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GRAVEL ISSN 1678-5975 Outubro - 2004 Nº 2 104-121 Porto Alegre

Resposta e Recomposição das Praias e Dunas após Seqüência de Ciclones Extratropicais

L. L. Tabajara¹; L. R. Martins² & L. E. S. B. Almeida³

¹ Projeto RECOS/MCT-CNPq ² CECO-IGEO-UFRGS ³ IPH-UFRGS

ABSTRACT

The attendance of the cyclogenic dynamic acting along the coastline and related consequences over the beach profile during 1999 autumn was developed through detailed studies in a pilot area located at Mariápolis and Atlântida Sul beaches, littoral north of Rio Grande do Sul State. The detected changes in the morphology and in the sedimentary volume of dunes and beaches were followed through seven topographic profiles, during four years. Extratropical cyclones are critical factors that lead erosion through the rising of the sea level and higher operating waves. The present paper describes a sequence of three meteorological events (cyclones) that were responsible for an erosion rate of 52 m³/m over the beach and dunes retraction of 5 m (10%). During autumn and winter, beaches of the pilot area almost always show an erosive morphodynamic stage (highly dissipative) as a result of the propagation of frontal systems and extratropical cyclones. The rearrangement of the beach profile and consequent generation of an accretion profile (intermediate), occur in low wave energy conditions at the end of the summer. Due to the magnitude and frequency of the studied cyclones, and secondary processes like eolian erosion and anthropic impacts, a large part of the frontal dunes (66%) did not recover the total volume eroded during the storm period, after four years.

Palavras-chave: ciclones extratropicais, Atlântico Sul, meteorologia.

Resposta e Recomposição das Praias e Dunas após Seqüência de Ciclones Extratropicais 105

INTRODUÇÃO No Sudeste e Sul do Brasil, as

variações positivas do nível do mar são causadas pelos ventos oriundos do quadrante Sul e Sudeste, associados à passagem do sistema frontal e vórtices de ciclones (Calliari et al., 1997). Como decorrência do gradiente de pressão, vinculado ao centro de baixa pressão ciclônico, formam-se ventos com altas velocidades que, dependendo do tempo de ação e do tamanho da pista do vento na superfície do oceano, e da distância do ciclone da linha da costa, irá definir a magnitude do evento sobre a praia.

Os ciclones extratropicais na América do Sul surgem no Pacífico, atravessam os Andes junto com as frentes frias e quando chegam ao Atlântico, ao largo dos litorais do Uruguai e da Argentina, se intensificam. Normalmente; formam ventos fortes, que geram pistas desde a zona de geração no Norte da Argentina (40ºS e 42ºW) até o sul do Brasil e, consequentemente, transferem energia, em forma de movimento para o mar, criando ondas que se propagam até a costa brasileira, principalmente entre os meses de abril a outubro.

Além do ponto de vista do sistema gerador, a magnitude de uma tempestade pode ser analisada, por meio da caracterização dos fatores críticos que conduzem a erosão: hidrodinâmicos (período, altura e forma da onda) e hidrostáticos (sobrelevação do nível do mar). Também pode ser relacionada em termos dos seus efeitos sobre o perfil praial e danos costeiros, desde erosão de bermas e dunas frontais até destruição de propriedades.

Sendo a costa Gaúcha dominada por ondas e a amplitude média da maré astronômica na região ser da ordem de 30 cm (MOTTA, 1968), com os ventos do quadrante Sul, o nível local pode atingir valores superiores a 1 metro acima do normal (ALMEIDA et al., 1997), fenômeno conhecido como maré meteorológica.

Existe um equilíbrio dinâmico entre as condições de baixa energia de ondas, formadoras do perfil de acresção da praia e as condições de alta energia que resultam em um perfil de erosão. As praias do litoral do Rio Grande do Sul, durante o outono-inverno, quase sempre apresentam estado morfodinâmico altamente dissipativo, como reflexo da propagação de sistemas frontais e ciclones

extratropicais de médias latitudes (CALLIARI et al., 1997). Durante estas condições de alta energia, freqüentemente ocorre o empilhamento do trem de ondas na costa, provocando escarpas na base da duna frontal (TOMAZELLI & VILLWOCK, 1992).

Formas erosivas de dunas acarretam uma significativa dimensão estética para o escape das areias continente adentro. As formas erosivas de dunas incluem uma grande amplitude de colapsos de taludes e estruturas com deflação, desde feições pequenas, isoladas, até terraços mais complexos. Dunas que contenham escape de areia e formas erosivas podem indicar um balanço negativo de sedimentos. Uma breve revisão das formas erosivas encontradas em dunas costeiras, incluindo feições erodidas por ondas e ventos, encontra-se em CARTER et al. (1990).

