Aula 3: Ondas[1]
Como se deslocam as ondas:
características gerais dos processos ondulatórios
O
movimento mais evidente da superfície do Oceano é o das ondas.
Os
fenómenos ondulatórios transmitem energia através da matéria. As partículas materiais apenas giram ou
oscilam para a frente e para trás, ou para cima e para baixo,
transmitindo energia de uma partícula a outra. Efectivamente, quando
batemos numa mesa, as ondas sonoras viajam através dela, mas a mesa
propriamente dita não se movimenta.
Existem
3 tipos fundamentais de movimentos ondulatórios (fig. 17):
Nas
ondas longitudinais, tal como nas ondas sonoras, as partículas
movimentam-se para a frente e para trás na mesma direcção
da propagação da energia, tal como uma mola, alternadamente
distendida e comprimida. A energia pode ser transmitida em todos os estados da
matéria (sólido, líquido e gasoso) através deste
movimento longitudinal das partículas.
Nas
ondas transversais a energia viaja na perpendicular da direcção
de vibração das partículas. Este tipo de movimento
transmite-se apenas nos sólidos.
As
ondas que transmitem energia ao longo da interface entre 2 fluidos de
densidades diferentes têm um movimento que combina o das ondas longitudinais
e transversais. O caso mais típico é o da interface
atmosfera/oceano. As partículas movem-se em trajectórias
circulares. Daí o nome de ondas orbitais.
Características
das ondas
Uma
onda ideal (fig. 18) apresenta partes altas (cristas ) e baixas (cavas). A
diferença de altitude entre cristas e cavas é a altura da onda
(H). A distância horizontal entre 2 pontos homólogos consecutivos
é o comprimento de onda (L). A relação entre comprimento e
altura chama-se declive da onda (H/L). O tempo que demora a passar uma onda
completa é o período (T) da onda. Frequência (f) é o
número de cristas que passa num dado ponto num minuto. É igual a
60/T.
A
figura 19 mostra as relações entre comprimento de onda,
período e velocidade das ondas quando em águas profundas. Através
do gráfico, sabendo um dos elementos característicos da onda
é possível saber os outros. Assim, uma onda com um período
de 8 segundos terá um comprimento de onda de 100m e uma frequência
de 7,5/minuto. A velocidade será 100X7,5, isto é: 750m por minuto
ou 12,5 m por segundo.
As
órbitas circulares das partículas de água têm um
diâmetro igual à altura da onda. Quando uma partícula
está na crista da onda, move-se no mesmo sentido da
propagação da energia. Quando está na cava, move-se no
sentido inverso. Os diâmetros das órbitas das partículas
diminuem com a profundidade abaixo do nível da água parada
(nível médio entre a crista e cava), até que a
movimentação das partículas numa onda ideal cessa
completamente a uma profundidade igual a metade do comprimento de onda (L/2).
No caso da onda marcada a vermelho na figura 19, os movimentos cessariam a 50m
de profundidade.
·
Ondas de águas profundas.
As ondas que ocorrem quando a profundidade é maior que metade do
comprimento de onda chamam-se ondas de águas profundas (fig. 21).
Não são afectadas pelos fundos oceânicos.
·
Ondas de águas baixas (shallow
water waves). São ondas cuja profundidade é inferior a 1/20
do comprimento de onda. No caso da onda da figura 19, isso corresponderia a
profundidades inferiores a 5m. Incluem-se nesta categoria as ondas geradas pelo
vento quando se aproximam da linha de costa (fig. 20), os tsunami e as ondas de
maré geradas pela atracção do Sol e da Lua. A sua
velocidade aumenta com a profundidade. A movimentação das
partículas em águas pouco profundas é uma órbita
elíptica muito achatada que se aproxima da oscilação
horizontal (fig. 21). Esse movimento oscilatório pode, por isso, afectar
o fundo do mar.
·
Ondas de transição.
As ondas de transição acontecem quando a profundidade é
inferior a metade do comprimento de onda mas maior que 1/20 do comp. de onda.
No caso da onda da figura 19, entre 50 e 5 m de profundidade. A sua velocidade
é controlada em parte pelo comprimento de onda e em parte pela
profundidade.
Ondas
geradas pelos ventos
Quando
o vento sopra, as tensões por ele criadas (fig. 22) deformam a
superfície do oceano sob a forma de pequenas ondas com cristas
arredondadas e cavas em forma de "V" e com comprimentos de onda muito
curtos, inferiores a 1,74 cm. Chamam-se rídulas (ripples) e a
tensão superficial da água tem tendência a
destruí-las, restaurando a superfície lisa da água (fig.
