mudanças ocorridas ao longo dessa escala temporal (e.g., Birkemeier,1985; Larson and Kraus,1994). O segundo corresponde ao cálculo empírico, desenvolvido a partir de dados coletados no campo, utilizando condições de ondas extremas (e.g., Hallermeier 1978, 1981) ou a altura média significativa anual obtida através de medidores de onda (Houston, 1995). Hallermeier (1977, 1978, 1981a, 1981b, 1981c) a partir de testes de laboratório dados de campo introduziu a equação que prediz os limites internos e externos da praia onde ação de onda age diretamente sobre o movimento dos sedimentos. A equação de Hallemeier: 2 H d 2,28H 68,5( ) (1) gt 5.6. Definição de Parâmetros Hidrodinâmicos - Altura da Onda na Arrebentação, Profundidade de Arrebentação. Weishar & Byrne (1978) apresentam equação para o cálculo da altura de arrebentação H b a partir de altura de onda em águas profundas: 0,2 0,4 Hb 0,39g ( TH 0) (2)

60 46 onde: g é a aceleração da gravidade; T é o período; H 0 é a altura de ondas em águas profundas. Para a definição da profundidade de arrebentação (h b ) foi aplicada equação derivada da teoria linear de ondas: Hb hb (3) 0,78 Onde, H b é a altura significativa na profundidade de arrebentação; 5.7. Classificação Morfodinâmica da Praia. Para a classificação morfodinâmica da praia foi utilizado o modelo de Wright & Short (1984), capaz de definir o parâmetro ômega (Ω), podendo assim, distinguir seis estados morfodinâmicos, todos submetidos a um regime de micro-maré. Hb s. T (4) Onde Hb é altura da onda na zona de arrebentação, ωs é a velocidade de decantação dos grãos e T é o período das ondas. Esta classificação propõe dois estados morfodinâmicos extremos (dissipativo e refletivo) e quatro intermediários (TBM, BT, BPC e BCL), (Figura 5). Os valores médios e desvios padrão respectivos para os diversos estados são representados na figura 17.

61 47 Figura 17. Classificação dos estados morfodinâmicos da praia (Wright & Short, 1984) Estimativas de volumes de perfis de praia transporte transversal. As distribuições dos dados dos perfis de praia obtidos com um rastreador DGPS pro mark 2, lotados em gráficos de dispersão x z, sendo x distância offshore e z altura elipsoidal, caracterizam os perfis de praia. Através do programa MATLAB cada perfil foi integrado através da equação de Simpson. A Regra de Simpson consiste na aproximação da função contínua f(x) no intervalo [a,b] por uma função de segunda ordem, ou seja, na aproximação de uma curva por uma parábola. A fórmula para a integral tem a forma: b a h f ( x) dx f ( x0 ) 4 f ( x1 ) f ( x2 ) 3 (5) O transporte transversal total (T t ) de sedimentos para o período compreendido entre os dias 27 de janeiro de 2009 e 30 de janeiro de 2010 foi estimado a partir da equação: T t = V verão(2010) - V verão (2009) (6) Foi considerado para o cálculo dos volumes o limite de contorno lateral de 10 m para cada perfil. Essa escolha do limite de 10m é baseada na descontinuidade morfológica ao longo da praia.

62 Identificação do Sentido de Transporte de Sedimentos O significado e a aplicabilidade dos diversos parâmetros estatísticos que podem ser calculados a partir da análise granulométrica de um sedimento têm gerado discussões no meio científico. Nas últimas duas décadas vários autores como McLaren (1981); McLaren & Bowles (1985); Gao & Collins (1991, 1992); Le Roux (1994a, 1994b); Gao (1996); Pedreros et al., (1996); Chang et al., (2001), só para citar alguns, têm acordado que a média granulométrica, o grau de seleção e a assimetria do sedimento são os parâmetros mais importantes para a determinação da direção de transporte dos sedimentos em um ambiente deposicional. No entanto, devido à diversidade de fatores que podem variar no ambiente, as tentativas de McLaren (1981) concluem que: (1) As características granulométricas de um depósito sedimentar dependem da deposição seletiva do sedimento durante o transporte, da total deposição do sedimento transportado, além das características do depósito fonte. As relativas mudanças ou tendências destas características, definidas pela média granulométrica, seleção e assimetria, podem ser usadas para determinar fontes e depósitos que têm participação nos processos e, por inferência, a direção preferencial do transporte do sedimento. (2) Exceções nestas tendências podem ocorrer se houver mais de uma fonte de sedimento, se houver processos coesivos em sedimentos finos ou floculação durante a deposição e se o tamanho dos grãos alterar-se durante o transporte. 3) Somente a distribuição do tamanho dos grãos de um sedimento não pode ser utilizada para determinar com segurança o ambiente de deposição. (4) A análise de modelos e programas para serem aplicados com segurança na natureza têm se mostrado polêmica. Das tendências dos parâmetros granulométricos pode ser usada para determinar: a) prováveis relações entre os ambientes de deposição; b) os processos mais importantes que operam nos subambientes; c) a direção de transporte de sedimentos; e d) os ambientes de deposição. Em síntese, baseando-se em um sedimento com distribuição hipotética e assumindo que grãos mais leves apresentam maior probabilidade de serem erodidos e transportados do que grãos pesados McLaren (1981) afirma que:

63 49 (1) durante o transporte os sedimentos tornam-se mais finos, melhor selecionados e com assimetria mais negativa do que o sedimento fonte; (2) podem também se tornar mais grossos, melhor selecionados e com assimetria mais positiva; (3) Em depósitos sucessivos, os sedimentos tendem a ficar mais finos ou mais grossos, mas a seleção tende a melhorar e a assimetria a ficar mais positiva. Mais tarde, McLaren & Bowles (1985) estabelecem um modelo relacionando os caminhos do transporte de sedimentos a variações espaciais, considerando a média granulométrica (μ), um coeficiente do grau de seleção (σ²) e a assimetria (Sk), desenvolvendo um tratamento estatístico dos dados para gerar um modelo em uma dimensão das tendências de transporte do sedimento em um ambiente no qual seria possível distinguir dois padrões principais de direção de transporte efetivo na natureza. No sentido do transporte, os sedimentos se tornariam mais grossos, melhor selecionados e com assimetria mais positiva, ou mais fina, melhor selecionada e com assimetria mais negativa: σ1² > σ2², μ1 > μ2 & Sk1 > Sk2 σ1² > σ2², μ1 < μ2 & Sk1 < Sk2 Sendo os subscritos 1 e 2 os locais de amostragem: 2 estando ao longo da direção de transporte de 1 e os valores em unidades Φ. Gao & Collins (1991) fazem uma análise crítica do trabalho de McLaren & Bowles (1985), afirmando que, apesar dos casos 1 e 2 acima descritos serem dominantes, outros casos pode ocorrer e causar distorções no método. Consideram outros dois tipos de tendência possíveis no transporte de sedimentos: σ1² < σ2², μ1 < μ2 & Sk1 < Sk2 σ1² > σ2², μ1 < μ2 & Sk1 > Sk2

64 Estimativas de volume do transporte longitudinal de sedimentos. Nas obras de engenharia, a quantificação do transporte longitudinal de sedimentos é calculada pela variação do volume de sedimentos, expressa em metros cúbicos por dia. De acordo com CERC (1984) apud Hass & Haynes (2004): q I s s 1 g 1 p (7) Sendo: I K P (8) Onde K é o coeficiente em função do diâmetro mediano do grão (D 50 ) e altura significativa de onda na zona de arrebentação e P é a potência induzida pelas ondas na zona de arrebentação. Tais valores são obtidos pela aplicação da seguinte equação (CERC, 1984): ( 2,5D50) K 1,4e (9) P ECn cos sin (10) b b 1 2 E gh b (11) 8 E, é definido como a energia da onda na zona de arrebentação, onde: H b é a altura de onda na arrebentação; b 0 C C 0, o ângulo de ataque das ondas em águas rasas; 1023 kg/m³, densidade da água; s 2,65, peso específico do sedimento (Dean, 2000); p 0,35, porosidade do sedimento (Dean, 2000).

65 51 6. RESULTADOS Perfis de Praia. A diferença volumétrica entre os perfis de praia registrados em curto prazo permitiu definir o volume de material erodido e depositado na unidade fisiográfica estudada, denominada de arco praial aberto das Tartarugas, Rio das Ostras. Os pontos preferenciais de erosão ou deposição de sedimentos representam a resposta morfológica da praia frente aos agentes oceanográficos e antrópicos reinantes. A figura 18 mostra a localização dos perfis de praia transversais executados em 27 de fevereiro de 2009, 7 de junho de 2009 e 30 de janeiro de Figura 18. Localização dos perfis transversais de praia (Rio das Ostras/RJ).

66 Perfil de 27/02/2009. A figura 19 apresenta os perfis executados em 27 de fevereiro de Notase que em todos os perfis é possível identificar clara quebra fisiográfica representada pela Intensa erosão de depósitos que bordejam a praia, resultando no aparecimento de pequenas falésias. Essa feição é descrita por, Souza & Suguio (2003) em seus trabalhos como um dos principais indicadores do processo erosivo.. Figura 19. Perfis fisiográficos da praia das Tartarugas, Rio das Ostras (27 de fevereiro de 2009). Os resultados obtidos através do rastreador Pró-Mark 2 mostram o perfil A com comprimento total de 37,125m, o perfil B com 31,091m, o perfil C com 34,890m, o perfil D com 22,789m, o perfil E com 28,625m, o perfil F com 24,452m, o perfil G com 20,465m e o perfil H com 9,838m Perfil de 7/06/2009. A figura 20 apresenta os perfis executados em 7 de junho de 2009.

