Base científica das mudanças climáticas

Transcrição

Volume 1
Base científica das
mudanças climáticas
primeiro rel atório de avaliação nacional
1
I n t r o d u ç ã o e P r i n c i pa i s
Questões Discutidas
Autores Principais
Tércio Ambrizzi – Universidade de São Paulo;
Moacyr Araújo – Universidade Federal de Pernambuco
Autores Revisores
Luiz Gylvan Meira Filho – Universidade de São Paulo; Pedro Leite da Silva Dias –
Laboratório Nacional de Computação Cientifica – Petropólis/RJ;
Ilana Wainer – Universidade de São Paulo
Sumário Executivo
Os sequentes Relatórios de Avaliação elaborados pelo Painel Intergovernamental de Mudanças Climáticas (IPCC)
têm destacado, progressivamente, o papel das forçantes antrópicas sobre o processo de aquecimento global. Estas
avaliações baseiam-se na análise acumulada de grandes quantidades de dados observacionais, sobre os quais são
utilizadas técnicas mais ou menos sofisticadas, visando à compreensão dos mecanismos atuantes e das margens de
incerteza em suas determinações.
Diante da complexidade do clima planetário e da importância dos mecanismos remotos e de suas teleconexões, é
de se esperar que a qualidade das análises realizadas e a redução de incertezas nas projeções das mudanças climáticas
globais e regionais sejam diretamente relacionadas à quantidade de estudos científicos e de levantamentos existentes
nas diferentes regiões do planeta. Nesse sentido, uma análise simples da literatura referenciada pelo Grupo de Trabalho
1 – Bases das Ciências Físicas do Quarto Relatório de Avaliação (AR4) do IPCC evidencia o desequilíbrio inter-hemisférico e regional nos quantitativos de produção científica e de levantamentos observacionais utilizados na avaliação,
traduzindo a necessidade de esforços adicionais para minimizar estas diferenças.
Ciente do potencial de contribuição do Brasil para a compreensão das mudanças climáticas globais, e da necessidade de uma abordagem nacionalizada sobre o tema, foi instituído em setembro de 2009 o Painel Brasileiro de Mudanças Climáticas (PBMC). O PBMC é um organismo científico nacional criado pelos Ministérios da Ciência, Tecnologia
e Inovação (MCTI) e do Meio Ambiente (MMA). Com estrutura espelhada no Painel Intergovernamental de Mudanças
Climáticas, o PBMC objetiva fornecer avaliações científicas sobre as mudanças climáticas de relevância para o Brasil,
incluindo os impactos, vulnerabilidades e ações de adaptação e mitigação. As informações científicas levantadas pelo
PBMC são sistematizadas por meio de um processo objetivo, aberto e transparente de organização dos levantamentos
produzidos pela comunidade científica sobre as vertentes ambientais, sociais e econômicas das mudanças climáticas.
Desta forma, o Painel poderá subsidiar o processo de formulação de políticas públicas e tomada de decisão para o
enfrentamento dos desafios representados por estas mudanças, servindo também como fonte de informações de
referência para a sociedade.
O Primeiro Relatório de Avaliação Nacional (RAN1) do PBMC publicado em 2012 é composto de três volumes,
correspondentes às atividades de cada Grupo de Trabalho (www.pbmc.coppe.ufrj.br). O presente documento traz
uma síntese das principais contribuições para o RAN1 do Grupo de Trabalho 1 (GT1) – Bases Científicas das Mudanças
Climáticas, cujo objetivo é avaliar os aspectos científicos do sistema climático e de suas mudanças
Introdução e principais questões discutidas 15
ESTRUTURA DO CAPÍTULO O documento está estruturado de acordo com o escopo do GT1, que foi previamente definido, coletivamente,
resultados mostram tendências negativas no norte e oeste da
parece ser mais provável do que aquela verificada sobre os
com os Autores Principais dos Capítulos. Os levantamentos aqui apresentados resultam de uma extensa pesquisa bibliográfica, quando se
Amazônia, positivas no sul da Amazônia, positivas no Centro-
extremos de precipitação. A enorme escassez de dados de
procurou, de um lado, evidenciar as implicações para o Brasil dos principais pontos do IPCC AR4 e, de outro, registrar e discutir os principais
Oeste e Sul do Brasil, e ausência de tendência no Nordeste.
estação sobre vastas áreas tropicais como a Amazônia e o
trabalhos científicos publicados após 2007, com destaque para aqueles relacionados mais diretamente às mudanças climáticas na América
A tendência de aumento da precipitação entre 1950-2000 no
centro-oeste e leste do Brasil limita o estabelecimento de
do Sul e no Brasil.
Sul do Brasil e outras partes da baixa Bacia do Paraná/Prata,
conclusões acuradas para estas regiões usando dados de
As sínteses de cada Capítulo são apresentadas a seguir, e foram organizadas de modo a responder a questões-chaves específicas de cada
principalmente entre o período anterior e posterior à década
estação. Estudos recentes mostraram que fatores como mu-
domínio da pesquisa. O conjunto das respostas a estas questões forma a primeira contribuição do Grupo de Trabalho 1 (GT1) – Bases
de 1970, aparece em outros modos interdecadais, principal-
dança de uso da terra e queima de biomassa podem influ-
Científicas das Mudanças Climáticas para o Primeiro Relatório de Avaliação Nacional (RAN1) do Painel Brasileiro de Mudanças Climáticas.
mente no quarto modo, sendo que esta tendência é supor-
enciar a temperatura nestas regiões, sobretudo na Amazônia
tada por séries um pouco mais longas.
e no Cerrado; porém, a magnitude e extensão espacial do
P r i n c i pa i s Q u e s t õ e s
Discutidas
c apítulo 2
observações ambientais atmosféric as
e de propriedades da superfície
Questão 1: Quais são os resultados observacionais relacionados às variações de parâmetros
ambientais que podem representar efeitos da variabilidade climática natural de longo período
e, em alguns casos, indicações de efeitos da ação humana?
Para verificar se as tendências associadas com o 1º modo
sinal de longo prazo dessas influências sobre a temperatura
interdecadal de precipitação se devem apenas a mudança de
em superfície ainda precisa ser investigado. Conforme será
fase da OMA ou se são parte de comportamento consistente
discutido nas próximas seções, o efeito da mudança de uso
de mais longo período, seriam necessárias: (i) séries mais
da terra e da liberação de calor antropogênico nos grandes
longas de precipitação e (ii) consistência entre estas tendên-
centros urbanos, conhecido como ilha de calor urbana, pode
cias e as mudanças de precipitação apontadas nessas regiões
ser importante agente contribuindo para o aumento da tem-
pelas projeções de mudanças climáticas feitas por numero-
peratura média global.
sos modelos. Portanto, é necessário esperar algum tempo
Dados de reanálises, desde 1948, fornecem evidência
para ter certeza sobre tendências na precipitação do Brasil e
de aumento de temperatura em baixos níveis na atmosfera
também verificar sua consistência com projeções climáticas.
de forma mais acentuada em direção aos trópicos do que
Da mesma forma, ainda é difícil de analisar o quanto as mu-
nos subtrópicos da América do Sul, durante o verão austral.
danças antropogênicas têm influenciado os eventos extremos
Neste caso, a temperatura média anual junto da superfície
de precipitação, cujas variações também podem estar mais
nos trópicos tem apresentado tendência positiva desde
relacionadas a oscilações climáticas naturais.
então, enquanto nos subtrópicos há tendência negativa des-
Estudos de tendência da temperatura utilizando dados de
de meados da década de 1990. O aumento da temperatura
Esta questão é abordada no Capítulo 2 do GT1. Conforme
da. Portanto, análises de tendências em séries relativamente
estação sobre a América do Sul limitam-se, na sua maioria,
também foi verificado sobre o Atlântico Tropical, sugerindo
apresentado a seguir, os resultados descritos revelam o
curtas de parâmetros climáticos, que compreendem períodos
ao período entre 1960-2000. Os resultados mais significati-
que possam ter ocorrido mudanças no contraste oceano-
grande impacto da variabilidade interanual, que pode pro-
antes e depois dessa década, são mais sugestivas do que con-
vos referem-se às variações de índices baseados na tempera-
atmosfera e, portanto, no desenvolvimento do sistema de
duzir alterações por um fator maior que quatro nas chuvas
clusivas. Parte das tendências detectadas na precipitação do
tura mínima diária, que indicam aumento de noites quentes
monções. Estas mudanças podem causar alterações no
sazonais em certas regiões, como a Amazônia.
Brasil pode ser explicada por mudanças de fase em oscilações
e diminuição de noites frias na maior parte da América do
regime de precipitação e nebulosidade e criar “feedbacks”
A maior fonte de variabilidade interanual são os eventos
interdecadais, no entanto, é possível que outra porcentagem
Sul, com consequente diminuição da amplitude diurna da
ainda desconhecidos na temperatura e no clima local. Mu-
El Niño e La Niña. As variações decadais/interdecadais apre-
já seja uma consequência do atual aquecimento global obser-
temperatura, especialmente na primavera e no outono. Estes
danças nos campos médios globais e na TSM, antes e após
sentam menor diferença entre fases opostas (alterações por
vado. Por exemplo, algumas das tendências detectadas são
resultados são mais robustos para as estações localizadas nas
o período conhecido como “climate shift”, no final dos anos
até fator de dois), mas são relevantes em termos de adapta-
consistentes com a variação produzida na segunda metade
costas leste e oeste dos continentes e são confirmados para
70, podem ter exercido importante papel no regime de tem-
ção porque são persistentes, podendo causar secas prolonga-
do século passado pelo primeiro modo interdecadal de chu-
séries em períodos mais longos.
peraturas e respectivas tendências e precisam ser considera-
das ou décadas com mais eventos extremos de chuva. Os
vas anuais, que é significativamente correlacionado com um
Embora a influência da variabilidade dos oceanos Atlân-
das para se avaliar corretamente o efeito do aquecimento
modos de variabilidade interdecadal produziram forte varia-
modo de tendência de temperatura da superfície do mar
tico e Pacífico no comportamento de longo prazo das temper-
global sobre a América do Sul. Neste contexto, também é
ção climática na década de 1970, devido à superposição de
(TSM), mas também com a Oscilação Multidecadal do Atlân-
aturas sobre a América do Sul precise ser levada em conta, a
importante avaliar o impacto de oscilações climáticas nat-
efeitos da mudança de fase de diferentes modos nessa déca-
tico (OMA) e com a Oscilação Interdecadal do Pacífico. Estes
influência antropogênica sobre os extremos de temperatura
urais interdecadais sobre a temperatura na América do Sul.
16 Painel brasileiro de mudanças climáticas
c apítulo 3
cupantes do que aquelas divulgadas no início dos anos
Os giros subtropicais do Atlântico Norte e Sul têm se
observações costeir as e oceânic as
2000. Variações de 20 a 30 cm, esperadas para ocorrer ao
tornado mais quentes e mais salinos. Como consequên-
longo do todo o século XXI, já devem ser atingidas, em
cia, segundo conclusão do IPCC-AR4 e de estudos mais
algumas localidades, até meados do século ou até antes
recentes, é bastante provável que pelo menos até o final
disso. Deverá haver também maior variabilidade espacial
do último século a Célula de Revolvimento Meridional
da resposta do nível do mar entre os distintos locais do
do Atlântico (CRMA) tenha se alterado significativa-
globo. Na costa do Brasil são poucos os estudos real-
mente em escalas de interanuais a decenais.
Questão 2: Qual o papel dos oceanos, e em particular do Atlântico tropical e subtropical sul,
como indutor e como indicador das variabilidades climáticas de origem natural e antrópica
observadas no Brasil e na América do Sul?
izados com base em observações in situ. Mesmo assim,
No Atlântico Sul, vários estudos nos últimos anos
O Capítulo 3 trata do sistema oceânico, que participa
intensificado a partir da segunda metade do século XX,
taxas de aumento do nível do mar na costa sul-sudeste
sugerem variações importantes nas propriedades físicas
de forma decisiva no equilíbrio climático. Devido à sua
possivelmente devido a mudanças na camada de ozônio
já vêm sendo reportadas pela comunidade científica
e químicas das camadas superiores do oceano, associa-
grande extensão espacial, e à alta capacidade térmica da
sobre o Polo Sul e também ao aumento dos gases efeito
brasileira desde o final dos anos 80 e início dos anos 90.
das com alterações nos padrões da circulação atmos-
água, é indiscutível que o aumento do conteúdo de calor
estufa. De forma consistente com um clima mais quente,
O aumento do nível do mar, assim como o aumento
férica. Esses estudos mostram que, em consequência
dos oceanos e o aumento do nível do mar são indica-
o ciclo hidrológico tem também se alterado, refletindo
de temperatura, mudanças no volume e distribuição das
do deslocamento do rotacional do vento em direção
dores robustos de aquecimento do planeta. Apesar da
em mudanças na salinidade da superfície do mar. Estu-
precipitações e concentrações de CO2 afetarão de modo
ao polo, o transporte de águas do Oceano Índico para
grande dificuldade de se observar o oceano com a cobe-
dos mostram que a região subtropical do Atlântico Sul
variável o equilíbrio ecológico de manguezais, depen-
Atlântico sul, fenômeno conhecido como o “vazamen-
rtura espacial e temporal necessária para melhor moni-
está se tornando mais quente e mais salina.
dendo da amplitude destas alterações e das característi-
to das Agulhas”, vem aumentando nos últimos anos.
cas locais de sedimentação e espaço de acomodação.
Análises de dados obtidos remotamente por satélite e in
torar e entender mudanças nos oceanos e as respostas
Abaixo da superfície, há evidências claras do aumen-
dessas mudanças no clima, há de se reconhecer que
to da temperatura nas camadas superiores do oceano.
Ao longo da extensão da linha de costa brasileira são
situ mostram mudanças no giro subtropical do Atlântico
grandes progressos têm sido obtidos nos últimos anos.
Reanálise de dados históricos, obtidos por batitermógra-
vários os trechos em erosão, distribuídos irregularmente
Sul associados a mudanças na salinidade das camadas
Observações remotas por satélite têm sido realidade já
fos descartáveis (XBTs), mostram uma clara tendência de
e muitas vezes associados aos dinâmicos ambientes de
superiores. Resultados de observações e modelos sug-
há algumas décadas e programas observacionais in situ,
aquecimento nos primeiros 700 m da coluna de água.
desembocaduras. Diversas são as áreas costeiras densa-
erem que o giro subtropical do Atlântico Sul vem se ex-
como o Argo, têm permitido a obtenção de conjuntos
Estudos independentes com dados obtidos até 2000 m
mente povoadas que se situam em regiões planas e
pandindo, com um deslocamento para sul da região da
de dados valiosos desde a superfície até profundidades
de profundidade com perfiladores Argo sugerem um
baixas, nas quais os já existentes problemas de erosão,
Confluência Brasil-Malvinas.
intermediárias do oceano. Recentemente, vários esforços
aquecimento significativo também abaixo de 700 m.
drenagem e inundações serão amplificados em cenários
Há também fortes indícios de que as características
têm sido despendidos na reavaliação de dados históricos,
Os estudos analisados pelo IPCC-AR4 e outros mais
possibilitando interpretações mais confiáveis por mais
recentes também apontam para variações no conteúdo
Importantes massas de água estão se alterando.
últimas décadas. Como consequência, tem havido uma
longos períodos de tempo.
de calor e na elevação do nível do mar, em escala global.
As “águas modo” (águas de 18oC) do Oceano Sul e as
mudança nos modos de variabilidade da TSM no Atlân-
Com base em um número considerável de trabalhos
Variações nessas propriedades promovem alterações nas
Águas Profundas Circumpolares se aqueceram no perío-
tico Sul. Essas alterações nos padrões de TSM favore-
publicados nas últimas décadas, o Quarto Relatório de
características das diferentes massas de água, o que fa-
do de 1960 a 2000. Essa tendência continua durante a
cem precipitações acima da média ou na média sobre
Avaliação do Clima do IPCC (IPCC-AR4, 2007) concluiu,
talmente leva a alterações nos padrões de circulação do
presente década. Aquecimento similar ocorreu também
o norte e nordeste brasileiro e mais chuvas no sul e
de forma inequívoca, que a temperatura do oceano glob-
oceano. Por sua vez, mudanças na circulação resultam
nas águas modo da Corrente do Golfo e da Kuroshio.
sudeste do Brasil.
al aumentou entre 1960 e 2006. Apesar das controvérsias
em alterações na forma como o calor e outras proprie-
decorrentes de alguns pequenos enganos no IPCC-AR4,
dades biológicas, físicas e químicas são redistribuídas na
a grande maioria dos estudos científicos realizados nos
superfície da Terra.
últimos 5 anos têm confirmado, de forma indiscutível,
O nível do mar está aumentando. Grande parte das
o aquecimento das águas oceânicas. A temperatura da
projeções de aumento do nível do mar para todo o século
superfície do mar (TSM) no Atlântico tem aumentado
XXI deve ser alcançada ao longo das primeiras décadas, o
nas últimas décadas. No Atlântico sul, esse aumento é
que faz com que se configurem perspectivas mais preo-
de mudanças climáticas.
dos eventos de El Niño no Pacífico estão mudando nas
c apítulo 4
abandono de sítios e de população em escala regional, que
informações paleoclimátic as br asileir as
deve estar associado a marcantes mudanças climáticas.
