1

1

2

_______________________________________________________ 3

4

Base Científica das Mudanças Climáticas 5

6

Contribuição do Grupo de Trabalho 1 ao 7

Primeiro Relatório de Avaliação do 8

Painel Brasileiro de Mudanças Climáticas 9

______________________________________________________ 10

11

Sumário Executivo 12

______________________________________________________ 13 14 15 Autores Coordenadores: 16 Tércio Ambrizzi; Moacyr Cunha de Araújo Filho. 17

18

Autores Principais: 19 Abdelfettah Sifeddine; Alexandre Araújo Costa; Alexandre de Siqueira Pinto; Alexandre Lima 20

Correia; Alice Marlene Grimm; Antonio Ocimar Manzi; Chou Sin Chan; Cleber Ibraim 21

Salimon; Cristiano Mazur Chiessi; Dieter Carl Ernst Heino Muehe; Dora Maria Villela; Edmo 22

José Dias Campos; Everaldo Barreiros de Souza; Fábio Roland; Francisco William da Cruz 23

Júnior; Gabriela Bielefeld Nardoto; Gilvan Sampaio de Oliveira; Humberto Ribeiro da Rocha; 24

Ivan Bergier; Jean Pierre Henry Balbaud Ometto; Luiz Antonio Martinelli; Marcelo Corrêa 25

Bernardes; Marcia Akemi Yamasoe; Mercedes Maria da Cunha Bustamante; Newton La Scala 26

Júnior; Patricia Pinheiro Beck Eichler; Paulo Nobre; Rômulo Simões Cezar Menezes; 27

Theotonio Mendes Pauliquevis Júnior; Valério De Patta Pillar. 28

29

Autores Colaboradores: 30 Abdelfettah Sifeddine; Adriano Marlisom Leão de Sousa; Alan Rodrigo Panosso; Alberto 31

Ricardo Piola; Aldrin Martin Perez Marin; Alex Enrich Prast; Aline de Holanda Nunes Maia; 32

Aline Sarmento Procópio; Álvaro Ramon Coelho Ovalle; Ana Luiza Spadano Albuquerque; 33

André Megali Amado; André Rosch Rodrigues; Astolfo G. M. Araujo; Bastiaan Adriaan 34

Knoppers; Beatriz Beck Eichler; Carlos Alberto Nobre Quesada; Carlos Eduardo de Rezende; 35

Carlos Gustavo Tornquist; Celso Von Randow; Cimélio Bayer; Corina Sidagis Galli; Donato 36

Abe; Edmilson Freitas; Edmo José Dias Campos; Edson José Paulino da Rocha; Eduardo 37

Arcoverde de Mattos; Eduardo Barretto de Figueiredo; Eduardo G. Neves; Eduardo Siegle; 38

2

Elisabete de Santis Braga; Elizabethe de Campos Ravagnani; Eloi Melo Filho; Enio Pereira de 39

Souza; Enrique Ortega Rodriguez; Everardo Valadares de Sá Barretto Sampaio; Expedito 40

Ronald Gomes Rebello; Felipe Mendonça Pimenta; Flávio Barbosa Justino; Francinete Francis 41

Lacerda; Francisco de Assis Diniz; Frederico Scherr Caldeira Takahashi; Gabriel Constantino 42

Blain; Gilvan Sampaio de Oliveira; Gilvan Sampaio de Oliveira; Guilherme Ruas Medeiros; 43

Guillermo Oswaldo Obregón Párraga; Henrique de Melo Jorge Barbosa; Ilana Elazari Klein 44

Coaracy Wainer; Iracema Fonseca de Albuquerque Cavalcanti; Iracema Fonseca de 45

Albuquerque Cavalcanti; Janice Romaguera Trotte-Duhá; João dos Santos Vila da Silva; Jorge 46

Alberto Martins; José Fernando Pesquero; Jose Galizia Tundisi; José Maria Brabo Alves; Juan 47

Ceballos; Julio Carlos França Resende; Leila Maria Véspoli de Carvalho; Lincoln Muniz Alves; 48

Luciana della Coletta; Luciano Ponzi Pezzi; Ludgero Cardoso Galli Vieira; Luiz Antonio 49

Cândido; Luiz Augusto Toledo Machado; Luiz Carlos R. Pessenda; Manoel Alonso Gan; 50

Manoel Ferreira Cardoso; Manoel Ferreira Cardoso; Marcia Akemi Yamasoe; Marcos Djun 51

Barbosa Watanabe; Marcos H. Costa; Marcus Jorge Bottino; Maria de Fátima Andrade; Mariane 52

M. Coutinho; Michel Michaelovitch de Mahiques; Moacyr Araújo; Olga Tiemi Sato; Orivaldo 53

Brunini; Osmar Pinto Júnior; Paulo Nobre; Paulo Polito; Prakki Satyamurty; Regina Rodrigues; 54

Reindert Haarsma; Renato C. Cordeiro; Ricardo de Camargo; Ricardo de Camargo; Rita Yuri 55

Ynoue; Roberto Antonio Ferreira de Almeida; Ronald Buss de Souza; Ruy Kenji Papa de 56

Kikuchi; Simone Aparecida Vieira; Simone Sievert Costa; Solange Filoso; Sonia Maria Flores 57

Gianesella; Vanderlise Giongo; Vera Lúcia de Moraes Huszar; Vinicius Fortes Farjalla; Wagner 58

Soares; Weber Landim de Souza; Yara Schaeffer-Novelli. 59

60

Revisores: 61 Alan Cavalcanti da Cunha; Ana Luiza Spadano Albuquerque; Felipe Mendonça Pimenta; 62

Fernando Ramos Martins; Flavio Jesus Luizão; Gilberto Fernando Fisch; Heitor Evangelista da 63

Silva; Henrique de Melo Jorge Barbosa; Ilana Elazari Klein Coaracy Wainer; Ilana Elazari Klein 64

Coaracy Wainer; Juan Carlos Ceballos; Luiz Gylvan Meira Filho; Marcelo de Paula Corrêa; 65

Maria Assunção Faus da Silva Dias; Maria Cristina Forti; Maria Valverde; Pedro Leite da Silva 66

Dias; Pedro Leite da Silva Dias; Regina Luizão. 67

68

69

___________________________________________________________ 70

Painel Brasileiro de Mudanças Climáticas - Secretaria Executiva 71 Cidade Universitária, Centro de Tecnologia, Sala G-106. Ilha do Fundão, Rio de Janeiro – RJ. 72

CEP: 21.949-900. Tel.: (21) 2562-7030/ 2562-8326 73 www.pbmc.coppe.ufrj.br 74

75 76 77 78

Excluído: Duhá ;79

Excluído: 80

3

Sumário Executivo Primeiro Relatório de Avaliação do GT1 do PBMC 81 _________________________________________________________________________________ 82

Capítulo 1 – Introdução e Principais Questões Discutidas 83

Este primeiro capítulo do Sumário do Grupo de Trabalho 1 traz uma síntese das 84

principais contribuições para o Primeiro Relatório de Avaliação Nacional (RAN1) do 85

Grupo de Trabalho 1 (GT1) – Bases Científicas das Mudanças Climáticas – do Painel 86

Brasileiro de Mudanças Climáticas (PBMC), cujo objetivo é avaliar os aspectos 87

científicos do sistema climático e de suas mudanças. 88

O papel das forçantes antrópicas sobre o processo de aquecimento global vem 89

sendo destacado pelos sequentes Relatórios de Avaliação desenvolvidos pelo Painel 90

Intergovernamental de Mudanças Climáticas (IPCC, em inglês). Tais avaliações são 91

baseadas na análise acumulada de grandes quantidades de dados observacionais, sobre 92

os quais são utilizadas técnicas sofisticadas visando à compreensão dos mecanismos 93

atuantes e das margens de incerteza em suas determinações. 94

Diante da complexidade que abrange o clima do planeta, é de se esperar que a 95

qualidade das análises realizadas e a redução de incertezas nas projeções das mudanças 96

climáticas globais e regionais sejam diretamente relacionadas à quantidade de estudos 97

científicos e de levantamentos existentes nas diferentes regiões do planeta. Uma análise 98

simples da literatura referenciada pelo GT1 do Quarto Relatório de Avaliação (AR4) do 99

IPCC evidencia o desequilíbrio interhemisférico e regional nos quantitativos de 100

produção científica e de levantamentos observacionais utilizados na avaliação, 101

traduzindo a necessidade de esforços adicionais para minimizar estas diferenças. 102

Diante destas evidências, o PBMC foi instituído em setembro de 2009 103

considerando o potencial de contribuição do Brasil para a compreensão das mudanças 104

climáticas globais, bem como da necessidade de uma abordagem nacionalizada sobre o 105

tema. O PBMC é um organismo científico nacional criado pelos Ministérios da Ciência, 106

Tecnologia e Inovação (MCTI) e do Meio Ambiente (MMA), cujo RAN1 é composto de 107

três volumes, correspondentes às atividades de cada Grupo de Trabalho 108

(www.pbmc.coppe.ufrj.br). Com estrutura espelhada no IPCC, o PBMC objetiva 109

fornecer avaliações científicas sobre as mudanças climáticas de relevância para o Brasil, 110

incluindo os impactos, vulnerabilidades e ações de adaptação e mitigação. As 111

informações científicas levantadas pelo PBMC são sistematizadas por meio de um 112

processo objetivo, aberto e transparente de organização dos levantamentos produzidos 113

pela comunidade científica sobre as vertentes ambientais, sociais e econômicas das 114

4

mudanças climáticas. Desta forma, o Painel poderá subsidiar o processo de formulação 115

de políticas públicas e tomada de decisão para o enfrentamento dos desafios 116

representados por estas mudanças, servindo também como fonte de informações e de 117

referência para a sociedade. 118

O Volume 1 do RAN1 está estruturado de acordo com o escopo previamente 119

definido pelos Autores Principais dos capítulos do GT1. Os levantamentos aqui 120

apresentados resultam de uma extensa pesquisa bibliográfica, a qual se procurou (i) 121

evidenciar as implicações para o Brasil dos principais pontos do GT1 do Quarto 122

Relatório de Avaliação (AR4) do Painel Intergovernamental de Mudanças Climáticas 123

(IPCC, em inglês); bem como (ii) registrar e discutir os principais trabalhos científicos 124

publicados após 2007, com destaque para aqueles relacionados mais diretamente às 125

mudanças climáticas na América do Sul e no Brasil. 126

127

Capítulo 2 – Observações Ambientais Atmosféricas e de 128

Propriedades da Superfície 129

Este capítulo apresenta resultados observacionais a respeito de variações de parâmetros 130

ambientais que podem representar efeitos da variabilidade climática natural de longo 131

período e, em alguns casos, indicações de efeitos da ação humana. 132

As séries temporais climáticas são um produto de interações complexas do 133

sistema climático terrestre, representando um efeito combinado de oscilações intra e 134

interanuais, decenais e interdecenais e até escalas de tempo maiores (por exemplo, 135

milhares a milhões de anos), que são naturais do sistema climático. A separação dessas 136

variações naturais das alterações antrópicas não é uma tarefa fácil, e talvez nem possível 137

na maioria dos casos, tendo em vista que tais resultados são geralmente baseados em 138

séries temporais de observações feitas durante períodos relativamente curtos, bem 139

inferiores às escalas de tempo paleoclimatológicas tratadas no Capítulo 4. Portanto, é 140

necessária cautela na atribuição das causas das variações observadas. 141

O conhecimento do clima presente é o primeiro e necessário passo para o 142

conhecimento do clima futuro. O futuro se aproxima a cada ano de uma vez e a 143

adaptação ao futuro próximo deve ser parte do problema geral da adaptação ao futuro 144

distante. A adaptação ao clima do próximo ano ou da próxima década, quer haja ou não 145

aquecimento global ou outras mudanças antrópicas, deve ser uma das prioridades 146

nacionais, principalmente em países em desenvolvimento. 147

5

Tendo em vista as dimensões continentais do Brasil e a diversidade de regimes 148

climáticos e de influências sobre seu clima, é necessário ressaltar a necessidade de 149

estudos observacionais para bem conhecê-lo, em termos de suas características, 150

mecanismos e variabilidade. Na Figura SEF.1 é mostrado um painel abrangente dos 151

regimes sazonais de precipitação da América do Sul (Grimm, 2011). Estudos (p.ex., 152

Zhou e Lau, 2001; Paegle e Mo, 2002; Grimm e Zilli, 2009; Grimm, 2011) revelam o 153

grande impacto da variabilidade interanual, que pode produzir alterações por um fator 154

maior que quatro nas chuvas sazonais em certas regiões, como a Amazônia. A maior 155

fonte de variabilidade interanual são os eventos El Niño e La Niña. 156

157

158

Figura SEF.1. Ciclos anuais de precipitação em regiões de 2,5°×2,5° latitude-longitude, calculados com 159

pelo menos 25 anos de dados no período 1950-2005 (Adaptado de Grimm, 2011). 160

161

As variações decenais/interdecenais (consideradas com escala de tempo acima 162

de oito anos) apresentam menor diferença entre fases opostas (alterações por até fator de 163

dois), mas são relevantes em termos de adaptação porque são persistentes, podendo 164

causar secas prolongadas ou décadas com mais eventos extremos de chuva. Os modos 165

de variabilidade interdecenal produziram forte variação climática na década de 1970, 166

devido à superposição de efeitos da mudança de fase de diferentes modos nesta década 167

6

(Grimm e Saboia, 2012). Portanto, análises de tendências em séries relativamente curtas 168

de parâmetros climáticos, que compreendem períodos antes e depois desta década, não 169

são conclusivas. 170

A grande maioria das tendências detectadas na precipitação do Brasil pode ser 171

explicada por mudanças de fase em oscilações interdecenais e, portanto, não podem ser 172

consideradas provas de mudanças climáticas. Por exemplo, as principais tendências 173

detectadas são consistentes com a variação produzida na segunda metade do século 174

passado pelo primeiro modo interdecenal de chuvas anuais, que é significativamente 175

correlacionado com um modo de tendência de temperatura da superfície do mar (TSM), 176

mas também com a Oscilação Multidecenal do Atlântico (OMA) e com a Oscilação 177

Interdecenal do Pacífico (OIP, IPO em inglês). Estes resultados mostram tendências 178

negativas no norte e oeste da Amazônia, positivas no sul da Amazônia, positivas no 179

Centro-Oeste e Sul do Brasil, ausência de tendência no Nordeste. A tendência de 180

aumento da precipitação entre 1950-2000 no Sul do Brasil e outras partes da baixa 181

Bacia do Paraná/Prata, também notada por Haylock et al. (2006), principalmente entre 182

o período anterior e posterior à década de 1970, aparece em outros modos interdecenais. 183

Esta tendência é suportada por séries um pouco mais longas, mas apresenta inversão na 184

última década. 185

Para verificar se as tendências associadas com o 1º modo interdecenal de 186

precipitação se devem apenas a mudança de fase da OMA ou se são parte de 187

comportamento consistente de mais longo período, seriam necessárias: i) séries mais 188

longas de precipitação e ii) consistência entre estas “tendências” e as mudanças de 189

precipitação apontadas nessas regiões pelas projeções de mudanças climáticas feitas por 190

numerosos modelos. Portanto, é necessário esperar algum tempo para ter certeza sobre 191

tendências na precipitação do Brasil e também verificar sua consistência com projeções 192

climáticas, o que no momento não ocorre, talvez ainda por falhas nos modelos. Da 193

mesma forma, ainda é difícil detectar mudanças antrópicas nos eventos extremos de 194

precipitação, cujas variações também parecem estar mais relacionadas com oscilações 195

climáticas naturais. 196

Estudos de tendência da temperatura utilizando dados de estação sobre a 197

América do Sul limitam-se, na sua maioria, ao período entre 1960-2000 (Vincent et al., 198

2005; Obregon e Marengo, 2007; Salati et al., 2007; Marengo e Camargo, 2008). Os 199

resultados mais significativos referem-se às variações de índices baseados na 200

temperatura mínima diária, que indicam aumento de noites quentes e diminuição de 201

7

noites frias na maior parte da América do Sul, com consequente diminuição da 202

amplitude diurna da temperatura, especialmente na primavera e no outono. Estes 203

resultados são mais robustos para as estações localizadas nas costas leste e oeste dos 204

continentes e são confirmados para séries em períodos mais longos. A enorme escassez 205

de dados de estação sobre vastas áreas tropicais como a Amazônia e o Centro-Oeste e 206

Leste do Brasil limitam o estabelecimento de conclusões acuradas para estas regiões 207

usando dados de estação. Estudos recentes mostraram que fatores como mudança de uso 208

da terra e queima de biomassa podem influenciar a temperatura nestas regiões, 209

sobretudo na Amazônia e no Cerrado; porém se desconhece a magnitude e extensão 210

espacial do sinal de longo prazo dessas influências sobre a temperatura em superfície. Já 211

o efeito da mudança de uso da terra e da liberação de calor antrópico nos grandes 212

centros urbanos sobre o fenômeno de ilha de calor urbana tem sido bem estudado e 213

documentado. 214

Dados de reanálises desde 1948 (Collins et al., 2009) fornecem evidência de que 215

tem aumentado a temperatura em baixos níveis na atmosfera de forma mais acentuada 216

em direção aos trópicos do que nos subtrópicos da América do Sul durante o verão 217

austral, tendo a temperatura média anual junto da superfície nos trópicos apresentado 218

tendência positiva desde então, enquanto nos subtrópicos há tendência negativa desde 219

meados da década de 1990. 220

O aumento da temperatura também foi verificado sobre o Atlântico Tropical, 221

sugerindo que possam ter ocorrido mudanças no contraste oceano-atmosfera e, portanto, 222

no desenvolvimento do sistema de monções. Estas mudanças podem causar alterações 223

no regime de precipitação e nebulosidade e ter um impacto desconhecido na 224

temperatura e no clima local. 225

Mudanças nos campos médios globais e na TSM antes e após o período 226

conhecido como “climate shift” no final dos anos 70 (Zhang et al., 1998; Deser et al., 227