O objetivo deste trabalho é avaliar os impactos de uma seqüência de três ciclones extratropicais, incidentes na costa gaúcha entre os dias 17 de abril e 30 de maio de 1999, sobre a morfologia da praia subaérea e dunas frontais das praias de Atlântida Sul e Mariápolis, litoral Norte do Rio Grande do Sul (Fig. 1). Além dos efeitos diretos sobre o estoque arenoso, analisa-se o comportamento subseqüente das formas erosivas, primariamente iniciadas por ondas, frente aos fluxos aerodinâmicos, e acompanha-se a recomposição do perfil praial durante três anos.

METODOLOGIA

Com base nas pesquisas de campo e nos modelos meteorológicos, analisam-se os seguintes parâmetros críticos que conduzem à erosão: morfologia e declividade da praia, variações no nível da água do mar, hidrodinâmico (direção e altura da onda) e, eólicos (direção e velocidade dos ventos).

Os elementos meteorológicos e oceanográficos relativos a formação e ao deslocamento dos três ciclones extratropicais foram analisados através dos dados obtidos pelos Sistema de Previsão de Ondas (NOAA) e PNMM catalogados pelo INPE (1999). As oscilações no nível das marés foram obtidas por intermédio da estação maregráfica do Serviço de Portos e Hidrovias-RS, situado 11 km ao sul, no município de Imbé, junto à embocadura do estuário de Tramandaí.

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Figura 1. Localização das praias de Atlântida Sul e Mariápolis no litoral Norte do Rio Grande do Sul, Brasil.

A morfologia e as mudanças no volume sedimentar da praia subaérea foram monitoradas por levantamentos planialtimétricos e por perfis transversais (7), levantados antes e depois da passagem dos ciclones. O volume erodido na praia subaérea é a soma dos volumes deslocados na duna frontal e embrionária mais os volumes deslocados no pós-praia. O limite da duna frontal em direção ao continente é definido pela distância Xi e, em direção ao mar, pela distancia Xii (Fig. 2). Quando a duna embrionária se faz presente, ela é incorporada ao volume do estoque eólico. Os limites do pós-praia situam-se entre Xii e o ponto onde o perfil encontra com o nível zero do datum vertical, que foi aproximado ao nível zero do marégrafo de Imbé. Para o cálculo da variação dos volumes entre os

eventos, compararam-se volumes consecutivos de base iguais, interpolando o valor da cota nos limites entre os compartimentos (distância Xii).

A recomposição do perfil da duna foi estimada em termos de percentuais do volume erodido incorporados novamente ao estoque da duna frontal, durante três anos após os ciclones. Existem muitas variáveis que afetam a localização temporal e espacial da linha de crista da duna na área de estudo. Além das variáveis naturais, existem as práticas de manejo com o objetivo de proteger e estabilizar as dunas, setores praiais com diferentes pressões de uso pelas comunidades, bem como a interrupção dos cordões de dunas devido à drenagem pluvial.

Figura 2. Compartimentos do perfil praia-duna analisados antes e depois dos eventos. O volume erodido na

praia subaérea é a soma dos volumes mobilizados na duna frontal e no pós-praia.

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DESCRIÇÃO DOS EVENTOS

Figura 3. Dados da previsão meteorológica marinha

do INPE (1999), para o dia 18 de abril de 1999. a) pressão atmosférica (mb), b) velocidade dos ventos (m/s), c) altura significativa de ondas (m).

METEOROLÓGICOS E OCEANOGRÁFICOS Ciclone I

Durante o evento de 17 de abril de 1999, toda a região Sul do Brasil foi atingida por uma forte frente fria que trouxe consigo uma massa de ar polar. O desenvolvimento de um intenso ciclone sobre o mar e o aumento do gradiente de pressão para 34 mb, geraram ventos soprando a velocidades de 18 m/s, com a pista SE-NW, que produziu agitação marítima com ondas oceânicas de até 8 m de altura, e onda significativa de 5,5 metros (Fig. 3). Devido à proximidade do ciclone da linha de costa, o nível do mar subiu 1 metro (Fig. 4), amplificando o potencial erosivo das ondas que provocaram escarpas de até 2,3 m de altura na duna frontal e inundações em áreas continentais situadas a 2,5 m acima do nível do mar.

Ciclones II e III

Os dois eventos seguintes ocorreram

com maior intensidade na área de estudo nos dias 20 e 30 de junho de 1999. O ciclone II (20/05/99) gerou ondas significativas acima de 4 metros com propagação perpendicular à costa gaúcha (Fig. 5), e sobrelevação do nível do mar de 0,92 m (Fig. 4). Os dados meteorológicos e de previsão de onda demonstram que o ciclone III da série foi muito mais intenso, devido à velocidade dos ventos acima dos 20 m/s, com pista dirigida para o litoral gaúcho. Os efeitos foram a geração de ondas significativas de 5,5 m (Fig. 5) e sobrelevação do nível do mar de 1,04 m. (Fig. 3).