Questão 3: Quais as evidências observacionais do clima do passado que contribuem para o
entendimento das variabilidades climáticas observadas no presente e para a inferência de
cenários prognósticos de mudanças no clima do Brasil e do continente sul-americano?
Genericamente, observa-se um número ainda bastante
restrito de registros paleoclimáticos e paleoceanográficos
A Pequena Idade do Gelo (de ca. 1500 a 1850 AD) foi
provenientes do Brasil e da porção oeste do Atlântico Sul.
caracterizada, na porção (sub)tropical da América do Sul ao
De fato, apenas nos últimos anos foram publicados os pri-
sul da linha do Equador, por um aumento na precipitação
meiros estudos (e.g., Cheng et al., 2009; Chiessi et al., 2009;
que provavelmente está associado a um fortalecimento do
Souto et al., 2011; Laprida et al., 2011; Stríkis et al., 2011)
Sistema de Monção da América do Sul e a uma desintensi-
para algumas regiões (e.g., região Centro-Oeste, Zona de
ficação da Célula de Revolvimento Meridional do Atlântico.
Confluência Brasil-Malvinas) e temas (e.g., temperatura da
Esta questão é abordada no Capítulo 4, que traz o conjunto
uma célula de revolvimento que não foi nem significativa-
Entretanto, os mecanismos climáticos associados não estão
superfície do mar para o Holoceno, variabilidade multide-
de estudos paleoclimáticos desenvolvidos com registros
mente mais fraca, nem uma versão significativamente mais
consolidados e o número de registros paleoclimáticos e pa-
cenal e secular na precipitação). Neste sentido, é de suma
continentais e marinhos brasileiros e, subordinadamente,
forte, se comparada com sua intensidade atual; (ii) um
leoceanográficos disponíveis em ambientes (sub)tropicais
importância que lacunas nesta área do conhecimento se-
de outros países da América do Sul e dos oceanos adjacen-
aquecimento das temperaturas de superfície do Atlântico
deste evento é particularmente reduzido.
jam preenchidas nos próximos 10 anos.
tes. As análises realizadas permitem afirmar que as mudan-
Sul durante eventos de diminuição na intensidade da Cé-
ças na insolação recebida pela Terra em escala temporal
lula de Revolvimento Meridional do Atlântico em períodos
orbital foram a principal causa de modificações na precipi-
específicos da última deglaciação (e.g., Heinrich Stadial 1
c apítulo 5
tação e nos ecossistemas das regiões tropical e subtropical
(entre ca. 18,1 e 14,7 cal ka AP) e Younger Dryas (entre ca.
ciclos biogeoquímicos e mudanç as climátic as
do Brasil, principalmente aquelas regiões sob influência do
12,8 e 11,7 cal ka AP)); e (iii) o estabelecimento de um pa-
Sistema de Monção da América do Sul. Valores altos de
drão similar ao atual de circulação superficial na margem
insolação de verão para o hemisfério sul foram associados
continental sul do Brasil entre 5 e 4 cal ka AP.
a períodos de fortalecimento do Sistema de Monção da
América do Sul e vice-versa.
Na escala temporal milenar, foram observadas fortes
O nível relativo do mar na costa do Brasil atingiu até 5
Questão 4: Como os principais processos biogeoquímicos seriam afetados pelas mudanças
climáticas nos biomas e sistemas hídricos brasileiros?
m acima do nível atual entre ca. 6 e 5 cal ka AP e diminuiu
gradativamente até o início do período industrial.
No Brasil são esperadas mudanças profundas e variáveis
tempo em que esse tipo de limitação nos impede de fazer
e abruptas oscilações no gradiente de temperatura do
Análises paleoantracológicas indicam que por um lon-
no clima conforme a região do país. É esperado que essas
uma generalização para um determinado bioma, serve
Oceano Atlântico, bem como na pluviosidade associada ao
go período do Quaternário tardio o fogo tem sido um fator
mudanças afetem os ecossistemas aquáticos e terrestres
como um alerta sobre a limitação destas informações em
Sistema de Monções da América do Sul e à Zona de Con-
de grande perturbação em ecossistemas tropicais e sub-
do Brasil. Neste quesito, o país é um dos mais ricos do
escalas compatíveis com as grandes áreas de nossos bio-
vergência Intertropical. A causa destas mudanças climáticas
tropicais e, juntamente com o clima, de suma importância
mundo, tendo seis biomas terrestres (Amazônia, Mata
mas. Há uma carência de informações crítica para determi-
abruptas reside aparentemente em marcantes mudanças
na determinação da dinâmica da vegetação no passado
Atlântica, Pantanal, Pampas, Cerrado e Caatinga), que
nados biomas, como os Pampas, o Pantanal e a Caatinga.
na intensidade da Célula de Revolvimento Meridional do
geológico.
englobam alguns dos maiores rios do mundo, como o
Um volume maior de informações se encontra na Amazônia
Atlântico. Períodos de enfraquecimento desta célula foram
Apesar de ainda existirem marcantes controvérsias
Amazonas, Paraná e São Francisco; e uma costa com cerca
e, secundariamente, no Cerrado. Somente recentemente es-
associados a um aumento da precipitação nas regiões
a respeito de pontos importantes relacionados à ocupa-
de 8.000 km, contendo pelo menos sete grandes zonas
tudos têm sido desenvolvidos na Mata Atlântica, mas ainda
tropicais e subtropicais do Brasil.
ção humana das Américas (e.g., idade das primeiras mi-
estuarinas e toda a plataforma continental. O foco principal
concentrados em algumas poucas áreas.
Marcantes alterações na circulação da porção oeste do
grações, quantas levas de migrações ocorreram, por que
deste capítulo será investigar como os principais processos
A previsão mais crítica para a região Amazônica é a
Atlântico Sul foram reconstituídas para o Último Máximo
caminhos se processaram as migrações), pode-se afirmar
biogeoquímicos seriam afetados pelas mudanças climáti-
“savanização” da floresta. Uma mudança tão profunda
Glacial (de 23 a 19 cal ka AP), a última deglaciação (de 19 a
que toda a América do Sul já estava ocupada pelo Homo
cas nos principais biomas e bacias brasileiras.
na vegetação acarretaria perdas significativas nos es-
11,7 cal ka AP) e o Holoceno (de 11,7 a 0 cal ka AP). Dentre
sapiens ao redor de 12 cal ka AP e tais ocupações já mo-
Devido à falta de informações espaciais compatíveis
toques de carbono tanto do solo, como da vegetação.
elas pode-se citar: (i) uma diminuição na profundidade dos
stravam padrões adaptativos e econômicos distintos entre
com as escalas dos biomas brasileiros, as análises feitas
Além das perdas de carbono, haveria outras mudanças
contatos entre as massas de água intermediária e profunda
si. A aparente estabilidade na ocupação humana do Brasil
neste capítulo serão concentradas em regiões de cada bio-
fisiológicas e fenológicas similares àquelas descritas mais
durante o Último Máximo Glacial, que foi caracterizado por
foi interrompida entre ca. 8 e 2 cal ka AP, com significativo
ma onde informações se encontram disponíveis. Ao mesmo
adiante para o Cerrado brasileiro. Tais mudanças se refle-
tiriam não somente no ciclo do carbono, mas também
implicaria também em uma redução na produtividade
no ciclo do nitrogênio.
primária do Cerrado. O mesmo aumento na duração
A Mata Atlântica estoca quantidades apreciáveis de car-
do período seco pode potencialmente resultar em um
bono e nitrogênio em seus solos, principalmente em maio-
aumento na vulnerabilidade ao fogo no Cerrado. O au-
res altitudes. Os aumentos previstos para a temperatura do
mento da ocorrência de eventos de fogo resultaria em
ar na região Sudeste do Brasil levaria a um aumento nos
uma diminuição nos estoques de biomassa e nutrientes
processos de respiração e decomposição, gerando um au-
através de escoamento profundo, erosão, transporte de
mento nas perdas de carbono e nitrogênio para a atmos-
partículas e volatilização.
c apítulo 6
aerossóis atmosféricos e nuvens
Questão 5: Como as mudanças antropogênicas sobre o campo de aerossóis podem interferir
sobre a precipitação e a circulação atmosférica? Quais as incertezas na representação dos processos envolvendo a modelagem de aerossóis e nuvens?
fera. A pergunta que permanece por falta de informações
De forma geral, há uma grande incerteza em rela-
Neste capítulo é apresentada uma revisão de algumas das
tribuições do transporte de aerossol marinho para dentro
é se essas perdas seriam compensadas por um aumento
ção aos efeitos de alterações climáticas nos recursos
principais contribuições científicas para a caracterização dos
do continente, de episódios de transporte de poeira do
na produtividade primária líquida do sistema. Nos cam-
hídricos do Brasil. As bacias hidrográficas mais impor-
aerossóis atmosféricos sobre o Brasil, incluindo o papel exer-
Saara, e de emissões biogênicas da vegetação. Em termos
pos sulinos dos Pampas, similarmente à Mata Atlântica, os
tantes do país, segundo seus atributos hidrológicos e
cido por suas fontes naturais e antrópicas, como queima de
de contribuição absoluta à massa do material particulado,
solos detêm um apreciável estoque de carbono. Portanto,
ecológicos, são as do Amazonas, Tocantins-Araguaia,
biomassa, poluição urbana, dentre outras, e para o entendi-
as emissões biogênicas primárias são dominantes.
aumentos na temperatura previstos para o futuro aumen-
Paraná, Paraguai e São Francisco. Essas bacias cortam
mento dos processos de microfísica de nuvens.
tariam as emissões de CO2 para a atmosfera.
regiões que devem sofrer diferentes impactos relacio-
Ainda que em anos recentes tenha sido observada
sistema Terra-atmosfera é normalmente classificado como
O balanço entre a vegetação lenhosa e a vegetação
nados a alterações de temperatura e precipitação (vol-
uma redução nas taxas de desmatamento (Koren et al.,
efeito direto e indireto, sendo o primeiro dado pela inte-
herbácea é um importante aspecto da fisionomia do Cer-
ume e frequência de chuvas), com efeitos distintos na
2007), é certo que as queimadas na Amazônia são ainda
ração direta com a radiação (absorção e espalhamento) e
rado. A vegetação lenhosa tem estoques de nutrientes
disponibilidade de água ao uso humano, assim como
a principal fonte antrópica de partículas de aerossol em
o segundo através da modificação das propriedades mi-
mais recalcitrantes na forma de raízes profundas e caules,
à manutenção de processos ecológicos. Regionalmente,
escala continental na América do Sul e no Brasil. Em menor
crofísicas e, por consequência, na dimensão e no ciclo de
enquanto a vegetação herbácea é mais prontamente de-
o aumento de eventos extremos associados à frequên-
escala, mas com importante impacto no clima regional,
vida das nuvens. Neste último caso, um parâmetro chave
composta pelo fogo. Áreas onde a duração da seca fosse
cia e volume de precipitação também é previsto. Os
também ocorrem queimadas nas culturas de cana-de-açú-
é o número de partículas de aerossol com capacidade de
maior favoreceriam em tese um aumento na incidência
cenários apontam para diminuição da pluviosidade nos
car (Lara et al., 2005). Por outro lado, há uma importante
atuar como núcleos de condensação (CCN) e de gelo (IN).
de fogo, que, por sua vez, favoreceria o aparecimento
meses de inverno em todo país, assim como no verão
contribuição de emissões situadas em regiões urbanas,
A maioria dos estudos das propriedades dos CCN e
de uma vegetação herbácea, implicando em mudanças
no leste da Amazônia e Nordeste. Da mesma forma, a
fruto principalmente de emissões veiculares. Ainda que
das nuvens na América do Sul se concentra na Região
importantes no funcionamento do Cerrado. A produ-
frequência de chuvas na região Nordeste e no Leste da
não sejam majoritárias no conteúdo total de emissões,
Amazônica (e, em menor extensão, sobre o Nordeste).
tividade primária do Cerrado pode potencialmente ser
Amazônia (Pará, parte do Amazonas, Tocantins, Maran-
as partículas de aerossol das emissões urbanas exercem
Esse número limitado de experimentos de campo e a in-
reduzida frente às mudanças climáticas projetadas para
hão) deve diminuir, com aumento da frequência de dias
papel importante no clima urbano e na saúde pública das
existência de medidas em grande parte do Brasil impõem
este bioma. O aumento da temperatura provavelmente
secos consecutivos. Este cenário deverá impor um stress
metrópoles brasileiras (e.g., Andrade et al., 2010).
óbvias limitações à representação dos processos microfísi-
resultará em uma redução do processo fotossintético nas
sério aos já escassos recursos hídricos da região Nor-
Diversos experimentos realizados na região amazôni-
cos em modelos aplicados sobre o território nacional. Os
plantas do Cerrado, implicando em um possível decrés-
deste. Em contraste, o país deve observar o aumento
ca, quase todos dentro do contexto do experimento LBA
trabalhos existentes baseiam-se na análise de dados de
cimo de sua biomassa. Adicionalmente, na estação seca o
da frequência e da intensidade das chuvas intensas na
(Experimento de Larga Escala da Biosfera Atmosfera da
satélite e, em menor número, em campanhas intensivas
Cerrado passa a ser uma fonte de carbono para a atmos-
região subtropical (região Sul e parte do Sudeste) e no
Amazônia), foram capazes de qualificar e quantificar a
de medidas de campo. Por exemplo, medidas in situ re-
fera. Portanto, um aumento na duração deste período
extremo oeste de Amazônia.
composição do aerossol presente na atmosfera amazôni-
alizadas na bacia amazônica durante o experimento LBA/
ca. A composição do aerossol natural na região amazônica
SMOCC 2002, em região de pastagem em Rondônia, que
pode ser observada durante a estação chuvosa, quando
cobriram um período com intensa atividade de queima-
atividades relacionadas às queimadas são desprezíveis.
das (setembro), transição (outubro) e o início da estação
A conclusão geral dos trabalhos focados na região é de
chuvosa (novembro), indicam um grande aumento no
que o aerossol natural amazônico é uma soma das con-
número de partículas no período seco em função das quei-
O papel dos aerossóis no balanço de energia do
madas. As medições de Martins et al. (2009), realizadas
Por exemplo, Andreae et al. (2004) sugerem que a
para previsão de tempo e clima e para as simulações
modelos atualmente disponíveis dependerem significa-
com aeronave, estudaram as propriedades dos CCN na
fumaça produzida a partir das queimadas na Amazô-
de mudanças climáticas no Brasil e no mundo ainda
tivamente de parametrizações de convecção. Outro as-
Região Amazônica, comparando regiões limpas e regiões
nia produz efeitos significativos sobre a microestrutura
se caracteriza pela utilização de um grande número de
pecto importante a ser considerado é a variabilidade na
sob intensa atividade de queima de biomassa. Os autores
das nuvens, com uma redução no diâmetro médio das
simplificações nos processos envolvendo nuvens. É par-
forma da distribuição de tamanho das gotículas, que é
observaram um decréscimo generalizado na concentração
gotículas, inibindo a colisão-coalescência. Esta noção é
ticularmente significativo que as escalas dos movimen-
ao mesmo tempo um fator fisicamente relevante no de-
de CCN desde o final da estação seca até o início da es-
corroborada por Freud et al. (2008), que discutem que há
tos convectivos não sejam explicitamente resolvidas
senvolvimento da precipitação, assim como a fase gelo,
tação chuvosa. A comparação entre dias poluídos e dias
um aumento consistente em cerca de 350 m na altitude
na maioria desses modelos. Isto se dá em função da
que se constituem em fontes de incerteza importantes na
limpos mostra uma concentração pelo menos cinco vezes
sobre a base da nuvem na qual a colisão-coalescência
limitação de recursos computacionais e pelo fato de os
modelagem dos processos de nuvens.
maior para os dias poluídos. Diferenças ainda maiores são
dispara a formação de chuva quente para cada 100 nú-
verificadas quando áreas limpas e poluídas foram com-
cleos de condensação (a uma supersaturação de 0,5%)
paradas para uma mesma data, indicando que a atividade
adicionados por cm3. Indícios no mesmo sentido são
c apítulo 7
de queima de biomassa é mais eficiente em produzir, prin-
também apresentados por Costa e Pauliquevis (2009),
forç ante r adiativa natur al e antrópic a
cipalmente, partículas pequenas e com pequena fração
cujos resultados apontam para altitudes de chuva quente
solúvel. Mais recentemente, Pöschl et al. (2010) mostraram
(isto é, a altitude em que o processo de formação de
que partículas finas, faixa em que predominam os CCN,
chuva quente se inicia), indo de 1200-2300 m em ambi-
são preponderantemente compostas de material orgânico
entes marítimos e costeiros a 5400-7100 m em ambien-
secundário formado pela oxidação de precursores biogêni-
tes influenciados por queimadas.