2004; Deser e Phillips, 2006) podem ter exercido importante papel no regime de 228

temperaturas e respectivas tendências e precisam ser considerados para se avaliar 229

corretamente o efeito do aquecimento global sobre a América do Sul. Neste contexto, 230

também é importante avaliar o impacto de oscilações climáticas naturais interdecenais 231

sobre a temperatura na América do Sul (Barros et al., 2006; Pereira Filho et al., 2007). 232

Quer sejam variações naturais que venham a ser revertidas após uma ou mais 233

décadas, quer sejam tendências reais causadas por ação humana, tais variações 234

necessitam ser conhecidas para que seja possível planejar a adaptação a elas, para 235

8

enfrentá-las em seus aspectos negativos ou delas tirar o máximo proveito. A magnitude 236

tanto das variações naturais como das mudanças climáticas antrópicas tem repercussões 237

para a sociedade, uma vez que diversas atividades econômicas, particularmente a 238

hidroeletricidade e a agricultura, são afetadas com variações de longo prazo, 239

principalmente do elemento climático precipitação. 240

241

Capítulo 3 – Observações Costeiras e Oceânicas 242

Este capítulo apresenta uma síntese das mudanças observadas em processos oceânicos e 243

costeiros no Atlântico Sul e no Brasil. São apresentados estudos focando diferentes 244

aspectos de mudanças no oceano, com ênfase na região do Atlântico Sul, dos trópicos 245

até latitudes austrais. Especial atenção é dedicada à região oeste do Atlântico Sul e à 246

zona costeira ao longo do continente sul-americano, procurando identificar possíveis 247

mudanças nessas regiões e suas correlações com alterações do clima em grande escala. 248

O oceano participa de forma decisiva no equilíbrio climático. Devido à sua 249

grande extensão espacial e à alta capacidade térmica da água, é indiscutível que o 250

aumento do conteúdo de calor dos oceanos e o aumento do nível do mar são indicadores 251

robustos de aquecimento do planeta. Recentemente vários esforços têm sido 252

despendidos na reavaliação de dados históricos, permitindo interpretações mais 253

confiáveis por mais longos períodos de tempo (e.g., Stott et al., 2008; Hosoda et al., 254

2009; Roemmiech e Gilson, 2009; Durack e Wijffels, 2010; Helm et al., 2010). 255

A grande maioria dos estudos científicos realizados nos últimos 5 anos têm 256

confirmado, de forma indiscutível, o aquecimento das águas oceânicas. A temperatura 257

da superfície do mar (TSM) no Atlântico tem aumentado nas últimas décadas (e g.: 258

Rayner et al., 2006; Domingues et al., 2008; Lyman e Johnson, 2008; Ishii e Kimoto, 259

2009; Levitus et al., 2009; Gourestki e Reseghetti, 2010; Lyman et al., 2010). No 260

Atlântico Sul, esse aumento é intensificado a partir da segunda metade do século XX, 261

possivelmente devido a mudanças na camada de ozônio sobre o Polo Sul e também ao 262

aumento dos gases efeito-estufa (Arblaster e Meehl, 2006; Rayner et al., 2006). 263

O conhecimento dos padrões de variabilidade da salinidade é essencial para se 264

obter uma descrição detalhada da circulação oceânica em todas as escalas. Isto porque a 265

salinidade é uma variável que, juntamente com a temperatura, afeta a densidade da água 266

do mar e os padrões de circulação oceânica associados a ela. 267

9

De forma consistente com um clima mais quente, estudos baseados em dados 268

globais de concentração de sal mostram mudanças de salinidade da superfície do mar 269

(SSS) de forma consistente com o aumento da temperatura do planeta (Boyer et al., 270

2005a, 2007; Roemmich e Gilson, 2009; Durack e Wijfels, 2010). Há indicações que a 271

salinidade do oceano Atlântico tropical e equatorial está aumentando nas últimas 272

décadas (Curry et al., 2003; Donners e Drijfhout, 2004; Boyer et al., 2005; Durack e 273

Wijffels, 2010), principalmente nas camadas acima da termoclina. No Atlântico Sul há 274

também indicações de aumento da salinidade no giro subtropical, reforçando a 275

tendência de que a região subtropical está se tornando mais quente e mais salina (e.g: 276

Sato e Polito, 2008; Durack e Wijffels, 2010; Lumpkin e Garzoli, 2011). 277

Já em altas latitudes, onde se formam as massas d’água que ocupam o fundo dos 278

oceanos globais, nota-se uma diminuição de 0,1 a 0,5 de salinidade ao norte de 45oN, da 279

superfície até o fundo. Há também evidências de redução da salinidade nos primeiros 280

500 m do oceano austral (Curry et al., 2003), enquanto que, em médias latitudes, 281

observa-se um aumento da salinidade associada do lado norte da Corrente do Atlântico 282

Sul, dentro do giro subtropical, e diminuição da salinidade ao sul da mesma. Uma vez 283

que não é observada uma tendência significativa da descarga fluvial no Atlântico, tais 284

mudanças ocorrem aparentemente devido às mudanças na componente Evaporação-285

Precipitação (E-P) sobre os oceanos e às alterações no processo de formação de águas 286

de fundo em altas latitudes. Estabelecer programas observacionais de longa duração no 287

oceano profundo é fundamental para a determinação das mudanças da salinidade, 288

observada a falta de dados e a baixa significância estatística de alguns resultados de 289

estudos especialmente no Atlântico Sul. 290

Nas camadas superiores do oceano há evidências claras do aumento do conteúdo 291

térmico de calor. A Figura SEF.2, composta de resultados de recentes estudos baseados 292

em um amplo conjunto dados incluindo bati-termógrafos descartáveis (XBT), 293

flutuadores Argo e outros, no período 1993 – 2008, mostra que o conteúdo de calor na 294

camada de 0 a 700 m do oceano global está aumentando a uma taxa média de 0,64± 295

0,29 W m-2

para todo o planeta (Lyman et al., 2010; Trenberth, 2010). Esse aumento no 296

armazenamento de calor em toda a profundidade coberta pelos flutuadores Argo é um 297

indicativo de que o oceano está se aquecendo abaixo dos 700 m. 298

299

10

300

Figura SEF.2. Variação do conteúdo de calor na camada de 0 a 700 m do oceano global (linha preta). A 301

tendência positiva da ordem de 0,64 W m-2 indica o aquecimento da camada superior do oceano. A linha 302

azul representa a variação do conteúdo de calor para 0-2000 m, baseada em 6 anos de dados Argo. A 303

taxa de aumento de 0,5 m-2 sugere que uma parte do aquecimento está acontecendo em profundidades 304

superiores a 700 m (Trenberth, 2010). 305

306

Há fortes indícios que as características dos eventos de El Niño no Pacífico estão 307

mudando nas últimas décadas (e.g: Ashok et al., 2007; Ashok e Yamagata, 2009; Yeh et 308

al., 2009). Como consequência, tem havido uma mudança nos modos de variabilidade 309

da TSM no Atlântico Sul. Essas alterações nos padrões de TSM favorecem precipitações 310

acima da média ou na média sobre o norte e nordeste brasileiro e mais chuvas no sul e 311

sudeste do Brasil. 312

Importantes massas de água estão também se alterando de acordo com o Quarto 313

Relatório de Avaliação do Clima do IPCC (IPCC-AR4, 2007). As “águas modo” (águas 314

de 18oC) do Oceano Sul e as Águas Profundas Circumpolares se aqueceram no período 315

de 1960 a 2000, cuja tendência continua durante a presente década. Aquecimento 316

similar ocorreu também nas “águas modo” da Corrente do Golfo e da Kuroshio. Como 317

consequência, é bastante provável que pelo menos até o final do último século a Célula 318

de Revolvimento Meridional do Atlântico (CRMA) venha se alterando 319

significativamente em escalas de interanuais a decenais, segundo conclusão do IPCC-320

AR4 e de estudos mais recentes (e.g., Graham et al., 2011). 321

No Atlântico Sul, vários estudos nos últimos anos mostram que, em 322

consequência ao deslocamento do rotacional do vento em direção ao polo, o transporte 323

de águas do Oceano Índico para Atlântico sul, fenômeno conhecido como o “vazamento 324

das Agulhas”, vem aumentando nos últimos anos (Biastoch et al., 2008, 2009). 325

11

Mudanças no giro subtropical do Atlântico Sul associadas a mudanças na salinidade das 326

camadas superiores são observadas através de análises de dados obtidos remotamente 327

por satélite e in situ. Resultados de observações e modelos sugerem que o giro 328

subtropical do Atlântico Sul vem se expandindo, com um deslocamento para sul da 329

região da Confluência Brasil-Malvinas (Sokolov e Rintoul, 2009). 330

Os estudos analisados pelo IPCC-AR4 (2007), dentre outros mais recentes 331

(Leuliette e Miller, 2009; Letetrel et al., 2010; Leuliette e Scharroo, 2010), também 332

apontam para variações no conteúdo de calor e na elevação do nível do mar, em escala 333

global. Variações nessas propriedades promovem alterações nas características das 334

diferentes massas de água, o que fatalmente leva a alterações nos padrões de circulação 335

do oceano. Consequentemente, mudanças na circulação levam a alterações na forma 336

como o calor e outras propriedades biológicas, físicas e químicas são redistribuídas na 337

superfície da Terra. 338

O nível do mar está aumentando e variações de 20 a 30 cm esperadas para o 339

final do século XXI já devem ser atingidas, em algumas localidades, até meados do 340

século ou até antes disso (e.g., Woodworth et al. 2009; Grinsted e Moore, 2010). Na 341

costa do Brasil são poucos os estudos realizados com base em observações in situ. 342

Mesmo assim, taxas de aumento do nível do mar na costa sul-sudeste já vêm sendo 343

reportadas pela comunidade científica brasileira desde o final dos anos 80 e início dos 344

anos 90 (Mesquita et al., 1986, 1995, 1996; Silva e Neves, 1991; Harari e Camargo, 345

1995; Muehe e Neves, 1995; Neves e Muehe, 1995). Diferentemente, em escala global, 346

são relativamente numerosos os estudos observacionais e numéricos que consideram a 347

complexa combinação de fenômenos que resultam nas variações de escala global do 348

nível do mar, cujos resultados ainda mantém razoáveis discordâncias acerca do seu 349

comportamento em longas escalas de tempo. 350

A dinâmica das trocas gasosas entre a atmosfera e o oceano exerce um papel 351

fundamental nos ciclos biogeoquímicos, como também nas mudanças climáticas. Desde 352

o período Pré-industrial, os níveis de CO2 atmosférico têm aumentado em 353

aproximadamente 40%, sendo atualmente o maior dos últimos 800.000 anos. A 354

absorção do CO2 atmosférico pelos oceanos provoca alterações no balanço químico dos 355

oceanos, em especial alterando o pH e o equilíbrio dos íons carbonatos e do estado de 356

saturação de calcita e aragonita, causando grande repercussão sobre organismos 357

marinhos. Medidas realizadas desde a década de 80 mostram um decréscimo de pH em 358

0,3 a 0,4 unidades. Outra forma de avaliar as transferências do carbono entre a 359

12

atmosfera e o oceano pode ser através de medidas da acumulação de carbono nos 360

sedimentos marinhos. Em grande parte do Oceano Atlântico Sul Tropical e Subtropical 361

a acumulação de carbono orgânico nos sedimentos é basicamente controlada pela 362

produtividade primária nas águas superficiais. Estudos demonstram também que de 363

0,5% a 3% da produção primária das plataformas continentais e do talude e cerca de 364

0,014% dos oceanos profundos fica acumulada nos sedimentos, o que pode causar uma 365

baixa eficiência no transporte de carbono para os sedimentos devido às altas taxas de 366

reciclagem nas águas superficiais. Ainda, estudos paleoceanográficos mostram que o 367

acúmulo de carbono nos sedimentos durante o Último Máximo Glacial foi cerca de 2 a 368

3 vezes maior do que durante o Holoceno, provocado por mudanças na química da água 369

do mar, na circulação e nos padrões de estratificação e formação de camadas de mistura. 370

O aumento das concentrações de CO2 assim como o aumento do nível do mar, de 371

temperatura, mudanças no volume e distribuição das precipitações afetarão de modo 372

variável o equilíbrio ecológico de sistemas recifais e de manguezais (e.g., Behling et al., 373

2004; McLeod e Salm, 2006; Baker et al., 2008; González-Dávila et al., 2010; Albright 374

e Langdon, 2011), dependendo da amplitude destas alterações e das características 375

locais de sedimentação e espaço de acomodação. 376

A amplitude da linha de costa do Brasil, que atinge regiões tropicais e 377

subtropicais, leva a uma variedade de feições fisiográficas onde se abrigam os 378

manguezais, com diversidade de estruturas pouco monitoradas em escalas temporais. 379

Essa diversidade de características, sob as quais se desenvolvem os manguezais, exige 380

monitoramentos de médio e longo prazos, em pontos representativos ao longo da costa. 381

O fato de o manguezal ser um ecossistema extremamente adaptável às variações 382

ambientais onde se insere, exige muito mais tempo (décadas) de observações para 383

identificar respostas consideradas normais em relação àquelas que estariam sendo 384

manifestadas diante de novas condições ambientais. 385

Ao longo da extensão da linha de costa brasileira são vários os trechos em 386

erosão, distribuídos irregularmente e muitas vezes associados aos dinâmicos ambientes 387

de desembocaduras (Muehe 2006; Dominguez, 2009). Diversas são as áreas costeiras 388

densamente povoadas que se situam em regiões planas e baixas, cujas construções em 389

áreas próximas à linha de costa por vezes comprometem o balanço sedimentar local e 390

podem iniciar e/ou acelerar processos erosivos locais. Ainda, os já existentes problemas 391

de erosão, drenagem e inundações nestas áreas podem ser amplificados em cenários de 392

mudanças climáticas. 393

13

Um aumento da evaporação devido ao aumento da temperatura deverá se refletir 394

em aumento do transporte eólico no litoral do Nordeste semiárido levando ao aumento 395

da transferência de sedimentos da praia para o campo de dunas e, conseqüente, ao 396

aumento do déficit de sedimentos. Em algumas áreas do litoral Sul e Sudeste, o 397

aumento da frequência e intensidade de ciclones extratropicais tenderá a aumentar a 398

recorrência de eventos extremos com ondas altas, ventos fortes e precipitações intensas. 399

Reajustamentos das formas e dos sedimentos de praias em amplos trechos do litoral do 400

Nordeste causados pelo efeito das ondas sobre os arenitos de praia, bem como pelas 401

mudanças no transporte litorâneo, implicará em erosão e acumulação sedimentar 402

localizadas. 403

Conforme a Terra entra num período de mudanças climáticas antrópicas rápidas, 404

com possibilidades de mudanças climáticas perigosas nas próximas décadas, o 405

conhecimento da biologia e da geoquímica envolvidas nesses processos e seu papel no 406

clima da Terra exigem uma prioridade crítica de pesquisas. O Brasil, hoje, encontra-se 407

apto a participar de estudos mais minuciosos de modelagem climática (Tollefsson, 408

2010), tanto em termos de recursos humanos como tecnológicos. 409

É necessário considerar os diagnósticos sobre a biodiversidade no oceano e 410

estabelecer políticas de conservação de forma interligada às políticas que estabelecem o 411

uso de combustíveis fósseis, o uso do solo, qualidade das águas dos rios, controle da 412

poluição atmosférica, entre outros. O plâncton, no papel de base da cadeia alimentar 413

marinha, é extremamente importante no controle do balanço de gases terrestres, sendo 414

estes organismos muito frágeis e dependentes das próprias condições físicas e químicas 415

dos oceanos, cujas alterações no seu metabolismo devido às mudanças ambientais 416

extremas ainda são imprevisíveis. 417

418

Capítulo 4 – Informações Paleoclimáticas Brasileiras 419

Este capítulo exibe o conjunto de estudos paleoclimáticos desenvolvidos com registros 420

continentais e marinhos brasileiros e, subordinadamente, de outros países da América do 421

Sul e dos oceanos adjacentes. Com base nestes estudos, os autores buscam apresentar 422

quais as evidências observacionais do clima do passado que contribuem para o 423

entendimento das variabilidades climáticas observadas no presente e para a inferência 424

de cenários prognósticos de mudanças no clima do Brasil e do continente sul-425

americano. 426

14

As análises realizadas permitem afirmar que as mudanças na insolação recebida 427

pela Terra em escala temporal orbital (i.e., dezenas de milhares de anos) foram a 428

principal causa de modificações na precipitação e nos ecossistemas das regiões tropical 429

e subtropical do Brasil, principalmente aquelas regiões sob influência do Sistema de 430