67 53 Figura 20. Perfis fisiográficos da praia das Tartarugas, Rio das Ostras (7 de junho de 2009). Os resultados obtidos através dos rastreadores indicam um recuo da linha de praia em todos os perfis executados durante a campanha de 7 de junho de Os recuos da linha de praia para o dia 7 de junho de 2009 são da ordem de 1,870 m para o perfil A, 9,345 m para o perfil B, 0,387 m para o perfil C, 5,055 m para o perfil D, 8,692 m para o perfil E, 0,111 m para o perfil F, 1,873 m para o perfil G. O perfil H não foi executado durante a campanha de inverno de 2009 em decorrência da praia encontrar-se abaixo do nível de baixamar, o que representa um forte indicador do processo erosivo, já que não há preservação da pós-praia em função da ação de inundações de preamares sizígias Perfil de 30/01/2010. A campanha executada em 30 de janeiro de 2010 demostrou o recuo da linha de praia nos perfis A, B, C, D e E em relação à campanha de 27 de feveriro de 2009, com valores na ordem de 4,708 m, 10,146 m, 0,816 m, 4,180 m e 7,586 m, respectivamente (Figura 21). Os perfis F, G e H apresentaram um aumento do comprimento do na ordem de 4,026 m, 0,647 m e 0,401m, respectivamente.

68 54 Figura 21. Perfis fisiográficos da praia das Tartarugas, Rio das Ostras (30 de janeiro de 2010) Histórico de recuo da linha de praia. O procedimento de análise de fotografias aéreas de diferentes datas (1975 e 2003) utilizando programas de geoprocessamento permitiu mensurar a mudança de posição da linha de praia e a taxa média do recuo anual considerando o intervalo das fotografias (28 anos). As figuras 22 e 23 foram geradas a partir da sobreposição das fotografias através do software ArcGis 9.2 (tópico 5.2 do capitulo Matérias e Métodos) e indicam os recuos da linha de praia e linha de vegetação.

69 55 Figura 22. Histórico da linha de praia analisado através das fotografias aéreas de 1975 e Foto base 2003 Figura 23. Zoom no trecho da praia próximo ao trevo rodoviário de Rio das Ostras. Foto base 2003 A linha em azul representa a posição da linha de praia no ano de 1975 e a linha em vermelho aponta o posicionamento da linha de vegetação no mesmo ano. Os resultados foram obtidos através da ferramenta Meansure do ArcMap e são representados na figura 24 onde se mostra a diferença entre a posição da linha de praia nos anos de 1975 e 2003.

70 56 Figura 24. Representação do comprimento das secções da praia nos anos de 1975 e Os resultados que demonstram o recuo da linha de vegetação e recuo da linha de praia no intervalo de 28 anos são representados de forma individual para cada setor onde foram executados os perfis de praia (Tabela 3). Tabela 3. Variação do comprimento da linha de vegetação e linha de praia entre 1975 e Perfis Recuo da linha de vegetação (m) Recuo da linha de praia (m) Recuo total em cada perfil (m) A B C D E F G H Análise Granulométrica e Definição do D 50 dos Perfis de Praia. Os resultados estatísticos provenientes da análise granulométrica associados à definição do clima de ondas local são fundamentais para as estimativas de taxa de transporte longitudinal de sedimentos (CERC, 1984) e para estimar a direção da

71 57 deriva litorânea. As análises granulométricas foram executadas para sedimentos coletados na pós-praia e estirâncio. As medidas do diâmetro mediano do grão (D 50 ), grau de seleção (φ) e grau de assimetria (Κ s ) em cada perfil de praia estão representadas nas tabelas 4, 5, 6, 7, 8 e 9, assim como as respectivas coordenadas dos pontos de coleta. Tabela 4. Coordenadas UTM, Diâmetro mediano do grão (mm), grau de seleção (φ) e grau de assimetria (Κs) no estirancio- verão de Perfil Coordenadas UTM (WGS84) (D 50 ) Φ Κs Perfil A Perfil B Perfil C Perfil D Perfil E Perfil F Perfil G Perfil H , , , , , , , , , , , , , , , , 140 1,38 0,69 0,95 0,56 0,59 0,77 0,60 0,28 0,96 1,43 1,08 0,77 0,96 1,01 0,94 1,20 0,89 0,08 0,31 0,37 0,20-0,09-0,26-1,48 Tabela 5. Coordenadas UTM, Diâmetro mediano do grão (mm), grau de seleção (φ) e grau de assimetria (Κs) na zona de praia - verão de Perfil Coordenadas UTM (WGS84) (D 50 ) Φ Κs Perfil A Perfil B Perfil C Perfil D Perfil E Perfil F Perfil G Perfil H , , , , , , , , , , , , , , , , 675 0,35 0,53 0,57 0,72 0,48 0,65 0,36 0,81 0,68 0,73 0,78 1,17 0,75 0,77 0,74 1,09-0,25-0,12 0,17 0,43-0,13 0,12-0,36 0,07