Questão 6: Quais são as estimativas da forçante radiativa e dos efeitos radiativos, sobre a atmosfera
e a superfície, causados por agentes naturais e antrópicos, sobre o Brasil e a América do Sul?
cos, enquanto que partículas grossas, importantes nu-
Como apontam Lee e Penner (2010), o fato de nu-
cleadores de gelo, consistem de material biológico emitido
vens cirrus cobrirem tipicamente mais de 20% do planeta
O clima é controlado por diversos fatores, chamados agen-
O conceito de forçante radiativa, tal como definido
diretamente pela floresta.
faz com que as mesmas sejam importantes para o bal-
tes climáticos, que podem ser naturais ou originados de
no relatório IPCC-AR4, é um passo intermediário que não
Os chamados efeitos indiretos dos aerossóis constituem
anço radiativo planetário. Nuvens convectivas profundas,
atividades humanas (antrópicos). Um certo agente climáti-
necessita, em princípio, de modelos climáticos para seu
os mecanismos através dos quais estes modificam a micro-
particularmente nos trópicos, são responsáveis por me-
co pode contribuir para aquecer o planeta, como por
cálculo, por isso os valores de forçante radiativa podem ser
estrutura das nuvens, com consequências para suas pro-
canismos de transporte vertical cruciais para a circulação
exemplo os gases de efeito estufa antrópicos, enquanto
mais objetivamente interpretáveis. Uma forçante radiativa
priedades radiativas e seu ciclo de vida. Jones e Christopher
geral atmosférica. Nesse sentido, os aerossóis cumprem
outro agente pode tender a resfriá-lo, como as nuvens. Ao
positiva significa que um agente tende a aquecer o planeta,
(2010) estudaram as propriedades estatísticas da interação
um papel significativo na microestrutura de nuvens cu-
tomador de decisões seria conveniente conhecer qual a
ao passo que valores negativos indicam uma tendência de
aerossóis-nuvens-precipitação sobre a América do Sul, em
mulonimbus, sendo que suas estimativas apontam para
influência quantitativa de cada agente climático. Por ex-
resfriamento. Uma inconveniência do conceito de forçante
busca de indicativos do efeito indireto dos aerossóis sobre
valores de diâmetro efetivo de 10 a 20% menores sobre
emplo, conhecer qual a contribuição de cada agente para
radiativa é que em geral ela é expressa em termos de Wm
os processos associados a nuvens quentes. Os autores tra-
o continente do que sobre o oceano e com uma mar-
as variações de temperatura na superfície do planeta, ou
2 (Watt por metro quadrado), que é uma unidade menos
balharam com a hipótese de que, se os efeitos indiretos
cada variabilidade sazonal nessa variável em regiões com
mesmo no Brasil. No entanto, os modelos climáticos que
familiar que graus Celsius, por exemplo. Se um agente
(e também o semidireto) se manifestarem, em condições
queima de biomassa, como a Amazônia. Medidas in situ
constituem o estado da arte atual, no mundo todo, ainda
climático representa uma forçante radiativa de +2 Wm 2,
poluídas, como consequência da redução nos processos de
das propriedades microfísicas de nuvens frias e de fase
precisam de anos de desenvolvimento para que forneçam
isso indica que ele tende a aquecer o planeta. Uma vez
colisão e coalescência ou aumento na estabilidade, deveria
mista sobre o Brasil, no entanto, são extremamente lim-
resultados confiáveis e consistentes para previsões de mu-
determinado o valor da forçante radiativa de um agente,
haver uma diminuição na precipitação estratiforme em com-
itadas, havendo indicações de dados coletados apenas
danças climáticas: ainda há grandes divergências entre pre-
pode-se usar esse valor em modelos climáticos que pro-
paração com condições mais limpas no mesmo ambiente.
durante um experimento de campo, o TRMM-LBA (Tropi-
visões de temperatura, cobertura de nuvens, precipitação,
curarão traduzi-lo, por exemplo, como mudanças de tem-
Comparando amostras sem chuva, com chuva e chuva in-
cal Rainfall Measuring Mission - Large-Scale Biosphere-
etc., elaboradas com modelos diferentes. No Capítulo 7
peratura à superfície, ou mudanças no volume de chuvas,
tensa, concluíram, porém, que as condições atmosféricas de
Atmosphere Experiment in Amazonia).
discutem-se estimativas da forçante radiativa e efeitos ra-
etc. Como os modelos climáticos ainda apresentam resul-
diativos, sobre a atmosfera e a superfície, causados por
tados bastante divergentes, um mesmo valor de forçante
agentes naturais e antrópicos sobre o Brasil.
pode dar origem a diferentes previsões, dependendo do
maior escala são mais importantes para o desenvolvimento
da precipitação do que a concentração de aerossóis.
A modelagem dos processos envolvendo nuvens na
maior parte dos modelos globais e regionais utilizados
modelo climático escolhido e das condições em que ele
Este capítulo apresenta a definição formal de forçante
a resfriá-lo. Desse modo, é importante destacar que esse
As mudanças antrópicas no uso do solo, como, por
é utilizado. É nesse contexto que o conceito de forçante
radiativa, do potencial de aquecimento global e do potencial
resultado não pode ser automaticamente estendido para
exemplo, o processo de longo prazo de urbanização das
radiativa oferece um meio de comparação entre diferen-
de temperatura global, que são grandezas utilizadas para pa-
outras regiões, com padrões de nuvens e características de
cidades brasileiras, ou a conversão de florestas para a ag-
tes agentes climáticos, independentemente da precisão
dronizar uma metodologia de comparação, e que permitem
superfície diferentes da região amazônica.
ropecuária na região amazônica desde 1970, resultaram em
dos modelos climáticos atuais. A quantificação numérica
estimar quantitativamente os efeitos de diferentes agentes
No Brasil, a principal fonte de gases de efeito estufa
modificações de propriedades da superfície vegetada como,
da intensidade da forçante radiativa permite ao tomador
climáticos. O capítulo apresenta uma revisão bibliográfica de
e aerossóis antrópicos é a queima de biomassa, utilizada
por exemplo, o albedo (refletividade da superfície). No caso
de decisão visualizar quais os agentes mais significativos,
estudos recentes, efetuados sobre o Brasil ou sobre a Améri-
como prática agrícola ou na mudança da cobertura do solo.
da Amazônia, em geral, substitui-se uma superfície mais
classificando-os por ordem de magnitude relativa. Calcular
ca do Sul, que identificaram alguns dos principais agentes
Como técnica agrícola, as queimadas são empregadas no
escura (floresta), por superfícies mais brilhantes (e.g., plan-
a forçante radiativa de um agente climático é como definir
climáticos naturais e antrópicos atuantes no país. Embora
combate a pragas e na limpeza de lavouras com objetivo
tações, estradas, construções, etc.), o que implica em uma
uma escala padrão, que permite a possibilidade de se esti-
a intenção fosse apresentar, em números, a contribuição
de facilitar a colheita, como no caso do cultivo da cana-de-
maior fração da luz solar sendo refletida de volta ao espaço.
mar a intensidade de sua perturbação sobre o clima, para
para a forçante radiativa atribuída aos diferentes agentes, a
açúcar. O uso de queimadas para alteração do uso do solo
Encontrou-se um trabalho sobre a mudança de albedo em
algum local ou região do globo.
inexistência de trabalhos científicos no país para vários deles
é observado especialmente na região amazônica. No caso
regiões desmatadas desde 1970 na Amazônia, que estimou
trouxe outra dimensão ao capítulo.
dos gases de efeito estufa, grande parte do esforço das
em 7,3±0,9 Wm 2 como a magnitude dessa forçante an-
Além de agentes climáticos independentes, ocorrem
também situações de interdependência entre agentes,
Os efeitos climáticos mais significativos em escalas de
pesquisas no Brasil atualmente se concentra na elaboração
trópica. Note-se que esse valor é semelhante à forçante de
chamados processos de retroalimentação, que tornam ainda
dezenas a centenas de anos, no Brasil, são os efeitos radiati-
de inventários de emissão. Não se encontram na literatura
aerossóis antrópicos, porém, é importante salientar que o
mais complexa a compreensão de qual o efeito climático
vos de nuvens, a forçante radiativa dos gases de efeito estu-
científica estimativas de cálculos da forçante radiativa desses
desmatamento na Amazônia tem caráter virtualmente “per-
final de um certo agente. Alguns agentes climáticos podem
fa, a forçante de mudança de uso do solo, e a dos aerossóis
gases considerando as condições das emissões brasileiras.
manente” (i.e., a maioria das áreas degradadas em geral não
influenciar o ciclo hidrológico. Por exemplo, alguns pes-
(fumaça) emitidos em queimadas por fontes antrópicas.
Aerossóis antrópicos, emitidos principalmente em
volta a ser recomposta como floresta primária), enquanto
quisadores afirmam que a fumaça emitida em queimadas
Nuvens exercem um efeito radiativo natural, mas suas
queimadas, podem absorver e refletir a luz do Sol. Essa
aerossóis de queimada têm vida média da ordem de dias. Es-
na Amazônia pode alterar o funcionamento natural das
propriedades podem ser alteradas pela ação humana (e.g.,
interação direta entre aerossóis e a luz (radiação) solar
sas observações indicam a necessidade de se realizar estudos
nuvens, diminuindo o volume de chuvas que essas nuvens
efeitos indiretos de aerossóis, mudança de propriedades da
define a forçante radiativa direta de aerossóis. Vários es-
mais aprofundados sobre essa forçante originada nos pro-
podem produzir. Se isso acontece, então a menor ocorrên-
superfície, entre outros). Essas alterações podem envolver
tudos quantificaram essa forçante de aerossóis antrópicos,
cessos de mudança de uso do solo, em especial incluindo-se
cia de chuvas pode favorecer a ocorrência de um número
processos de retroalimentação, com possíveis impactos so-
sobretudo na Amazônia. Uma média ponderada de alguns
o efeito da urbanização histórica e da expansão agropecuária
ainda maior de queimadas, e assim se estabelece um ciclo
bre o ciclo hidrológico, causando alterações na disponibi-
dos resultados compilados neste capítulo resultou em uma
em nível nacional e em várias escalas temporais.
de retroalimentação. Em tais ciclos de retroalimentação, as
lidade de água doce, ou na frequência de ocorrência de
forçante radiativa de -8,0±0,5 Wm 2, indicando que, em
Aerossóis também interagem com nuvens, modifican-
relações de causa e efeito são complexas, e por esse motivo
eventos extremos de precipitação, como secas ou tem-
média, a fumaça emitida em queimadas contribui para
do suas propriedades. As nuvens modificadas, por sua vez,
a avaliação do impacto sobre o clima é denominada efeito
pestades severas. Os resultados compilados neste capítulo
resfriar o planeta, contrapondo-se parcialmente ao aqueci-
interagem com a radiação solar. Dessa forma, define-se a
radiativo, e não uma forçante radiativa. Essa distinção é uti-
mostram que as nuvens constituem o agente climático mais
mento causado por gases de efeito estufa antrópicos. É
forçante indireta (i.e., mediada pela interação com nuvens)
lizada de forma rigorosa neste capítulo.
importante do ponto de vista de balanço de radiação sobre
muito importante, no entanto, ressaltar que aerossóis e
de aerossóis. As estimativas de forçante radiativa para os
É importante levar em consideração escalas de tempo e
a Amazônia, reduzindo em até 110 Wm 2 a radiação à su-
gases têm escalas de tempo e espaço muito diferentes: en-
efeitos indiretos de aerossóis encontradas na literatura
espaço. Mudanças climáticas que ocorrem em longo prazo,
perfície, e contribuindo com cerca de +26 Wm 2 no topo da
quanto gases de efeito estufa tendem a se espalhar aproxi-
apresentaram uma ampla gama de valores. A maioria dos
em escalas de milhares a milhões de anos, são controladas
atmosfera. Isso significa que as nuvens na Amazônia atuam
madamente de modo uniforme sobre o planeta, e têm
resultados tem sinal negativo, variando entre cerca de -9,5
por variações orbitais do planeta. No entanto, numa escala
causando em média um resfriamento da superfície, mas
tipicamente vida média de centenas de anos, aerossóis
a -0,02 Wm 2 para diferentes tipos de superfície, indicando
de centenas de anos as mudanças orbitais são virtualmente
um aquecimento do planeta. Cabe ressaltar que o modo
emitidos em queimadas na Amazônia espalham-se sobre
condições de resfriamento climático. Este é um tópico que
irrelevantes, e outros fatores predominam. Um exemplo é a
como os estudos consideram as nuvens distribuídas na
grande parte do continente da América do Sul, e têm vida
ainda necessita de mais estudos de caracterização e verifi-
influência antrópica sobre o clima devido à emissão de gases
vertical desempenha um papel fundamental nos resultados
média de dias (são removidos da atmosfera e depositam-
cações independentes, para que esse componente da for-
de efeito estufa, que vem causando um aumento anômalo
obtidos: nuvens altas tendem a contribuir com um efeito de
se sobre a superfície). Assim, a comparação das forçantes
çante antrópica sobre o Brasil possa ser adequadamente
da temperatura média na superfície do planeta.
aquecimento do planeta, enquanto nuvens baixas tendem
de aerossóis e gases não pode ser feita diretamente.
representado em modelos climáticos.
Não foram encontrados trabalhos avaliando a forçante
evidenciam a existência de lacunas significativas em estudos
aquecimento na região leste da Amazônia. Os autores de-
Outro fenômeno de importância para o clima da AS é o
radiativa no Brasil devido ao aerossol de origem urbana, ao
de forçantes radiativas no Brasil. Conhecer com precisão a
stacam ainda que as projeções destes modelos diferem em
Jato de Baixo Nível (JBN). Os resultados de Soares e Maren-
aerossol natural de poeira oriunda da África, ou de erupções
magnitude dessas forçantes e aprimorar a compreensão
relação às regiões onde são verificados os maiores aqueci-
go (2009), com a utilização do modelo HadRM3P, indicar-
vulcânicas, nem à formação de trilhas de condensação pelas
de seus impactos resultarão em melhorias nos modelos de
mentos (acima de 8ºC), por exemplo, na Amazônia oriental
am um total de 169 casos de JBNs detectados no período
atividades da aviação comercial. Essas forçantes radiativas,
previsão de tempo e clima. Tais modelos são ferramentas
ou na Amazônia ocidental, dependendo do modelo regional
1980-1989, enquanto que as ocorrências entre 2080 e 2089
por ora desconhecidas, podem, ou não, serem comparáveis
importantes para instrumentalizar a tomada de decisões
utilizado. Conforme mencionado em Marengo et al. (2010,
totalizaram 224, evidenciando assim o impacto do SRES A2
àquelas devido a gases de efeito estufa e aerossóis antrópi-
políticas e econômicas diante das mudanças climáticas que
2011), estas incertezas só podem ser reduzidas com avanços
na frequência de ocorrência de JBNs da AS.
cos. Os trabalhos analisados na elaboração deste capítulo
vêm atuando no país.
no conhecimento do sistema climático.
c apítulo 8
avaliação de modelos globais e regionais climáticos
Questão 7: Qual a capacidade dos modelos numéricos em reproduzir o clima presente e futuro
sobre o Brasil e a América do Sul?
Apesar dos acelerados avanços teóricos e computacio-
Vários estudos utilizando modelos globais atmosféricos
nais verificados nos últimos anos, as projeções climáticas
e acoplados e regionais climáticos abordaram fenômenos
são cercadas de imperfeições e incertezas, oriundas da
meteorológicos que atuam na AS, em particular no Brasil.
própria dinâmica do sistema climático. Existem pelo menos
Por exemplo, com relação à Zona de Convergência do
duas principais fontes de incerteza inerentes às projeções
Atlântico Sul (ZCAS), os trabalhos de Pesquero (2009) e
do clima: aquelas relacionadas aos cenários de emissões,
Pesquero et al. (2009), que utilizaram o modelo Eta aninha-
e à modelagem do clima e suas parametrizações. Embora
do às condições do HadAM3P, verificaram a capacidade do
os cenários de emissões sejam baseados em um conjunto
modelo em reproduzir a circulação de monção da América
de suposições coerentes e fisicamente consistentes sobre
do Sul e a frequência de eventos de ZCAS, tanto no clima
suas forçantes, tais como demografia, desenvolvimento
presente (1961-1990), quanto no clima futuro (2070-2099),
socioeconômico e mudanças tecnológicas, não se pode
Este tema é abordado no Capítulo 8 do GT1. Nele são descri-
Tendo em vista que os modelos regionais climáticos
utilizando-se o cenário A1B do IPCC-SRES. Os resultados
afirmar exatamente como estes vão evoluir ao longo das
tas as características e desenvolvimentos do modelo global
possibilitam um maior detalhamento dos cenários climáti-
indicaram não haver diferenças importantes entre os fluxos
próximas décadas. Em relação às incertezas na modelagem
atmosférico do CPTEC e modelos regionais climáticos. O
cos fornecidos pelos modelos globais, que geralmente
de umidade em toda a estação chuvosa, quando compara-
do clima, técnicas diferentes de regionalização e/ou pa-
Modelo de Circulação Global Atmosférico do CPTEC/INPE,
apresentam baixa resolução espacial e menor custo com-
dos aos períodos de ZCAS sobre a Região SE. No entanto,
rametrização podem produzir diferentes respostas locais,
base do Modelo Brasileiro do Sistema Climático Global
putacional, vários estudos, com diferentes modelos, têm
em relação a precipitações intensas, constatou-se a ocor-
ainda que todas as simulações sejam forçadas pelo mesmo
(MBSCG), tem sido desenvolvido desde a sua versão inicial
sido realizados ao longo dos últimos anos.
rência de valores de precipitação entre 90 e 140 mm/dia em
modelo global, além da possibilidade de erros advindos
diversas situações do clima futuro.
dos próprios MCGs.