Monção da América do Sul (SMAS). Valores altos de insolação de verão para o 431

Hemisfério Sul foram associados a períodos de fortalecimento do SMAS e vice-versa. 432

Com base na afirmação acima, buscou-se estabelecer o estado da arte em relação 433

às evidências da existência de registros das mudanças orbitais e seus impactos sobre os 434

ciclos hidrológicos, como também sobre os ecossistemas continentais em regiões 435

tropicais e subtropicais do Brasil. O padrão de variação de precipitação em escala 436

orbital deve ser ainda melhor estabelecido para o continente sul-americano com dados 437

de outras regiões brasileiras. Torna-se extremamente importante neste estágio um 438

esforço conjunto da comunidade científica dedicada à paleoclimatologia no sentido de 439

se obter e analisar testemunhos lacustres e marinhos longos em regiões chaves para um 440

melhor conhecimento dos impactos dos parâmetros orbitais sobre os ciclos hidrológicos 441

como também sobre a vegetação. 442

Os registros paleoclimáticos e paleoceanográficos disponíveis na literatura 443

evidenciam fortes e abruptas oscilações no gradiente de temperatura entre as altas e 444

médias latitudes do Atlântico Norte e a porção equatorial do mesmo oceano, que 445

causaram variações abruptas de pluviosidade tanto no regime de chuva associado às 446

monções sul-americanas, quanto na área diretamente afetada pela Zona de 447

Convergência Intertropical (ZCIT). Na escala temporal milenar foram observadas fortes 448

e abruptas oscilações no gradiente meridional de temperatura do Oceano Atlântico bem 449

como na pluviosidade associada ao SMAS e à ZCIT. A causa destas mudanças 450

climáticas abruptas (aquelas que se processam em grande escala geográfica, perduram 451

tipicamente por várias centenas a poucos milhares de anos, e que ocorrem no intervalo 452

de tempo de algumas décadas ou menos, e causam rupturas substanciais nas sociedades 453

humanas e sistemas naturais - Clark et al., 2008)) reside aparentemente em marcantes 454

mudanças na intensidade da Célula de Revolvimento Meridional do Atlântico (AMOC, 455

do inglês Atlantic Meridional Overtuning Circulation). Períodos de enfraquecimento 456

desta célula foram associados a um aumento na precipitação das regiões tropicais e 457

subtropicais do Brasil. 458

Apesar dos avanços no conhecimento dos eventos abruptos milenares que 459

ocorreram no período glacial e deglacial, é necessária ampla expansão desses estudos 460

15

para novas áreas, tendo em vista determinar: (i) a distribuição espacial no continente 461

sul-americano das anomalias positivas de precipitação durante os eventos Heinrich 462

Stadial; (ii) a distribuição espacial no Atlântico Sul das anomalias de temperatura e 463

salinidade da superfície do mar durante os eventos Heinrich Stadial (HS); (iii) a 464

distribuição vertical no Atlântico Sul das anomalias de temperatura e salinidade durante 465

os eventos HS; (iv) a velocidade da resposta dos diversos biomas às modificações na 466

precipitação associadas aos eventos HS; e (v) os mecanismos pelos quais os eventos 467

milenares abruptos modulam ciclos em escala secular a decenal de variação de 468

pluviosidade nos trópicos da América do Sul. Uma vez que é altamente provável que a 469

AMOC apresente diminuição na sua intensidade (aproximadamente 25%) no futuro 470

próximo (até o final do século XXI) (e.g., Meehl et al., 2007) estudos mais 471

aprofundados dos impactos das mudanças pretéritas na intensidade da AMOC sobre o 472

clima da América do Sul e dos oceanos adjacentes se fazem altamente necessários, 473

principalmente quanto à ocorrência de extremos hidrológicos. 474

O conhecimento a respeito das mudanças na paleocirculação da porção oeste do 475

Atlântico Sul é ainda bastante restrito e fragmentado (Figura SEF.3). Extensas regiões 476

da margem continental leste da América do Sul não apresentam praticamente nenhum 477

estudo com resolução temporal mínima e modelo de idades confiáveis. Adicionalmente, 478

a ausência praticamente completa de estudos que abordem as mudanças abruptas da 479

última glaciação e que tratem do último interglacial representa uma importante barreira 480

no sentido de utilizar cenários pretéritos de circulação da porção oeste do Atlântico Sul 481

como análogos futuros. 482

483

16

484

Figura SEF.3. Média anual da temperatura da superfície marinha (oC) para a porção oeste do Atlântico 485

Sul (Locarnini et al., 2010) e localização dos testemunhos sedimentares marinhos. Testemunhos com 486

dados disponíveis apenas para o Último Máximo Glacial estão representados por círculo brancos 487

(MARGO Project Members, 2009); testemunhos com dados disponíveis para outros períodos estão 488

representados por círculos amarelos (GeoB3910-2: Arz et al. (2001), Jaeschke et al. (2007); 489

GeoB3129/3911-3: Weldeab et al. (2006); GeoB3202-1: Arz et al. (1999); SAN76: Toledo et al. (2007a, 490

b); 7606: Gyllencreutz et al. (2010); 36GGC: Came et al. (2003); Carlson et al. (2008); Pahnke et al. 491

(2008); GeoB6211-2: Chiessi et al. (2008); SP1251: Laprida et al. (2011)). 492

493

Marcantes alterações na circulação da porção oeste do Atlântico Sul foram 494

reconstituídas (Figura SEF.4) para o Último Máximo Glacial (LGM, do inglês Last 495

Glacial Maximum - de 23 a 19 mil anos calibrados antes do presente (cal ka AP), a 496

última deglaciação (de 19 a 11,7 cal ka AP) e o Holoceno (de 11,7 a 0 cal ka AP). 497

Dentre elas pode-se citar: (i) uma diminuição na profundidade dos contatos entre as 498

massas de água intermediária e profunda durante o LGM que foi caracterizada por uma 499

célula de revolvimento meridional de intensidade similar à sua intensidade atual; (ii) um 500

aquecimento das temperaturas de superfície do Atlântico Sul durante eventos de 501

diminuição na intensidade da AMOC em períodos específicos da última deglaciação 502

(e.g., Heinrich Stadial 1 (entre aproximadamente 18,1 e 14,7 cal ka AP) e Younger 503

Dryas (YD - entre aproximadamente 12,8 e 11,7 cal ka AP)); e (iii) o estabelecimento 504

de um padrão similar ao atual de circulação superficial na margem continental sul do 505

Brasil entre 5 e 4 cal ka AP. 506

507

17

508

509

Figura SEF.4. Registros paleoceanográficos da porção oeste do Atlântico Sul desde o Último Máximo 510

Glacial e indicadores de temperatura provenientes das altas latitudes dos Hemisférios Norte e Sul. A 511

latitude de cada registro pode ser encontrada na figura. Todos os registros encontram-se com seus 512

modelos de idade originais. As três barras de cor cinza verticais marcam o LGM-Último Máximo Glacial 513

(Mix et al., 2001), HS1-Heinrich Stadial 1 (McManus et al., 2004) e YD-Younger Dryas (Rasmussen et 514

18

al., 2006). Outras abreviações usadas na figura: CB-Corrente do Brasil, ivc-ice volume corrected, SSM-515

salinidade da superfície do mar, sw-sea water, T-temperatura, TSM-temperatura da superfície do mar, 516

VPDB-Vienna Pee Dee Belemnite, e VSMOW-Vienna Standard Mean Ocean Water. 517

518

Estudos de calibração executados com amostras de superfície de fundo da 519

porção oeste do Atlântico Sul estão disponíveis para uma quantidade razoavelmente 520

grande de indicadores paleoceanográficos apesar da densidade amostral ser, na maior 521

parte dos casos, baixa (e.g.: Harloff e Mackensen, 1997; Mulitza et al., 2003; Frenz et 522

al., 2004; Baumann et al., 2004; Mahiques et al., 2004; Vink et al., 2004; Sousa et al., 523

2006; Chiessi et al., 2007; Mahiques et al., 2008; Regenberg et al., 2009; Groeneveld e 524

Chiessi, 2011). A aplicação criteriosa destes indicadores em testemunhos sedimentares 525

com alta taxa de deposição e com modelos de idades robustos trará marcante avanço no 526

conhecimento paleoceanográfico da porção oeste do Atlântico Sul, como pode ser 527

observado nos últimos anos. 528

Apesar das primeiras referências a paleo-níveis do mar do Holoceno no Brasil 529

terem completado um século (Branner, 1902; Hartt, 1975), estudos sistemáticos 530

começaram apenas em meados da década de 60 do século passado (e.g., Andel e 531

Laborel, 1964; Delibrias e Laborel, 1969). Uma quantidade significativa de indicadores 532

foi datada e o padrão geral transgressivo-regressivo do nível relativo do mar é aceito por 533

toda a comunidade. O nível máximo do mar na costa do Brasil após o LGM foi 534

registrado no Holoceno Médio, com valores por volta de 5 m acima do nível atual 535

(Elevação Máxima do Holoceno, EMH) entre aproximadamente 6 e 5 cal ka AP e 536

diminuiu gradativamente até o início do período industrial. 537

No entanto, os estudos de indicadores do nível relativo do mar na plataforma 538

continental são ainda escassos. Isto deixa uma lacuna que precisa ser preenchida para 539

que se possa entender quando e como o nível relativo do mar inundou a plataforma e se 540

encaminhou para a EMH bem como períodos de rápida elevação do nível relativo do 541

mar típicos da última deglaciação. Ressalta-se que existem também ocorrências de 542

recifes que podem fornecer informações adicionais sobre o comportamento do nível 543

relativo do mar. Estudos que tenham produzido curvas detalhadas do comportamento do 544

nível relativo do mar na plataforma continental setentrional são inexistentes e precisam 545

ser perseguidos. Ainda, a utilização de modelos teóricos juntamente com os dados de 546

campo representa um avanço na abordagem das variações do nível relativo do mar que 547

permitirá identificar e quantificar os fatores locais e regionais com maior eficácia. 548

19

Análises paleoantracológicas (i.e., análises de restos de carvões pretéritos) 549

indicam que por um longo período do Quaternário tardio (i.e., últimas dezenas de 550

milhares de anos) o fogo tem sido um fator de grande perturbação em ecossistemas 551

tropicais e subtropicais e, juntamente com o clima, de suma importância na 552

determinação da dinâmica da vegetação no passado geológico. É importante enfatizar 553

que a combustão da biomassa é a segunda maior fonte de emissão do gás carbônico, o 554

principal gás do efeito estufa, para a atmosfera, que sob determinadas condições 555

climáticas passadas, como no LGM, pode ter representado um papel importante para a 556

evolução do ciclo do carbono da Terra. 557

Pode-se assumir que a substituição de floresta por biomas com vegetação mais 558

aberta, tais como cerrado, campos e savanas, se dará através da ocorrência de 559

paleoincêndios devido à quantidade de combustível disponível e principalmente durante 560

as estações secas. Isto evidencia a necessidade de uma compreensão mais completa da 561

interação entre os incêndios, o clima e a superfície terrestre, na medida em que tal 562

análise pode auxiliar a separar os fatores críticos para a dinâmica de ecossistemas 563

modernos. 564

Apesar de ainda existirem marcantes controvérsias a respeito de pontos 565

importantes relacionados à ocupação humana das Américas (e.g. idade das primeiras 566

migrações, quantas levas de migrações ocorreram, por quais caminhos se processaram 567

as migrações), pode-se afirmar que toda a América do Sul já estava ocupada pelo Homo 568

sapiens por volta de 12 cal ka AP (Roosevelt et al., 1996; Kipnis, 1998; Prous e Fogaça, 569

1999; Araujo e Neves, 2010) e tais ocupações já mostravam padrões adaptativos e 570

econômicos distintos entre si (Roosevelt, 2002). A aparente estabilidade na ocupação 571

humana do Brasil foi interrompida entre cerca de 8 e 2 cal ka AP (evento este 572

denominado de “Hiato do Arcaico” - Araujo et al., 2005), com significativo abandono 573

de sítios e depopulação em escala regional que devem estar associados a marcantes 574

mudanças climáticas. A partir do início do primeiro milênio DC, nota-se um quadro de 575

mudanças sociais e políticas, manifestadas em padrões claramente visíveis no registro 576

arqueológico. A relativa rapidez, a aparente sincronia e a amplitude da escala geográfica 577

dessas mudanças podem ter resultado dos eventos de mudança climática, com a 578

estabilização de condições semelhantes às atuais, ocorridas a partir do ano 1.000 AC. 579

As informações paleoclimáticas a respeito do último milênio no Brasil são 580

extremamente fragmentadas e esparsas. A Pequena Idade do Gelo (de aproximadamente 581

1400 a 1700 AD) foi caracterizada nas porções tropicais e subtropicais da América do 582

20

Sul ao sul da linha do equador por um aumento na precipitação (Reuter et al., 2009; 583

Bird et al., 2011) que provavelmente está associado a um fortalecimento do SMAS, 584

possivelmente controlada pela diminuição da temperatura da superfície do mar (TSM) 585

do Atlântico Norte (e.g., Mann et al., 2009; Reuter et al., 2009; Bird et al., 2011), e a 586

uma desintensificação da AMOC. Entretanto, os mecanismos climáticos associados não 587

estão consolidados e o número de registros paleoclimáticos e paleoceanográficos 588

disponíveis em ambientes tropicais (e subtropicais) deste evento é particularmente 589

reduzido. Para preencher as lacunas existentes e para melhorar nosso entendimento a 590

respeito das variações climáticas naturais multidecenais e seculares faz-se urgente a 591

busca, coleta, análise e interpretação de novos arquivos paleoambientais que tenham 592

registrado as condições climáticas do último milênio em alta resolução temporal. 593

Registros paleoclimáticos fornecem diretrizes que servem para avaliar modelos 594

numéricos do sistema climático (Figura SEF.5), assim como são ferramentas úteis que 595

podem sugerir novos modelos conceituais para explicar variações do clima. Estudos 596

baseados em modelos numéricos do sistema climático mostraram que a América do Sul 597

foi genericamente dominada por condições climáticas mais frias e secas durante o 598

LGM, embora substanciais variações foram notadas regionalmente e como efeito da 599

sazonalidade. Neste cenário, as mudanças mais intensas ocorreram durante o verão 600

austral. Estudos estão em curso para caracterizar em detalhe a evolução climática da 601

região da Mata Atlântica durante o Holoceno com o auxílio de modelos numéricos. 602

De forma geral, observa-se um número ainda bastante restrito de registros 603

paleoclimáticos e paleoceanográficos provenientes do Brasil e da porção oeste do 604

Atlântico Sul. De fato, apenas nos últimos anos foram publicados os primeiros estudos 605

(e.g., Cheng et al., 2009; Chiessi et al., 2009; Souto et al., 2011; Laprida et al., 2011; 606

Stríkis et al., 2011) para algumas regiões (e.g., região Centro-Oeste, Zona de 607

Confluência Brasil-Malvinas) e temas (e.g., temperatura da superfície do mar para o 608

Holoceno, variabilidade multidecenal e secular na precipitação). Neste sentido, é de 609

suma importância que lacunas nesta área do conhecimento sejam preenchidas nos 610

próximos 10 anos. 611

21

612

Figura SEF.5. Distribuição de reconstituições paleoclimáticas (círculo laranja: seco; círculo azul: 613

úmido) e histogramas simulados de precipitação normalizados pelo desvio padrão mostrando as 614

anomalias entre o Último Máximo Glacial e o período atual. As barras em azul e em laranja dos 615

histogramas denotam o verão e o inverno austral, respectivamente. Extraído de Wainer et al. (2005). 616

617

Capítulo 5 – Ciclos Biogeoquímicos e Mudanças Climáticas 618

Este capítulo visa investigar como os principais processos biogeoquímicos seriam 619

afetados pelas mudanças climáticas nos principais biomas e bacias brasileiras. Devido à 620

falta de informações espaciais compatíveis com as escalas dos biomas brasileiros 621

(Tabela SET.1), as análises feitas neste capítulo foram concentradas em regiões de cada 622

bioma onde informações encontram-se disponíveis. Ao mesmo tempo em que esse tipo 623

de limitação nos impede de fazer uma generalização para um determinado bioma, tal 624

limitação serve como um alerta sobre a carência destas informações em escalas 625

compatíveis com as grandes áreas de nossos biomas. Há uma carência crítica de 626

informações para determinados biomas como os Pampas, o Pantanal e a Caatinga. Um 627

volume maior de informações se encontra na Amazônia e, secundariamente, no Cerrado. 628

Somente recentemente estudos têm sido desenvolvidos na Mata Atlântica, mas ainda 629

concentrados em algumas poucas áreas. 630

631

632

633

634

22

Tabela SET.1. Informações fisiográficas e climáticas sobre os principais biomas brasileiros. 635

Bioma Área (km²) Vegetação1 Solos1 Clima2

Amazônia 4,20 Florestal Tropicais inférteis Equatorial

Mata Atlântica 1,11 Florestal Tropicais inférteis Tropical úmido

Pantanal 0,15 Arbustiva-herbácea Tropicais inférteis Tropical semi-

úmido

Cerrado 2,04 Arbustiva-herbácea Tropicais inférteis Tropical semi-

úmido

Caatinga 0,84 Arbustiva-herbácea Tropicais férteis e inférteis Tropical semi-árido