23, parte esquerda).
À
medida que estas ondas se desenvolvem, a superfície do mar ganha um
aspecto irregular, o que permite uma maior exposição ao vento e
uma maior transferência da energia do vento para as águas. Quando
essa energia aumenta desenvolvem-se ondas de gravidade. Estas têm
comprimentos de onda superiores a 1,74 cm e uma forma sinusoidal (fig. 23,
parte média).Uma vez que atingem uma maior altura, a gravidade torna-se
a principal força de restauração da superfície,
daí o nome de ondas de gravidade.
Se a
energia que lhes é fornecida aumentar, a altura da onda aumenta mais do
que o comprimento. Assim, as cristas tornam-se ponteagudas e as cavas
arredondadas (fig. 23, direita).
A
energia do vento faz aumentar a altura, comprimento de onda e velocidade das
ondas. Mas quando a velocidade das ondas iguala a dos ventos, já
não é adicionada mais energia à onda, que atinge
então a sua maior dimensão. A zona de origem das ondas (em
inglês designa-se como "sea") é caracterizada por uma
superfície eriçada por ondas de pequeno comprimento de onda, com
ondas movendo-se em várias direcções e com diferentes
períodos e comprimentos de onda (fig. 24). Este facto deve-se à
acentuada variação da direcção e velocidade do
vento.
Outros
factores que condicionam a energia das ondas são a duração
do impulso do vento numa dada direcção e fetch (distância
em que o vento sopra na mesma direcção).
Swell
Quando
as ondas se aproximam das margens oceânicas, onde a velocidade do vento
diminui, elas podem viajar mais depressa que o vento.
Nessa
altura o declive da onda diminui e elas transformam-se em ondas com longas
cristas designadas como “swell”. O swell pode deslocar-se ao longo
de grandes distâncias sem perda significativa de energia. Sistemas de
ondulação originados na Antártida foram encontrados a
quebrar no Alaska, depois de viajar mais de 10.000 km. As ondas com maior
comprimento de onda serão aquelas que viajam mais depressa, porque, em
águas profundas, a velocidade é função do
comprimento de onda (fig. 19).
Padrões
de Interferência
Porque
o swell de diversas tempestades coexiste no oceano, é inevitável
que venham a colidir e interferir uns com os outros. Isso cria padrões
de interferência. Trata-se da soma algébrica da
movimentação que cada uma delas produziria de per si. Quando os sistemas de ondas de 2 áreas de origem colidem, o
resultado pode ser construtivo, destrutivo, e mais frequentemente, misto.
A
interferência construtiva acontece quando ondulações com o
mesmo comprimento de onda se encontram em fase, o que significa que as cristas
e as cavas coincidem. A onda resultante terá o mesmo comprimento de onda
e uma altura que será a soma das alturas individuais (fig. 25,
esquerda).
A
interferência destrutiva acontece quando as cristas de um sistema
coincidem com as cavas de outro. Se os sistemas de ondulação
têm características semelhantes, a soma algébrica
será zero, e a energia de um será cancelada pela do outro.
Porém,
é mais provável que haja ondas de diversos comprimentos e alturas
em cada sistema e por isso, que se desenvolva uma interferência mista.
É por isso que, os sistemas de ondulação que chegam
à costa geralmente têm padrões irregulares com
sequências de ondas altas e baixas (fig. 25, direita).
Ondas
livres e forçadas
As
ondas forçadas são mantidas pelo vento, de tal forma que as suas
características estão adaptadas a ele.
Nas
ondas livres a movimentação dá-se de acordo com os ventos
na área de origem mas não existe uma força que as mantenha
em movimento. Mesmo na área de origem, existe uma mistura entre ondas
livres e forçadas. Além disso, dado que o vento é
variável, há sempre vários sistemas de ondas criados em
cada área de origem.
Ondas
traiçoeiras (Rogue Waves)
Um dos
mistérios dos oceanos são as causas das ondas traiçoeiras,
ondas maciças que podem atingir o equivalente a 10 andares de altura
(cerca de 30m!). Resultam de raras coincidências num comportamento normal
das ondas. No oceano aberto, uma onda em cada 23 terá mais do dobro da
altura média. Uma em 1175 terá uma altura 3 vezes maior e uma em
300,000, quatro vezes maior. As hipóteses de ondas realmente monstruosas
são raras (uma em biliões) mas acontecem!