CPTEC/COLA de 1994. A variação sazonal da precipitação,
Por exemplo, Marengo et al. (2009), utilizando três mod-
pressão ao nível do mar, ventos em altos e baixos níveis,
elos regionais (HadRM3P, Eta-CCS e RegCM3) cujas simula-
bem como a estrutura vertical dos ventos e temperatura,
ções foram realizadas com as mesmas condições de con-
têm sido bem representados pelo MCGA CPTEC/COLA. Os
torno do modelo global HadAM3P, obtiveram simulações
principais centros associados a ondas estacionárias nos dois
do clima atual e projeções de clima futuro para o final deste
hemisférios são razoavelmente bem reproduzidos. Entretan-
século sobre a América do Sul (AS). Em relação ao clima
to, a precipitação é subestimada principalmente na região da
atual, os autores mostraram que os modelos têm um viés
Amazônia e centro-sul da América do Sul e superestimada
negativo de precipitação na parte mais setentrional da AS e
no Nordeste do Brasil e nas regiões de convergência inter-
também um viés negativo que domina quase todo o conti-
tropical (ZCIT) e da América do Sul (ZCAS). Embora erros
nente, com exceção da parte mais central, que se mostrou
sistemáticos sejam mais destacados nas regiões tropicais,
mais dependente da sazonalidade. Os resultados indicaram
as maiores correlações entre anomalias de precipitação do
que o Eta-CCS apresenta um maior aquecimento no oeste
modelo e observadas ocorrem nessa região, que inclui o
da Amazônia quando comparado aos modelos RegCM3 e
extremo norte do Nordeste do Brasil e leste da Amazônia.
HadRM3P, enquanto que estes últimos apresentam maior
c apítulo 9
CERRADO Aumento de 1ºC na temperatura superficial
padrões de chuva em torno de 5% a 10%. Em medos do
mudanças ambientais de curto e longo prazo: projeções e atribuição
com diminuição percentual entre -10% a -20% na pre-
século (2041-2070), continuam as tendências de aumento
cipitação durante as próximas três décadas (até 2040). Em
gradual de 1,5º a 2ºC na temperatura e de 15% a 20% nas
meados do século (2041-2070) espera-se aumento entre
chuvas, sendo que essas tendências se acentuam no final
3º e 3,5ºC da temperatura do ar e redução entre -20% e
do século (2071-2100), com padrões de clima entre 2,5º e
-35% da pluviometria. No final do século (2071-2100) o
3ºC mais quente e entre 25% a 30% mais chuvoso.
Questão 8: Quais as mudanças climáticas projetadas para curto e longo prazo que irão afetar
os principais biomas brasileiros?
aumento de temperatura atinge valores entre 5º e 5,5ºC
e a retração na distribuição de chuva é mais crítica, com
PAMPA No período até 2040 prevalecem condições de
diminuição entre -35% e -45%..
clima regional de 5% a 10% mais chuvoso e até 1ºC mais
Cenários futuros do clima são projeções ou simulações
-45% nas chuvas) e muito mais quente (aumento de 5º
geradas por modelos que levam em consideração os dife-
a 6ºC de temperatura). Enquanto tais modificações de
rentes cenários de emissões globais de gases do efeito
clima associadas às mudanças globais podem compro-
PANTANAL Aumento de 1ºC na temperatura e diminuição
e 1,5ºC e intensificação das chuvas entre 15% e 20%
estufa (GEE) propostos pelo IPCC. Atualmente, a melhor
meter o bioma em longo prazo (final do século), não
entre -5% e -15% nos padrões de chuva até 2040, man-
até meados do século (2041-2070). No final do século
ferramenta científica disponível para a geração das pro-
obstante, a questão atual do desmatamento decorrente
tendo a tendência de redução das chuvas para valores entre
(2071-2100) as projeções são mais agravantes com au-
jeções de mudanças ambientais é o downscaling (region-
das intensas atividades de uso da terra representa uma
-10% e -25% e aumento de 2,5º a 3ºC de temperatura em
mento de temperatura de 2,5º a 3ºC e chuvas de 35% a
alização) dinâmico, cuja técnica consiste em usar um mod-
ameaça mais imediata para a Amazônia. Estudos obser-
meados do século (2041-2070). No final do século (2071-
40% acima do normal.
elo climático regional “aninhado” a um modelo climático
vacionais e de modelagem numérica sugerem que, caso
2100), predominam condições de aquecimento intenso (au-
global (maiores detalhes sobre modelagem encontram-se
o desmatamento alcance 40% na região, se esperam
mento de temperatura entre 3,5º e 4,5ºC), com diminuição
no Capítulo 9). Os resultados científicos consensuais das
mudanças drásticas no ciclo hidrológico, com redução
acentuada nos padrões de chuva de -35% a -45%.
projeções regionalizadas de clima nos diferentes biomas
de -40% na pluviometria durante os meses de julho a
do Brasil, considerando os períodos de início (2011-2040),
novembro, prolongando a duração da estação seca, bem
MATA ATLÂNTICA Como este bioma abrange áreas des-
biomas Amazônia e Caatinga, cujas tendências de aqueci-
meados (2041-2070) e final (2071-2100) do século XXI, são
como provocando aquecimento superficial em até 4ºC.
de o sul, sudeste até o nordeste brasileiro, as projeções
mento na temperatura do ar e de diminuição nos padrões
sumariados neste capítulo.
Assim, as mudanças regionais pelo efeito do desmata-
apontam dois regimes distintos. Porção Nordeste (NE):
regionais de chuva são maiores do que a variação média
Em geral, as projeções climáticas possuem desem-
mento somam-se àquelas provenientes das mudanças
Aumento relativamente baixo nas temperaturas de 0,5º a
global. Em termos de atribuição de causa física, sugere-se
penho (“skill”) relativamente melhor nos setores norte/
globais, constituindo, portanto, condições propícias à
1ºC e decréscimo nas chuvas em torno de -10% até 2040,
que essa mudança climática de redução na pluviometria
nordeste (Amazônia e Caatinga) e sul (Pampa) do Brasil,
prevalência de vegetação do tipo cerrado, sendo que
mantendo a tendência de aquecimento entre 2º e 3ºC e
se associa aos padrões oceânicos tropicais anomalamente
e desempenho pior no centro-oeste e sudeste (Cerrado,
esse problema de savanização da Amazônia tende a ser
diminuição pluviométrica entre -20% e -25% em meados
mais aquecidos sobre o Pacífico e o Atlântico (esperados
Pantanal e Mata Atlântica). As projeções consensuais
mais crítico na porção oriental.
do século (2041-2070). Para o final do século (2071-2100),
num clima futuro de aquecimento global), os quais modi-
esperam-se condições de aquecimento intenso (aumento
ficam o regime de vento de forma a induzir diminuição no
para os biomas brasileiros, baseadas nos resultados
quente, mantendo a tendência de aquecimento entre 1º
Em virtude do alto grau de vulnerabilidade das regiões
norte e nordeste do Brasil, ressalta-se que as projeções
mais preocupantes para o final do século são para os
científicos de modelagem climática global e regional,
CAATINGA Aumento de 0,5º a 1ºC na temperatura do
de 3º a 4ºC) e diminuição entre -30% e -35% nos pa-
transporte de umidade e prevalência de circulação atmos-
são as seguintes:
ar e decréscimo entre -10% e -20% na chuva durante as
drões de chuva regional. Porção Sul/Sudeste (S/SE): Até
férica descendente (células de Hadley e Walker) sobre o
próximas três décadas (até 2040), com aumento gradual
2040 as projeções indicam aumento relativamente baixo
Brasil tropical, inibindo a formação de nuvens convectivas e
AMAZÔNIA Reduções percentuais de -10% na distri-
de temperatura para 1,5º a 2,5ºC e diminuição entre -25%
de temperatura entre 0,5º e 1ºC, com intensificação nos
explicando assim as condições de chuva abaixo do normal.
buição de chuva e aumento de temperatura de 1º a 1,5ºC
e -35% nos padrões de chuva no período de 2041-2070.
até 2040, mantendo a tendência de diminuição de -25%
No final do século (2071-2100) as projeções indicam
a -30% nas chuvas e aumento de temperatura entre 3º e
condições significativamente mais quentes (aumento de
3,5ºC no período 2041-2070, sendo que no final do sécu-
temperatura entre 3,5º e 4,5ºC) e agravamento do déficit
lo (2071-2100) as mudanças são mais críticas, com clima
hídrico regional com diminuição de praticamente metade
significativamente menos chuvoso (redução de -40% a
(-40 a -50%) da distribuição de chuva.
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2
O b s e r va ç õ e s A m b i e n ta i s
At m o s f é r i c a s e d e
Propriedades da
Superfície
Autores Principais
Alice M. Grimm - UFPR; Gilvan Sampaio - INPE
Autores Colaboradores
Celso von Randow – INPE; Expedito Ronald Gomes Rebello – INMET; Francinete
Francis Lacerda – ITEP/PE; Francisco de Assis Diniz – INMET; Gabriel Blain – IAC/SP;
Guillermo Obregón – INPE; Iracema Cavalcanti – INPE; José Fernando Pesquero –
INPE; Leila Maria Vespoli Carvalho – UCSB; Lincoln Muniz Alves – INPE;
Manoel Ferreira Cardoso – INPE; Orivaldo Brunini – IAC/SP;
Osmar Pinto Júnior – INPE; Prakki Satyamurty - UEA.
Autores Revisores
Gilberto Fisch – IEA/CTA; Maria Cristina Forti - INPE
Sumário Executivo
Neste capítulo são apresentados resultados observacionais a respeito de variações de parâmetros ambientais que podem representar efeitos da variabilidade climática natural de longo período e, em alguns casos, indicações de efeitos da
ação humana. As séries temporais climáticas são um produto de interações complexas do sistema climático terrestre,
representando um efeito combinado de oscilações intra e interanuais, decenais/ interdecenais e até escalas de tempo
maiores (por exemplo, milhares a milhões de anos), que são naturais do sistema climático. A separação dessas variações
naturais das alterações antropogênicas não é uma tarefa fácil, e talvez nem possível na maioria dos casos, tendo em vista
que tais resultados são geralmente baseados em séries temporais de observações feitas durante períodos relativamente
curtos, bem inferiores às escalas de tempo paleoclimatológicas, tratadas no Capítulo 4. Portanto, é necessário cautela na
atribuição das causas das variações observadas. De qualquer maneira, quer sejam variações naturais que venham a ser
revertidas após uma ou mais décadas, quer sejam reais tendências causadas por ação humana, tais variações necessitam
ser conhecidas para que seja possível planejar a adaptação a elas, para enfrentá-las em seus aspectos negativos ou delas
tirar o máximo proveito. A magnitude tanto das variações naturais como das mudanças climáticas antropogênicas tem
repercussões para a sociedade, uma vez que diversas atividades econômicas, particularmente, a hidroeletricidade e a
agricultura, são afetadas com variações de longo prazo, principalmente do elemento climático precipitação.
Observações ambientais atmosféricas e de propriedades da superfície 37
2.1
pad rõ e s d e va r ia b i l i da d e d o c l i m a
É importante caracterizar, no contexto deste capítulo, a vari-
A caracterização desta variabilidade será feita basi-
abilidade natural do clima na América do Sul, tendo em vista
camente em termos das variações de precipitação, pois
que esta é bastante significativa e pode, muitas vezes, ser
são estas as mais documentadas. Antes de apresentar
confundida com tendências climáticas associadas com mu-
as variações climáticas, é interessante revisar os aspec-
dança climática antropogênica. Essa variabilidade climática
tos básicos dos regimes de precipitação na América do
natural é um modulador de baixa frequência da variabili-
Sul, com foco no Brasil, para que a variabilidade climática
dade sinótica diretamente ligada aos sistemas de tempo e
possa ser enfatizada nas estações do ano em que apre-
influencia também a frequência de eventos extremos.
senta maior impacto.
2.1.1 Padrões de variabilidade do clima
Na Figura 2.1 é mostrado um painel abrangente dos regimes
Norte do Brasil, ao norte do equador, o outono e inverno
de precipitação da América do Sul (Grimm, 2011). A maior
austrais constituem a estação chuvosa, enquanto o verão aus-
parte do Brasil está sob o efeito do regime de monção,
tral é relativamente seco. Nas partes leste e oeste desta região,
coerente com altos totais mensais de chuva no período de
prevalece o outono austral como estação chuvosa, enquanto
primavera e verão e baixos valores no outono e inverno. A
no centro prevalece o inverno austral.
precipitação mais intensa começa na primavera no centro do
Ao sul do equador, o inverno é a estação seca na faixa
Brasil (em torno de 10°S, onde a estação chuvosa é dezem-
tropical (0-25°S), com exceção de regiões costeiras junto
bro-janeiro-fevereiro, DJF) e avança para sul e para norte,
ao Atlântico, particularmente na costa do Nordeste. Na
de modo que em parte do Brasil a estação mais úmida é
maior parte do Sul do Brasil, onde há disponibilidade de
janeiro-fevereiro-março (JFM) e nas proximidades do equa-
vapor de água durante todo o ano, condições dinâmicas
dor é março-abril-maio (MAM), ou mesmo mais tarde. Na
na atmosfera favorecem máximos relativos de precipitação
realidade, a precipitação já é intensa no noroeste do Brasil
no outono, inverno e primavera em diferentes regiões,
antes do que no centro, não como parte da estação chuvosa,
embora ocorra precipitação durante o ano inteiro. O Sul
mas sim porque naquela região a precipitação é intensa du-
do Brasil é uma região de transição entre os regimes de
rante o ano inteiro. No Brasil Central, a variação sazonal de
monção de verão e de regime de inverno em latitudes
precipitação é influenciada pela migração sazonal do sistema
médias, tendo sua precipitação bem distribuída ao longo
de alta pressão do Atlântico Sul.
do ano (Grimm, 2009a).
F i g. 2 .1
10N
5N
EQ
5S
10S
15S
20S
25S
30S
35S
550
440
330
220
110
0
40S
45S
80w75w70w65w60w55w50w45w40w35w
Fig. 1. Ciclos anuais de precipitação em regiões de 2.5°×2.5° latitude-longitude, calculados
com pelo menos 25 anos de dados no período 1950-2005 (Grimm, 2011).
Fig. 2.1. Ciclos anuais de precipitação em regiões de 2.5°×2.5° latitude-longitude, calculados
com pelo menos 25 anos de dados no período 1950-2005 (Grimm, 2011).
2 .1. 2 Variabilidade I nteranual
A monção começa a enfraquecer em março, à medida
Existem vários outros trabalhos atuais que vêm descre-
que a área de convecção profunda se desloca para o noro-
vendo a variabilidade do período chuvoso sobre a região
A variabilidade interanual de precipitação aqui analisada
estudados em Zhou e Lau (2001), Paegle e Mo (2002) e
este. Sobre as regiões próximas à costa do Norte do Brasil,
monçônica, assim como uma descrição detalhada dos re-
baseia-se em dados observados do período 1961-2000,
Grimm e Zilli (2009). Além destes, há estudos regionais,
a convecção profunda só enfraquece após abril, com o des-
gimes de precipitação (p.ex., Carvalho et al., 2010; Krish-
dos quais não foram filtradas as oscilações interdecenais
como o de Matsuyama et al. (2002) para a região tropical
locamento da Zona de Convergência Intertropical para o
namurthy e Misra, 2010; Nieto-Ferreira, e Rickenbach, 2010;
(Grimm, 2011). Portanto, elas estão presentes nos dados,
do continente, e Grimm (2009b) para o Brasil.
Hemisfério Norte. No norte do Nordeste do Brasil, a estação
Raia e Cavalcanti, 2008; Reboita et al., 2010), onde em geral
embora sejam mais especificamente analisadas na próxi-
Os principais padrões de variabilidade da precipi-
chuvosa ocorre de março a maio, quando a Zona de Con-
podemos verificar que as Monções Sul-Americanas têm
ma seção. Os padrões de variabilidade interanual de pre-
tação podem variar de estação para estação ao longo
vergência Intertropical está em sua posição mais a sul. No
passado por várias transições ao longo dos últimos anos.
cipitação na América do Sul no verão já foram também
do ano. São mostrados apenas os primeiros modos de
Traduzir título marcado?
variabilidade total anual e das estações de primavera e
nordeste da América do Sul, especialmente no leste da
verão, que fazem parte da estação chuvosa na maior
Amazônia e norte do Nordeste do Brasil. Para se ter uma
parte do Brasil.
ideia do impacto deste modo sobre a precipitação, na
A variabilidade dos totais anuais de precipitação e sua
área de 2°×2º no norte do Nordeste (em torno de 43ºW
associação com a temperatura da água do mar (TSM) en-
e 3ºS), que tem chuva média mensal de 168,7 mm, no
fatizam a grande influência de eventos El Niño-Oscilação
ano de 1983 (El Niño) ocorreu precipitação média men-
Sul (ENOS) na América do Sul. O primeiro modo (Figura
sal de 54,2 mm, enquanto no ano de 1985 (La Niña) foi
2.2) tem um padrão de correlação com TSM que reproduz
de 243,4 mm. Por outro lado, em uma área de 2°×2º no
as principais características do padrão ENOS nas anoma-
Sul do Brasil (em torno de 53ºW e 27ºS), que tem chuva
lias de TSM global, especialmente no Oceano Pacífico.
média mensal de 122,2 mm, a chuva média mensal no
Este modo mostra anomalias de precipitação negativas
ano de 1983 (El Niño) foi 176,4 mm, enquanto no ano
(positivas) ao sul de 23° S, sobre o sudeste da América
de 1985 (La Niña) foi de 92,8 mm. Estes contrastes entre
do Sul, principalmente no Sul do Brasil durante episódios
fases opostas de ENOS podem ser ainda mais fortes em
La Niña (El Niño) e anomalias positivas (negativas) no
estações específicas, como será mostrado adiante.