Pampa 0,18 Arbustiva-herbácea Sub-tropicais férteis Sub-tropical

1 Tipo de estrato predominante da vegetação. 636 2 Característica geral dos solos. 637

638

O homem vem, inadvertidamente, alterando a disponibilidade de dois elementos 639

fundamentais à vida: carbono e nitrogênio; além de alterar um dos parâmetros mais 640

importantes no funcionamento de sistemas aquáticos e terrestres: a temperatura do ar. 641

Mudanças de temperatura afetam a distribuição de energia em todo o globo, interferindo 642

na distribuição de chuvas e, consequentemente, na disponibilidade de água. 643

No Brasil são esperadas mudanças profundas e variáveis no clima conforme a 644

região do país (Marengo et al., 2009). É esperado que essas mudanças afetem os 645

ecossistemas aquáticos e terrestres do Brasil. O país engloba seis biomas terrestres 646

(Amazônia, Mata Atlântica, Pantanal, Caatinga, Cerrado e Pampas), que englobam 647

alguns dos maiores rios do mundo, como o Amazonas, o Paraná e o São Francisco; e 648

uma costa com cerca de 8.000 km, contendo pelo menos sete grandes zonas estuarinas e 649

toda a plataforma continental. 650

As informações sobre reservatórios e fluxos de carbono e nitrogênio são poucas 651

em nossos biomas. Os dados existentes são fragmentados em termos espaciais e 652

sazonais. Os dois mais importantes reservatórios de carbono e nitrogênio são os solos e 653

a vegetação. Estoques de nutrientes nos solos são geralmente quantificados até 1 metro 654

de profundidade. É importante salientar que há um decréscimo exponencial das 655

concentrações de carbono e nitrogênio em relação à profundidade do solo, tornando-se 656

difícil qualquer tipo de extrapolação. Dessa forma, os maiores estoques de carbono e 657

Formatado: Português

(Brasil)

23

nitrogênio até 1 metro de profundidade do solo foram encontrados na Mata Atlântica, 658

seguindo-se a Amazônia e o Cerrado. 659

Quanto aos estoques de carbono e nitrogênio acima do solo destacam-se a Mata 660

Atlântica e, especialmente, a Amazônia como tendo os maiores estoques. 661

Interessantemente, apenas na Amazônia e no Pantanal os estoques de carbono e 662

nitrogênio são mais elevados na biomassa acima do solo em relação aos estoques do 663

solo, nos outros biomas os maiores estoques se concentram efetivamente nos solos. 664

O retorno de carbono ao solo via queda das folhas teve uma variação muito 665

menos acentuada entre os biomas. Os sistemas florestais tendem a ter uma transferência 666

ligeiramente maior em relação aos sistemas herbáceos-arbustivos, mas não tão mais 667

elevado se levarmos em consideração a maior biomassa acima do solo observada nos 668

sistemas florestais. Por outro lado, a transferência de nitrogênio é significativamente 669

maior nos sistemas florestados da Amazônia e Mata Atlântica em relação aos sistemas 670

herbáceos-arbustivos como o Cerrado e a Caatinga. A despeito das grandes diferenças 671

nos estoques de carbono do solo, as variações nos fluxos de CO2 para a atmosfera 672

(quando o carbono que foi fixado através do processo de fotossíntese retorna à 673

atmosfera) não foram elevadas entre os biomas, principalmente se excluirmos a 674

Amazônia, onde os fluxos de CO2 foram claramente maiores. 675

O fluxo de N2O do solo para a atmosfera é também considerado uma perda de 676

nitrogênio do sistema. Neste caso as diferenças são mais acentuadas entre os biomas, 677

tendo a Amazônia os maiores fluxos, seguido da Mata Atlântica; enquanto fluxos muito 678

baixos foram detectados para o Cerrado. No caso da fixação biológica de nitrogênio 679

(FBN), as maiores entradas estão associadas aos sistemas florestais da Amazônia e Mata 680

Atlântica, seguidas do Cerrado e, finalmente, do Pantanal e da Caatinga com uma 681

quantidade de nitrogênio fixada anualmente significativamente menor que os três 682

biomas citados acima. Quanto à deposição atmosférica de nitrogênio, os valores foram 683

semelhantes entre os biomas, e na maioria dos casos abaixo dos valores que entram via 684

FBN, e ligeiramente mais elevados em relação aos fluxos de N2O para a atmosfera. 685

Prever prováveis efeitos das mudanças climáticas sobre os ciclos 686

biogeoquímicos que ocorrem nesses biomas é extremamente complexo devido à 687

escassez de dados fundamentais. A previsão mais crítica para a região Amazônica é a 688

“savanização” da floresta (Amazon dieback) que acarretaria perdas significativas nos 689

estoques de carbono tanto do solo como da vegetação. Neste cenário, previsto pelo 690

modelo HadCM3 do Hardley Center, o clima mudaria a tal ponto que o resto da floresta 691

24

seria substituído por uma vegetação tipo savana (Cox et al., 2004; Marengo et al., 692

2009). No entanto, Huntingford et al. (2013), utilizando uma compilação maior de 693

modelos climáticos globais, contrapões à ocorrência da ”savaniação” da Floresta 694

Amazônica, ao apresentar simulações que não reproduzem as condições ambientais e de 695

resposta da floresta para que este processo seja estabelecido.Apesar de pouco provável, 696

tais mudanças se refletiriam não apenas no ciclo do carbono, como também no ciclo do 697

nitrogênio. 698

A Mata Atlântica estoca quantidades apreciáveis de carbono e nitrogênio em 699

seus solos, principalmente em maiores altitudes. Os aumentos previstos para a 700

temperatura do ar na região Sudeste do Brasil (Marengo et al., 2009, 2010) levariam a 701

um aumento nos processos de respiração e decomposição, gerando um aumento nas 702

perdas de carbono e nitrogênio para a atmosfera. A pergunta que permanece por falta de 703

informações é se essas perdas seriam compensadas por um aumento na produtividade 704

primária líquida do sistema. 705

Uma das mais notáveis características das florestas tropicais é sua habilidade de 706

estocar grandes quantidades de carbono e nitrogênio, tanto acima como abaixo do solo 707

(Trumbore et al., 1995). Segundo Meier e Leuschner (2010), um aumento na 708

temperatura pode transformar ecossistemas florestais em fontes de carbono. Este fato 709

ocorreria, pois haveria um aumento nas emissões de CO2 do solo causado pelo aumento 710

da temperatura e do CO2 na atmosfera que não seria compensado pela absorção de CO2 711

pela fotossíntese. Nos campos sulinos dos Pampas, similarmente à Mata Atlântica, os 712

solos detêm um apreciável estoque de carbono. Portanto, aumentos na temperatura 713

previstos para o futuro aumentariam as emissões de CO2 para a atmosfera. 714

O balanço entre a vegetação lenhosa e a vegetação herbácea é um importante 715

aspecto da fisionomia do Cerrado. A vegetação lenhosa tem estoques de nutrientes mais 716

recalcitrantes na forma de raízes profundas e caules, enquanto a vegetação herbácea é 717

mais prontamente decomposta pelo fogo (Miranda e Bustamante, 2002). Em áreas onde 718

a duração da seca fosse maior favoreceria em tese um aumento na incidência de fogo, 719

que por sua vez, favoreceria o aparecimento de uma vegetação herbácea (Filgueiras, 720

1991), implicando em mudanças importantes no funcionamento do Cerrado. A 721

produtividade primária do Cerrado pode potencialmente ser reduzida frente às 722

mudanças climáticas projetadas para este bioma. O aumento da temperatura 723

provavelmente resultará em uma redução do processo fotossintético nas plantas do 724

Cerrado (Berry e Björkman, 1980), implicando em um possível decréscimo de sua 725

25

biomassa. Adicionalmente, na estação seca, o Cerrado passa a ser uma fonte de carbono 726

para a atmosfera. Portanto, um aumento na duração deste período implicaria também em 727

uma redução na produtividade primária do Cerrado, bem como pode potencialmente 728

resultar em um aumento na vulnerabilidade ao fogo que no Cerrado (Mistry, 1998). 729

Aumentando-se a ocorrência de eventos de fogo resultaria em uma diminuição nos 730

estoques de biomassa e nutrientes através de escoamento profundo, erosão, transporte 731

de partículas e volatilização. 732

As projeções feitas por Marengo et al. (2009, 2010), mostram uma redução no 733

valor total e aumento da variabilidade nos padrões de precipitação para o bioma 734

Caatinga; além de um aumento no número de dias secos e aumento da temperatura do 735

ar. As possíveis consequências dessas mudanças no clima seriam secas mais intensas e 736

frequentes, inundações e perda de potência na geração de energia hidroelétrica (MMA, 737

2004). A produção de alimento também seria seriamente afetada e o aumento na 738

variabilidade das precipitações afetaria também a pecuária. A vegetação natural da 739

Caatinga é relativamente bem adaptada à falta de água e altas temperaturas. No entanto, 740

não se conhece os limites deste bioma tornando-se extremamente importante que 741

estudos de longo prazo sobre o funcionamento da Caatinga sob condições extremas 742

sejam realizados para a futura adaptação deste bioma às mudanças globais que se impõe 743

no futuro. 744

Do ponto de vista biogeoquímico, alterações no Pantanal devem ser similares ao 745

que pode ocorrer no Cerrado devido à latitude e algumas semelhanças fitofisionômicas. 746

Contudo, o Pantanal experimenta naturalmente mudanças drásticas que podem estar 747

ligadas ao tempo e posição média no verão austral da banda de chuva da Zona de 748

Convergência do Atlântico Sul (ZCAS). 749

Não há ainda informações suficientes sobre os efeitos dos cenários de mudanças 750

climáticas sobre o funcionamento dos campos sulinos, ou Pampas, os quais guardam 751

apreciáveis estoques de carbono em seus solos. As baixas temperaturas contribuem para 752

o acúmulo de matéria orgânica no solo; portanto, um aumento nas temperaturas como 753

previsto, levaria a um aumento nas taxas de decomposição, aumentando as emissões de 754

CO2 para atmosfera. Da mesma forma que o observado para a Mata Atlântica, não é 755

possível ainda prever se esse aumento nas emissões seria compensado por um aumento 756

na produtividade primária líquida do sistema. 757

De forma geral, há uma grande incerteza em relação aos efeitos de alterações 758

climáticas nos recursos hídricos do Brasil. As bacias hidrográficas mais importantes do 759

26

país, segundo seus atributos hidrológicos e ecológicos são as do Amazonas, Tocantins-760

Araguaia, Paraná, Paraguai e São Francisco. Essas bacias cortam regiões que devem 761

sofrer diferentes impactos relacionados às alterações de temperatura e precipitação 762

(volume e frequência de chuvas), com efeitos distintos na disponibilidade de água ao 763

uso humano assim como à manutenção de processos ecológicos. As projeções 764

climáticas propostas por Marengo et al. (2010) para este século (até 2100) apontam que, 765

regionalmente, também é previsto o aumento de eventos extremos associados à 766

frequência e volume de precipitação. Os cenários apontam para diminuição na 767

pluviosidade nos meses de inverno em todo país, assim como no verão no leste da 768

Amazônia e Nordeste. Da mesma forma, a frequência de chuvas na região Nordeste e no 769

leste da Amazônia (Pará, parte do Amazonas, Tocantins, Maranhão) deve diminuir, com 770

aumento na frequência de dias secos consecutivos. Este cenário deverá impor um stress 771

sério aos já escassos recursos hídricos da região Nordeste. Em contraste, o país deve 772

observar o aumento da frequência e da intensidade das chuvas intensas na região 773

subtropical (região sul e parte do sudeste) e no extremo oeste de Amazônia. 774

775

Capítulo 6 – Aerossóis Atmosféricos e Nuvens 776

Este capítulo apresenta uma revisão de algumas das principais contribuições científicas 777

para a caracterização dos efeitos dos aerossóis atmosféricos sobre o Brasil, incluindo o 778

papel exercido por suas fontes naturais e antrópicas, como queima de biomassa, 779

poluição urbana, dentre outras e para o entendimento dos processos de microfísica de 780

nuvens. O texto visa, ainda, identificar algumas lacunas de entendimento importantes 781

que requerem avanços do ponto de vista teórico, observacional e de modelagem com 782

vistas ao seu preenchimento. Tais contribuições e lacunas encontram-se ligadas 783

particularmente: 784

Ao entendimento dos processos de produção e transporte de aerossóis sobre o 785

continente sul-americano, incluindo fontes naturais e antrópicas locais e 786

remotas; 787

À influência desses aerossóis na formação de nuvens, ao servirem como núcleos 788

de condensação (CCN) e de gelo (IN), incluindo o papel de sua variabilidade 789

espacial e temporal, o que inclui contrastes dramáticos como o identificado na 790

Amazônia, associados à ocorrência de queimadas predominantemente nas 791

porções sul e leste dessa região e sobre o Brasil central, durante a estação seca; 792

27

Às propriedades microfísicas das nuvens sobre o continente sul-americano, 793

incluindo observações em nuvens quentes e de fase mista já realizadas sobre 794

território brasileiro, e as possíveis implicações sobre as propriedades radiativas e 795

sobre o ciclo hidrológico; 796

Ao papel das nuvens e da convecção sobre a circulação e sobre a termodinâmica 797

da atmosfera em escalas maiores, bem como à representação das mesmas em 798

modelos numéricos de circulação geral e de área limitada. 799

800

Os aerossóis exercem um papel importante no clima. Participam do balanço 801

radiativo, espalhando e/ou absorvendo radiação solar e terrestre. No balanço climático 802

global, os aerossóis têm um papel de resfriamento, já que sua forçante radiativa líquida 803

é negativa (Solomon et al., 2007). Além de interagir diretamente com a radiação, é sobre 804

uma fração das partículas de aerossóis (os chamados CCN, do inglês Cloud 805

Condensation Nuclei) que se formam as gotículas de nuvens em seu estágio inicial de 806

formação. 807

Diferentemente dos gases de efeito estufa, que tem um tempo de permanência na 808

atmosfera da ordem de anos, os aerossóis tem um ciclo de vida na atmosfera da ordem 809

de alguns dias, no máximo semanas. Os mecanismos de remoção dos aerossóis são 810

relacionados à sua faixa de tamanho. No caso da moda grossa, a deposição gravitacional 811

é muito importante. Já as partículas da moda fina, por terem velocidades terminais de 812

deposição gravitacional muito baixas, estão sujeitas ao transporte pelos ventos, podendo 813

ser levadas a milhares de quilômetros de onde foram produzidas. Exemplo disso são as 814

plumas de queimada que se espalham por milhões de km2 pelo continente sulamericano, 815

nos meses da estação seca (Freitas et al., 2005, 2009). 816

O 4º relatório do IPCC (Solomon et al., 2007) apresentou estimativas de 817

magnitude para a forçante radiativa de aerossóis (dividida nos efeitos direto e indireto1). 818

Além de ser uma forçante que resulta em resfriamento da atmosfera, sua barra de 819

incerteza (principalmente para o chamado efeito indireto dos aerossóis) é a maior de 820

todas. De fato, o efeito radiativo dos aerossóis nas nuvens pode ser desde muito 821

pequeno, até atingir valores que confrontam o efeito da forçante do CO2, por exemplo. 822

1 O efeito direto dos aerossóis corresponde ao espalhamento ou absorção de radiação de onda curta ou

longa. O efeito indireto é o mecanismo pelo qual os aerossóis modificam as propriedades microfísicas

das nuvens, com impactos sobre suas propriedades radiativas (especialmente o albedo, o que

caracteriza o chamado 1o efeito indireto, efeito Twomey ou efeito no albedo), a cobertura total de

nuvens e o seu ciclo de vida (2o efeito indireto, efeito Albrecht ou efeito no ciclo de vida)

28

Além disso, apesar do entendimento de que elevadas concentrações de aerossóis podem 823

inibir a formação de chuva quente, ainda é bastante incerto o seu efeito sobre o campo 824

total de precipitação (Rosenfeld et al., 2008), uma vez que a maior parte da chuva 825

observada em superfície está associada a nuvens de fase mista. No caso do efeito dos 826

aerossóis na precipitação devido às queimadas, Vendrasco et al. (2009) discutem um 827

possível mecanismo dinâmico que explica os resultados contraditórios na literatura 828

(aumento ou diminuição da precipitação) devido às queimadas. Estas são algumas das 829

motivações para o grande interesse da comunidade científica no aumento do 830

conhecimento do efeito dos aerossóis no clima. 831

O entendimento do papel dos aerossóis no clima exige uma caracterização de 832

suas fontes predominantes, sejam naturais ou antrópicas, e das suas propriedades 833

capazes de alterar os efeitos direto e indireto. 834

Neste contexto, diversos experimentos realizados na região amazônica foram 835

capazes de qualificar e quantificar de maneira bastante completa a composição do 836

aerossol presente na atmosfera amazônica. As primeiras campanhas intensivas de 837

medidas aconteceram nos anos 80, com os experimentos ABLE (Amazonian Boundary 838

Layer Experiment) (Harriss et al., 1988, 1990). Os resultados obtidos nestes 839

experimentos motivaram a criação do experimento LBA (Experimento de Larga Escala 840

da Biosfera Atmosfera da Amazônia) (Avissar e Nobre, 2002; Davidson e Artaxo, 841

2004), que consolidou um sólido corpo de conhecimentos científicos nesta área. 842