72 58 Tabela 6. Coordenadas UTM, Diâmetro mediano do grão (mm), grau de seleção (φ) e grau de assimetria (Κs) no estirancio inverno de 2009 Perfil Coordenadas UTM (WGS84 (D 50 ) φ Κs Perfil A Perfil B Perfil C Perfil D Perfil E Perfil F Perfil G , , , , , , , , , , , , , , 483 0,94 1,13 0,94 1,00 0,64 0,68 0,57 1,04 1,24 1,18 1,09 1,08 1,17 1,17 0,79 0,74 0,21 0,23 0,42-0,06-0,36 Tabela 7. Coordenada UTM, Diâmetro mediano do grão (mm), grau de seleção (φ) e grau de assimetria (Κs) na zona de praia inverno de Perfil Coordenadas UTM (WGS84 (D 50 ) φ Κs Perfil A Perfil B Perfil C Perfil D Perfil E Perfil F Perfil G , , , , , , , , , , , , , ,641 0,40 0,56 0,77 0,51 0,58 0,57 0,50 0,92 0,87 0,78 0,27 0,92 0,90 0,74-0,20 0,27-0,16 0,27-0,01 0,18-0,33 Tabela 8. Coordenada UTM, Diâmetro mediano do grão (mm), grau de seleção (φ) e grau de assimetria (Κs) no estirancio - verão de Perfil Coordenadas UTM (WGS84) (D 50 ) φ Κs Perfil A Perfil B Perfil C Perfil D Perfil E Perfil F Perfil G Perfil H , , , , , , , , , , , , , ,675 0,54 0,76 0,76 0,80 0,65 0,50 0,52 0,50 0,77 0,74 0,69 0,76 0,85 0,84 0,88 0,76 0,12 1,20 0,15-0,28-0,19 0,51-0,29 0,12

73 59 Tabela 9. Coordenada UTM, Diâmetro mediano do grão (mm), grau de seleção (φ) e grau de assimetria (Κs) na zona de arrebentação- verão de Perfil Coordenadas UTM (WGS84) (D 50 ) φ Κs Perfil A Perfil B Perfil C Perfil D Perfil E Perfil F Perfil G Perfil H , , , , , , , , , , , , , , , ,900 0,52 0,65 0,64 0,58 0,65 0,47 0,39 0,43 0,87 0,84 0,92 0,88 0,72 0,78 0,68 0,79-0,005 0,582-0,123-0,174 0,276 0,001 0,087 0,299 Nota-se que os resultados apresentados nas tabelas acima para sedimentos coletados no estirancio indicam tendência geral à diminuição da granulometria no sentido do perfil A para perfil H assim como melhor seleção no sentido de A para H e assimetria mais negativa no sentido de A para H 6.4. Clima de Ondas. O clima de ondas de uma localidade costeira é fundamental para a definição de modelos de evolução de linha de costa, bem como para o planejamento de obras de engenharia e de instalações de infra-estruturas (USACE, 1995). O clima de ondas é definido a partir dos valores de altura significativa, período significativo e direção de propagação de ondas em águas profundas. Esses parâmetros são essências para determinação da profundidade de fechamento de perfil ativo, para estabelecer as taxas de transporte longitudinal e inferir sentido da deriva litorânea ao longo do trecho estudado. Os resultados estatísticos para o clima de ondas em águas profundas, a partir de dados coletados por ondógrafo (BNDO-DHN-MB) durante o período de 36 (trinta e seis) anos ( ), são apresentados por gráficos de freqüência x direção de ondas, freqüência x altura de ondas e freqüência x período de ondas. A partir destes gráficos foi estimada a altura e período significativo para as estações climáticas.

74 60 O resultado apresentado no histograma (Figura 25) indica que as ondas do quadrante nordeste (50º e 60º) apresentam maior freqüência durante o período de verão e inverno. Observa-se também que tanto altura de ondas significativas em águas profundas (H 0 ) quanto o período associado é semelhante para todas as estações climáticas durante o intervalo de tempo considerado, sendo determinada em 1,5 metros (H 0 ) e 5 segundos (T) em águas profundas. Freqüência de ondas Figura 25. Histograma com distribuição das freqüências de ondas entre 40º a 180. Altura de ondas em águas profundas - verão Figura 26. Histograma de altura significativa de ondas em águas profundas durante verão

75 61 Período de ondas em águas profundas - verão Figura 27. Histograma de período significativo de ondas em águas profundas durante verão. Altura de ondas em águas profundas - outono Figura 28. Histograma de altura significativa de ondas em águas profundas no outono. Período de ondas em águas profundas - outono Figura 29. Histograma de período significativo de ondas em águas profundas durante outono.

76 62 Altura e ondas em águas profundas - inverno Figura 30. Histograma de altura significativa de ondas em águas profundo inverno. Período de ondas em águas profundas - inverno Figura 31. Histograma de período significativo de ondas em águas profundas inverno. Altura de ondas em águas profundas - primavera Figura 32. Histograma de altura significativa de ondas em águas profundo, primavera.

77 63 Período de ondas em águas profundas - primavera Figura 33. Histograma de período significativo de ondas em águas profundas, primavera 6.5. Profundidade de Fechamento. De acordo com modelo proposto por Hallemeier (1981), a profundidade de fechamento do perfil ativo foi estabelecida em -3,42 metros para altura significativa de ondas em águas profundas de 1,5 metros e período associado de 5 segundos Definição da altura de ondas na arrebentação e profundidade na zona de arrebentação. Os resultados obtidos tanto para altura das ondas na arrebentação, bem como a respectiva profundidade na arrebentação foram baseados na determinação da altura significativa de ondas em águas profundas e período associado. Assim os resultados são respectivamente 1,37 metros e 1,76 metros, considerando ondas de 1,5 metros com período de 5s paras ondas em águas profundas Classificação Morfodinâmica. Para classificar o estado morfodinâmico da praia de acordo com o modelo desenvolvido por Wright & Short (1984) foi determinado primeiramente o diâmetro médio da praia em phi. O resultado obtido indica que a praia das Tartarugas apresenta o estado intermediário a refletivo.