F i g. 2 . 2 b
60N
30N
EQ
30S
60S
0 60E 120E 180120w60w 0
Fig. 2.2a
F i g. 2 . 2 c
A nnual - 1 st mode
10N
3
variance 23 . 55 %
5N
25
EQ
20
5S
15
2
1
0
10
10S
-1
Fig. 2. Distribuição espacial (painel esquerdo)
e evolução temporal (painel inferior direito) do
-2
0
primeiro modo de variabilidade da precipitação total anual, com a variância explicada e o
-3
-5
1965197019751980198519901995
2000
mapa de
coeficientes de correlação com1960
a TSM
(painel direito). Neste mapa, as cores indicam
níveis
de confiança
(melhores
que 0.90)
para coeficientes
correlação
positivos
-10
Fig. 2.osDistribuição
espacial (painel
esquerdo)
e evolução
temporalde(painel
inferior
direito)e do
negativos
(Grimm, 2011).
Fig. 2.2. Distribuição espacial (painel esquerdo) e evolução temporal (painel inferior direito) do primeiro modo de variabilidade da pre-15
5
15S
20S
25S
30S
35S
40S
45S
primeiro modo de variabilidade da precipitação
total
anual,
acorrelação
variância
explicada
cipitação total anual, com
a variância explicada
e o mapa decom
coeficientes de
com a TSM (painel direito).
Neste mapa, as cores e o
os níveis de confiança (melhores que 0.90) para coeficientes de correlação positivos e negativos (Grimm, 2011).
-20
mapa de coeficientes
de correlação com aindicam
TSM
(painel direito). Neste mapa, as cores indicam
-25 confiança (melhores que 0.90) para coeficientes de correlação positivos e
os níveis de
negativos (Grimm, 2011).
80w75w70w65w60w55w50w45w40w35w
Fig. 2. Distribuição espacial (painel esquerdo) e evolução temporal (painel inferior direito) do
primeiro modo de variabilidade da precipitação total anual, com a variância explicada e o
O segundo modo de variabilidade da precipitação
anual (não apresentado) tem anomalias de precipitação
por oscilações interdecenais, abordadas na seção seguinte
No inverno, o primeiro modo de variabilidade também
vergência do Atlântico Sul (ZCAS), com variações de sinal
tem conexão com ENOS, tendo maior impacto na variabi-
oposto no noroeste e sudeste da América do Sul. Ele se
lidade da precipitação no Sul e no Norte do Brasil, com
assemelha e é devido ao primeiro modo de verão, a ser
sinais opostos (não mostrado, ver Grimm, 2011).
apresentado a seguir. A ZCAS é uma banda de nebulosi-
O primeiro modo de precipitação da primavera (Figura
dade na direção noroeste-sudeste, muito presente durante
2.3) exibe um padrão dipolo com regiões de variações inver-
a monção de verão (entre outros, Grimm et al., 2005; Vera
sas no centro-leste e sudeste do continente (Grimm e Zilli,
et al., 2006; Marengo et al., 2010b).
2009; Grimm, 2011). Este modo pode produzir variações de
O primeiro modo de variabilidade da precipitação an-
intensidade e localização da ZCAS. Apresenta forte correla-
ual acima descrito é devido à variabilidade da precipitação
ção com anomalias de TSM associadas com ENOS, espe-
de outono, sendo semelhante ao primeiro modo de vari-
cialmente as anomalias subtropicais no Pacífico Central Sul.
abilidade para esta estação. Este primeiro modo de outono
Estas anomalias parecem ser importantes para causar varia-
(não mostrado, ver Grimm, 2011) também mostra conexão
ções de chuva no sudeste e centro-leste da América do Sul,
com ENOS, embora os padrões de correlação no Oceano
através de teleconexões que são mais fortes na primavera
Atlântico sejam também fortes, especialmente no Atlântico
(Barros e Silvestri, 2002; Cazes-Boezio et al., 2003; Grimm e
tropical. As anomalias de TSM associadas com ENOS são as
Ambrizzi, 2009). Nesta estação, há forte impacto de ENOS.
maiores responsáveis pelas anomalias de precipitação no
Por exemplo, em uma área de 2°×2º no Sudeste (em torno
sudeste da América do Sul no outono, enquanto as anoma-
de 42ºW e 17ºS), cuja precipitação média mensal na prima-
entre as anomalias de TSM ao sul e ao norte do equador,
são mais conectadas com variações de chuva no nordeste
e noroeste da América do Sul. Contudo, embora a conexão
da chuva no Nordeste do Brasil com ENOS não seja tão
F i g. 2 . 3 a
(e.g., Kayano e Andreoli, 2007).
associadas mais fortes nas proximidades da Zona de Con-
lias no Atlântico tropical, mais especificamente a diferença
Fig. 2. Distribuição espacial (painel esquerdo) e evo
primeiro modo de variabilidade da precipitação to
mapa de coeficientes de correlação com a TSM (pa
os níveis de confiança (melhores que 0.90) par
spring - 1 st mode
variance 30 .16 %
10N
5N
EQ
5S
40
30
20
10S
10
15S
0
20S
-10
25S
30S
35S
40S
-20
-30
-40
Fig. 2. Distribuição espacial (painel esquerdo) e evolução 45S
temporal (painel inferior direito) do
80w
75w70w65w60w55w50w45w40w35w
primeiro modo de variabilidade da precipitação total anual,
com
a variância explicada e o
vera é de 78,8 mm, a chuva média mensal de primavera no
deanocoeficientes
de correlação com a TSM (painel direito). Neste mapa, as cores indicam
ano de 1982 (El Niño) foi de 22,1 mm,mapa
enquanto no
de
1971 (La Niña) foi de 116,7 mm. Por os
outro níveis
lado, em umade confiança (melhores que 0.90) para coeficientes de correlação positivos e
F i g. 2 . 3 b
área de 2°×2º no Sul do Brasil (em torno
de 53ºW e 28ºS),
negativos
(Grimm, 2011).
cuja precipitação média mensal na primavera é de 170.8
forte quanto com o gradiente latitudinal de TSM, a influên-
mm, a chuva média mensal de primavera no ano de 1982
cia de ENOS pode ser considerada forte e é intensificada
(El Niño) foi de 295,3 mm, enquanto no ano de 1971 (La
se este gradiente de TSM for positivo (negativo) durante
Niña) foi de 104,1 mm. Em ambas estas regiões, a primavera
El Niño (La Niña). Tanto a intensidade de ENOS quanto
é parte da estação chuvosa e nelas há bacias contribuintes a
a intensidade e sinal deste gradiente podem ser alterados
reservatórios de importantes usinas hidroelétricas.
primeiro modo de variabilidade da precipitação
explicada e o mapa de coeficientes de correlação co
cores indicam os níveis de confiança (melhores q
positivos e negativos (Grimm, 2011).
60N
30N
EQ
30S
60S
0
60E 120E 180 120W60W 0
-0.999 -0.975 -0.95 -0.9 0.9 0.95 0.9750.999
Fig. 2.3c
F i g. 2 . 4 a
Summer - 1 st mode
3
variance 26 .52 %
10N
2
5N
1
EQ
40
0
5S
30
-1
10S
-2
50
20
10
15S
0
-3
20S
19601965 19701975 1980 198519901995 2000
-10
Fig. 2.3. Distribuição
espacial (painel esquerdo)
e evolução temporal (painel
inferior direito)
do primeiro modo de
variabilidade da do
al (painel esquerdo)
e evolução
temporal
(painel
inferior
direito)
precipitação de primavera (SON), com a variância explicada e o mapa de coeficientes de correlação com a TSM (painel direito). Neste
bilidade da precipitação
dede confiança
primavera
a (Grimm,
variância
mapa, as cores indicam os níveis
(melhores que 0.90) para (SON),
coeficientes de correlaçãocom
positivos e negativos
2011).
ficientes de correlação com a TSM (painel direito). Neste mapa, as
anomalias associadas dede
TSM estão
no Atlântico suverão, o primeiro modo
(Figura
2.4) se assemelde confiança No(melhores
que
0.90)
para rescoeficientes
correlação
mm, 2011).ha ao primeiro modo de primavera, mostrando o bem doeste e são, na realidade, causadas pela influência das
conhecido dipolo de variações entre as anomalias no
25S
-20
30S
-30
35S
-40
-50
40S
variações de nebulosidade sobre o centro-leste do Bra-
tro-leste do Brasil e por anomalias de TSM junto à costa
80w75w70w65w60w55w50w45w40w35w
Fig.
sil e o oceano próximo. A variação produzida
por 2.
esteDistribuição espacial (painel esquerdo) e evolução temporal (painel inferior direito) do
primeiro
modo na região da ZCAS é muito grande. Por
exemplo, modo de variabilidade da precipitação total anual, com a variância explicada e o
mapa
de coeficientes de correlação
em uma área de 2°×2º no Sudeste (em torno
de 45ºW
F i g.com
2 . 4 b a TSM (painel direito). Neste mapa, as cores indicam
e 17ºS), cuja precipitação média mensal noos
verãoníveis
é de
de confiança (melhores que 0.90) para coeficientes de correlação positivos e
176,3 mm, a chuva média mensal de verão negativos
em 1970 foi
(Grimm, 2011).
de 65,1 mm, enquanto em 1979 foi de 259,5 mm.
60N
No verão, a variabilidade associada a ENOS está repprimeiro modo de variabilidade da precipitação de v
resentada pelo segundo modo (Figura 2.5), que, ao conmapa de coeficientes de correlação com a TSM (pai
30N
trário da primavera, apresenta o mesmo sinal de variaos níveis de confiança (melhores que 0.90) para
ções no centro-leste e no sul do Brasil. Para mesmo sinal
EQ
de anomalias de TSM na primavera e no verão (comparar
do Sudeste do Brasil. A correlação deste modo com TSM
mapas de correlação nas Figs. 3 e 5), as anomalias de
mostra que há menos forçamento remoto deste modo
chuva no centro-leste são opostas, coerentemente com
que do primeiro modo da primavera, pois há menos
os mecanismos explicados em Grimm et al. (2007), Dufek
anomalias de TSM remotas associadas a ele. As maio-
e Ambrizzi (2008) e Grimm e Zilli (2009).
centro-leste e no sudeste da América do Sul. Contudo,
as anomalias no centro-leste são mais fortes e extensas que na primavera, enquanto no sudeste da América
do Sul são mais fracas. Embora este modo pareça uma
continuação das anomalias da primavera, não é este o
caso, pois, como demonstrado em Grimm et al. (2007)
e Grimm e Zilli (2009), há tendência de inversão dessas
anomalias de precipitação da primavera para o verão,
devido a interações superfície-atmosfera causadas na
primavera por anomalias de umidade do solo no cen-
45S
30S
60S
0
60E 120E 180 120W60W
0
-0.999-0.975-0.95 -0.9 0.9 0.95 0.9750.999
primeiro modo de variabilidade da precipitação de verão (DJF), com a variância explicada e o
Fig.
Distribuiçãode
espacial
(painel
esquerdo)
evolução
temporal
(painel
inferior
direito)
do
mapa
de2.coeficientes
correlação
com
a TSM e(painel
direito).
Neste
mapa,
as cores
indicam
Fig. 4.os
Distribuição
espacial
(painel
esquerdo)
e evolução
temporal
inferior
direito)
primeiro modo
de variabilidade
total anual,
com a(painel
explicada
e o do
Fda
i g.
2precipitação
. 5 b0.90)
níveis
de confiança
(melhores
que
para
coeficientes
devariância
correlação
positivos
e
mapa
de
coeficientes
de
correlação
com
a
TSM
(painel
direito).
Neste
mapa,
as
cores
indicam
primeiro
modo de
variabilidade
negativos
(Grimm,
2011). da precipitação de verão (DJF), com a variância explicada e o
Fig. 2.4c
os níveis de de
confiança
(melhores
0.90)
para coeficientes
de correlação
positivos
e
correlação
com aque
TSM
(painel
direito). Neste
mapa, as cores
indicam
(Grimm, 2011).
os níveis negativos
de confiança
(melhores que 0.90) para coeficientes de correlação positivos e
60N
3
2
1
30N
0
EQ
-1
-2
30S
-3
1960 1965 1970 1975 19801985 1990 1995 2000
60S
al (painel esquerdo)
0 60E 120E 180 120W60W
Fig. 2.4. Distribuição espacial (painel esquerdo) e evolução temporal (painel inferior direito) do primeiro modo de variabilidade da
precipitação de verão
com a variância
explicada e o mapa
de coeficientes
correlação com a TSM (painel
direito). Neste mapa, e o
idade da precipitação
de(DJF),verão
(DJF),
com
a devariância
explicada
as cores indicam os níveis de confiança (melhores que 0.90) para coeficientes de correlação positivos e negativos (Grimm, 2011).
Fig. Neste
4. Distribuição
espacial
esquerdo) e evolução temporal (painel inferior direito) do
orrelação com a TSM (painel direito).
mapa, as
cores(painel
indicam
primeirode
modo
de variabilidade
da precipitação
de verão (DJF), com a variância explicada e o
melhores que 0.90) para coeficientes
correlação
positivos
e
0
-0.999-0.975 -0.95 -0.9 0.9 0.95 0.9750.999
Fig. 2.5a
Summer - 2 nd mode
variance 12 . 0 4 %
mapa de coeficientes de correlação com a TSM (painel direito). Neste mapa, as cores indicam
i g. 2correlação
.5c
os níveis de confiança (melhores que 0.90) para coeficientes Fde
positivos e
10N
5N
3
50
EQ
40
5S
30
10S
15S
20S
25S
2
1
0
Fig.Fig.
5.20Distribuição
espacial
(painel
(painelinferior
inferiordireito)
direito)dodo
3. Distribuição
espacial
(painelesquerdo)
esquerdo)eeevolução
evolução temporal
temporal (painel
-1
segundo
modo
de variabilidade
da precipitação
de verão
(DJF), com(SON),
a variância
eo
primeiro
modo
de variabilidade
da precipitação
de primavera
com explicada
a variância
10
-2 correlação
mapa
de coeficientes
a TSM (painel
Nestedireito).
mapa, as
cores
indicam
explicada
e o mapade
decorrelação
coeficientescom
de
com adireito).
TSM (painel
Neste
mapa,
as
0
cores indicam
os níveis
de confiança
(melhores
0.90) para coeficientes
de correlação
os níveis
de confiança
(melhores
que
0.90) paraquecoeficientes
de correlação
positivos e
-3
-10
positivos
e negativos
(Grimm, 2011).1960 1965 1970 1975 19801985 1990 1995 2000
negativos
(Grimm,
2011).
Fig. 5. Distribuição espacial (painel esquerdo)
30S
Fig. 2.5. Distribuição espacial (painel esquerdo) e evolução temporal (painel inferior direito) do segundo modo de variabilidade da
-30
precipitação de verão
com a variância
explicada e o mapa
de coeficientes
correlação com a TSM (painel
direito). Neste mapa, e o
segundo modo de variabilidade da precipitação
de(DJF),verão
(DJF),
com
a devariância
explicada
35S
-40
as cores indicam os níveis de confiança (melhores que 0.90) para coeficientes de correlação positivos e negativos (Grimm, 2011).
de correlação com a TSM (painel direito). Neste mapa, as cores indicam
-50
40S
os níveis de confiança (melhores que 0.90) para coeficientes de correlação positivos e
45S
80w75w70w65w60w55w50w45w40w35w
-20
2.1.3 Variabilidade interdecadal e de longo prazo
F i g. 2 . 6 b
A variabilidade interdecenal é aqui considerada como aquela
pode simplesmente indicar mudança de uma fase positiva,
com escala de tempo acima de 8 anos (Grimm e Sabóia,
predominante na década de 1960 até meados da década
2011a, b). Seus efeitos são por vezes confundidos com
de 1970, para uma fase predominantemente negativa, de
efeitos de mudanças climáticas antropogênicas, devido ao
meados da década de 1970 até meados da década de
relativamente curto período das séries de dados disponíveis.
1990. Tal possibilidade é concreta, pois este modo é sig-
O primeiro modo de variações interdecenais da pre-
nificativamente associado com um modo de variabilidade
cipitação total anual (Figura 2.6, Grimm e Saboia, 2011a)
interdecenal de TSM denominado Oscilação Multidecenal
indica que no período 1950-2000 houve oscilação da
do Atlântico (OMA), que possui escalas de tempo longas
chuva no nordeste da Argentina e Centro-Oeste do Bra-
de variação. Tal modo de TSM, representado na Figura 2.8c
sil, com oscilação mais fraca de sinal contrário no Norte
(Grimm e Saboia, 2011b), mostra variações semelhantes
-1
do Brasil. Analisando a evolução temporal, poder-se-ia
às do modo de precipitação no período de sobreposição
-1.5
dizer que houve nela uma tendência decrescente, princi-
de ambos (1950-2000), apresentando mudança de fase na
palmente entre 1970 e 2000. Contudo, esta “tendência”
década de 1970 e outra na década de 1990.