A composição do aerossol natural na região amazônica pode ser observada 843

durante a estação chuvosa, quando atividades relacionadas às queimadas são 844

desprezíveis. A conclusão geral dos trabalhos focados na região é de que o aerossol 845

natural amazônico é uma soma das contribuições do transporte de aerossol marinho para 846

dentro do continente (4%), episódios de transporte de poeira do Saara (9%) e emissões 847

biogênicas da vegetação (87%) (Pauliquevis et. al., 2012). Em termos de contribuição 848

absoluta à massa do material particulado, as emissões biogênicas primárias são 849

dominantes (Pauliquevis et al., 2012; Artaxo et al., 2002; Gilardoni et al., 2011). 850

Na quantificação das emissões de origem antrópica, no Brasil, as principais 851

fontes antrópicas de gases de efeito estufa estão relacionadas às mudanças de uso da 852

terra. Durante a estação seca, as queimadas constituem a principal fonte de partículas de 853

aerossol para a atmosfera de vastas áreas do Brasil, particularmente sobre o arco do 854

desflorestamento na região amazônica e áreas de cultivo de cana-de-açúcar. De acordo 855

com o Inventário Brasileiro de Emissões de Gases de Efeito Estufa (MCT, 2013), em 856

29

1994, cerca de 75% das emissões de CO2 estavam relacionadas a este setor. Sabe-se 857

que a parte predominante destas emissões ocorria no Arco do Desflorestamento na 858

Amazônia, onde a conversão de florestas em áreas agrícolas ou de pastoreio acontece a 859

taxas elevadas. Não há menção às emissões de partículas de aerossóis no Inventário. 860

Entretanto, sabe-se que no caso de queimadas esta grande emissão de CO2 está 861

fortemente vinculada a emissões de partículas (Yamasoe et al., 2000), com fatores de 862

emissão bem determinados. Soma-se a isso a grande quantidade de biomassa envolvida 863

nas queimadas quando se trata da região amazônica (da ordem de 200-400 ton ha-1

) e a 864

extensão das plumas de queimada, que alcança a escala continental, conforme 865

evidências a bordo de sensores orbitais (Freitas et al., 2005a, 2005b, 2009). A 866

importância das queimadas feitas na região amazônica pode ser observada através da 867

Figura SEF.6, referente ao ano de 2010. À esquerda, é mostrado o número total de focos 868

de queimada no ano de 2010 e, à direita, a profundidade óptica de aerossóis (AOD, 1 = 869

550 nm), obtida pelo sensor MODIS. Pode-se observar que, ainda que a maior 870

concentração de focos ocorra no estado do Tocantins, leste do Mato Grosso, sudeste do 871

Pará, com quantias importantes de focos no Paraguai, Bolívia, e São Paulo (porções 872

leste e norte), os maiores índices de AOD ocorreram sobre Rondônia e Mato Grosso, 873

além da Bolívia. Essa discrepância é explicada pelo diferente conteúdo de biomassa 874

queimada. De fato, o impacto da queima de biomassa de floresta primária na Amazônia 875

é muito maior do que em outros tipos de vegetação como cerrado ou culturas agrícolas. 876

877

878

30

Figura SEF.6. Acima (esquerda), número de focos de

queimada no ano de 2010 (fonte:

http://sigma.cptec.inpe.br/queimadas/);

Acima (direita), valor médio anual (2010) de

profundidade ótica de aerossóis na moda fina

(fonte: NASA, obtido em

http://disc.sci.gsfc.nasa.gov/giovanni/overview/index.html).

A direita: campo de ventos e concentração de aerossóis

em, um episódio de queimadas em agosto de 2002,

mostrando como emissão e campo de ventos interagem

gerando a distribuição espacial da pluma.

Como pode ser deduzido pela mesma Figura STD.6 (acima a direita), as plumas 879

de fumaça podem se estender por centenas a milhares de quilômetros de distância dos 880

focos emissores, podendo atingir regiões ainda com vegetação intacta ao norte, a 881

Cordilheira dos Andes, a oeste, as porções sul e sudeste da América do Sul, passando, 882

por exemplo, sobre Buenos Aires, na Argentina, e o oceano Atlântico, com vários 883

episódios de detecção sobre a cidade de São Paulo (Freitas et al., 2005, 2009; Landulfo 884

et al., 2005). Esta extensão de cobertura da pluma de queimadas está associada com o 885

padrão de ventos. Com a alta pressão que se estabelece na região do Brasil Central na 886

estação seca, o caminho preferencial das plumas é no sentido anti-horário, seguindo o 887

jato de baixos à leste da cordilheira dos Andes. Isto é o que se pode ver na figura na 888

parte inferior da Figura SEF.6 (Freitas et. al., 2012). 889

Por outro lado, há uma importante contribuição de emissões situadas em regiões 890

urbanas, fruto principalmente de emissões veiculares. Ainda que não sejam majoritárias 891

no conteúdo total de emissões, as partículas de aerossol das emissões urbanas exercem 892

papel importante no clima urbano e na saúde pública das metrópoles brasileiras (e.g: 893

Andrade et al., 2012). A Tabela SET.2 abaixo sintetiza as informações referentes a 894

algumas localidades brasileiras. 895

896

Tabela STD.2. Concentração média, em μg/m3, de material particulado inalável, fino e BC medidos em 897

seis capitais brasileiras de 2007 a 2008, e em áreas sujeitas a queimadas com a contribuição relativa de 898

BC no PM2.5. PM2.5 = partículas inaláveis finas de diâmetro inferior a 2,5 micrómetros (µm), 899

PM10 PM2.5 BC %BC

31

São Paulo 34 2814b 116 3814

Rio de Janeiro - 1711b 3,42,5 207

B. Horizonte - 158b 4,53,3 3113

Curitiba - 1410b 44 3011

Porto Alegre - 1310b 54 2611

Recife - 73b 1,91,1 2612

Rondôniac

(estação seca) 8364 6755 76 112

Alta Florestad

(estação seca) 3725 6355 86

CETESB (2011); ref. ano 2009

2Andrade et al. (2012)

cArtaxo et al. (2002)

dMaenhaut et al. 900

(2002) inclui apenas moda grossa. 901

902

Majoritariamente, tanto nas regiões urbanas como sob influência de queimadas, 903

ocorre um acréscimo significativo na massa de particulado na moda fina. A 904

consequência disso é um impacto grande no aumento da incidência de doenças 905

respiratórias. Aliado a isto, o particulado fino tem tempo de residência mais elevado, o 906

que torna eficiente seu transporte a distâncias muito grandes da sua fonte. Em particular, 907

no caso de queimadas, as plumas oriundas da queima de biomassa na Amazônia 908

atingem porções significativas da América do Sul, tendo um grande efeito na forçante 909

radiativa direta e indireta (ver Capítulo 7). Além disso, como parte significativa do 910

material particulado ocorre na forma de Black Carbon2, quando em suspensão esta 911

pluma tem a capacidade de aquecer os níveis médios da troposfera gerando estabilidade 912

atmosférica e inibição da convecção rasa (Koren et al., 2004; Feingold et al., 2005). 913

Enquanto do ponto de vista de incidência de problemas de saúde na população 914

deve-se considerar a massa do material particulado como o indicador mais adequado, no 915

caso do efeito dos aerossóis em nuvens a concentração (número) de partículas na 916

atmosfera é o valor mais relevante. Isto se deve ao fato de que para a formação de uma 917

gota de nuvem deve haver uma partícula de aerossol aonde o vapor de água possa se 918

depositar. Assim, considerando a hipótese de que a quantia de vapor na atmosfera seja a 919

mesma, o número de gotas na base de uma nuvem será muito maior se ela se formar a 920

partir de uma massa de ar poluída do que quando comparada com uma massa de ar 921

limpa. Consequentemente, o raio efetivo da distribuição de gotas na base destas duas 922

nuvens hipotetizadas acima será muito diferente – devido à suposição de que o conteúdo 923

de vapor se conserva. 924

2 O Black Carbon, que em português tem diversos nomes (p.ex. “negro de fumo”, ou “carbono negro”) é a fração do material

particulado que tem a propriedade de ser forte absorvedor de radiação. Corresponde a chamada fuligem, e tipicamente é associada a

processos de combustão como motores a combustão e queima de biomassa.

32

Medidas realizadas na bacia amazônica durante o experimento LBA/SMOCC 925

(Smoke Aerosols, Clouds, Rainfall and Climate) 2002 (Fuzzi et al., 2007) em região de 926

pastagem em Rondônia cobriram um período com intensa atividade de queimadas 927

(setembro), transição (outubro) e o início da estação chuvosa (novembro). Pode-se notar 928

claramente o grande aumento no número de partículas no período seco em função das 929

queimadas. Observa-se também que esse grande aumento no número de partículas 930

ocorre principalmente a partir de 50 nm de diâmetro, uma faixa de tamanho na qual a 931

partícula de aerossol já tem significativa capacidade de atuar como CCN. Como 932

parâmetro de comparação, o número médio de partículas em região remota da 933

Amazônia reportado por Zhou et al. (2002) é de 450 cm-3

. 934

Em áreas urbanas, no Brasil, não há trabalhos que reportem medidas de 935

concentração de partículas. É importante que tal tipo de medida seja realizada para que 936

seja possível criar estimativas da influência das emissões urbanas na microfísica de 937

nuvens. A maioria dos estudos das propriedades dos CCN e das nuvens na América do 938

Sul se concentra na Região Amazônica (e, em menor extensão, sobre o Nordeste). 939

Constituem-se em trabalhos focando análise de dados de satélite e, em menor número, 940

campanhas intensivas de medidas de campo. Além disso, trata-se de conhecimento 941

recente, portanto insuficientemente aprofundado. 942

Martins et al. (2009), a partir de medidas com aeronave, estudaram as 943

propriedades dos CCN na Região Amazônica, comparando regiões limpas e regiões sob 944

intensa atividade de queima de biomassa. Observou-se um decréscimo generalizado na 945

concentração de CCN desde o final da estação seca até o início da estação chuvosa. A 946

comparação entre dias poluídos e dias limpos mostra uma concentração de CCN pelo 947

menos cinco vezes maior para os dias poluídos. Diferenças ainda maiores foram 948

observadas quando áreas limpas e poluídas foram comparadas para uma mesma data. 949

Valores médios de concentrações menores que 200 cm-3

para as regiões limpas e 950

maiores que 1200 cm-3

para as regiões poluídas foram registrados. Os valores não 951

incluem medidas realizadas diretamente sobre os focos de queimada. Observou-se ainda 952

que a concentração de CCN segue um ciclo diurno acompanhando a queima de 953

biomassa, ou seja, os valores se apresentaram maiores à medida que os voos foram 954

realizados em horários mais tardios. As diferenças observadas entre os espectros de 955

CCN de condições limpas e poluídas indicaram que a atividade de queima de biomassa 956

é mais eficiente em produzir, principalmente, partículas pequenas e com pequena fração 957

solúvel. Por sua vez, Pöschl et al. (2010) mostraram que partículas finas, faixa em que 958

33

predominam os CCN, são predominantemente compostas de material orgânico 959

secundário formado pela oxidação de precursores biogênicos, enquanto que partículas 960

grossas, importantes nucleadores de gelo, consistem de material biológico emitido 961

diretamente pela floresta. 962

Jones e Christopher (2010), usando a técnica de análise das componentes 963

principais aplicada aos dados do MODIS (Moderate Resolution Imaging 964

Spectroradiometer), TRMM (Tropical Rainfall Measuring Mission) e produtos de 965

reanálises do NCEP, estudaram as propriedades estatísticas da interação aerossóis-966

nuvens-precipitação sobre a América do Sul em busca de indicativos do efeito indireto 967

dos aerossóis sobre os processos associados a nuvens quentes. Os dados foram 968

coletados durante o período seco da região amazônica (setembro de 2006), época em 969

que a espessura ótica dos aerossóis (AOT) produz valores acima de 1,0 para extensas 970

áreas da América do Sul, não se restringindo à região amazônica. Os autores 971

trabalharam com a hipótese de que se os efeitos indiretos (e também o semi-direto) se 972

manifestarem, em condições poluídas, como conseqüência da redução nos processos de 973

colisão e coalescência ou aumento na estabilidade, deveria haver uma diminuição na 974

precipitação estratiforme em comparação com condições mais limpas no mesmo 975

ambiente. Comparando amostras sem chuva, com chuva e com chuva intensa (>5 mm h-

976

3), concluíram, porém, que as condições atmosféricas de maior escala são mais 977

importantes para o desenvolvimento da precipitação do que a concentração de aerossóis. 978

Os resultados de Williams et al. (2002) sugerem que a ausência de distinção entre os 979

parâmetros elétricos dos regimes poluído e limpo na bacia amazônica, coloca em dúvida 980

o papel dos aerossóis na intensificação da eletrização de nuvens e reforçam a idéia de 981

um papel preponderante da dinâmica. 982

Andreae et al. (2004) sugerem que a fumaça produzida a partir das queimadas na 983

Amazônia produz efeitos significativos sobre a microestrutura das nuvens, com uma 984

redução dramática no diâmetro médio das gotículas, inibindo a colisão-coalescência. As 985

estimativas dos autores são de que em nuvens convectivas, dinâmica e 986

termodinamicamente similares, a iniciação da precipitação deixa de ocorrer a cerca de 987

1,5 km acima de sua base (como em nuvens marítimas) e passa a ocorrer a 5 km em 988

nuvens poluídas ou ainda mais acima em pirocúmulos. Esta noção é corroborada tanto 989

por Freud et al. (2008) que discutem que há um aumento consistente em cerca de 350 m 990

na altitude sobre a base da nuvem na qual a colisão-coalescência dispara a formação de 991

chuva quente para cada 100 núcleos de condensação (a uma supersaturação de 0,5%) 992

34

adicionados por cm3. Indícios no mesmo sentido são apresentados por Costa e 993

Pauliquevis (2009), cujos resultados apontam para altitudes de chuva quente (isto é, a 994

altitude em que o processo de formação de chuva quente se inicia) indo de 1200-2300 m 995

em ambientes marítimos e costeiros a 5400-7100 m em ambientes influenciados por 996

queimadas, assim como por Costa e Sherwood (2005) que sugerem uma relação 997

praticamente linear entre a profundidade de chuva quente (diferença entre a altitude de 998

chuva quente e a altura da base da nuvem) e a concentração de gotículas, pelo menos até 999

valores de ordem de 3000 cm-3

. 1000

Outro aspecto importante a ser considerado, além da concentração de gotículas, 1001

é a variabilidade na forma de sua distribuição, que constitui ao mesmo tempo um fator 1002

fisicamente relevante no desenvolvimento da precipitação e uma incerteza importante 1003

na modelagem dos processos de nuvens. Costa et al. (2000a) discutiram a possibilidade 1004

de representação de distribuições de gotículas observadas por funções analíticas, o que 1005

permitiria simular processos em nuvens por meio de parametrizações de microfísica 1006

“totalizada” (ou bulk). Os autores encontraram que essas distribuições só podem ser 1007

representadas com um mínimo de adequação por funções analíticas que contenham dois 1008

ou mais parâmetros livres, com destaque para as distribuições de Weibull e gama (casos 1009

particulares da distribuição gama generalizada, e.g. Liu e Daum 2004) e lognormal. Ao 1010

contrário do que é tipicamente admitido, porém, não é possível representar, com um 1011

mesmo parâmetro de forma, espectros de gotículas em nuvens formadas em diferentes 1012

ambientes ou mesmo espectros de gotículas em regiões diferentes da mesma nuvem ou 1013

em estágios diferentes do seu ciclo de vida. Costa et al. (2000a) chegam a discutir o 1014

papel exercido por processos como o crescimento condensacional e a mistura de 1015

parcelas sobre a forma do espectro (e as implicações disso sobre a modelagem). Santos 1016

et al. (2002), por sua vez, apontam o papel potencialmente exercido por processos de 1017

mistura em nuvens cúmulos na configuração de regiões com diferentes propriedades 1018

(uniformes ou variáveis com respeito à concentração de gotículas e à forma do 1019

espectro). 1020

Menos estudado do que a influência que as alterações antrópicas sobre o campo 1021

de aerossóis exercem sobre “nuvens quentes” (isto é, que contêm apenas material 1022

condensado na fase líquida) é o papel que das alterações antrópicas sobre “nuvens 1023

frias”, compostas por cristais de gelo e “nuvens de fase mista”. Como apontam Wang e 1024

Penner (2010), o fato de nuvens cirrus cobrirem tipicamente mais de 20% do planeta faz 1025

com que as mesmas sejam importantes para o balanço radiativo planetário. Nuvens 1026

35

convectivas profundas, particularmente nos trópicos, são responsáveis por mecanismos 1027

de transporte vertical cruciais para a circulação geral atmosférica. 1028

No entanto, como apontado por Rosenfeld et al. (2008), o processo de inibição 1029

da chuva quente em nuvens rasas ou nos estágios iniciais de desenvolvimento de 1030

convecção profunda (Rosenfeld, 1999; Andreae et al., 2004; Costa e Sherwood, 2005), 1031

dá lugar a processos bem mais complexos quando a fase de gelo é introduzida. 1032

Incertezas associadas ao comportamento de nuvens convectivas profundas ao serem 1033

influenciadas por aerossóis de origem antrópica são, portanto, bastante significativas. 1034