78 Estimativa do Transporte Transversal de Sedimentos. O cálculo dos volumes dos perfis de praia foi executado a partir de procedimento descrito no capítulo 5, item 5.8. Os resultados volumétricos dos perfis são apresentados nas tabelas 10,11 e 12. Tabela 10. Volumes (m3) estimados no verão e no inverno de 2009 e diferenças volumétricas (m3) por perfis de praia. Volume verão 2009 (1) Volume inverno 2009(2) (2)-(1) Variação volumétrica(%) Perfil A 150,88 139,63-11,25-16,97 Perfil B 115,57 67,60-47,96-55,44 Perfil C 154,05 131,91-22,14-34,10 Perfil D 72,52 49,78-22,73-16,49 Perfil E 102,10 59,32-42,77-43,66 Perfil F 80,60 80,06-0,54-0,44 Perfil G 61,72 53,44-8,27-5,10 Perfil H 20,57 0,00-20, Tabela 11. Volumes (m3) estimados no inverno de 2009 e no verão de 2010 e diferenças volumétricas (m3) por perfis de praia. Volume inverno 2009(1) Volume verão 2010(2) (2)-(1) Variação volumétrica (%) Perfil A 139,63 123,12-16,51-23,05 Perfil B 67,60 63,90-3,70-2,50 Perfil C 131,91 135,11 +3,20 4,32 Perfil D 49,78 53,51 +3,72 1,99 Perfil E 59,32 64,33 +5,00 2,96 Perfil F 80,06 101,31 +21,25 17,01 Perfil G 53,44 64,67 +11,22 21,00 Perfil H 0,00 21,84 +21,84 Tabela 12. Volumes (m3) estimados no verão de 2009 e no verão de 2010 e diferenças volumétricas (m3) por perfis de praia. Volume verão 2009 (1) Volume verão 2010(2) (2)-(1) Variação volumétrica (%) Perfil A 150,88 123,12-27,76-18,39 Perfil B 115,57 63,90-51,67-44,71 Perfil C 154,05 135,11-18,94-29,17 Perfil D 72,52 53,51-19,01-26,21 Perfil E 102,10 64,33-37,76-36,98 Perfil F 80,60 101,31 +20,70 25,68 Perfil G 61,72 64,67 +2,94 4,76 Perfil H 20,57 21,84 +1,27 6,17 Os resultados contidos nas tabelas 10, 11 e 12 representam as variações volumétricas entre as campanhas executadas durante verão 2009 e verão de A estimativa dos volumes erodidos foi obtida através da soma das diferenças de cada perfil. O valor obtido é da ordem de 1300 m 3, considerando os limites de

79 65 contorno de 10 m para cada perfil. Este valor de contorno foi determinado em decorrência da variabilidade lateral da praia Definição da Direção do Transporte de Sedimento. O modelo de Gao & Collins (1991, 1992), considera que o diâmetro médio (μ), grau de seleção (σ) e assimetria (Ks), de amostras adjacentes, são fundamentais para estabelecer as direções das derivas litorâneas. A figura 34 a mostra direções distintintas da deriva litorânea em diversos trechos do arco praial, denotando a ocorrência de células de derivas litorâneas resultantes da interação de duas (2) direções de trens de ondas (NE e SE) que atingem freqüentemente o arco praial das Tartarugas. Este resultado mostra a complexidade da interação entre os agentes hidrodinâmicos e o substrato que compõem o ambiente praial.

80 66 Figura 34. Indicação de diferentes células de deriva litorâneas estabelecidas a partir dos parâmetros estatísticos da análises granulométricas 6.8. Estimativa do Transporte Longitudinal de Sedimentos. A partir da aplicação da equação do CERC (1984) para as estimativas pontuais do volume de sedimentos transportado foram elaboradas as tabelas 13, 14, 15, 16, 17, 18, 19 e 20 cujos resultados mostram o diâmetro mediano do grão, ângulo de ataque de ondas em águas profundas, altura de ondas transformadas para zona de arrebentação e as taxas de transporte longitudinal.

81 67 Tabela 13. Estimativa da capacidade de transporte longitudinal de sedimentos no perfil A durante verão e inverno de Perfil A Verão 1,38 D 50 (mm) H b (m) T(s) Direção de ondas q s (m3/s) 50 0, , ,37 5 Inverno 0, , , Tabela 14. Estimativa da capacidade de transporte longitudinal de sedimentos no perfil B durante verão e inverno de Perfil B Verão 0,69 D 50 (mm) H b (m) T(s) Direção de ondas q s (m3/s) 50 0, , ,37 5 Inverno 1, , , Tabela 15. Estimativa da capacidade de transporte longitudinal de sedimentos no perfil C durante verão e inverno de Perfil C Verão 0,95 D 50 (mm) H b (m) T(s) Direção de ondas q s (m3/s) 50 0, , ,37 5 Inverno 0, , ,06066 Tabela 16. Estimativa da capacidade de transporte longitudinal de sedimentos no perfil D durante verão e inverno de Perfil D D 50 (mm) H b (m) T(s) Direção de ondas q s (m3/s) Verão 0, , , , Inverno 1, , ,052601