Modo 1, rotacionado anual (1950-2000)
2
1.5
Factor Score
1
0.5
0
-0.5
-2
195019551960 19651970 19751980 1985 199019952000
Periodo (anos)
Fig. 2.6a
F i g. 2 . 6 c
Cor ano com rotaç ã o
(1950-2000 ) modo 1
15N
Cor. sig.: cp1 Rot. e TSM: Anual 1950-2000 - cor
10N
5N
EQ
1
0.8
5S
0.6
10S
0.4
15S
0.2
0
20S
-0.2
25S
-0.4
30S
-0.6
-0.8
35S
0
60E 120E 180120W60W 0
-0.05 -0.025-0.001
0
0.001 0.025 0.05
-1
40S
45S
50S
80w75w70w65w60w55w50w45w40w35w
50N
40N
30N
20N
10N
EQ
10S
20S
302
40S
50S
Fig. 2.6. Primeiro modo de variabilidade interdecadal da precipitação anual (18,4% da variância): (2.6a) distribuição espacial das anomalias; Fig. 2.6. Primeiro modo de variabilidade interdecadal da precipitação anual (18,4% da variância): (painel superior esquerdo) distribuição espacial das anomalias; (painel inferior esquerdo) evolução temporal; (painel direito) mapa de coeficientes de correlação com a
TSM. Neste mapa, as cores indicam os níveis de significância (melhores que 0.05) para coeficientes de correlação positivos e negativos
(Grimm e Saboia 2011a, b) (2.6c) evolução temporal; (2.6b) mapa de coeficientes de correlação com a TSM. Neste mapa, as cores
indicam os níveis de significância (melhores que 0.05) para coeficientes de correlação positivos e negativos (Grimm e Saboia 2011a, b).
F i g. 2 . 7 a
Também seria possível ajustar “tendências” a alguns dos
O primeiro modo de verão (Figura 2.7b, Grimm e Sab-
outros modos de variabilidade interdecenal da precipitação
oia, 2011a) mostra também um dipolo de oscilação entre o
anual durante o período 1950-2000, mas não seria possível
centro-leste e o sudeste da América do Sul, e sua evolução
Cor pri com rota ção
dizer se são realmente tendências ou produto de mudança
temporal é muito similar àquela do primeiro modo da pri-
(19 50 - 20 0 0 ) modo 1
de fase de oscilação interdecenal natural durante este perío-
mavera. Contudo, o sinal das anomalias é oposto, most-
do. Na próxima seção, serão analisadas “tendências” pos-
rando que a tendência à reversão entre a primavera e o
5N
sivelmente associadas à mudança climática antropogênica.
verão, mostrada em Grimm et al. (2007) e Grimm e Zilli
EQ
Tendo em vista que a primavera e o verão (austrais)
fazem parte da estação chuvosa na maior parte do Brasil,
é interessante conhecer as oscilações climáticas de longo
período nestas estações e as relações entre elas.
(2009), ocorre também em escalas de tempo interdece-
15N
10N
1
0.8
5S
nais e não apenas interanuais.
O segundo modo de variabilidade de verão (Figura 2.7c,
0.6
10S
Grimm e Saboia, 2011a) apresenta padrão semelhante ao
0.4
15S
O primeiro modo interdecenal de primavera (Figura
primeiro modo de variabilidade da chuva total anual (Figura
2.7a, Grimm e Saboia, 2011a) é semelhante ao primeiro
2.6), mostrando que este modo anual tem maior contri-
20S
modo interanual de primavera (Figura 2.3), deixando bem
buição da variação das chuvas de verão. Como a fase posi-
25S
clara a modulação interdecenal a que está submetido o im-
tiva destes modos exibe sinais opostos para as anomalias, a
pacto de ENOS (e.g., Kayano e Andreoli, 2007). Este modo é
variação temporal também é oposta, mas está claro que há
mais fortemente conectado ao modo de TSM denominado
mudança de fase no sentido de aumento da precipitação
Oscilação Interdecenal do Pacífico (OIP, IPO em inglês), que
em meados da década de 1970 no norte da Argentina, no
é associada à Oscilação Decenal do Pacífico (PDO, em in-
Uruguai e no Centro-Oeste do Brasil, com fraca tendência a
glês) apenas no Pacífico norte, possuindo outras característi-
diminuição no Norte do Brasil. Este modo e o corresponden-
cas em nível global (Figura 2.8b, Grimm e Saboia, 2011b).
te primeiro modo de totais anuais serão ainda analisados
Quando esta oscilação está em sua fase positiva, reforça
na próxima seção. No entanto, deve ser mencionado que
(enfraquece) episódios El Niño (La Niña), enquanto em sua
vários outros estudos têm destacado a transição climática da
fase negativa ocorre o oposto. Este modo mostra que nas
década de 70, particularmente com relação à Monção da
últimas décadas antes de 2000 houve aumento de precipita-
AS e à importância da temperatura da superfície do mar,
ção da primavera no sudeste da América do Sul, incluindo o
por exemplo, Carvalho et al. (2010); Kayano et al. (2006) e
Sul do Brasil, enquanto no Centro-Leste houve diminuição.
Garcia e Kayano (2009).
0.2
0
-0.2
-0.4
-0.6
30S
-0.8
35S
-1
40S
45S
50S
80w75w70w65w60w55w50w45w40w35w
Modo 1, rotacionado de primavera (1950-2000)
2.5
2
1.5
Factor Score
1
0.5
0
-0.5
-1
-1.5
-2
195019551960 19651970 19751980 1985 199019952000
Periodo (anos)
Fig. 2.7b
F i g. 2 . 7 c
Cor ver com rota ç ã o
(1950-2000 ) modo 1
Cor ver com rota ção
15N
(19 50 - 20 0 0 ) modo 2
10N
15N
10N
5N
5N
EQ
EQ
1
1
0.6
10S
0.2
0
20S
0
-0.2
-0.2
25S
0.4
15S
0.2
20S
0.6
10S
0.4
15S
0.8
5S
0.8
5S
25S
-0.4
-0.4
-0.8
-0.8
35S
-0.6
30S
-0.6
30S
35S
-1
-1
40S
40S
45S
45S
50S
50S
80w75w70w65w60w55w50w45w40w35w
80w75w70w65w60w55w50w45w40w35w
Modo 2, rotacionado de verão (1950-2000)
2
Modo 1, rotacionado de verão (1950-2000)
1.5
2.5
1
Factor Score
2
1.5
Factor Score
1
0.5
0.5
0
-0.5
0
-1
-0.5
-1.5
-1
-2
19501955 19601965 1970 1975 19801985 19901995 2000
-1.5
-2
19501955 19601965 1970 1975 19801985 19901995 2000
Periodo (anos)
Periodo (anos)
Fig. 2.7. (a) 1º modo de variabilidade interdecadal da precipitação na primavera; (b), (c) 1º e 2º modos
de variabilidade interdecadal da precipitação no verão (Grimm e Saboia, 2001a).
Fig. 2.8a
F i g. 2 . 8 b
ACP TSM anoROT (1) COR-GAUSS de (1900 - 2000)
60N
50N
40N
30N
20N
10N
EQ
10S
20S
302
40S
50S
60S
0
60E 120E 180120W 60W
0
60N
50N
40N
30N
20N
10N
EQ
10S
20S
302
40S
50S
60S
-1 -0.8-0.6-0.4-0.2 0 0.2 0.4 0.6 0.8 1
0
60E 120E 180120W 60W
0
-1 -0.8-0.6-0.4-0.2 0 0.2 0.4 0.6 0.8 1
Modo 1, rotacionado
COR/GAUSSano,
VAR (COR/GAUSS
31.42% ) VAR ( 31.42% )
Modo 1 - ano,
Rotacionado
Modo 1, rotacionado
COR/GAUSS ano,
VAR ( 15.63%
)
Modo 2 -ano,
Rotacionado
COR/GAUSS
VAR ( 15.63% )
2
2
3
3
1.5
1.5
2
2
0.5
0.5
0
0
-0.5
-0.5
FactorScore
Score
Factor
Factor Score
Factor Score
1
1
1
1
0
0
-1
-1
-1
-1
-1.5
-1.5
-2
-2
1900
1920
1940
1960
1980
2000
1900 1920
1940
1960 19802000
Periodo (anos)
Periodo (anos)
-2
-2
-3
-3
1900
1920
1940
1960
1980
2000
19001920
1940
1960
1980
2000
Periodo (anos)
Periodo (anos)
2 .1. 4 M odo de mudança climática ?
Fig. 2.8c
60N
50N
40N
30N
20N
10N
EQ
10S
20S
302
40S
50S
60S
0
60E 120E 180120W 60W 0
-1 -0.8-0.6-0.4-0.2 0 0.2 0.4 0.6 0.8 1
Modo 3, rotacionado
ano, COR/GAUSS
VARCOR/GAUSS
( 15.30% ) VAR ( 15.30% )
Modo 3 - Rotacionado
ano,
2.5
2.5
22
FactorScore
Score
Factor
1.5
1.5
11
0.5
0.5
00
-0.5
-0.5
-1
-1
-1.5
-1.5
-2
-2
1900
1920
1940
1960
Periodo (anos)
1980
2000
1900 1920 1940 1960 19802000
Periodo (anos)
É impossível afirmar que exista uma tendência consistente
Centro-Oeste do Brasil/sul da Amazônia e do Sul do Brasil
nos modos interdecenais de precipitação para o período
e outras regiões da baixa Bacia do Paraná/Prata, como o
1950-2000, tendo em vista tratar-se de um período relati-
nordeste da Argentina e Uruguai (Figura 2.9). Os padrões
vamente curto e, portanto, tal “tendência” pode apenas ser
de correlação da Figura 2.9 são muito semelhantes aos
efeito de mudança de fase na oscilação interdecenal. Con-
padrões espaciais do 1º modo interdecenal de precipita-
tudo, quando se estuda a variabilidade global da tempera-
ção anual (Figura 2.6). Este modo tem maior correlação
tura da superfície do mar (TSM), em período de 100 anos
justamente com o primeiro modo de TSM (“tendência”),
ou acima (Parker et al., 2007; Grimm e Saboia, 2011b), o
mas também é significativamente correlacionado com o 3º
primeiro modo de variabilidade descreve tendência con-
modo (OMA), que tem evolução temporal semelhante no
sistente de crescimento quase global da TSM, acrescida
período 1950-2000, como se pode ver na comparação das
de algumas oscilações (Figura 2.8a). Deve-se ressaltar,
Figuras 8a e 8c. Os padrões de correlação deste modo com
contudo, que as séries de TSM não são muito confiáveis
TSM (Figura 6, painel direito) mostram tanto semelhanças
nas primeiras décadas do século XX, por basearem-se em
com o 1º modo de TSM (as anomalias nos oceanos ao sul,
poucas observações (Rayner et al., 2003).
Índico e Atlântico), como com o 3º modo (as anomalias
Quando a série temporal de variação deste modo é
subtropicais no Atlântico Norte e Pacífico Norte). Há tam-
correlacionada com séries médias de precipitação (1950-
bém correlação com o modo PDO de TSM (não mostrado,
2000) em áreas de 2,5° × 2,5° na América do Sul, apare-
mas revelado pela correlação forte com TSM no Pacífico
cem correlações significativas em várias regiões do Brasil,
Norte extratropical). Todos estes modos tiveram variações
como se indicassem também tendências de longo período
semelhantes no período 1950-2000, que explicam estas
na precipitação (Figura 2.9). Contudo, como as séries de
correlações. A mais forte, no entanto, é com o 1º modo.
precipitação são mais curtas que as de TSM, a correlação
Estes resultados concordam com estudos anteriores
só é possível no período de sobreposição dos dois tipos
feitos sobre tendências e variações interdecenais na
de dados, ou seja, 1950-2000. Como neste período houve
Amazônia. Por exemplo, Marengo (2004) aponta que em
mudança de fase de uma importante oscilação interdece-
meados da década de 1970 o norte (sul) da Amazônia
nal de longo período, a Oscilação Multidecenal do Atlân-
passou a receber menos (mais) precipitação, o que con-
tico (OMA, 3º modo, Figura 2.8c), esta mudança de fase
corda com a Figura 2.6 e atribuiu isto a variações de TSM
pode ter influenciado esta correlação. Na realidade, foi isto
no Pacífico, o que concorda com o fato de que este modo
que ocorreu, pelo menos em boa parte, pois as regiões
esteja muito associado com um modo de TSM com pa-
e o sinal de correlação significativa entre precipitação na
drão da PDO (não mostrado aqui). Também o fato de
América do Sul no período 1950-2000 e o modo de TSM
que Zeng et al. (2008) consideram a seca de 2005 no sul
de “tendência” (1º modo) e o modo OMA (3º modo)
da Amazônia associada à TSM mais quente no Atlântico
são muito semelhantes (a correlação não é mostrada
tropical norte concorda com o fato de que o modo da
aqui para o modo OMA). As regiões em que estas cor-
Figura 2.6 esteja muito associado ao modo AMO (Figura
relações indicam aumento de precipitação são partes do
2.8c) (Carvalho et al., 2011a).
Fig. 2.8. (a) 1º modo de variabilidade das médias anuais de TSM no período 1900-2000, indicando uma “tendência” quase
global de aquecimento da TSM durante o período. (Painel esquerdo) distribuição espacial; (Painel direito) evolução temporal;
(b) o mesmo para o 2º modo; (c) o mesmo para o 3º modo (Grimm e Saboia, 2011b).
Fig. 2.9
Cor. sig. : cp 1 R ot. e C h uva:
10N
A nual 1950 - 10 0 - cor
5N
trário no norte do Brasil (Figura 2.6) e as correlações de sinal
minuição). Contudo, a tendência a aumento, indicada no
contrário nesta região (Figura 2.9), indicando tendência à di-
Centro-Oeste do Brasil nas Figuras 6 e 9, não é coerente
minuição de chuva nesta região, mostram coerência apenas
com as mudanças projetadas para esta região na Figura 2.10.
parcial com a projeção de diminuição de precipitação em
Nem a diminuição de chuva projetada no extremo norte da
parte desta região em DJF em cenário de mudança climáti-
América do Sul encontra correspondência na Figura 2.6.
ca. Contudo, também nesta região as séries são geralmente
Uma indicação de que pelo menos na baixa Bacia do
curtas. Estes aspectos são mais facilmente visíveis na Figura
Rio da Prata e pelo menos no século passado há tendên-
0.1
2.10, que mostra as mudanças projetadas na precipitação a
cia crescente de precipitação é mostrada pela série de
0.05
partir de uma média ponderada das projeções de 19 mode-
precipitação de verão numa estação nesta região (Figura
10S
0.025
los usados no IPCC AR4 (Nohara et al., 2006). Comparando
2.11a). O padrão de correlação desta série com TSM (Fig-
15S
0.001
as Figuras 6 e 9 com a Figura 2.10, nota-se que algumas
ura 2.11b) reproduz bem o 1º modo de TSM (Figura 2.8a,
“tendências” observadas são coerentes com as mudanças
modo de “tendência”). Contudo, há tendência decres-
projetadas, como no extremo sudoeste da América do Sul
cente nas últimas décadas. Portanto, é necessário cautela
(diminuição) e no norte da Argentina e Uruguai (aumento),
na suposição de que a tendência crescente se manterá
EQ
5S
0
20S
-0.001
25S
-0.025
-0.05
30S
-0.1
35S
Fig. 9.no Coeficientes
de correlação entre o 1º modo de variabilidade de TSM (modo de
norte do Nordeste do Brasil e parte da Amazônia (di- (Bombardi et al., 2008a, b; Jones et al., 2011a,b).
“tendência”) e a precipitação média anual em áreas 2,5° × 2,5°, no período 1950-2000. As
cores representam os níveis de significância melhores que 0,10 (para correlações positivas e
negativas)
e Saboia, 2011b).
F i g.(Grimm
2 .10
40S
C h a n g e i n A n n u a l M e a n P r e c i p i tat i o n
R 2 w e i g h t e d e n s e m b l e m e a n [ m m / d ay ]
45S
80w75w 70w 65w 60w55w 50w 45w 40w35w
Fig. 2.9. Coeficientes de correlação entre o 1º modo de variabilidade de TSM (modo de “tendência”) e a precipitação média anual em áreas 2,5° × 2,5°, no
período 1950-2000. As cores representam os níveis de significância melhores que 0,10 (para correlações positivas e negativas) (Grimm e Saboia, 2011b).
Para verificar se as “tendências” associadas com o 1º
cia do Paraná/Prata a maioria dos modelos aponta aumento
modo interdecenal de precipitação (Figura 2.6, Grimm e Sa-
de precipitação de verão (DJF) em cenário de mudança
boia, 2011a) se devem apenas a mudança de fase da OMA
antropogênica, o que é coerente com os resultados acima.
ou se são parte de comportamento consistente de mais
Por outro lado, os modelos não apontam significativas mu-
longo período, seriam necessárias: i) séries mais longas de
danças na precipitação do Centro-Oeste do Brasil, o que
precipitação e ii) consistência entre estas “tendências” e as
pode sugerir que as anomalias indicadas nesta região pelo
mudanças de precipitação apontadas nessas regiões pelas
1º modo de precipitação (Figura 2.6) e as fortes correlações
projeções de mudanças climáticas feitas por numerosos
entre precipitação nesta região e o modo de “tendência” de
modelos e através da recuperação de dados paleoclimáti-
TSM (Figura 2.9) não indicam efeito de mudança climática
cos com alta resolução, como apontado no Capítulo 5. O
nesta região. Infelizmente as séries de precipitação nesta
relatório IPCC AR4 (2007) aponta que na parte baixa da Ba-
região são relativamente curtas. As anomalias de sinal con-
70N
60N
50N
40N
30N
20N
10N
EQ
10S
20S
30S
40S
50S
60S
0
-1
60E
120E
180
120W
60W-0
-0.5 -0.2 -0.1-0.05 0 0.05 0.1 0.2 0.5 1
Fig. 10. Mudança na precipitação média anual (mm/dia) a partir de uma média ponderada das
Fig. 2.10.