Aprofundar a investigação das nuvens frias e, principalmente de nuvens convectivas de 1035

fase mista, é essencial para melhor compreender como mudanças antrópicas sobre o 1036

campo de aerossóis pode interferir sobre a precipitação e a circulação atmosférica em 1037

maior escala face ao seu papel na microestrutura da convecção profunda. 1038

Contando com os aspectos discutidos anteriormente, o efeito dos aerossóis e 1039

nuvens no tempo e clima em escalas local, regional e global, tem recebido maior 1040

atenção recentemente. No que tange especificamente sobre os aerossóis no Brasil e na 1041

América do Sul, estudos como os de Zhang et al. (2009), utilizando modelagem 1042

regional (RegCM3), têm evidenciado potenciais impactos dos aerossóis provenientes de 1043

queimadas sobre a circulação atmosférica de grande escala, com modificações no 1044

comportamento da monção da América do Sul devido ao aumento da estabilidade 1045

termodinâmica sobre o Sul da Amazônia. Estes autores propõem que aumentos na 1046

estabilidade e pressão à superfície, bem como um escoamento divergente nessa região 1047

pode levar ao reforço de atividade ciclônica e aumento da precipitação no sudeste do 1048

Brasil, Paraguai e nordeste da Argentina. É particularmente importante nesse sentido o 1049

tipo de desenvolvimento de modelagem que vem sendo realizado, com a inclusão de 1050

módulos complexos de química da atmosfera, emissão de aerossóis e outros processos 1051

envolvendo queimadas, como o realizado por Freitas et al. (2005, 2009). 1052

Existem modelos de grade e modelos espectrais. Os modelos espectrais usam 1053

harmônicos esféricos para representar processos dinâmicos. Neste caso, as 1054

parametrizações de convecção ocorrem no espaço físico e não no espaço espectral. 1055

Apesar de alguns modelos modernos já atingem resoluções abaixo de 4 km, nas 1056

quais a parametrização de convecção não é necessária, muitas vezes, entretanto, a 1057

discretização dos modelos numéricos faz com que a representação dos fenômenos 1058

atmosféricos seja truncada em harmônicos cujos comprimentos são, na maior parte dos 1059

casos, maiores do que os da escala convectiva. Como a representação da atividade 1060

36

convectiva é fundamental para a energética e ciclo hidrológico do modelo, o efeito da 1061

convecção para estes casos é representado através de parametrizações dos processos 1062

convectivos. As parametrizações convectivas permitem então obter o efeito dos 1063

fenômenos não resolvíveis na grade dos modelos em função das variáveis que são 1064

resolvidas. Há uma série de abordagens propostas na literatura. Todas elas são derivadas 1065

de três tipos básicos: 1) Esquemas do tipo ajuste convectivo: proposto por Manabe et al. 1066

(1965) esse tipo de esquema supõe que sempre que os efeitos radiativos e/ou dinâmicos 1067

reduzem a taxa de resfriamento da troposfera abaixo de um certo nível crítico, é feito 1068

um ajuste de massa e energia de modo que um perfil estável é recuperado. Problema 1069

típico com esse tipo de esquema é a arbitrariedade da determinação do perfil para o qual 1070

o modelo é ajustado. 2) Esquemas do tipo Kuo (1965, 1974): relacionam a ocorrência e 1071

a intensidade da convecção com a convergência de umidade de grande escala. O 1072

esquema depende de um parâmetro b, que define o porcentual da convergência de 1073

umidade que vai ser usada para umedecer a coluna atmosférica, enquanto o restante é 1074

usado para aquecer a coluna por liberação de calor latente. A dificuldade em determinar 1075

o valor de b é uma das limitações desse tipo de esquema. 3) Esquemas do tipo fluxo de 1076

massa: proposto inicialmente por Arakawa e Schubert (1974), esse tipo de esquema 1077

supõe que o conjunto de nuvens em uma região está em quase equilíbrio com as 1078

forçantes de grande escala. Neste esquema as nuvens consomem a energia potencial 1079

produzida pelo efeito desestabilizador da grande escala. Conforme a intensidade da 1080

forçante de grande escala, o fluxo de massa convectivo necessário para manter a 1081

convecção em equilíbrio pode ser calculado. Em tese, o efeito radiativo das nuvens está 1082

incorporado no esquema clássico proposto por Arakawa e Schubert (1974) através do 1083

efeito radiativo na estabilidade termodinâmica. Entretanto, o detalhamento do efeito 1084

radiativo é, em geral, muito primitivo nos modelos atmosféricos usados na escala 1085

climática. 1086

Neste contexto, fica evidente que a modelagem dos processos envolvendo 1087

nuvens na maior parte dos modelos globais e regionais utilizados para previsão de 1088

mudanças climáticas no Brasil e no mundo ainda se caracteriza pela utilização de um 1089

grande número de simplificações nos processos envolvendo nuvens. É particularmente 1090

significativo que as escalas dos movimentos convectivos não sejam explicitamente 1091

resolvidas na grande maioria desses modelos, em função de recursos computacionais e 1092

de que os modelos atualmente disponíveis para os estudos de tempo e clima estejam 1093

quase todos presos ao paradigma da utilização de parametrizações de convecção. Ao 1094

37

mesmo tempo em que há uma variedade de hipóteses de fechamento dessas 1095

parametrizações, com os modelos comumente exibindo grande sensibilidade à escolha 1096

do esquema de convecção, tal paradigma é evidentemente limitado em função dos 1097

artificialismos subjacentes à fragmentação dos processos físicos envolvendo nuvens em 1098

diferentes componentes dos modelos atmosféricos (comumente, os modelos possuem 1099

esquemas separados para cobertura de nuvens, nuvens estratiformes, nuvens 1100

convectivas rasas e/ou profundas). 1101

Existe uma tendência a se contornar essa limitação intrínseca das 1102

parametrizações de convecção, resolvendo explicitamente as nuvens ou pelo menos 1103

construindo representações fisicamente consistentes das mesmas, através de uma das 1104

seguintes estratégias, como sugerido, por exemplo, por Adams et al. (2009): 1105

. elhorar a resolução espacial ao ponto de dispensar inteiramente as 1106

parametrizações de convecção, mesmo em simulações da circulação geral. sso foi o que 1107

se obteve, por exemplo, através do Earth Simulator, em que simulações globais com 1108

espaçamento de grade de 3,5 km foram realizadas com êxito (Tomita et al., 2005). 1109

. sar modelos de con unto de nuvens na construção de parametrizações de 1110

convecção. efinidos como “modelos capazes de resolver nuvens individuais, cu o 1111

domínio é grande o suficiente para conter várias nuvens e cu o tempo de execução é 1112

longo o suficiente para conter vários ciclos de vida de nuvens” ( andall et al., ). s 1113

modelos de con unto de nuvens encontram usos variados, dentre eles, contornar a 1114

chamada “via empírica” para construção de parametrizações, adotando uma “via física” 1115

(Randall et al., 1996; Moncrieff et al., 1997). 1116

. so de modelos de con unto de nuvens em substituição direta das 1117

parametrizações de convecção, constituindo a chamada superparametrização (Randall et 1118

al., 00 Khairoutdinov e andall, 00 Grabo s i, 00 , 00 ). a 1119

superparametrização, a coluna do modelo de maior escala é substituída por um modelo 1120

de conjunto de nuvens, geralmente bidimensional, que passa a responder pelo conjunto 1121

dos processos físicos em escala de sub-grade. e imediato, a interação das nuvens com 1122

a radiação, o efeito de ra adas de sistemas precipitantes sobre os fluxos de superfície, o 1123

transporte de energia, momentum e água por tais sistemas e o cálculo da precipitação 1124

são todos representados de forma coerente entre si, por meio de um único modelo físico 1125

e não através de parametrizações que não se intercomunicam. Segundo Khairoutdinov e 1126

Randall (2001), Grabowski (2003) e Randall et al. (2003), o uso da superparametrização 1127

38

tem assegurado êxito na representação de processos que envolvem a interação entre 1128

nuvens e fen menos de grande escala (como ondas planetárias). 1129

Em todos esses casos, a adoção de modelos com capacidade de explicitamente 1130

resolver nuvens, como “modelos de con unto de nuvens” ( C s) faz com que as 1131

incertezas relativas à microfísica sejam trazidas à tona irremediavelmente. 1132

Um exemplo interessante sobre o papel da interação nuvem/radiação no contexto 1133

do efeito da emissão de aerossóis por queimadas é encontrado em Vendrasco et al. 1134

(2009). Neste trabalho é discutido o efeito da escala e intensidade das fontes de emissão 1135

de aerossóis na precipitação. O aumento da intensidade das fontes de pequena escala 1136

espacial leva à formação de plumas de escala espacial suficientemente longa para gerar 1137

gradientes horizontais de temperatura que sustentam circulações termicamente 1138

induzidas que, por sua vez, intensificam a precipitação. Fontes de emissão de aerossóis 1139

de menor intensidade e de maior escala espacial tendem a aumentar o efeito 1140

estabilizador dos aerossóis e, portanto, diminuem a precipitação. Entretanto, Vendrasco 1141

et al. (2009) não incluem o efeito dos aerossóis de queimada de biomassa na microfísica 1142

das nuvens e recomendam explorar o mecanismo das circulações térmicas geradas pelo 1143

efeito radiativo com o efeito da microfísica. 1144

1145

Capítulo 7: Forçante radiativa natural e antrópica 1146

Este capítulo apresenta a definição formal de forçante radiativa, do potencial de 1147

aquecimento global e do potencial de temperatura global, que são grandezas utilizadas 1148

para padronizar uma metodologia de comparação, e que permitem estimar 1149

quantitativamente os efeitos de diferentes agentes climáticos. O capítulo apresenta uma 1150

revisão bibliográfica de estudos recentes, efetuados sobre o Brasil ou sobre a América 1151

do Sul, que identificaram alguns dos principais agentes climáticos naturais e antrópicos 1152

atuantes no país. Embora a intenção fosse apresentar, em números, a contribuição para a 1153

forçante radiativa atribuída aos diferentes agentes, a inexistência de trabalhos científicos 1154

no país para vários deles trouxe outra dimensão ao capítulo. 1155

O clima é controlado por diversos fatores, chamados agentes climáticos, que 1156

podem ser naturais ou originados de atividades humanas (antrópicos). Um determinado 1157

agente climático pode contribuir para aquecer o planeta, como, por exemplo, os gases de 1158

efeito estufa antrópicos, enquanto outro agente pode tender a resfriá-lo, como as nuvens. 1159

Ao tomador de decisões seria conveniente conhecer qual a influência quantitativa de 1160

39

cada agente climático para que suas ações possam ser baseadas em resultados 1161

científicos, e não apenas em questões de natureza política. Frente à magnitude numérica 1162

dos efeitos de um dado agente climático, o tomador de decisão poderá analisar o 1163

custo/benefício de determinadas ações para diminuir tais efeitos, ou eventualmente 1164

buscar soluções de adaptação a um cenário decorrente desses efeitos. Por exemplo, é 1165

importante conhecer qual a contribuição de cada agente climático para as variações de 1166

temperatura na superfície do planeta, ou mesmo no Brasil. No entanto, os modelos 1167

climáticos mais modernos e sofisticados ainda precisam de anos de desenvolvimento 1168

para que forneçam resultados confiáveis e consistentes para previsões de mudanças 1169

climáticas: ainda há grandes divergências entre previsões de temperatura, cobertura de 1170

nuvens, precipitação, etc. elaboradas com modelos diferentes. 1171

O conceito de forçante radiativa, definida no Painel SEP.1, é um passo 1172

intermediário que não necessita, em princípio, de modelos climáticos para seu cálculo, 1173

por isso os valores de forçante radiativa podem ser mais objetivamente interpretáveis. 1174

Uma forçante radiativa positiva significa que um agente tende a aquecer o planeta, ao 1175

passo que valores negativos indicam uma tendência de resfriamento. Uma 1176

inconveniência do conceito de forçante radiativa é que em geral ela é expressa em 1177

termos de Wm-2

(Watt, ou potência, por metro quadrado), que é uma unidade menos 1178

familiar que temperatura em graus Celsius, por exemplo. Se um agente climático 1179

representa uma forçante radiativa de +2 Wm-2

, isso indica que ele tende a aquecer o 1180

planeta. Uma vez determinado o valor da forçante radiativa de um agente, pode-se usar 1181

esse valor em modelos climáticos que procurarão traduzi-lo, por exemplo, como 1182

mudanças de temperatura à superfície, ou mudanças no volume de chuvas, etc. Como os 1183

modelos climáticos ainda apresentam resultados bastante divergentes, um mesmo valor 1184

de forçante pode dar origem a diferentes previsões, dependendo do modelo climático 1185

escolhido e das condições em que ele é utilizado. É nesse contexto que o conceito de 1186

forçante radiativa oferece um meio de comparação entre diferentes agentes climáticos, 1187

independentemente da precisão dos modelos climáticos atuais. A quantificação 1188

numérica da intensidade da forçante radiativa permite ao tomador de decisão visualizar 1189

quais os agentes mais significativos, classificando-os por ordem de magnitude relativa. 1190

Calcular a forçante radiativa de um agente climático é como definir uma escala padrão, 1191

que permite a possibilidade de se estimar a intensidade de sua perturbação sobre o 1192

clima, para algum local ou região do globo. 1193

40

1194

Painel SEP.1 – Definição de forçante radiativa

A forçante radiativa devido a um agente climático é definida como a diferença em

irradiância líquida na tropopausa, entre um estado de referência e um estado

perturbado devido ao agente climático. As temperaturas de superfície e da troposfera

são mantidas fixas, mas permite-se que a estratosfera atinja o equilíbrio radiativo. O

estado de referência pode ser a ausência do agente climático, ou seu impacto em uma

dada situação ou época, como, por exemplo, no início da Revolução Industrial

(aproximadamente 1750) adotado pelo IPCC - Intergovernmental Panel on Climate

Change (Forster et al., 2007).

1195

Além de agentes climáticos independentes, ocorrem também situações de inter-1196

dependência entre agentes, chamados processos de retroalimentação, que tornam ainda 1197

mais complexa a compreensão de qual o efeito climático final de um certo agente. 1198

Alguns agentes climáticos podem influenciar o ciclo hidrológico. Por exemplo, alguns 1199

estudos mostram que a fumaça emitida em queimadas na Amazônia pode alterar o 1200

funcionamento natural das nuvens, diminuindo o volume de chuvas que essas nuvens 1201

podem produzir. Se isso acontece, então a menor ocorrência de chuvas pode favorecer a 1202

ocorrência de um número ainda maior de queimadas, e assim se estabelece um ciclo de 1203

retroalimentação. Em tais ciclos de retroalimentação, as relações de causa e efeito são 1204

complexas, e por esse motivo a avaliação do impacto sobre o clima é denominada efeito 1205

radiativo, e não uma forçante radiativa. Essa distinção é utilizada de forma rigorosa 1206

neste capítulo: agentes climáticos que atuam de forma independente exercem forçantes 1207

radiativas; aqueles que interferem em ciclos de retroalimentação exercem efeitos 1208

radiativos. 1209

É importante levar em consideração escalas de tempo e espaço. Mudanças 1210

climáticas que ocorrem em longo prazo, em escalas de milhares a milhões de anos, são 1211

controladas por variações orbitais do planeta. No entanto, numa escala de centenas de 1212

anos as mudanças orbitais são virtualmente irrelevantes, e outros fatores predominam. 1213

Um exemplo é a influência antrópica sobre o clima devido à emissão de gases de efeito 1214

estufa, que vem causando um aumento anômalo da temperatura média na superfície do 1215

planeta. 1216

Os efeitos climáticos mais significativos em escalas de dezenas a centenas de 1217

anos, no Brasil, são os efeitos radiativos de nuvens, a forçante radiativa dos gases de 1218

41

efeito estufa, a forçante de mudança de uso do solo, e a dos aerossóis (fumaça) emitidos 1219

em queimadas por fontes antrópicas. A Tabela SET.3, discutida em detalhe no texto do 1220

capítulo, apresenta uma compilação de resultados, encontrados na literatura científica, 1221

sobre os principais efeitos radiativos de agentes climáticos no Brasil. 1222

Nuvens exercem um efeito radiativo natural, mas suas propriedades podem ser 1223

alteradas pela ação humana (e.g., efeitos indiretos de aerossóis, mudança de 1224

propriedades da superfície, entre outros). Essas alterações podem envolver processos de 1225

retroalimentação, com possíveis impactos sobre o ciclo hidrológico, causando alterações 1226

na disponibilidade de água doce, ou na frequência de ocorrência de eventos extremos de 1227

precipitação, como secas ou tempestades severas. Os resultados compilados neste 1228

capítulo mostram que as nuvens constituem o agente climático mais importante do 1229

ponto de vista de balanço de radiação sobre a Amazônia, reduzindo em até 110 Wm-2

a 1230

radiação à superfície, e contribuindo com cerca de +26 Wm-2

no topo da atmosfera. Isso 1231

significa que as nuvens na Amazônia atuam causando em média um resfriamento da 1232

superfície, mas um aquecimento do planeta. Cabe ressaltar que o modo de distribuição 1233

vertical das nuvens desempenha um papel fundamental nos resultados obtidos: nuvens 1234

altas tendem a contribuir com um efeito de aquecimento do planeta, enquanto nuvens 1235

baixas tendem a resfriá-lo. Desse modo, é importante destacar que esse resultado não 1236

pode ser automaticamente estendido para outras regiões, com padrões de nuvens e 1237

características de superfície diferentes da região amazônica. 1238

No Brasil a principal fonte de gases de efeito estufa e aerossóis antrópicos é a 1239

queima de biomassa, utilizada como prática agrícola ou na mudança da cobertura do 1240

solo. Como técnica agrícola, as queimadas são empregadas no combate de pragas e na 1241

limpeza de lavouras com objetivo de facilitar a colheita, como no caso do cultivo da 1242

cana de açúcar. O uso de queimadas para alteração do uso do solo é observado 1243

especialmente na região amazônica. No caso dos gases de efeito estufa, grande parte do 1244

esforço das pesquisas no Brasil atualmente se concentra na elaboração de inventários de 1245

emissão. Não se encontram na literatura científica estimativas de cálculos da forçante 1246

radiativa desses gases considerando as condições das emissões brasileiras. 1247

Aerossóis antrópicos, emitidos principalmente em queimadas, podem absorver e 1248

refletir a luz do Sol. Essa interação direta entre aerossóis e a luz (radiação) solar define 1249

a forçante radiativa direta de aerossóis. Vários estudos quantificaram essa forçante de 1250

aerossóis antrópicos, sobretudo na Amazônia. Uma média ponderada de alguns dos 1251