82 68 Tabela 17. Estimativa da capacidade de transporte longitudinal de sedimentos no perfil E durante verão e inverno de Perfil E D 50 (mm) H b (m) T(s) Direção de ondas q s (m3/s) Verão 0, , , , Inverno 0, , , Tabela 18. Estimativa da capacidade de transporte longitudinal de sedimentos no perfil F durante verão e inverno de Perfil F Verão 0,77 D 50 (mm) H b (m) T(s) Direção de ondas q s (m3/s) 50 0, , ,37 5 Inverno 0, , , Tabela 19. Estimativa da capacidade de transporte longitudinal de sedimentos no perfil G durante verão e inverno de Perfil G Verão 0,60 D 50 (mm) H b (m) T(s) Direção de ondas q s (m3/s) 50 0, , ,37 5 Inverno 0, , ,15405 Tabela 20. Estimativa da capacidade de transporte longitudinal de sedimentos no perfil H durante verão e inverno de Perfil H Verão 0,28 D 50 (mm) H b (m) T(s) Direção de ondas q s (m3/s) 50 0, , ,37 5 Inverno 0, , ,179323

83 69 A tabela 21 apresenta os resultados das vazões medias residuais em função das freqüências de ondas significativas para os períodos de 27 de fevereiro de 2009 e 6 de junho de Tabela 21. Médias residuais totais das vazões sólidas (m³/seg.). x q s (NE) x q s (SW) q s residual (SW) Verão 0, , , Inverno 0, , , Total 0, O resultado estimado de pela equação de CERC (1984) demonstra a capacidade máxima de transporte dos sedimentos sob condições hidráulicas altamente energéticas, considerando a altura de ondas transformadas para zona de arrebentação de 1,37m e período de 5s, desta forma o transporte residual foi estimado em m 3 / ano de sedimento para SW.

84 70 7. DISCUSSÕES Perfis de Praia. A execução de perfis sazonais de praia permitiu aferir variações morfológicas da praia em função dos agentes oceanográficos e quantificar o transporte transversal de sedimentos a partir da variação do volume em cada perfil executado. De acordo com CERC, 1984; Birkemeier, 1985; Silva et al., 2004; USACE, 1995, o perfil de praia deve ser definido até a profundidade de fechamento do perfil ativo ( d ), entretanto, segundo Pereira et al., (2007) apud Castro e Coutinho (2007), sob condições hidráulicas altamente energéticas o rastreador DGPS perde precisão, impedindo a quantificação dos volumes na zona de baixamar. Os citados autores prevêem a realização de perfis de praia em situações meteorológicas e oceanográficas de tempo bom, possibilitando desta forma o avanço do perfil além da zona de arrebentação, bem como após a ocorrência de eventos extremos, demonstrando assim a configuração adquirida pela praia sob condições altamente energéticas Perfis de praia verão O mês de fevereiro do ano de 2009 foi caracterizado pela estabilidade metereológica local conforme análise de cartas sinóticas (DHN, 2009 Anexo III). Entre os dias 25 e 28 de fevereiro de 2009, essa situação foi alterada à medida que sistemas frontais (frente fria) aproximavam-se pelo litoral sul do Brasil e se deslocavam para litoral do Estado do Rio de Janeiro. A carta sinótica de 28 de fevereiro de 2009 mostra a entrada de sistemas frontais próximos ao litoral sudeste do Brasil, modificando as condições do estado de mar e conseqüentemente alterando a morfologia praial de intermediária para refletiva. Esta alteração também é percebida na modificação do diâmetro mediano dos grãos (D50), que tende a aumentar. Observa-se uma tendência progradacional em relação aos perfis de praia obtidos durante o verão (situação de bom tempo). Essas características apontam

85 71 ausência de concavidades acentuadas sem grandes escarpas no limite entre póspraia e o estirâncio. Tal fato deve-se as condições de ondas de tempo bom com ausência de sistemas frontais de alta pressão. De forma geral esta tendência é vista em todos os perfis, apesar da presença de pequenas escarpas nos limite da pós praia Perfis de praia inverno As cartas sinóticas dos dias 5, 6 de junho de 2009 (anexo III) indicam a presença de zonas alta pressão próximos ao litoral de Rio das Ostras, condições estas que se intensificam nos dias 7 e 8 de junho de Tal situação meteorológica caracteriza a presença de sistemas frontais próximos à área de estudo. Na figura 20 do capitulo resultados, os perfis de praia obtidos no inverno não apresentam uma feição côncava entre o limite da zona de pós-praia e o estirâncio. Tal fato denota a ausência de berma bem definida. A ausência de berma pós-praia em decorrência das estruturas urbanas impede a progressão normal das ondas de tempestade. Essas ondas atingem abruptamente sobre as edificações na pós-praia (berma) impedindo a dissipação da energia e a conseqüente remobilização de grande volume de material. Verificou-se através do perfil H situações em que as ondas atingem diretamente o muro de proteção seawall construído com o objetivo de proteger áreas urbanizadas Perfis de praia verão As cartas sinóticas dos dias 28 e 29 de janeiro de 2010 (anexo III) indicam a ocorrência de anticiclones sobre o oceano Atlântico sul, frontais área ao Estado do Rio de Janeiro, e zonas de baixa pressão se deslocando do interior do continente para o litoral sudeste do Brasil. Essas condições permanecem até dia 31 de janeiro de Tal situação caracteriza-se pela estabilidade metereológica e condições de estado de mar condizente com tempo bom.