Mudança na precipitação
(mm/dia)AR4,
a partir de uma
médiaoponderada
das projeções
de 19A
modelos
usados no IPCC
AR4,calculada
projeções de 19
modelos
usadosmédia
noanualIPCC
para
cenário
A1B.
mudança
foi
para o cenário A1B. A mudança foi calculada entre os períodos 2081-2100 e 1981-2000 (adaptado de Nohara et al., 2006).
entre os períodos 2081-2100 e 1981-2000 (adaptado de Nohara et al., 2006).
2.2
F i g . 2 .11a
Série Temporal de Chuva (VER) - 00066602
1000
As análises de variabilidade interdecenal e/ou mudanças
não conclusivos e com pouca confiabilidade de represen-
climáticas no Brasil têm usado, em geral, séries curtas
tar mudanças climáticas. Não é possível separar com con-
900
de observações e com descontinuidades provocadas por
fiança as variações naturais das antropogênicas na maioria
800
vários motivos (vide seção 2.3.5). O problema principal
dos resultados apresentados. Apesar das limitações, os
destas análises reside no fato de que as tendências, qual-
estudos apresentados nas próximas seções são úteis no
quer que seja a metodologia utilizada, são muito sensíveis
sentido de apresentar variações observadas em padrões
ao período utilizado, dando lugar a resultados geralmente
de precipitação, temperatura e outras variáveis.
700
Chuva (mm)
O b s e r vaçõe s d e m u dan ç a s na
Am é r i c a d o S u l
600
500
2 . 2 .1 Hidrologia : precipitação , vazões
400
300
200
Ano
100
0
1892 1904 191619281940 1952196419761988 2000
ano
F i g . 2 .11b
Cor. sig.: Est. 00066602 Verao
60N
45N
30N
15N
EQ
Nesta seção faz-se referência a vários estudos de mudan-
muito conspícua. Análises de tendências climáticas para o
ças climáticas realizados para o Brasil. Como a variabili-
período de 1965 a 2006 efetuadas pelo Serviço Nacional
dade climática natural de chuvas e vazões associada à vari-
de Meteorologia e Hidrologia do Peru (2010) mostram
abilidade climática natural em escala global ou em certos
que as precipitações anuais, na região da selva (Amazô-
oceanos é muito forte na América do Sul (e.g., Grimm
nia), apresentam diminuição estatisticamente significativa,
2011; Grimm e Sabóia, 2011a, b), tais estudos podem reve-
coerente com o mostrado no oeste da Amazônia. Já na
lar “tendências” que são devidas a fatias temporais desta
região montanhosa, há predomínio de tendência positiva,
variabilidade natural, pois estes estudos são geralmente
mas são escassos os valores estatisticamente significativos
baseados em séries relativamente curtas.
e as regiões sul, centro e norte apresentam características
Há alguns estudos identificando tendências climáticas
regionais próprias. Com base em 18 longas séries de es-
na chuva e vazões da Amazônia (e.g., Chu et al., 1994; Dias
tações situadas ao longo do Amazonas (1925-2007, com
de Paiva e Clarke,1995; Marengo, 2004; Chen et al. 2003).
falhas), Satyamurti et al. (2009) concluíram que, na mé-
Chu et al. (1994) mostraram um aumento sistemático da
dia destas estações, não há tendência significativa e que,
convecção sobre o norte da Amazônia desde 1975, que
portanto, não se pode afirmar que a chuva na Amazônia
poderia indicar um aumento de chuva na região; por outro
esteja sofrendo mudança significativa. Algumas estações
lado, Dias de Paiva e Clarke (1995) mostram tendência de
mostram tendência positiva, outras mostram tendência
aumento na parte central/leste da Amazônia e de diminu-
negativa, sendo a tendência na maioria delas não signifi-
15S
ição na parte oeste/noroeste. Marengo (2004) aponta
cativa e de forma alternada no espaço. É interessante notar
30S
tendências negativas em toda a bacia e, a nível regional,
que a maioria destas estações está ao sul do Rio Amazonas
45S
tendência negativa no norte da Amazônia e positiva no
e próxima do rio, portanto, numa região de fracos com-
sul. O trabalho de Obregón e Nobre (2003) mostra que
ponentes do primeiro modo interdecenal de chuva anual
60S
as décadas de 1950
houve uma diminuFig. 11. (a) Série de precipitação de verão no século passado em estaçãoentre
localizada
naa 1990
baixa
ição significativa de precipitação no extremo noroeste da
Fig. 2.11.
de precipitação de verão no século
passado em estação localizada
na baixa Bacia do (b)
Paraná/Prata
(33.01S;
Bacia
do(a) Série
Paraná/Prata
(33.01S;
58.30W);
correlação
desta série com TSM.
Amazônia, com a presença de variabilidade interdecenal
0 60E 120E180120W60W 0
(Figura 2.6, Grimm e Saboia, 2011a). Contudo, entre as
estações no oeste da bacia, a maioria apresenta tendência
58.30W); (b) correlação desta série com TSM.
negativa, e uma das séries mostradas como exemplo de
tendência negativa (Benjamin Constant) mostra variação
cias” podem ser muito diferentes, dependendo dos perío-
também foram observadas nas vazões dos rios Paraguai, Uru-
Em algumas bacias do Sudeste e Nordeste do Brasil, os
interdecenal muito semelhante à deste primeiro modo
dos estudados, das épocas do ano em que são analisadas
guai e Paraná, no seu trecho inferior, e no rio Paraná, em
registros do rio Paraíba do Sul em Resende, Guaratinguetá
(Figura 2.6), indicando que a tendência revelada na reali-
e dos dados utilizados. Por exemplo, enquanto a Figura 2.6
Corrientes (Robertson e Mechoso, 1998). Foram observados
e Campos, do rio Parnaíba em Boa Esperança (Região Sud-
dade se deve à mudança de fase deste modo.
mostra que nesse período a chuva total anual aumenta no
incrementos da chuva em partes da bacia do Paraná/Prata,
este) e do São Francisco em Juazeiro (região Nordeste)
Embora haja algumas discrepâncias no conjunto de
sul da Amazônia, Brasil central e norte da Argentina, sem
de cerca de 6% para o período de 1971 a 1990, em relação
apresentam tendências hidrológicas nas vazões e cotas
resultados acima descritos, devido a diferentes períodos e
grande componente no Sul do Brasil, assim como a chuva
a 1930-1970 (Obregon e Nobre, 2003; Tucci, 2003). Milly et
que não são consistentes com redução ou aumento na
diferentes conjuntos de dados analisados, a maioria deles
de verão no modo 2 (Figura 7c, Grimm e Saboia, 2011a),
al. (2005) também observaram aumento de vazão na Bacia
chuva nas bacias, indicando que é pouco provável que o
concorda com as variações do primeiro modo de variabi-
Liebmann et al. (2004) encontraram uma grande tendên-
do Paraná/Prata entre os períodos 1900-1970 e 1971-1998
clima esteja mudando significativamente nestas regiões
lidade interdecenal apresentado na Figura 2.6. Este modo
cia no Sul do Brasil entre 1976 e 1999 para a precipitação
(Figura 2.12). Essas variações de vazão são consistentes com
(Marengo et al., 1998, Marengo e Alves, 2005). Isto é coer-
mostra que há variações opostas de precipitação em regiões
de verão, com sinal contrário no sul da Amazônia e centro-
o modo 1 de variabilidade interdecenal (Figura 2.6) e com o
ente com o modo 1 da Figura 2.6, no qual não há fortes
diferentes da Bacia Amazônica. Este modo, como já citado
leste do Brasil, coerente com o 3º modo interdecenal de
modo 4 (não mostrado). É interessante notar que os aumen-
componentes nesta região, e com o campo de correlações
anteriormente, é muito ligado com os modos AMO e PDO,
verão (não mostrado aqui). Neste período, encontraram
tos nas vazões geralmente são maiores que os aumentos na
na Figura 2.9. No caso do rio Paraíba do Sul (Marengo e
que, entre 1950 e 1990, apresentaram mudanças de fase
também tendência negativa no norte da Argentina para o
precipitação das bacias, o que tem sido explicado pela mu-
Alves, 2005), as vazões e cotas apresentam uma tendência
que produziram a maioria das “tendências” acima detecta-
verão, quando na realidade, em período maior e para to-
dança no uso do solo (Tucci e Clarke, 1998; Collischonn, 2001;
negativa sistemática desde 1920, e a chuva durante a es-
das: positiva no sul da Amazônia e negativa no norte/noro-
tais anuais, tal tendência é reconhecidamente positiva (e.g.,
Liebmann et al., 2004). No norte da Argentina, o aumento das
tação chuvosa (DJF) no vale do Paraíba do Sul não apre-
este e oeste da bacia. Contudo, é necessário ressaltar que
Piovano et al., 2002). A tendência de aumento da precipi-
chuvas produziu o aumento do nível da Laguna Mar Chiquita
senta tendência negativa que poderia explicar as reduções
em épocas recentes, principalmente na última década, es-
tação entre 1950-2000 no Sul do Brasil e outras partes da
(Piovano et al., 2002) e a extensão da fronteira agrícola.
nas vazões. Assim, é possível que as variações observadas
tes modos assumiram variação em sentido oposto àquele
baixa Bacia do Paraná/Prata, também notada por Haylock
da década de 1970 (não mostrada após 2000) e, portanto,
et al. (2006), principalmente entre os períodos anterior
a precipitação nestas regiões pode sofrer “tendências” em
e posterior à década de 1970, aparece em alguns outros
sentido contrário na década mais recente. Isto já é visível,
modos interdecenais, especialmente no modo 4 da chuva
por exemplo, nas estações Benjamin Constant e Iauretê,
total anual (não mostrado). Nas estações meteorológicas
no oeste do Amazonas (Satyamurti et al., 2009). As fortes
do Rio Grande do Sul, foi registrado aumento na precipita-
recentes secas em 2005 (e.g., Marengo et al., 2008) e 2010
ção no período de 1913 a 2006. A década mais seca foi a
(Marengo et al., 2011) no sul da Amazônia podem ser indi-
de 1940 e a mais chuvosa nos anos 1980 (Sansigolo and
cações desta nova fase.
Kayano, 2010). Na Bacia do Rio Paraná-Prata, foi observada
Algumas aparentes discrepâncias nas “tendências” são
tendência positiva de precipitação desde os anos 1960,
também visíveis no estudo de outros parâmetros relacio-
com um aumento maior nos meses de novembro a maio
nados, como o transporte de umidade na Bacia Amazôni-
(Boulanger et al., 2005).
ca. Por exemplo, para Costa e Foley (1999) houve redução
Em outros países da América do Sul, há tendência posi-
no transporte de umidade no período 1979-96, enquanto
tiva na precipitação do período 1960-2000 no Equador e
para Curtis e Hastenrath (1999) houve tendência positiva
noroeste do Peru, Paraguai, Uruguai e nordeste da Argentina,
no período 1950-99.
e negativa no sul do Peru, Chile e sudoeste da Argentina, de
O aumento de chuva no sul da Amazônia, concentrado
acordo com Haylock et al. (2006).
principalmente entre 1970 e 1990, estende-se ao Centro-
Na Região Sul do Brasil, o aumento das chuvas no perío-
Oeste, Sudeste e norte da Argentina, conforme apresenta-
do mencionado pode também ser observado nos registros
do na Figura 2.6 e documentado em alguns outros estudos
hidrológicos, como a vazão do rio Iguaçu e do alto Paraná
de “tendências”, citados a seguir. Contudo, estas “tendên-
(Liebmann et al., 2004). Tendências positivas neste período
F i g. 2 .12
40
30
20
10
5
2
-2
-5
-10
-20
-30
-40
40
40
30
30
20
20
10
10
5
5
2
2
-2
-2
-5
-5
-10
-10
-20
-20
-30
-30
-40
-40
Fig. 2.12: Variação percentual de vazões entre os períodos 1900-1970 e 1971-1998 (Fonte: Milly et al., 2005).
causas relacionadas à atividade humana.
Os principais aspectos descritos acima estão con-
F i g. 2 .13
sistentes com as tendências calculadas para o período
P r e c i p i ta ç ã o Tota l - A n u a l
O primeiro modo interdecenal de totais anuais de
1951-2000 por Obregon e Marengo (2007) e apresenta-
precipitação (Figura 2.6) não mostra fortes componentes
das na Figura 2.13: tendências negativas no norte e oeste
no Nordeste do Brasil. Contudo, o segundo modo (não
da Amazônia, positivas no sul da Amazônia, positivas no
5ºN
mostrado) revela que naquela região há forte variabilidade
Centro-Oeste e Sul do Brasil, ausência de tendência no
0º
decenal, com períodos em torno de 12 anos e maiores,
Nordeste. Contudo, conforme já alertado, tais “tendên-
associada principalmente com a variabilidade do Atlântico
cias” podem dever-se à mudança de fase de modo de
(Grimm e Saboia, 2011a, b), mas sem clara “tendência”
variabilidade interdecenal no período analisado. As Figu-
10ºS
40
no período 1950-2000, podendo esta assumir diferentes
ras 14a-d mostram as tendências da precipitação total sa-
15ºS
0
sinais de acordo com o período analisado. Um exemplo
zonal. As estações de verão (DJF) e outono (MAM) apre-
200
160
120
5ºS
desta dependência das tendências em relação ao período
sentam padrões similares ao da tendência anual, com
20ºS
analisado pode ser encontrado na comparação de diferen-
valores que variam de acordo com a estação chuvosa de
25ºS
tes estudos: enquanto Santos e Brito (2007) detectaram
cada região. Nas outras estações a distribuição é relativa-
tendência positiva no Rio Grande do Norte e Paraíba no
mente diferente e a intensidade das tendências é menor.
período 1935-2000, Lacerda et al. (2009) identificaram
Ressalte-se que no extremo noroeste da Amazônia e na
tendência negativa em Pernambuco no período 1965-
região Sul as tendências seguem padrões similares que
2004. A inspeção do modo de variabilidade interdecenal
ao do total anual. Já no centro-leste do Brasil (MG, BA,
com mais fortes componentes no Nordeste do Brasil no
ES) as “tendências” na primavera e verão são opostas na
período 1900-1993 (figura não mostrada, ver Grimm e Sa-
maioria das estações, o que é consistente com a relação
boia, 2011a) revela que realmente as tendências da chuva
entre os primeiros modos interdecenais de primavera e
no Nordeste nestes dois períodos são opostas e que no
verão, descrita na seção 2.2.3 e mostrada nas Figuras 7a,
longo prazo pode não haver tendência.
b (Grimm e Saboia, 2011a).
80
-40
mm/Década
sejam provocadas pelo gerenciamento regional da água e
-80
-120
30ºS
-160
-200
70ºW 65ºW 60aºW55ºW 50ºW45ºW 40ºW 35ºW
2.13. Tendência da precipitação total anual no período1951-2000 (mm/década). Círculos com contornos grossos
Fig.Fig.13.
Tendência da precipitação total anual no período1951-2000 (mm/
indicam significância estatística do Teste Mann-Kendal ao nível de significância de 0.05 (Obregon e Marengo, 2007).
com contornos
grossos da
indicam
significância
do período1951Teste Mann-Ke
Fig.
13. Tendência
precipitação
totalestatística
anual no
significância
de 0.05
(Obregon
e Marengo,
2007).
com
contornos
grossos
indicam
significância
estatística do Tes
F i g. 2 .14 a
significância de 0.05 (Obregon e Marengo, 2007).
a ) P r e c i p i ta ç ã o Tota l - D J F
80
5ºN
60
0º
20
10ºS
0
15ºS
-20
20ºS
-40
25ºS
-60
30ºS
-80
mm/Década
40
5ºS
-100
ecipitação total anual no período1951-2000 (mm/ década). Círculos
ndicam significância estatística do Teste Mann-Kendal ao nível de
F i g . 22007).
.14b
egon e Marengo,
F i g. 2 .14 d
P reci pita ç ã o Tota
- MAM
Fig. 13. b)Tendência
da lprecipitação
total anual no período1951-2000 (mm/ década). Círculos d ) P r e c i p i ta ç ã o Tota l - S O N
com
contornos grossos indicam significância
estatística do Teste Mann-Kendal ao nível
de
80
5ºN
5ºN
significância
de 0.05 (Obregon e Marengo, 2007).
0º
0º
40
40
10ºS
0
15ºS
20ºS
-20
25ºS
-40
20
10ºS
15ºS
0
mm/Década
20
mm/Década
5ºS
5ºS
20ºS
25ºS
-20
30ºS
30ºS
-80
-40
Fig. 14. Tendência da precipitação total sazonal (1951-2000) em mm/ década (Obregon e
Fig. 2.14. Tendência da precipitação total sazonal (1951-2000) em mm/década (Obregon e Marengo, 2007).