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Figura 4. Oscilações do nível das marés durante o período de ativação máxima das tempestades ciclônicas na

região, onde se verifica as cotas máximas alcançadas dias 17 de abril, 20 e 30 de maio de 1999. Fonte: linígrafo do SPH, Imbé.

Figura 5. Altura de ondas significativas geradas pelos ciclones 2 e 3, com passagem pela área de estudo,

respectivamente, dias 20 e 30 de maio de 1999. EFEITOS NA MORFOLOGIA E TAXAS DE EROSÃO Perfis praia-dunas antes dos ciclones

Ao final do verão de 1999, a maior parte do sistema de dunas frontais estava progradando em direção ao mar, dinâmica de acresção favorecida pelo clima seco (La Niña),

grande suprimento de areia na primavera/verão, juntamente com o manejo das dunas da área piloto (TABAJARA et al., 2000). A deposição de areia no pós-praia superior em torno de agrupamentos vegetais rizomatosos, com talos baixos e resistentes as inundações marinhas (Blutaporon portulacóides e Paspalum vaginatum), originaram dunas incipientes de morfologia alargada (3,6 à 5,6 m de largura) e

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baixas (30 cm de altura). A face marinha do sistema de dunas frontais, ao progredir em direção ao mar, adquiria na maioria dos perfis, declive suave (18 a 24%), formas mais convexa e estáveis frente aos ventos incidentes sobre a costa. Enquanto o campo de dunas aumentava em volume, a duna frontal ascendia em altura, juntamente com o crescimento do capim de praia (Panicum rasemosum). Antes de incidir o primeiro ciclone, portanto, as praias de Atlântida Sul e Mariápolis atingiam o seu máximo de acresção, com grande estoque de areia armazenada no pós-praia, nas dunas embrionárias e frontais (Fig. 6).

Figura 6. Três cenários diferentes do mesmo campo de dunas, onde se situa o perfil de praia P2: a) inverno de 1998, início dos experimentos de estabilização e construção de dunas, b) no final do verão de 1999, quando as esteiras estavam totalmente preenchidas e a duna embrionária coalescia à frontal, c) após a tempestade de 17 de abril de 1999, e a formação de escarpas com grande extensão lateral.

Comportamento do perfil P1

012345

30 50 70 90 110 130

cota

NM

(m) mar/99

abr/99jun/99


012345

35 50 65 80 95 110 125

cota

NM

(m) mar/99

abr/99jun/99


012345

40 60 80 100 120

cota

NM

(m) mar/99

abr/99jun/99fev/02


01234

40 60 80 100 120

cota

NM

(m) mar/99

abr/99jun/99


01234

20 40 60 80 100 120

cota

NM

(m) mar/99

jun/99jan/02

Figura 7. Envelope dos perfis de praia antes e

depois dos ciclones extratropicais. Resposta dos perfis Pós-Ciclone I

A passagem do primeiro ciclone

(17/04/99), determinou a erosão máxima dessas praias, em 4 anos de monitoramento (figs. 6 e 7). O perfil praial foi erodido em questão de horas, com a transferência de um volume médio de areia, desde a porção subaérea da praia para a praia submarina, de -35 m³m-¹ linear de praia, sendo -32,4 m³m-¹ (92%) proveniente do pós-praia, e somente -2,76 m³m-¹ (7,8%) da duna embrionária e frontal (Tab. 1).

A resposta dos perfis de praia frente à sobrelevação do mar e do embate das ondas altas teve variações espaciais significativas, com a recessão da linha de costa e erosão da praia subaérea (≥ -40 m³m-¹) bem mais intensa nos setores praiais situados a nordeste e sudoeste dos perfis 3 e 4. A Figura 8 mostra a existência de uma correlação positiva entre o volume de areia erodido na praia, após a primeira tempestade, com a quantidade de areia existente e a largura do perfil pré-tempestade. Seções praiais com perfil subaéreo mais extenso e concentrando maior volume de areia disponibilizaram ao

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regime marinho mais material arenoso (P1, P2, P5). Ao contrário, seções com perfil subaéreo curto e com menor volume de areia (P3 e P4), contribuíram com menos areia oriunda do pós-praia. No perfil subaéreo P1 foi observado a erosão máxima de volume (-43 m³m-¹) e também a máxima recessão da linha de costa (-24 m), enquanto que no perfil subaéreo P3, o menor volume de erosão (-24,4 m³m-¹) e a menor recessão da linha de costa (-9,4 m). A face marinha de todo o sistema de dunas frontais foi destruída, formando-se escarpas com grandes extensões laterais e recuo do pé da duna ao redor de -3m. As dunas frontais com maior erosão e retrocesso foram as localizadas nos perfis P2 e P3 ( Tab. 1).