86 72 A figura 21 do capitulo resultados mostra os perfis de praia obtidos em janeiro de No geral apresentam características condizentes com ondas de tempo bom. Verifica-se a ocorrência de uma pós-praia (berma) mais extensa que nos perfis anteriores, evidenciando inclinação do estirâncio em direção a zona de arrebentação. Tal constatação relaciona-se ao clima de ondas de tempo bom proveniente de nordeste durante a execução dos perfis, precedido por condições de alta energia. As informações das cartas sinóticas indicam a passagem de sistemas frontais próximos à área de Rio das Ostras antes e durante os dias que precederam à campanha de monitoramento Comparações entre os perfis de praia. A comparação entre os gráficos representativos dos perfis sazonais permite visualizar a resposta geomorfológica da praia frente aos agentes oceanográficos (ondas e marés), traduzidos em perfis erosivos e perfis acrescidos. Inicialmente observa-se três conjuntos distintos de perfis. O primeiro conjunto é representado pelos perfis A e F, com extensão maior que 25 m. O segundo conjunto, intermediário, é representado pelos perfis B, C, D e E, com extensão aproximada de 20 m e o terceiro grupo representado pelos perfis G e H, com extensão de aproximadamente 10 m. Apesar dos Perfis A, B, C e D, localizados mais a sul em área menos abrigada de ondas provenientes do quadrante nordeste apresentarem maiores taxas de erosão, os mesmos perfis apresentaram os maiores comprimentos. Na figura 34 observa-se que as direções de transporte litorâneo corroboram com as feições distintas dos três grupos de perfis citados anteriormente. A comparação entre o perfil A, obtidos nas três campanhas é apresentada na figura 35. O comprimento do prisma praial emerso neste trecho da praia, mensurado através dos perfis transversais executados, é de aproximadamente 37 m para o verão de O volume de sedimentos acumulados neste trecho também foi maior para este período. Tal fato pode ser correlacionado às condições meteorológicas mais estáveis, representada pela ação de ondas do quadrante NE. Verifica-se que o perfil executado no verão de 2010 apresenta quebra fisiograficas bem marcada entre a pós-praia e o estirâncio. Tal constatação pode ser relacionada aos freqüentes

87 73 sistemas frontais que atingiram a costa de Rio das Ostras durante os dias que antecederam a campanha de 30 de janeiro de Figura 35. Comparação do Perfil A para três campanhas executadas. A figura 36 apresenta pequena escarpa que delimita o perfil ativo da praia. A ocorrência desta feição denota um déficit sedimentar em função da não recomposição da pós-praia frente à ação de ondas de tempo bom. Observa-se também a destruição da faixa frontal de vegetação de restinga. Segundo Souza e Sugiuo (2003) a presença dessa feição é classificada como um dos indicadores de erosão costeira.

88 74 Figura 36. A detalhe do perfil A (811127,714 / ,993 - UTM) localizado em frente à rua Ceará, durante a campanha de 27 de fevereiro de 2009 A figura 37 apresenta a comparação entre o perfil B executado durante as três campanhas. Observa-se recuo de 2,5 m no comprimento do perfil de praia emerso entre as campanhas de verão de 2009 e verão de O recuo da escarpa de praia foi de aproximadamente 1,0 m durante o período analisado. Neste perfil não se observou diferença de inclinação entre as condições de verão e inverno. Tal fato pode ser associado ao padrão granulométrico constante da praia emersa. Figura 37. Comparação do perfil B para as três campanhas executadas.

89 75 A figura 38 mostra o local de execução do perfil B (811288,425 / ,947-UTM), frontal ao Hotel Villarejo - Rio das Ostras. Verifica-se que parte da galeria de águas pluviais encontra-se exposta pela erosão da pós-praia (berma). A escarpa de praia se encontra em continuo processo de recuo decorrente da erosão costeira em curso. Figura 38. Detalhe da localização do perfil B, durante a campanha de 27 de fevereiro de A figura mostra acentuada erosão próxima a áreas de intervenção antrópica. A figura 39 representa o perfil C (811449,708 / ,136 - UTM). Observa-se nítida variação volumétrica sazonal. Esta variação é resposta ao forçantes oceanográficos que se traduzem pela freqüente entrada de frentes frias durante o inverno. O perfil C apresenta uma taxa de erosão de aproximadamente 29% para o período compreendido entre verão de 2009 e o verão de 2010.