42

resultados compilados neste capítulo resultou em uma forçante radiativa de -8,0±0,5 1252

Wm-2

, indicando que, em média, a fumaça emitida em queimadas contribui para resfriar 1253

o planeta, contrapondo-se parcialmente ao aquecimento causado por gases de efeito 1254

estufa antrópicos. É muito importante, no entanto, ressaltar que aerossóis e gases de 1255

efeito estufa têm escalas de tempo e espaço muito diferentes: enquanto gases de efeito 1256

estufa tendem a se espalhar aproximadamente de modo uniforme sobre o planeta, e têm 1257

tipicamente vida média de centenas de anos, aerossóis emitidos em queimadas na 1258

Amazônia espalham-se sobre grande parte do continente da América do Sul, e têm vida 1259

média de dias (são removidos da atmosfera e depositam-se sobre a superfície). Assim, a 1260

comparação das forçantes de aerossóis e gases de efeito estufa não pode ser feita 1261

diretamente. 1262

43

Tabela SET.3. Quantificação da forçante radiativa do aerossol antrópico, da mudança no uso do solo e 1263

do efeito radiativo de nuvens sobre o Brasil e a América do Sul. 1264

Agente Região Condiçãoa

Valorb (Wm

-

2)

Fonte dados Referência

Nuvens Amazônia SUP, 24hc [-110; -50] Modelo climático, satélite Betts et al., 2009

Amazônia SUP, 24hc -76 Modelo climático Miller et al., 2012

TDA, 24hc +26

Uso do Solo Amazônia TDA -23,7±2,9 Satélite, modelo radiativo Sena et al., 2013

TDA, 24h -7,1±0,9

Aerossol antrópico:

Efeito Direto

Amazônia SUP, 24hd -39,5±4,2 Sens. remoto, modelo radiativo Procópio et al., 2004

ATM, 24hd +31,2±3,6

TDA, 24hd -8,3±0,6

Amazônia TDA, 24hc -16,5

Modelo climático, medidas in-

situ Liu, 2005

Atlântico tropical TDA, 24he -1,8 Satélite, modelo radiativo Kaufman et al., 2005

ATM, 24he +2,9

América do Sul TDA, 24h [-8; -1] Modelo climático, satélite Zhang et al., 2008

SUP, 24h [-35; -10]

América do Sul TDA, anual [-1,0; -0,2] Satélite Quaas et al., 2008

Amazônia TDA -13,0±3,9 Satélite, modelo radiativo Patadia et al., 2008

TDA, 24h -7,6±1,9

Amazônia TDA, 24h -5,6±1,7 Satélite, modelo radiativo Sena et al., 2013

Floresta -6,2±1,9

Cerrado -4,6±1,6

Aerossol antrópico:

Efeitos Indiretos

Hemisfério Sul TDA, 24hc, alb -0,70±0,45 Revisão da literatura

Lohmann e Feichter,

2005

Global, sobre

continentes TDA, 24hc, ind -1,9±1,3

Atlântico tropical TDA, 24he, alb -1,5 Satélite, modelo radiativo Kaufman et al., 2005

TDA, 24he, ind -9,5

América do Sul TDA, 24h, ind [-5; +20] Modelo climático, satélite Zhang et al., 2008

América do Sul TDA, anual, alb [-0,10; -0,02] Satélite Quaas et al., 2008

Atlântico tropical [-5,00; -0,05]

Total aerossóis e nuvens Amazônia TDA, 24hc -9,8

Modelo climático, medidas in-

situ Liu, 2005

Atlântico tropical TDA, 24he -11,3 Satélite, modelo radiativo Kaufman et al., 2005

SUP, 24he -8,4

América do Sul TDA, 24h [-10; +15] Modelo climático, satélite Zhang et al., 2008

44

SUP, 24h [-35; -5]

a) Indica a posição vertical na coluna atmosférica (TDA: topo da atmosfera; SUP: superfície; ATM: coluna atmosférica) para a 1265 estimativa em questão, o domínio temporal de cálculo (valor instantâneo, média de 24h ou média anual), e o componente do efeito 1266 indireto analisado (alb: albedo; ind: total dos efeitos indiretos); b) Valores entre colchetes indicam intervalos de mínimo e máximo 1267 apresentados nas referências. Quando disponíveis, as incertezas apresentadas pelos autores são indicadas; c) Domínio temporal 1268 presumido (não informado explicitamente na referência); d) Estado de referência com profundidade óptica de aerossóis de 0,11; e) 1269 Estado de referência com profundidade óptica de aerossóis de 0,06. 1270

1271

As mudanças antrópicas no uso do solo, como por exemplo o processo de longo 1272

prazo de urbanização das cidades brasileiras, ou a conversão de florestas para a 1273

agropecuária na região amazônica desde 1970, resultaram em modificações de 1274

propriedades da superfície vegetada como, por exemplo, o albedo (refletividade da 1275

superfície). No caso da Amazônia, em geral, substitui-se uma superfície mais escura 1276

(floresta), por superfícies mais brilhantes (e.g. plantações, estradas, construções, etc.), o 1277

que implica em uma maior fração da luz solar sendo refletida de volta ao espaço. 1278

Encontrou-se um trabalho sobre a mudança de albedo em regiões desmatadas desde 1279

1970 na Amazônia, que estimou em -7,3±0,9 Wm-2

como a magnitude dessa forçante 1280

antrópica. Note-se que esse valor é semelhante à forçante de aerossóis antrópicos, 1281

porém, é importante salientar que o desmatamento na Amazônia tem caráter 1282

virtualmente “permanente” (i.e. a maioria das áreas degradadas em geral não volta a ser 1283

recomposta como floresta primária), enquanto aerossóis de queimada têm vida média da 1284

ordem de dias. Essas observações indicam a necessidade de se realizar estudos mais 1285

aprofundados sobre essa forçante originada nos processos de mudança de uso do solo, 1286

em especial, incluindo-se o efeito da urbanização histórica e da expansão agropecuária 1287

em nível nacional e em várias escalas temporais. 1288

Aerossóis também interagem com nuvens, modificando suas propriedades. As 1289

nuvens modificadas, por sua vez, interagem com a radiação solar. Dessa forma, define-1290

se a forçante indireta (i.e. mediada pela interação com nuvens) de aerossóis. As 1291

estimativas de forçante radiativa para os efeitos indiretos de aerossóis encontradas na 1292

literatura apresentaram uma ampla gama de valores. A maioria dos resultados tem sinal 1293

negativo, variando entre cerca de -9,5 a -0,02 Wm-2

para diferentes tipos de superfície, 1294

indicando condições de resfriamento climático. Este é um tópico que ainda necessita de 1295

mais estudos de caracterização e verificações independentes, para que esse componente 1296

da forçante antrópica sobre o Brasil possa ser adequadamente representado em modelos 1297

climáticos. 1298

Excluído: o 1299

45

Não foram encontrados trabalhos avaliando a forçante radiativa no Brasil devido 1300

ao aerossol de origem urbana, ao aerossol natural de poeira oriunda da África, ou de 1301

erupções vulcânicas, nem à formação de trilhas de condensação pelas atividades da 1302

aviação comercial. Essas forçantes radiativas, por hora desconhecidas, podem, ou não, 1303

serem comparáveis àquelas devido a gases de efeito estufa e aerossóis antrópicos. Os 1304

trabalhos analisados na elaboração deste capítulo evidenciam a existência de lacunas 1305

significativas em estudos de forçantes radiativas no Brasil. Conhecer com precisão a 1306

magnitude dessas forçantes, e aprimorar a compreensão de seus impactos, resultará em 1307

melhorias nos modelos de previsão de tempo e clima. Tais modelos são ferramentas 1308

importantes para instrumentalizar a tomada de decisões políticas e econômicas diante 1309

das mudanças climáticas que vêm atuando no país. 1310

1311

Capítulo 8 – Avaliação de modelos globais e regionais 1312

climáticos 1313

Neste capítulo é apresentado um resumo da habilidade de modelos numéricos em 1314

reproduzir o clima presente da América do Sul. São descritas características e 1315

desenvolvimentos do Modelo Brasileiro do Sistema Terrestre (BESM), do modelo 1316

atmosférico global do Centro de Previsão do Tempo e Estudos Climáticos – CPTEC e 1317

modelos regionais climáticos visando estudos de mudanças climáticas. No modo 1318

climático os modelos globais utilizam resolução horizontal de cerca de 200 km 1319

enquanto os modelos regionais geralmente utilizam a resolução de cerca de 50 km. 1320

Métodos estatísticos de downscaling e resultados sobre o Brasil são apresentados. 1321

Processos de retroalimentação oceano-atmosfera, radiação-nuvem, biosfera-atmosfera 1322

são discutidos e resultados de simulações numéricas são apresentados. São discutidas 1323

também avaliações dos modelos globais atmosféricos, acoplado e regionais em 1324

representar os alguns fenômenos meteorológicos que atuam na região como El Niño-1325

Oscilação Sul, Zona de Convergência do Atlântico Sul, Zona de Convergência 1326

Intertropical, Ciclones extratropicais, Modo Anular do Hemisfério Sul e Jato de Baixos 1327

Níveis. Apesar da existência de alguns erros sistemáticos, em geral os modelos 1328

numéricos simulam satisfatoriamente estes fenômenos. Problemas de poluição 1329

atmosférica e do efeito da ilha de calor são simulados para a megacidade de São Paulo e 1330

consequências para mudanças climáticas são discutidas. A problemática da elevação do 1331

46

nível do mar é discutida. Incertezas em simulações do clima presente são exploradas a 1332

partir de variações de configuração de um mesmo modelo, o HadCM3, ou a partir de 1333

diferentes modelos que possuem diferentes configurações, sejam globais atmosféricos, 1334

globais acoplados oceano-atmosfera, ou regionais climáticos. 1335

Modelos climáticos globais e regionais tem tido grandes avanços nos últimos 1336

anos em termos da representação de processos e fenômenos críticos para estudo das 1337

mudanças climáticas globais, seus impactos sobre o Brasil e ações de mitigação. De 1338

forma geral, pode-se considerar que parte do avanço vem do aumento da resolução 1339

espacial e parte da inclusão de controles climáticos provenientes de novas componentes 1340

do sistema e da interação entre elas. O Brasil tem se destacado nesta área, através do 1341

desenvolvimento de modelos atmosféricos regionais e globais, a exemplo dos modelos 1342

atmosféricos regionais Eta e BRAMS e dos modelos globais atmosférico e acoplado 1343

oceano-atmosfera do CPTEC. Como fruto da maturidade em modelagem atmosférica e 1344

ambiental brasileira, surgiu e está em pleno desenvolvimento o Modelo Brasileiro do 1345

Sistema Terrestre (BESM), coordenado pelo INPE com participação de diversas 1346

Universidades e instituições de pesquisa no Brasil e no exterior. O BESM é baseado no 1347

modelo acoplado oceano-atmosfera global do CPTEC/INPE, ao qual estão sendo 1348

integrados componentes de química atmosférica e aerossóis, vegetação dinâmica, fogo e 1349

hidrologia continental, gelo e biogeoquímica marinha, além da descarga fluvial nos 1350

oceanos. Característica marcante do BESM é sua ampla gama de atuação, abrangendo 1351

escalas de tempo de dias à paleoclimática. As principais características do BESM estão 1352

listadas na Tabela SET.4. 1353

1354

Tabela SET.4. Características do modelo BESM. 1355

MCGOA Referências compo-

nentes

Res. Acoplador

Prazo

integração

Convecção

cumulus Radiação

Esquema de

superfície

Camada limite

planetária

BESM [1, 2] Atmos: CPTEC;

Oceano: MOM4p1

Atmos

T062L28;

Oceano

~1x1 L50

FMS [3] 1961-2105 Grell [4] Lacis &

Hansen [5] SSiB [6]

Mellor & Yamada

[7]

1. Nobre, P., et al., Climate simulation and change in the Brazilian Climate Model. J. Climate, 1356 2013: p. In press. 1357

2. Nobre, P., et al., Coupled ocean-atmosphere variations over the South Atlantic ocean. J. Climate, 1358 2012. 25(18): p. 6349-6358. 1359

3. Griffies, S.M., Elements of MOM4p1., in GFDL Ocean Group Technical Report No. 62009, 1360 NOAA/Geophysical Fluid Dynamics Laboratory. p. 444. 1361

4. Grell, G.A. and D. Devenyi, A generalized approach to parameterizing convection combining 1362 ensemble and data assimilation techniques. Geophys. Res. Lett., 2002. 29(14). 1363

47

5. Lacis, A.A. and J.D. Hansen, A parameterization of the absortion of solar radiation in the 1364 Earth's atmosphere. J. Atmos. Sci., 1974. 31: p. 118-133. 1365

6. Xue, Y., et al., A simplified biosphere model for global climate studies. J. Climate, 1991. 4: p. 1366 345-364. 1367

7. Mellor, G.L. and T. Yamada, Development of a turbulence closure model for geophysical fluid 1368 problems. Reviews of Geophyis. and Space Physics, 1982. 20: p. 851-875. 1369

1370

A informação sobre cenários climáticos futuros, derivada de modelos de 1371

circulação geral, os MCG, apresenta-se em escalas espaciais (240 a 600 km) geralmente 1372

incompatíveis com as escalas requeridas para estudos de impactos. O refinamento de 1373

escala (downscaling) das projeções de mudanças climáticas produzidas pelos MCG 1374

requer a incorporação de informações locais e é particularmente importante para áreas 1375

de topografia complexa, ilhas e regiões costeiras ou ainda áreas com cobertura do 1376

solo/uso da terra extremamente heterogêneos (Murphy, 1999; Wilby et al., 2004; Vrac et 1377

al., 2007). Os métodos de downscaling podem ser de natureza temporal ou espacial. As 1378

principais características dos modelos regionais utilizados por grupos brasileiros para 1379

geração de cenários de mudanças climáticas estão resumidas na Tabela SET.5. 1380

1381

Tabela SET.5. Modelos regionais climáticos com integrações de cenários de mudanças climáticas sobre 1382

América do Sul. 1383

MCR Instituição Referência Res. Prazo

integração

Convecção

cumulus

Microfísica

de nuvens Radiação

Esquema

de

superfície

Condição

de

contorno

Camada

limite

planetária

Eta-

CPTEC INPE

Pesquero et

al. (2009);

Chou et al.

(2012);

Marengo et

al. (2012);

40km/38L

1961-

1990;

2011-

2040;

2041-

2070;

2071-2100

Betts e

Miller

(1986); Janjic

(1994);

Zhao

scheme

(Zhao et

al., 1997)

Lacis e

Hansen

(1974); Fels

e

Schwarzkopf

(1975);

Chen e

Dudhia

(2001; NOAH)

Mesinger

(1977)

Mellor

Yamada

2.5

(Mellor e

Yamada,

1974)

Eta-CCS INPE

Pisnichenko

e

Tarasova

(2009);

50km/38L

1961-

1990;

2071-2100

Betts e

Miller

(1986); Janjic

(1994);

Ferrier

scheme

(2002)

Lacis e

Hansen

(1974); Fels

e

Schwarzkopf

(1975);

Chen e

Dudhia

(2001; NOAH)

Mesinger

(1977)

Mellor

Yamada

2.5

(Mellor e

Yamada,

1974)

HadRM3P UKMO

Collins et

al. (2006);

Alves e Marengo

(2010);

50km/L19

1961-

1990; 2071-2100

Gregory e

Rowntree

(1990); Gregory

e Allen

(1991);

Smith

(1990)

Edwards e

Slingo

(1996)

Cox et al.

(1999)

4lyrs,

(MOSES

I)

Davies

(1976) Smith

(1990)

RegCM3 ICTP

Giorgi e

Mearns

(1999);

Da Rocha

et al.

(2009);

50 km /

L30

1961-

1990;

2071-2100

Grell

(1993) Pal et al.

(2000) Kiehl et al.

(1996)

Dickinson

et al.