Resposta dos perfis Pós-Ciclones II e III

A ação conjunta destas ressacas extraordinárias sobre a praia acentuou escarpas e provocou ainda mais o recuo de todo o sistema de dunas frontais. No entanto, o volume médio de areia transferido da praia subaérea para a

submarina foi de apenas -12,1 m³m-¹, sendo -9,24 m³m-¹ retirado da zona do pós-praia (76%) e -2,84 m³m-¹ da duna frontal, correspondente a 24% do pacote sedimentar. O recuo médio do pé da duna frontal (1,3 metros) foi menor em relação ao primeiro ciclone, mas com volume erodido equivalente (Tab. 1). A duna do perfil 5 devido a sua pequena dimensão e altura (1,1 metro) sofreu processo de sobrelavagem (overwash) em todos os eventos, o que resultou na nivelação do perfil e transformação da duna em um lençol arenoso (Fig. 6).

Na análise dos perfis individuais (Tab. 1), chama atenção o comportamento inverso em relação ao episódio anterior, ou seja, as maiores erosões subaéreas ocorreram no setor P3 e P4, enquanto que, nos setores adjacentes (P1, P2 e P5), houve decréscimo nas erosões e até deposição de sedimentos (13,2 m³m-¹ no perfil P2). Ao término da seqüência de tempestades, o recuo médio de todo o campo de dunas foi de -4,85 m, o que representa uma retrogradação em torno de 10%.

Figura 8. Variações na largura e no volume da praia pré-ciclone em relação aos volumes de erosão na praia

subaérea pós-ciclone 1.

A comparação entre fotografias aéreas de março de 1998 com uma imagem digital georeferenciada de 2000, aplicadas a Sistema de Informações Geográfica por ESTEVES et al., 2001, permitiu avaliar a variação de dunas costeiras ao longo de 1 km de praia (Tab. 2). A

delimitação das áreas de dunas e praias adjacentes foi feita com base nas feições mais facilmente visualizadas nas fotos, respectivamente, a escarpa das dunas e a linha de umidade da praia.

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Tabela 1. Sumário das medidas de erosão decorrentes dos ciclones extratropicais incidentes na praia de Atlântida Sul e Mariápolis entre 17 de abril e 30 de maio de 1999.

PERFIL RECESSÃO (m) EROSÃO (m³/m)

PÓS-CICLONE 1 Praia Duna Praia Duna

P1 P2 P3 P4 P5 P6

-24,0 -18,4 -9,4 -15,5 -13,2 -23,0

-2,2 -5,6 -3,4 -2,8 -1,4

sem duna

-40,5 -38,9 -20,4 -23,8 -38,0 -32,6

-2,5 -3,7 -4,0 -2,2 -1,4

-

Média -17,25 -3,08 -32,4 -2,76

PÓS-CICLONE 2 e 3 Praia Duna Praia Duna

P1 P2 P3 P4 P5 P9*

-3,2 4,3 -9,7 -8,8 -7,8 -33,8

-1,0 -1,8 -1,7 -1,4 -0,4 -7,4

-12,8 13,2 -20,0 -19,3 -7,3 -60,8

-1,3 -3,7 -6,4 -2,5 -0,4 -13,1

Média -5,04 -1,26 -9,24 -2,86

TOTAL

P1 P2 P3 P4 P5 P9

-27,2 -14,1 -19,1 -24,3 -21

-33,8

-3,2 -7,4 -5,1 -4,2 -1,8 -7,4

-53,3 -25,7 -40,4 -43,1 -45,3 -60,8

-3,8 -7,4 -10,4 -4,7 -1,8 -13,1

Média -23,25 -4,85 -44,8 -6,87

Os dados da Tabela 2 indicam uma

redução generalizada nas áreas das dunas (-10,6%), com exceção do setor 5, onde houve aumento da área em razão do preenchimento de duna (210 m³), realizado com máquinas, entre

dezembro de 1999 e fevereiro de 2000. O setor 3 foi o que apresentou maior redução de área, corroborando com os resultados do nivelamento geométrico (Tab. 1) que também mostram o seu maior recuo e erosão. Deve-se considerar que

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este método de análise compara morfologias no plano, portanto realça a erosão lateral causada pela incidência de ondas de maior energia nos baixos topográficos associados aos sangradouros. Por outro lado, em função do tempo decorrido entre as duas imagens subestima-se o crescimento na altura e largura das dunas da área de estudo, verificado entre agosto de 1998 e março de 1999, período de emprego de estruturas para construção de dunas frontais, descrito por TABAJARA et al. (2000).

Os cálculos para a área da praia adjacente ao campo de dunas (Tab. 2) mostraram uma redução geral de 6%, e representam uma situação instantânea no tempo, controlada pela posição da linha d’água naquele momento.Os resultados de ESTEVES et al., 2001 dependem da dinâmica de curto termo (variações no padrão de onda, pressão atmosférica, variação na direção dos ventos) e podem estar mascarando os processos de longo termo.