O
total de barcos de vários tamanhos perdidos durante um ano é de
cerca de 1000! Muitos deles são vítimas destas ondas.
Provavelmente elas são devidas a uma interferência construtiva
extraordinária. São mais frequentes a sotamar de ilhas ou baixios
e onde ondas de tempestade chocam contra fortes correntes marítimas tal
como a corrente das Agulhas na costa SE de África onde as ondas de
tempestade deslocando-se para NE chocam com a corrente das Agulhas, vinda de
NE. Este é provavelmente o sítio da terra onde se regista o maior
número de naufrágios.
Rebentação
(Surf)
Quando
a profundidade é inferior a 1/20 do comprimento de onda as ondas
começam a comportar-se como ondas de pequena profundidade. A
movimentação das partículas é muito retardada pela
acção do fundo e existe um significativo transporte de água
em direcção à linha de costa (fig. 20).
O
fundo marinho, a baixa profundidade, interfere com o movimento das
partículas na base da onda, atrasando-a. Por isso, há uma
espécie de compressão d as cristas das ondas, o que reduz o
respectivo comprimento de onda. Esse facto é compensado por um aumento
da altura.
As
cristas tornam-se estreitas e ponteagudas e as cavas tornam-se curvas largas,
tal como nas ondas de alta energia do mar aberto. O aumento da altura
acompanhado de diminuição do comprimento de onda aumenta o
declive da onda (H/L). Quando este atinge 1/7, a onda quebra (fig. 20).
A vaga
mais vulgar é a vaga por derramamento (spilling breaker, fig. 26). Esta
resulta de um declive relativamente suave do fundo, que extrai energia mais
gradualmente da onda, produzindo uma massa turbulenta de ar e água que
escorre na frente da onda em vez de encaracolar no topo.
Nas
vagas em voluta a crista da onda adianta-se muito em relação
à sua base e desaba por falta de apoio. Estas vagas em voluta formam-se
em praias com um declive moderado (fig. 26).
Se o
declive da praia e a altura da onda foram muito acentuados, a onda quebra sobre
a forma de grandes rolos ou vagalhões (surging breakers, fig. 26).
É o que acontece com as vagas de tempestade (Moreira, M.ES.A, 1984).
Refracção
das ondas
As
ondas começam a arquear-se e os comprimentos de onda a tornarem-se mais
curtos quando os sistemas de ondulação "sentem o fundo"
ao aproximar-se da linha de costa.
É
raro que o ângulo de aproximação à praia seja
exactamente 90°. Por isso, alguns sectores começarão a
"sentir o fundo" mais cedo e atrasar-se-ão em
relação ao resto da onda. Disso resulta uma curvatura da frente
da onda que se designa como refracção da onda (fig. 27-A).
Na
figura 27-B, vemos como uma topografia de fundo irregular atrasa certas partes
da onda que se aproxima da costa.
A
refracção distribui energia de uma forma desigual na praia. Se
construirmos linhas perpendiculares à frente das ondas, e as
espaçarmos de modo que a energia nesses sectores seja sempre igual,
obtemos linhas ortogonais (fig. 27-B) que nos ajudam a compreender como a
energia das vagas se distribui. As ortogonais convergem nos promontórios
e divergem nas baías. Por isso a energia e a erosão será
maior nos promontórios e mais dispersa nas baías, onde pode
ocorrer acumulação de areias. A maior energia nos
promontórios é demonstrada pela existência de ondas mais
altas.
Difracção
das ondas
A
difracção pode definir-se como um encurvar das ondas à
volta de objectos. Permite que a ondulação penetre nos portos e
por detrás de barreiras (fig. 28). A difracção acontece
porque qualquer ponto de uma onda pode ser uma fonte a partir da qual a energia
se propaga em todas as direcções.
Reflexão
das ondas
Nem
toda a energia das ondas é consumida quando elas esbarram contra a linha
de costa. Uma parede vertical, tal como um molhe, pode reflectir a
ondulação de volta para o oceano, com pouca perda de energia
(fig. 29). A reflexão das ondas nas barreiras costeiras ocorre segundo
um ângulo igual ao ângulo de incidência.
Nas
condições de ondas perpendiculares ao obstáculo, a
reflexão produz ondas estacionárias (fig. 30). Estas resultam de
duas ondas do mesmo comprimento que se movimentam em direcções
opostas. As partículas continuam a mover-se na horizontal e na vertical,
mas não existe o movimento circular que se vê numa onda
progressiva. Estas ondas são caracterizadas pela existência de
linhas ao longo das quais não existe movimento vertical (linhas nodais).