(1993; BATS)

Davies

(1976) 5

rows

buffer zone

Holtslag et

al. (1990)

Formatado: Português

(Brasil)

48

1384

Existem três principais tipos de incertezas inerentes às simulações do clima: 1) 1385

as concentrações e emissões dos gases de efeito estufa, 2) a arquitetura do modelo 1386

numérico e 3) as parametrizações dos processos que ocorrem em escala inferior à da 1387

grade dos modelos. Em relação às incertezas na modelagem do clima, segundo 1388

Ambrizzi et al. ( 007), toda técnica de regionalização ou “downscaling” contém erros 1389

derivados do modelo global que força o modelo regional, e ainda que isto não seja um 1390

erro na regionalização, precisa ser levado em conta. Técnicas diferentes de 1391

regionalização podem produzir diferentes simulações do clima local ainda que todas 1392

fossem forçadas pelo mesmo modelo global. Em relação às incertezas nas 1393

parametrizações, não há uma solução unânime que resolva corretamente os processos 1394

físicos. 1395

Adicionalmente, vários outros fatores contribuem para as incertezas nas 1396

simulações do clima como os processos estocásticos e não-lineares do sistema 1397

climático, aspectos randômicos das forçantes naturais e antrópicas, desconhecimento da 1398

completa condição inicial do sistema climático e a não representação de todos os 1399

processos atmosféricos em um modelo numérico. 1400

A Tabela SET.6 recomenda técnicas para tratar as incertezas. A destreza dos 1401

modelos regionais na América do Sul tem sido similar à obtida com modelos globais no 1402

clima do presente (Ambrizzi et al., 2007). Assim, regiões como o Nordeste, a Amazônia, 1403

o Sul do Brasil, o Noroeste do Peru-Equador e o Sul do Chile apresentam uma 1404

previsibilidade melhor no clima do presente, comparada com regiões como o sudeste-1405

centro oeste do Brasil. Supondo que a capacidade para simular o clima no futuro seja a 1406

mesma que no presente, então podemos dar maior credibilidade às projeções de clima 1407

para o futuro nas áreas de menores erros. Neste estudo os autores apresentam a tabela 1408

abaixo, no sentido de listar alguns dos problemas de incerteza na construção de cenários 1409

climáticos. 1410

1411

Tabela SET.6. Cadeia de incertezas na construção de cenários climáticos (adaptado de Ambrizzi et al., 1412

2007). 1413

Fonte da Incerteza Representação no MCR Como tratar incerteza

Emissões futuras Sim Utilizar modelos para uma

variedade de cenários de emissão

Taxa de emissão à concentração

Não

Uso de modelos de ciclo de

carbono e modelos de química

atmosférica

49

Pouco entendimento,

representação imperfeita de

processos em modelos de clima

(incerteza científica)

Em desenvolvimento Uso de projeções de vários

modelos globais de clima

Variabilidade natural do clima Sim Uso de conjunto de simulações de

MCG com várias condições

iniciais

Acrescentar detalhe espacial e

temporal Não

Usar outros modelos regionais de

clima + “downscaling” estatístico

1414

Com o intuito de incluir alguma informação da incerteza de modelagem 1415

numérica nas projeções regionalizadas (downscaling) o projeto CREAS (Cenários 1416

REgionais de Mudança de Clima para América do Sul - Marengo e Ambrizzi, 2006; 1417

Ambrizzi et al., 2007) utilizou três modelos regionais nas simulações do clima presente 1418

para o período de 1961-1990. Erros em comum entre os modelos regionais foram 1419

identificados, bem como erros característicos de cada modelo. 1420

Os resultados mencionados acima são exemplos de que não há uma 1421

metodologia ideal, ou modelo numérico preferencial, todos apresentam erros e acertos. 1422

Além do modelo numérico, também se desconhece a resolução espacial suficientemente 1423

adequada para resolver o sistema climático. 1424

A incerteza nas formulações dos modelos numéricos para resolver o sistema 1425

climático se reflete na magnitude dos erros sistemáticos das simulações. Estas 1426

avaliações dos erros por sua vez também contém incertezas na qualidade das 1427

observações, cuja rede sobre América do Sul é deficiente do ponto de vista espacial e 1428

temporal. As incertezas sobre as medidas observacionais afetam diretamente a robustez 1429

da avaliação dos modelos climáticos. 1430

1431

Capítulo 9 – Mudanças ambientais de curto e longo 1432

prazo: projeções, reversibilidade e atribuição 1433

Projeções geradas por modelos globais e regionais que levam em consideração os 1434

diferentes cenários de emissões globais de gases do efeito estufa (GEE) propostos pelo 1435

IPCC (2007) são revisdados neste capítulo. 1436

Cenários futuros do clima são projeções geradas por modelos climáticos que levam em 1437

consideração os diferentes cenários de emissões globais de gases do efeito estufa (GEE) 1438

propostos pelo IPCC. Atualmente, a melhor ferramenta científica disponível para a 1439

geração das projeções de mudanças ambientais é o downscaling (regionalização) 1440

50

dinâmico, cu a técnica consiste em usar um modelo climático regional “aninhado” a um 1441

modelo climático global (ver Capítulo 8 para maiores detalhes sobre modelagem). 1442

Basicamente, os dados dos conjuntos (ensembles) de modelos globais com baixa 1443

resolução espacial (~ 100 a 200 km2) são utilizados como condições de fronteira para o 1444

modelo regional que realiza as simulações em alta resolução espacial (~ 25 a 50 km2). 1445

Diversos estudos sugerem que o downscaling proporciona uma representação mais 1446

realística do clima nas diversas regiões do território Brasileiro, onde fatores regionais 1447

(proximidade com o oceano, topografia acentuada, solo e vegetação, dentre outros) 1448

funcionam como importantes moduladores das condições de tempo e clima, adicionados 1449

às forçantes de grande escala que são capturadas pelos modelos globais. Os resultados 1450

científicos consensuais (e.g., Ambrizzi et al., 2007; Marengo, 2007; CCST-INPE, 2011; 1451

Marengo et al., 2012) das projeções regionalizadas de clima nos diferentes biomas do 1452

Brasil, considerando os períodos de início (2011-2040), meados (2041-2070) e final 1453

(2071/2100) do século XXI, são resumidos na Figura SEF.7. As mudanças percentuais 1454

na chuva e temperatura (ºC) são relativas aos valores do clima atual (final do século 1455

XX). A Figura SEF.7 mostra projeções de mudanças na chuva e temperatura para os 1456

períodos de verão (Dezembro a Fevereiro – DJF) e inverno (Junho a Agosto – JJA). 1457

Dependendo do cenário futuro de aquecimento global com baixa ou alta emissão de 1458

GEE, tais valores podem respectivamente oscilar entre ~5% e ~20% em precipitação e 1459

~1ºC e ~5ºC na temperatura. Um aspecto consensual a se ressaltar, observado nas 1460

publicações recentes da comunidade científica brasileira e internacional, é a expectativa 1461

de diminuição significativa das chuvas em grande parte do centro-norte-nordeste do 1462

território Brasileiro. Os modelos de previsão de clima sugerem alta probabilidade de 1463

aumento dos eventos extremos de secas e estiagens prolongadas principalmente nos 1464

biomas da Amazônia, Cerrado e Caatinga, sendo que tais mudanças acentuam-se a partir 1465

da metade e final do século XXI. No que se refere à temperatura do ar na superfície, 1466

todas as projeções indicam condições de clima futuro mais quente, em função não só do 1467

aquecimento induzido pelas emissões antrópicas de GEE como também por processos 1468

regionais (urbanização, desmatamento, dentre outros) que alteram o balanço de energia 1469

propiciando aquecimento da superfície. 1470

1471

1472

1473

1474

51

1475

Figura SEF.7. Projeções regionalizadas de clima nos biomas brasileiros da Amazônia, Cerrado, 1476

Caatinga, Pantanal, Mata Atlântica (setores nordeste e sul/sudeste) e Pampa para os períodos de início 1477

(2011-2040), meados (2041-2070) e final (2071/2100) do século XXI, baseados nos resultados científicos 1478

de modelagem climática global e regional (ver texto para Referências). As regiões com diferentes cores 1479

no mapa indicam o domínio geográfico dos biomas. A legenda encontra-se no canto inferior direito. 1480

1481

Em geral, as projeções climáticas possuem desempenho (skill) relativamente 1482

melhor nos setores norte/nordeste (Amazônia e Caatinga) e sul (Pampa) do Brasil e 1483

desempenho inferior no centro-oeste e sudeste (Cerrado, Pantanal e Mata Atlântica). 1484

Conforme ilustra a Figura SEF.7, as projeções consensuais para os biomas 1485

brasileiros, baseadas nos resultados científicos de modelagem climática global e 1486

regional, são as seguintes: 1487

1488

» AMAZÔNIA: Reduções percentuais de 10% na distribuição de chuva e aumento de 1489

temperatura de 1º a 1,5ºC até 2040, mantendo a tendência de diminuição de 25% a 30% nas chuvas e 1490

aumento de temperatura entre 3º e 3,5ºC no período 2041-2070, e redução nas chuvas de 40% a 45% e 1491

aumento de 5º a 6º C na temperatura no final do século (2071-2100). Enquanto as modificações do clima 1492

associados às mudanças globais podem comprometer o bioma em longo prazo (final do século), a questão 1493

atual do desmatamento decorrente das intensas atividades de uso da terra, representa uma ameaça mais 1494

imediata para a Amazônia. Estudos observacionais e de modelagem numérica sugerem que caso o 1495

desmatamento alcance 40% na região no futuro, estima-se mudança drástica no padrão do ciclo 1496

hidrológico com redução de 40% na chuva durante os meses de Julho a Novembro, prolongando a 1497

duração da estação seca, além do aquecimento superficial em até 4ºC. Assim, as mudanças regionais 1498

Excluído: ?1499

52

decorrentes do efeito do desmatamento somam-se àquelas provenientes das mudanças globais, 1500

constituindo condições propícias à savanização da Amazônia, um problema que tende a ser mais crítico 1501

na região oriental. 1502

» CAATINGA: Aumento de 0,5º a 1ºC da temperatura do ar e decréscimo entre 10% e 20% 1503

da precipitação durante as próximas três décadas (até 2040), com aumento gradual de temperatura de 1,5º 1504

a 2,5ºC e diminuição entre 25% e 35% nos padrões de chuva no período de 2041-2070. No final do século 1505

(2071-2100) as projeções indicam condições significativamente mais quentes (aumento de temperatura 1506

entre 3,5º e 4,5ºC) e agravamento do déficit hídrico regional com diminuição de praticamente metade (40 1507

a 50%) da distribuição de chuva. Essas mudanças podem desencadear o processo de desertificação da 1508

caatinga. 1509

» CERRADO: Aumento de 1ºC na temperatura superficial com diminuição percentual entre 1510

10% a 20% na chuva durante as próximas três décadas (até 2040). Em meados do século (2041-2070) 1511

estima-se aumento entre 3º a 3,5ºC da temperatura do ar e redução entre 20% e 35% da chuva. No final 1512

do século (2071-2100) o aumento de temperatura atinge valores entre 5º e 5,5ºC e a diminuição da chuva 1513

é mais crítica, entre 35% e 45%. Acentuação das variações sazonais. 1514

» PANTANAL: Aumento de 1ºC na temperatura e diminuição entre 5% e 15% nos padrões 1515

de chuva até 2040, mantendo a tendência de redução nas chuvas para valores entre 10% e 25% e aumento 1516

de 2,5º a 3ºC da temperatura em meados do século (2041-2070). No final do século (2071-2100) 1517

predominam condições de aquecimento intenso (entre 3,5º e 4,5ºC) com diminuição acentuada dos 1518

padrões de chuva de 35% a 45%. 1519

» MATA ATLÂNTICA: Como este bioma abrange áreas desde o sul, sudeste até o 1520

nordeste brasileiro, as projeções apontam dois regimes distintos. Porção Nordeste (NE): aumento 1521

relativamente baixo nas temperaturas entre 0,5º e 1ºC e decréscimo nos níveis de precipitação em torno 1522

de 10% até 2040, mantendo a tendência de aquecimento entre 2º e 3ºC e diminuição pluviométrica entre 1523

20% e 25% em meados do século (2041-2070). Para o final do século (2071-2100) estimam-se condições 1524

de aquecimento intenso (aumento de 3º a 4ºC) e diminuição de 30% e 35% na chuva. Porção Sul/Sudeste 1525

(S/SE): até 2040 as projeções indicam aumento relativamente baixo de temperatura entre 0,5º e 1ºC com 1526

um aumento de 5% a 10% na chuva. Em medos do século (2041-2070) mantêm-se as tendências de 1527

aumento gradual de 1,5º a 2ºC na temperatura e de aumento de15% a 20% nas chuvas, sendo que essas 1528

tendências acentuam-se ainda mais no final do século (2071-2100) com padrões de clima entre 2,5º e 3ºC 1529

mais quente e entre 25% a 30% mais chuvoso. 1530

» PAMPA: No período até 2040 prevalecem condições de clima regional de 5% a 10% mais 1531

chuvoso e até 1ºC mais quente, mantendo a tendência de aquecimento entre 1º e 1,5ºC e intensificação 1532

das chuvas entre 15% e 20% até meados do século (2041-2070). No final do século (2071-2100) as 1533

projeções são mais agravantes com aumento de temperatura de 2,5º a 3ºC e 35% a 40% de chuvas acima 1534

do normal. 1535

1536

Em virtude do alto grau de vulnerabilidade sócio-ambiental das regiões norte e 1537

nordeste do Brasil, ressalta-se que as projeções mais preocupantes para o final do século 1538

53

são para os biomas Amazônia e Caatinga. Ambas apresentam tendências de 1539

aquecimento na temperatura do ar e de diminuição da chuva maiores do que a variação 1540

média global (CCST-INPE, 2011). Em termos de atribuição de causa física, sugere-se 1541

que essa mudança climática de redução na chuva associa-se aos padrões oceânicos 1542

tropicais anomalamente mais aquecidos sobre o Pacífico e Atlântico (ver Capítulos 2 e 3 1543

para detalhes das anomalias da Temperatura da Superfície do Mar e impactos) esperados 1544

num clima futuro de aquecimento global. Por sua vez, estes modificam o regime de 1545

vento de forma a induzir diminuição no transporte de umidade e a prevalência de 1546

circulação atmosférica descendente (células de Hadley e Walker) sobre o Brasil tropical, 1547

inibindo a formação de nuvens convectivas e explicando assim as condições de chuva 1548

abaixo do normal (e.g., Grimm e Ambrizzi 2009; Freitas e Ambrizzi 2012). 1549

Incertezas: embora na última década tenha havido melhorias substanciais na 1550

ciência do sistema terrestre (com formulações mais completas dos processos físicos, 1551

químicos e biológicos, incluindo suas complexas interações, dentro dos modelos do 1552

sistema climático global), aliado ao significativo avanço tecnológico em simulação 1553

computacional, as projeções climáticas e ambientais geradas pela modelagem climática 1554

trazem consigo diversos níveis de incertezas, cujas categorias principais são: Incerteza 1555

sobre os cenários de emissões: as emissões globais de GEE são difíceis de prever, em 1556

virtude da complexidade de fatores socioeconômicos, como demografia, composição 1557

das fontes de geração de energia, atividades de uso da terra e do próprio curso de 1558

desenvolvimento humano em termos globais; Incerteza sobre a variabilidade natural 1559

do sistema climático: os processos físicos e químicos da atmosfera global são de 1560

natureza caótica, de forma que o clima pode ser sensível às mudanças mínimas 1561

(variações não-lineares) que são difíceis de serem mensuradas tanto nos dados 1562

observacionais como nos resultados dos modelos; Incertezas dos modelos: A 1563

capacidade de modelar o sistema climático global é um grande desafio para a 1564

comunidade cientifica, sendo fatores limitantes a representação ainda incompleta de 1565

processos como o balanço de carbono global e regional, o papel dos aerossóis no 1566

balanço de energia global, a representação dos ciclos biogeoquímicos e fatores 1567

antrópicos como desmatamento e queimadas (as nuvens também são importantes fontes 1568

de incerteza nos modelos climáticos – ver Capítulos 7 e 8 para detalhes). Por outro lado, 1569

ainda que sejam usados os mesmos cenários de emissões, diferentes modelos produzem 1570

diferentes projeções das mudanças climáticas, constituindo assim outra fonte de 1571

54

incerteza, a qual pode ser minimizada através da aplicação de conjuntos de simulações 1572

(ensembles) de modelos globais e regionais. 1573

Em geral os modelos proporcionam resultados satisfatórios sobre o 1574

comportamento do clima presente (século XX). Portanto, a despeito das incertezas 1575

citadas, as projeções sobre a análise consistente das mudanças climáticas futuras ao 1576

longo do século XXI são plausíveis e necessárias. Estas se constituem em informações 1577

inovadoras e valiosas tanto para fins de mitigação de impactos e vulnerabilidade junto à 1578

sociedade que habita os diferentes biomas brasileiros quanto para aperfeiçoar o 1579

planejamento de ações de adaptação e minimização dos efeitos das mudanças 1580

climáticas. Considerando as diferenciadas projeções resultantes de potenciais impactos 1581

socioeconômicos e ambientais, devido às mudanças do clima nos diferentes biomas 1582

brasileiros, já é possível (e recomendável) o planejamento e tomada de decisão imediata 1583

e de longo prazo. 1584

1585

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[Fabiana1] Comentário: Q

ual a referência??? Só tem de

2011!

Excluído: ¶1735

GRIMM, A.M.1736

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