Tabela 2. Variação na área das dunas em Atlântida Sul (Osório) e praias adjacentes entre os anos de 1998 e 2000 calculadas pelo software ArcView®, segundo ESTEVES et al. (2001).

Área das dunas Área praia adjacente

SETOR 1998 2000 Variação Variação 1998 2000 Variação Variação (m²) (m²) (m²) (%) (m²) (m²) (m²) (%)

1 3.356 3.143 -213 -6,4 20.646 21.289 643 3,1

2 3.337 3.077 -260 -7,8 21.244 18.823 2,421 -11,4

3 9.348 7.336 -2.012 -21,5 24.944 22.547 -2,397 -9,6

4 6.744 6.177 -567 -8,4 19.224 19.002 -222 -1,2

5 1.897 2.332 436 23,0 15.461 13.366 -2,094 -13,6

TOTAL 24.682 22.066 -2.616 -10,6 101.519 95.028 -6.491 -6,4

Erosão eólica e a formação de blowouts

Na primavera seguinte, as dunas

frontais mais escarpadas e pouco vegetadas, interagiram com os processos eólicos, que conduziram a reorganização topográfica do sistema de dunas em retração. As brechas provocadas pelas ondas na face marinha das dunas, realçadas pelas irregularidades morfológicas de algumas feições eólicas do tipo hummock, proporcionaram subseqüente aceleração do fluxo e deflação eólica. Vários trabalhos citados na bibliografia consideram este o principal mecanismo para desenvolver as bacias de deflação, mais propriamente, blowouts do tipo cavidade alongada (Fig. 9).

As taxas médias de erosão/deposição nas dunas frontais e a linha de tendência, entre março de 1998 a março de 2000 (Fig. 10), mostram as variações sazonais cíclicas determinadas por diferentes interações entre a praia e a duna. Após as ondas de tempestades ciclônicas no outono tem-se um período

francamente erosivo, que é reativado no início da primavera seguinte (mês de setembro), quando aumentam a freqüência e a velocidade dos ventos do quadrante NE. O escape eólico das areias para dentro do continente incrementa o balanço negativo de sedimentos nas dunas. Ao contrário, taxas positivas de deposição alcançam o seu maior desenvolvimento entre novembro e janeiro, decaindo no final de verão.

Os efeitos produzidos pelos ciclones no setor P3 reproduzem feições erosivas recorrentes: abertura do antigo corredor de areia para o interior do continente, no sentido SW, instabilidade eólica e retrocesso da crista da duna frontal (6 m) em relação a sua posição antes dos ciclones (figs. 7 e 9).

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Figura 9. Blowout do tipo do tipo cava alongada reativado após a seqüência de ciclones.

Figura 10. Taxas médias mensais de sedimentação nas dunas das praias de Mariápolis e Atlântida Sul, entre

março de 1998 e março de 2000. Abaixo as estações do ano com as respectivas Rosas de Areia calculadas por TOMAZELLI (1990).

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Recomposição da praia e dunas após os ciclones.

A zona de surfe das praias do litoral Norte do Rio Grande do Sul, a maior parte do ano, contém três bancos bem distintos (2 móveis e 1 fixo), separados entre si por cavas. As mudanças temporais nos bancos submersos e o estado morfodinâmico são regidos por um padrão sazonal no clima de ondas. Durante o outono/inverno, com a intensificação dos ciclones extratropicais no Sul do Brasil, predomina o estado dissipativo.

Após a incidência dos ciclones, a recomposição do perfil da zona de surfe foi

acompanhada por intermédio de um trenó submarino (TABAJARA & ALMEIDA, 2003). A migração dos bancos em direção à costa iniciou na primavera seguinte e atingiu o máximo de acresção no final do verão, quando o banco intermediário se acopla à barra interna (Fig. 11). O retorno do estoque arenoso subaqüoso para a praia subaérea é muito mais lento do que seu movimento para fora da costa, por envolver grande quantidade de sedimentos deslocados em direção à costa (322 m³/m) por ondas incidentes de menor energia (H<1,7 m e T≥8 s).

Figura 11. Recomposição do perfil da zona de surfe na praia de Atlântida Sul, em abril de 2000, quase um ano

após a incidência do primeiro ciclone, dia 17 de abril de 1999. O perfil de máxima acreção é atingido quando a barra intermediária se acopla à barra interna em estado morfodinâmico de barras e praias rítmicas (BBR, segundo a classificação de SHORT & AAGAARD, 1993).

Com a ajuda dos dados obtidos nos

nivelamento geométricos se analisa a recomposição volumétrica das dunas frontais da área de estudo (Tab. 3). Após três anos, constata-se um retrocesso médio de todo o campo de dunas da ordem de -2,5 m, e drástica diminuição nos estoques de areia das dunas frontais, com exceção do perfil P1, P2 e P5 em função de técnicas bem-sucedidas de manejo. Esta condição negativa no balanço de sedimentos, iniciada fortemente por ondas de

tempestades, foi acentuada pela formação de superfícies de deflação eólica.