90 76 Figura 39. Comparação do perfil C para as três campanhas executadas A figura 40 nas proximidades do Condomínio Riviera mostra as conseqüências do recuo da linha de praia adjacente ao perfil C. Verifica-se presença de árvores tombadas sobre a praia. Tal fato demonstra recuo progressivo da linha de praia e a conseqüente perda do espaço urbano. Figura 40. Detalhe da visada a norte do perfil C frontal a ao condomínio Riviera. Pode se verificar durante a campanha de fevereiro de 2009 a ação erosiva pela tombamento de arvores localizadas a retaguarda da praia

91 77 A figura 41 representa o perfil D localizado próximo a um antigo condomínio, construído sobre a zona de pós-praia. Verifica-se certa semelhança entre todas as campanhas realizadas. As informações de volume obtidas não corroboram informações contidas no referido perfil. Figura 41. Comparação do perfil D para as três campanhas executadas A figura 42 mostra as características ambientais da área correspondente ao perfil D. Observar processo erosivo acelerado mesmo após a construção de um muro de proteção com o intuído de proteger residências. Figura 42. Detalhe do Perfil D ( / , 903) Verão 2009.

92 78 A figura 43 representa o perfil E coordenadas ,006 / ,974 UTM. Localiza-se no segmento frontal a estação base definida na metodologia dessa dissertação de mestrado. O perfil caracteriza-se como erosivo mesmo verificando diferenças altimétricas no domínio de pós-praia (berma). A variação morfológica identificada deve-se a entradas de sistemas frontais provenientes da direção leste que tendem a colmatar bancos submersos frontais ao perfil E e também a disponibilidade de sedimento erodido da escarpa a retaguarda da praia. Figura 43. Comparação do perfil E para as três campanhas executadas. O perfil F (812696,323/ ,485) localiza-se no segmento frontal ao Supermercado Só Ofertas, Rio das Ostras. Representa o trecho de maior acúmulo de material. A variação volumétrica é de 25% entre o intervalo estudado. Tal fato pode ser explicado pelo transporte de sedimentos através das células de deriva litorânea que convergem para este trecho da praia. (Figuras 44 e 45).

93 79 Figura 44. Comparação do perfil F para as três campanhas executadas Figura 45. Detalhe do inicio do perfil F (812696,323/ ,485-UTM) frontal ao mercado Só Ofertas. Campanha de janeiro de As figuras 46 e 47 representam o trecho erosivo correspondente aos perfis F e G durante o período de outubro 2006 e maio de Na figura 46 é possível observar a presença de feições cúspides em função da ação de correntes de retorno geradas pela incidência obliqua das ondas. Segundo Suguio (1992) essas feições caracterizam-se por sucessões de cristas triangulares separadas por depressões em forma de meia lua, regularmente espaçadas e dispostas perpendicularmente à linha de praia. Nesse segmento verifica-se o comprometimento da infra-estrutura urbana através do processo de erosão costeira acelerada em 2007.

94 80 Figura 46. Trecho intermediário aos perfis F e G (fotografia: excursão do curso de geologia marinha, outubro 2006). Figura 47. Trecho intermediário ao perfil F e G (maio de 2007). O perfil G, apesar de apresentar variação volumétrica positiva, mostra a presença do processo erosivo da antiga zona de pós-praia (berma), atualmente aterrada pelas obras de urbanização. Observa-se na figura 44 o recuo na ordem de 2,0 m da linha de pós-praia, atualmente ocupada. O processo de recuo acarretou a destruição parcial do muro de arrimo construído para proteção da ciclovia (Figuras 48, 49 e 50).

95 81 Figura 48. Comparação do perfil G para as três campanhas executadas entre 2009 e Figura 49. Detalhe do inicio do perfil G (812811,349/ ,15-UTM) 30 de janeiro de 2010.

96 82 Figura 50. Área adjacente ao perfil G. Detalhe do trecho colapsado após a passagem de uma frente fria em agosto de Pode se observar claramente que trata- se de um trecho erosivo na praia das Tartarugas. O perfil H foi executado somente para os períodos de verão de 2009 e verão de 2010 (Figura 51). Nota-se que a curva representativa deste trecho encontra-se praticamente abaixo do nível da preamar. Observa-se acumulo de sedimentos no perfil de verão de Tal fato indica transporte de sedimento para NE em conseqüência das freqüentes entradas de trens de ondas SE durante o período que precedeu a campanha de monitoramento. Outro aspecto importante é que todos os perfis foram executados durante as baixamares de quadratura. Essa constatação justifica o surgimento de pequena faixa de areia nesse segmento costeiro.

97 83 Figura 51. Comparação do perfil H para as duas campanhas executadas As figuras 52 e 53 demonstram a ação de ondas de tempestade durante o inverno de 2008 e suas conseqüências para a infra-estrutura urbana da orla de Rio das Ostras. Observou-se que após a passagem da frente fria ocorreu problemas de recalque na base do muro de arrimo, acarretando o desmoronamento do mesmo. Figura 52. Padrão energético das ondas atingindo a praia das Tartarugas, Rio das Ostras. Agosto de Figura 53. Resultado das constantes frentes frias que atingem a praia das Tartarugas, Rio das Ostras. Agosto de 2008.