Nos antinodos há uma alternância entre subidas e descidas e a movimentação
é inteiramente vertical.
A
altura da onda estacionária teoricamente pode atingir o dobro da altura
da onda incidente, o que pode traduzir-se em problemas na estabilidade dos
navios junto aos cais de acostagem.
Storm
Surge
Os
centros de baixa pressão são acompanhados por um empolamento da
superfície da água, que acompanha o movimento da
depressão. Quando a tempestade se aproxima da costa a parte desse
empolamento onde os ventos se dirigem para o lado da terra (fig. 31) produz uma
subida do nível do mar afectando a linha de costa. As storm surges podem
ser altamente destrutivas nas costas baixas sobretudo se coincidirem com uma
maré alta.
Tsunami
Os
japoneses chamam às grandes ondas destrutivas que ocasionalmente
penetram nos seus portos, tsunami, ou "ondas
de porto". Trata-se de ondas que têm origem nos sismos, por vezes
impropriamente chamadas "tidal waves," o que, a ser uma
designação correcta, implicaria uma falsa relação
com as marés.
Os
tsunami são criados pela movimentação de falhas. Isto origina
sismos e também mudanças bruscas no nível da água
à superfície do mar. Eventos secundários tais como
avalanches submarinas produzidas pelo jogo das falhas, ou destacamento de
icebergs dos inlandsis e sua queda no mar
também podem originar tsunami (fig. 32).
Uma
vez que o comprimento de onda dos tsunami excede 200 km trata-se,
necessariamente, de ondas que se comportam como sendo de águas pouco
profundas. Por isso, a sua velocidade é sempre determinada pela
profundidade da água.
No mar
aberto movem-se a velocidades superiores a 700 k/h, com alturas de 0,5m. Por
isso, passam facilmente desapercebidos. Porém, em águas pouco
profundas, tornam-se mais lentos e a água começa a acumular-se
contra a linha de costa, podendo ultrapassar 30m de altura e entrando nos
portos com efeitos destruidores.
Um
tsunami pode ter uma onda única, mas a libertação da
energia sísmica geralmente origina várias ondas.
O
Oceano Pacífico é aquele que é mais sujeito a tsunami,
porque se situa numa área particularmente instável (anel de fogo
do Pacífico), com sismos violentos frequentes.
Em 27
de Agosto de 1883, a ilha volcânica de Krakatoa (hoje Indonésia)
explodiu e quase desapareceu. Originou-se um tsunami com mais de 30m que matou
mais de 36000 pessoas. A energia desta onda chegou até às Ilhas
Britânicas. Nestas circunstâncias os barcos devem fugir dos portos
e sair para ao mar alto, ao contrário do que deve fazer aquando dos
ciclones.
Será
referida, também, a importância do tsunami que se seguiu ao sismo
de Lisboa de 1755 (fig. 33).
Aula Prática
Pesquisa no site:
·
http://www.hidrografico.pt/wwwbd/
Instituto hidrográfico: Rumos e períodos de
ondulação. Casos de storm surges e suas consequências no
nível atingido pelo mar.
Bibliografia
KOMAR, P. D., (1998) - Beach Processes and
Sedimentation, Prentice Hall, New Jersey, 543 p.
MOREIRA,
M. E. S. A.,
(1984) - Glossário
de termos usados em Geomorfologia litoral, Centro de Estudos Geográficos,
Linha de
acção de Geografia das Regiões Tropicais, relat. nº 15, Lisboa, 167 p.
THURMAN, H. V., (1997) - Introductory
Oceanography, Prentice Hall, New Jersey, 544 p.
Figura 18: Características essenciais das
ondas orbitais
Figura 19: Relações entre o
comprimento de onda, o período e a velocidade das ondas
Figura 20: Modificações sofridas
pelas ondas quando se aproximam da linha de costa
Figura 21: Ondas de águas profundas,
intermédias e pouco profundas
Figura 22: A transmissão da energia do vento
para as ondas
Figura 23: Ondas de capilaridade e de gravidade
Figura 24: Área de origem da
ondulação e Swell
Figura 25: Interferência de ondas
Figura 26: Vagas por derramamento, em voluta e em
rolo (surging)
Figura 27-A: A refracção das ondas
quando se aproximam da costa
Figura 27-B: Refracção das ondas
Figura 29: Difracção das ondas
Figura 30: Ondas estacionárias
Figura 32: Processo de criação dos
tsunami
Figura 33: O tsunami que se seguiu ao sismo de
Lisboa de 1755