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Tabela 3. Recomposição dos perfis das dunas expresso como percentagem do volume de areia erodido pela seqüência de ciclones.

PERFIL 1 PERFIL 2 PERFIL 3 PERFIL 4 PERFIL 5 PERFIL 9

jun-99 0,0 0,0 0,0 0,0 0,0 0,0

ago-99 31,0 2,1 2,4 36,5 7,7 22,7

set-99 34,5 0,4

out-99 56,9 28,7 12,8 63,5

nov-99 76,6 49,0

dez-99 76,1 47,0 7,0

jan-00 96,9 35,4 3,0 29,3 460,3

mar-00 87,2 85,7 8,5 70,0 563

abr-00 91,0 63,6 9,7 577

set-00 81,3 66,7 25,4 35,2

dez-00 87,8 86,7 9,5 9,8 -33,7

abr-01 136,9 104,4 30,2 26,4

nov-01 94,3 136,9 42,0 17,7 556 8,6

fev-02 144,1 113,1 57,0 -22,2 541,5 DISCUSSÃO Análise da magnitude dos ciclones e seus efeitos no perfil praial

O retrabalhamento e remobilização das dunas por ataque de ondas é um processo comum que tem sido muito discutido na bibliografia internacional, mas ainda pouco focado nos trabalhos nacionais. Por causa do potencial destrutivo tem-se procurado definir as condições que conduzem a erosão da duna. VAN GRAAFF (1986) sugeriu que a altura da onda de tempestade é de longe a variável mais importante (82,8% de variância), mas que as taxas de erosão decaem exponencialmente durante as tempestades, em virtude do equilíbrio morfodinâmico restabelecido por intermédio das trocas de sedimentos entre a duna e a praia.

A taxa de erosão das praias de Mariápolis e Atlântida Sul decaiu após sucessivas tempestades, no entanto, com a seqüência dos ataques das ondas, a erosão passou a incidir mais sobre o estoque de areia existente na duna frontal (Fig. 7). A formação e o alargamento das barras na zona de surfe

ajudam a dissipar a energia das ondas incidentes durante as tempestades, mas a energia da onda de infragravidade, devido ao seu grande comprimento de onda, não é desfeita na zona de surfe (HOLMAN, 1983). Portanto, os ataques ao pé da duna devem ser provocados pela onda de set up (Fig. 12) que invade o varrido até a base das dunas frontais, na freqüência de infragravidade.

As ondas altas incidentes sobre a costa gradualmente vão decaindo no sentido da praia, e vai aumentando a importância da onda de infragravidade, caracterizadas por terem períodos entre 20 s até vários minutos (surfe beat). Na zona de surfe interna, as correntes de retorno pelo fundo e vagalhões na superfície em direção à praia dominam a segregação vertical da hidrodinâmica normal à costa (WRIGTH et al., 1982). Este é o principal mecanismo de erosão da linha litorânea, visto que uma grande parte do transporte em suspensão para fora da costa ocorre na freqüência de infragravidade (BEACH & STENBERG, 1988). Além do mais, ondas de infragravidade periodicamente elevam o nível médio do mar na praia, fazendo as ondas incidentes atingirem o pós-praia e o pé da duna

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frontal (WRIGTH, 1980). Vários trabalhos desenvolvidos no sul

do Brasil analisam a resposta do perfil praial, após a passagem das frentes frias associadas à ciclogênese (ver anais dos últimos Congressos da ABEQUA), sendo grande a quantidade de material transferido do pós-praia e dunas para a praia submarina, em questão de horas. No litoral médio junto ao Farol da Conceição, a erosão é muita severa durante as tempestades, com registro de variações de volume superior a 60 m³m-¹ (BARLETTA & CALLIARI, 1999), o que vem causando a retração da linha de costa

numa taxa média de 2,5 m/ano (TOMAZELLI et al., 1999).

O volume de areia erodida nos perfis em Atlântida Sul após o primeiro ciclone, variou entre -24,4 m³m-¹ e -43 m³m-¹ e média de 34,7 m³m-¹. Esta menor suscetibilidade à erosão das praias estudadas deve-se ao fato de estarem inseridas em uma reentrância e sob condições de balanço positivo de sedimentos na plataforma interna em longo termo, elementos destacados por DILLENBURG et al. (1998) e ESTEVES et al. (2004) como responsáveis pela maior progradação da costa neste setor.

Figura 12. Deslocamento das ondas em varrido dominado por freqüências de infragravidade. Praia de Atlântida

Sul, 12 de março de 1998.

COLI (2000), no estudo sobre o clima de onda em Rio Grande-RS, caracterizou os eventos extremos (ondas acima de 2 m) como oriundos da direção SE (63% das ocorrências), altura média significativa de 2,3 m e período médio de 6s (57%). As altura máximas para um período de retorno estimado de 10 anos, pela estatística de longo prazo, foi de 8,0 m, valor muito próximo das alturas máximas observadas nos eventos de 17/04/99 e 30/05/99,

classificados como de magnitude máxima por BARLETTA & CALLIARI (2001).

A combinação dos três ciclones sobre a costa brasileira entre o Chuí (RS) e Cabo Frio no Rio de Janeiro teve conseqüências catastróficas na composição das praias e dunas e estruturas urbanas (INPE, 1999). Na área de estudo, o recuo e a erosão média do campo de dunas foi de 5 m e a de 6,9 m³m-¹, respectivamente, enquanto que a praia teve erosão média de -44,8 m³m-¹. O perfil subaéreo P9 atingiu o valor de

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máxima erosão (73,1 m³m-¹), equivalente ao volume de erosão máxima provocado pelo furacão Alicia na costa sudeste do Texas, relatado por MORTON et al. (1994).

Forma, mobilidade e estoque sedimentar nas dunas frontais

A topografia da zona de surfe afeta o

set up na face da praia e a sobrelevação das ondas de tempestade, as quais formam escarpas e seqüências de dunas frontais que progradam ou recuam em relação ao mar (PSUTY, 1990).

Em praias intermediárias, a circulação de retorno tem um importante controle espacial na forma e na erosão da praia, com erosão maior nos embaimentos das correntes de retorno. Em conseqüência, ocorrem escarpas ou sobrelavagem nas dunas em frente ao embaiamento da megacúspide (SHORT & HESP, 1982). Este modo de erosão explica a maior quantidade de areia deslocada das dunas frontais em torno do perfil P3 (Fig. 13, tabs. 1, 2 e 3), devido à presença de células de retorno semi-permanentes na zona de surfe.

Figura 13. Escarpa de 3,0 metros desenvolvida na duna frontal próxima ao perfil P3, após as tempestades

ciclônicas do outono de 1999.

Embora, boa parte da linha de crista e pé da duna frontal estejam se deslocando em direção ao continente, especialmente no setor P3, P4, P5 (mascarado pelo manejo) e P9, existe área onde a duna se encontra estável (P2) e outra onde a linha de crista se desloca em direção ao mar (P1). Isto indica que as mudanças no cordão de dunas frontais não se processam de modo unidirecional, mas refletem variações espaciais. Para PSUTY (1990), o estoque sedimentar das dunas frontais pode ser positivo, negativo ou em equilíbrio, mesmo quando o perfil praia–duna

total esteja negativo e a linha de costa em erosão.

Cada evento muda a duna frontal para uma forma potencialmente mais erosiva. A forma da duna tem uma capacidade limite de mudança, porque a perda de volume de areia, juntamente com a migração em direção ao continente, pode acarretar o desaparecimento da duna no perfil (FISHER, 1984; apud PSUTY, 1990).

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Escalas temporais de variações do nível do mar

A maioria dos modelos prognósticos existentes no mundo (SCOR, 1991) prevêem uma subida do nível do mar neste século como resultado da expansão termal das águas dos oceanos e derretimento dos pequenos glaciares, acompanhando o aquecimento global. De acordo com as melhores estimativas do IPCC (1996), o nível do mar aumentará nos próximos 50 anos aproximadamente 20 cm, o que poderá provocar taxas de retrações na linha de costa de até 150 vezes (30 m), segundo o modelo de BRUUN (1962).

Muito se pergunta, qual a resposta das praias frentes as mudanças do nível do mar atual? A resposta das praias deve ser episódica e manter-se no ritmo contínuo da subida do nível do mar e de acordo com o estoque de sedimentos em longo período (SCOR, 1991). No entanto, com as mudanças climáticas associadas ao aumento da ativação dos ciclos ENSOS- Curva de Oscilação Sul do El Niño, nas últimas décadas (NOAA, 2002), a resposta da costa devido às variações de curto período no nível do mar, não é muito clara (SCOR, 1991). A maior implicação das mudanças de curto período é permitir que ondas de alta energia atinjam zonas mais distantes da praia e redistribuam a areia para fora da costa (LEATHERMAN et al., 2000), podendo levar décadas para recuperar total ou parcialmente a areia perdida para fora da costa (MORTON et al., 1994; GALGANO et al., 1998).

A série temporal do Índice de Oscilação Sul (SOI) e a temperatura da superfície do mar na porção Leste do Pacífico equatorial indicam que o ciclo ENSO tem um período médio de 4 anos, embora nos registros históricos este período tem variado entre 2 a 7 anos (NOAA, 2002). Considerando, ainda, que a última ocorrência (1997/1998) foi uma das mais fortes do século (NOAA, 2002) e por ter sido registrado novo aquecimento das águas superficiais do Pacífico equatorial durante o ano de 2002, estes quatro anos de monitoramento (1998 a 2002) são representativos de um ciclo ENSO.

O mapeamento das tempestades do Atlântico Sul por meio de cartas sinóticas feitas por TOZZI (2002), mostram que as tempestades durante o fenômeno La Niña apresentam forte

gradiente de pressão, assim como ciclones contínuos e reativos de longa duração e, conseqüentemente, tempestades de grande impacto. No El Niño há um decaimento significativo nas tempestades de inverno, no qual se verificam sistemas de curta duração e de menor intensidade e maior pluviosidade.

Evolução dos taludes e erosão eólica

A erosão da duna frontal é causada por

cortes na sua base devido aos ataques periódicos das ondas, embora fatores, tais como estabilidade de taludes, nível de umidade do solo e cobertura vegetal, aumentem a capacidade de carga dos taludes (CARTER et al., 1990). O principal foco de ataque é o pé da duna frontal, tanto devido ao ataque direto das ondas como pelas inundações das águas no pós-praia. As águas nos sedimentos intersticiais usualmente provêm uma suficiente coesão para permitir a formação de uma escarpa vertical. Entretanto, o corte por baixo, no pé do talude, conduz a um estado de tensão no talude superior, freqüentemente visível como falhas paralelas (Fig. 13). Durante os períodos mais secos (a partir de novembro), o balanço de forças altera-se no declive da duna, falhas do tipo cunha e falhas rotacionais de aguda inclinação provocam quedas súbitas de pacotes sedimentares, que se acomodam no pé da duna e mantêm o talude médio na vertical.

O padrão de transporte em dunas frontais está estreitamente relacionado ao fluxo aéreo, que por sua vez , está relacionado a topografia e a densidade da vegetação (GARES, 1988). Quando a topografia na face marinha da duna é escarpada e a vegetação escassa, a quantidade de areia transportada para o interior do continente, a partir do pé da duna, aumenta. Ao contrário, em áreas bem vegetadas e com inclinação suavizada ocorre a deflecção do fluxo e, o transporte das areias para dentro da terra é interrompido (ARENS, 1996).

No litoral gaúcho as dunas frontais desprovidas de vegetação ficam sujeitas aos fortes ventos de primavera, que promovem um grande escape de areia do sistema praial. Portanto, a estabilidade da face marinha da duna é uma função da sua forma, declividade e grau de cobertura vegetal frente aos ventos que sopram contra a praia (Soil Conservations Service, 1990).

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CONCLUSÕES

Os ciclones extratropicais se intensificam no Atlântico Sul, geralmente no outono, e dependendo do sistema meteorológico gerador, são definidos os fatores críticos que conduzem a erosão (sobrelevação das águas e altura das ondas) e os seus efeitos sobre o perfil da praia e dunas frontais. As taxas de erosão máximas no perfil praial ocorrem no final do ciclo de acreção de verão, após a incidência da primeira tempestade ciclônica. Com os eventos sucessivos, embora seja restabelecido o equilíbrio morfodinâmico, a remobilização dos sedimentos por ondas de infragravidade se faz relativamente maior nas dunas frontais.

O efeito direto das ondas na remobilização dos sedimentos, bem como na abertura de brechas e escarpas nas dunas frontais, é mais efetivo nas áreas associadas a correntes de retorno na zona de surfe e com menor volume de sedimentos (P3). Os processos eólicos, mais intensos e freqüentes na primavera, conduzem a reorganização topográfica do sistema de dunas em retração. As formas erosivas (blowouts) proporcionam escape de areia para dentro do continente, aumentando o balanço negativo de sedimentos na duna, que dificilmente se estabiliza sem a ajuda do homem, no controle do uso do espaço, reforma da duna e recomposição da vegetação.

Diferenças no nível de vulnerabilidade do sistema de dunas produzem variações espaciais importantes na linha do cordão de dunas, com avanços ou recuos não uniformes. Estas formas dependem dos processos morfodinâmicos que ocorrem na zona de surfe, variações laterais no nível do suprimento eólico, dinâmica dos sangradouros e a existência de projetos de reforma e estabilização de dunas.

A recomposição do perfil da praia se inicia na primavera com ondas de menor esbeltez e atinge o perfil de máxima acresção, após o verão, quando o banco intermediário se acopla ao banco interno.Estas mudanças temporais são regidas por um padrão sazonal no clima de ondas. A recomposição do volume de duna erodido pelas tempestades, após três anos, reflete balanços positivos, estáveis e negativos, podendo levar décadas para retornar ao estágio pré-ciclônico.

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resposta e recomposição das praia s e dunas após seqüência ... · gravel issn 1678-5975...

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