Marengo, 2007)
F i g . 2 .14c
2 . 2 . 2 temperatura
b) P reci pita ç ã o Tota l - J J A
5ºN
40
0º
5ºS
0
10ºS
15ºS
-20
mm/Década
20
20ºS
-40
recipitação total sazonal (1951-2000) em mm/ década (Obregon e
25ºS
-60
30ºS
A América do Sul possui a maior parte do seu território
o clima. Mudanças no uso da terra frequentemente alteram
localizado em áreas tropicais e subtropicais. Mudanças sa-
a emissão de gases de efeito estufa que levam a mudanças
zonais em padrões de temperatura em regiões tropicais
climáticas e indiretamente influenciam a temperatura lo-
são primariamente controladas por alterações da massa
cal (Bonan, 2008; Macedo et al., 2008; Searchinger, 2008;
de ar dominante que induz variações em nebulosidade e
Giorgescu et al., 2009, 2011; Loarie et al., 2011). A queima
consequentes mudanças nos balanços de energia (e.g., Mc-
de biomassa vegetal e consequente emissão de aerossóis
Gregor & Nieuwolt, 1998), enquanto nas regiões subtropic-
podem ter um efeito significativo na temperatura da super-
ais estas mudanças são devidas principalmente à passagem
fície devido à absorção e reflexão da radiação solar pelos
de ciclones extratropicais (frentes frias), que não apenas
aerossóis e pela aumentada cobertura de nuvens induzida
provocam mudança de nebulosidade, mas também a alte-
por eles, conforme foi demonstrado por Davidi et al. (2009)
ração da massa de ar dominante (de tropical para polar).
para a estação seca na Amazônia.
Mudanças na cobertura do solo também contribuem para
A avaliação acurada de tendências de temperatura na
variações regionais de temperatura. Por exemplo, alterações
América do Sul em escala decenal a multidecenal está bas-
Fig. 14. Tendência da precipitação total sazonal (1951-2000) em mm/ década
(Obregon e
a evapotranspiração e o albedo, influenciando diretamente
Marengo, 2007)
tante limitada pela disponibilidade de dados e sua distri-
-80
das vegetações nativas por agricultura ou pastagem alteram
buição espacial não homogênea. Além disso, o controle de
qualidade de dados e os métodos de medidas aumentam
o verão. Os autores também chamam atenção ao fato
entre esses aumentos e mudanças na temperatura da
Mais recentemente, Obregon e Marengo (2007) apre-
as incertezas nas avaliações de tendências. Estas limita-
de que a frequência maior de eventos El Niño durante
superfície do mar (TSM). Fenômenos como El Nino/Os-
sentaram uma análise observacional das tendências da tem-
ções são ainda mais críticas em regiões tropicais como a
os últimos 20 anos da análise (i.e., 1982-2002), com-
cilação Sul (ENOS) têm um papel crítico para o controle
peratura no período 1961-2000 (Figura 2.15), que aponta
Amazônia e o Pantanal Matogrossense, sobre os quais a
parativamente ao período anterior (1960-1980), poderia
de nebulosidade e temperatura, com sinal significativo no
para uma predominância de aumento das temperaturas mé-
escassez de dados é um problema que persiste até hoje
ter exercido um papel não desprezível na ocorrência de
Sul do Brasil e Argentina (Barros et al. 2002; Rusticucci et
dias, máximas e mínimas, tanto para valores anuais como sa-
(e.g., Vincent et al., 2005). Devido a estas limitações,
temperaturas mais altas e na tendência de extremos.
al. 2003). Estudos numéricos têm mostrado a importân-
zonais, com alguns casos de tendências negativas. A máxima
existem relativamente poucas publicações com dados
Foram usados índices de temperaturas extremas us-
cia do Atlântico no controle da precipitação e circulação
tendência observada das temperaturas médias anuais foi de
históricos sobre mudanças de temperatura, incluindo ex-
ando limites pré-determinados de temperaturas máxi-
da América do Sul (e.g., Robertson et al., 2003). Porém,
0,6ºC/década, numa localidade do Nordeste. Para as tem-
tremos, na América do Sul.
mas e mínimas, com a finalidade de detectar dias frios
estudos observacionais necessitam ser ampliados para
peraturas máximas anuais, a máxima tendência observada
Tendências nas temperaturas médias, desvios-padrão
e quentes. O estudo mostrou que a frequência de dias
compreender as implicações das anomalias globais de
foi de 0,6ºC/década, enquanto para as temperaturas míni-
e extremos foram avaliadas para o verão (dezembro-fever-
considerados quentes, segundo estes índices, aumentou
TSM na temperatura da superfície sobre o continente. É
mas anuais foi de 1,4ºC/década. Por outro lado, Salati et al.
eiro) e inverno (junho-agosto) entre 1959-98 sobre a Ar-
durante o verão e o inverno, especialmente durante as
importante destacar que Vincent et al. (2005) não anal-
(2007) fizeram uma análise de diferenças de temperaturas
gentina (Rusticucci e Barrucand 2004). Os autores mostr-
duas últimas décadas da análise. As tendências positivas
isaram estações sobre os países do norte da América do
médias, máximas e mínimas anuais, entre diferentes perío-
aram uma tendência negativa no número de noites frias e
observadas nas temperaturas mínimas e nos dias mais
Sul (Venezuela, Colômbia, Guiana Francesa, Guiana e Su-
dos de tempo (1991-2004 e 1961-1990), para as diferentes
dias quentes, enquanto que o número de noites quentes e
quentes durante o inverno ocorreram mesmo durante
riname). Além disso, há uma grande escassez de estações
regiões do Brasil. As diferenças foram positivas, variando de
dias frios aumentou em várias localidades, sobretudo du-
anos em que se observaram eventos extremos frios (ou
em uma grande extensão da área tropical brasileira, a qual
1,5°C, para a temperatura mínima na Região Norte, a 0,3°C,
rante o verão. Quintana-Gomez (1999) analisou tendên-
friagens), como 1975, 1994 e 2000.
inclui a Amazônia, o Centro-Oeste e Nordeste do Brasil.
para a temperatura máxima da Região Sul.
1918-1990 e mostrou evidência de que houve um aumento
examinaram tendências em diversos índices de tempera-
sistemático das temperaturas mínimas e decréscimo na
tura entre 1960-2000. Nesse estudo, foram utilizados
amplitude do ciclo diurno com uma taxa acelerada, par-
dados disponíveis de temperatura obtidos de estações
ticularmente nos últimos 25 anos da análise.
sobre a América do Sul, após serem submetidos a um
Sobre o Brasil, vários estudos foram feitos para diferen-
F i g. 2 .15 a
Te m p e r at u r a m é d i a a n u a l
forte controle de qualidade, tendo sido utilizados dados
Temperatura Média - Anual
tes regiões. Para a Amazônia, Marengo (2003) encontrou
de temperatura diária de 68 estações. Esses resultados
5ºN5ºN
uma tendência de aquecimento de 0,85ºC (em 100 anos)
indicaram que não existem mudanças consistentes nos
0º 0º
estimada até 2002. Marengo e Camargo (2008) investiga-
índices que estão baseados em temperaturas máximas
ram tendências na temperatura mínima e máxima e na am-
diárias, enquanto tendências significativas foram encon-
plitude térmica diurna e derivaram índices para temperatu-
tradas nos índices baseados em temperaturas mínimas
ras extremas entre 1960-2000 nos estados do sul do Brasil
diárias. Concluíram ainda que há tendência significa-
(Paraná, Santa Catarina e Rio Grande do Sul). Verificaram
tiva de aumento na porcentagem das noites quentes e
que a maior parte das estações meteorológicas mostra um
tendência de diminuição na porcentagem das noites frias
20ºS
20ºS
acentuado aumento nas temperaturas noturnas (inferidas
em grande parte das estações, sobretudo no verão (DJF)
25ºS
25ºS
pelas temperaturas mínimas), comparativamente a um
e outono (MAM). O aumento de temperatura noturna
ligeiro aumento das temperaturas diurnas (inferidas pelas
resulta em uma diminuição da amplitude diurna da tem-
temperaturas máximas) durante todo o ano. Como conse-
peratura. Uma observação relevante é que as estações
quência, tem havido um decréscimo na amplitude térmica
com tendências significativas estão localizadas, na sua
diurna no período analisado. As tendências de aquecimen-
maioria, próximas às costas oeste e leste da América do
to foram mais fortes no inverno comparativamente com
Sul, o que sugere a importância de compreender relações
0.6
0.6
5ºS5ºS
0.4
0.4
10ºS
10ºS
0.2
0.2
15ºS
15ºS
Cº/Década
Em um estudo mais abrangente, Vincent et al. (2005)
ºC/Década
cias de temperatura na Venezuela e na Colômbia entre
00
-0.2
-0.2
30ºS
30ºS
70ºW 65ºW
65ºW 60aºW55ºW
60ºW 55ºW 50ºW45ºW
50ºW 45ºW 40ºW
40ºW 35ºW
35ºW
70ºW
-0.4
-0.4
Temperatura Máxima - Anual
5ºN
0.6
0º
10ºS
15ºS
0.4
0.2
ºC/Década
5ºS
0.2
0.6
15ºS
0º
0
0.4
20ºS
5ºS
25ºS
10ºS
-0.2
0.2
ºC/Década
F i g . 2 .15b
30ºS
15ºS
20ºS
25ºS
ºC/Década
5ºN
70ºW 65ºW 60ºW 55ºW 50ºW 45ºW 40ºW 35ºW
-0.4
0
Tem per atu r a má xima a n ua l
5ºN 5ºN
30ºS
-0.2
0.6
0.6
0º 0º
-0.4
5ºS 5ºS
5ºN
0.6
0.2
0.2
ºC/Década
15ºS15ºS
0º
20ºS20ºS
5ºS
0.4
0
0
25ºS25ºS
10ºS
30ºS30ºS
15ºS
25ºS
ºC/Década
70ºW65ºW
65ºW60ºW55ºW50ºW45ºW40ºW35ºW
60ºW 55ºW 50ºW 45ºW 40ºW 35ºW
70ºW
F i g . 2 .15c
0º
5ºS
Tem per atu r a mín ima a n ua l
Temperatura Mínima - Anual
5ºN10ºS
5ºN
cional para diagnosticar o efeito da plantação de cana-de-
Amazônia e sobre o extremo oeste de Minas Gerais, com
açúcar no clima regional. Nesse estudo, foi mostrado que,
valores significativos de até -0,4ºC/década. No restante do
em condições de céu claro e durante o dia, a conversão
Brasil, com exceção do norte do Rio Grande do Sul e norte
de vegetação natural de cerrado para uma mistura de agri-
de São Paulo, onde as tendências são mínimas, os valores
cultura e pasto aquece o cerrado em média 1,55ºC (varia-
são positivos e significativos com valores entre +0,3ºC/
ção entre 1,45-1,65ºC). Uma subsequente conversão para
década e +0,4ºC/década (~1,2 a 1,6ºC em 40 anos),
cana-de-açúcar esfria a região em uma média de 0,93ºC
na maioria dos casos. O valor extremo positivo é obser-
(variação entre 0,78-1,07ºC), resultando em um aumento
vado em Pesqueira (Nordeste), com valor aproximado de
líquido de aproximadamente 0,6ºC. Estes efeitos combina-
+0,6ºC/década (Figura 2.15, esquerda). Sobre a maior par-
dos de modificação do uso da terra e queima de biomassa
te das regiões com informação, observa-se um incremento
podem contribuir para a existência de padrões espaçotem-
da temperatura máxima média anual (Figura 2.15, centro),
porais complexos nas tendências das temperaturas e seus
com valores até de 0,6ºC/década (~2,5ºC/40 anos), que
extremos em regiões tropicais.
pontos isolados sobre a Amazônia e sobre o Sudeste, com
que são as paisagens mais alteradas em relação aos ecos-
valores negativos significativos em torno de -0,2ºC/década
sistemas e processos naturais. A elevação das temperatu-
a -0,3ºC/década (entre -0,8 a -1,2 ºC/40 anos). Valores pos-
ras em grandes cidades é geralmente explicada em termos
itivos de tendências da temperatura mínima média anual
dos processos básicos de balanço de energia na superfície,
1
(Figura 2.15, direita) são observados sobre todas as regiões
como trocas de radiação de onda curta e de onda longa e
1.4
1.4
do Brasil. Os valores máximos são observados sobre o es-
fluxos de calor sensível e calor latente (Blake et al., 2011).
tado de Tocantins, com valor de +1,4ºC/década. Valores
Em relação à radiação de onda curta (ou radiação solar),
não significativos são observados somente sobre parte do
o albedo (ou refletividade) das cidades é muito menor
extremo noroeste da Amazônia, Rio de Janeiro e leste do
que as superfícies naturais, devido às diferentes cobertu-
Rio Grande do Sul.
ras (por ex., asfalto escuro, coberturas de edifícios, etc.) e
1.2
0º15ºS
0º
1.2
1.2
0.6
1
0.8
0.8
ºC/Década
0.4
10ºS25ºS
10ºS
dia anual mostra valores negativos sobre a parte norte da
peratura são especialmente fortes em centros urbanos,
0.8
5ºS20ºS
5ºS
Loarie et al. (2011) desenvolveram um estudo observa-
Brasil, com exceção da região Sul. Também se observam
-0.2
1.4
(2007), a distribuição das tendências da temperatura mé-
Os efeitos da mudança de uso da terra sobre a tem-
Temperatura Mínima - Anual
5ºN
30ºS
em alterações importantes na temperatura. Por exemplo,
são significativos estatisticamente sobre grande parte do
0
ºC/Década
20ºS
0.2
-0.2
-0.2
Cº/Década
10ºS10ºS
0.4
0.4
Cº/Década
De acordo com o estudo de Obregon e Marengo
A Amazônia, o Centro-Oeste e o Sudeste do Brasil
aprisionamento de radiação nos “canyons” urbanos. Isto
estão sob influência do sistema de monções da América
produz eficiente absorção de radiação de onda curta. Os
do Sul (SMAS) (e.g, Marengo et al., 2010b). Variações na
profundos “canyons” urbanos resultam em reduzida visão
nebulosidade e precipitação associadas com variações e
do céu ao nível das ruas, dificultando processos radiativos
mudanças no SMAS podem ter um papel na temperatura
de resfriamento por radiação de onda longa. Além disso,
que é desconhecido. Além disso, durante a estação seca,
a geometria urbana vertical impacta os ventos, geralmente
o aumento de aerossóis de queimadas pode resultar em
reduzindo ventilação e resfriamento por calor sensível. A
um resfriamento próximo à superfície (1000 hPa) devido a
substituição de solo e vegetação natural por superfícies
efeitos radiativos, mas um aquecimento em 850 hPa (no
impermeáveis leva à redução da evapotranspiração e do
(2.15.b) e temperatura mínima média anual (2.15.c), em °C/década. Círculos com contornos grossos indicam
topo da camada limite) devido ao efeito de absorção (Da-
resfriamento por calor latente. As densas superfícies imper-
significância estatística do Teste Mann-Kendal ao nível de significância de 0.05 (Obregon e Marengo, 2007).
vidi et al., 2009). Mudanças de uso da terra podem resultar
meáveis com alta capacidade calorífica criam significativas
0.2
15ºS30ºS
15ºS
20ºS 20ºS
0.6
0.6
0
0.4
0.4
25ºS 25ºS
0.2
0.2
30ºS 30ºS
70ºW
65ºW60ºW55ºW50ºW45ºW40ºW35ºW
60ºW 55ºW 50ºW 45ºW 40ºW 35ºW
70ºW
65ºW
0
Fig. 2.15. Tendência (período 1961-2000) da temperatura média anual (2.15.a), temperatura máxima média anual
mudanças no tempo de armazenamento e liberação de calor,
períodos anteriores, e resfriamento é observado em parte
relacionada com a maior extensão geográfica da América do
Goiás e Tocantins na última década (i.e., entre 2000 e 2009),
se comparado às superfícies de solo e vegetação naturais. A
da região subtropical (60°-20°S, 75°-50°W) (Figura 2.16). Os
Sul em latitudes tropicais. A diminuição das áreas com T=18ºC
comparativamente com períodos anteriores. A migração da
alta densidade populacional e a atividade econômica em áreas
resultados indicam que as variações de temperatura não são
sobre o continente em DJF, comparativamente a outubro e
isoterma T=15ºC em direção às mais altas latitudes sobre o
urbanas produzem intensa liberação de calor antropogênico
predominantemente produzidas por ENOS, mas por outra
novembro (Figura 2.17), deve-se ao papel do aumento de
Atlântico tropical (Figura 2.17b,d,f) está provavelmente as-
em pequenas escalas espaciais (sistemas de aquecimento e
variabilidade natural (como a oscilação interdecenal PDO/
nebulosidade e diminuição da radiação solar direta no pico da
sociada com a tendência de aumento de TSM nesta região
refrigeração, meios de transporte, uso de energia residencial
IPO) e/ou pode ser antropogênica.
monção de verão sobre a temperatura em baixos níveis. Carv-
do Atlântico em décadas recentes (e.g., Seager et al., 2010).
e comercial). A emissão de calor antropogênico tem sido bem
Em estudo recente, Carvalho et al. (2011b) também
alho et al. (2011b) mostraram que o aumento de temperatura
Estas mudanças na temperatura dos baixos níveis têm papel
documentada e pesquisada em países desenvolvidos como
utilizaram dados da reanálise NCEP/NCAR para investigar
não é uniforme sobre as áreas tropicais. Existem evidências
importante para os contrastes oceano-atmosfera e para o de-
um fator importante, causando o fenômeno de ilha de calor
mudanças no sistema de monções da América do Sul e ex-
de que o aquecimento está sendo mais pronunciado sobre
senvolvimento e manutenção do sistema de monções.
urbana (Ohashi et al., 2007). Blake et al. (2011) analisaram da-
aminaram o aquecimento de baixos níveis (850hPa). Foram
dos climáticos de longo período para 12 grandes cidades sobre
utilizados dados médios em 5 dias no período que se estende
o globo. Destas, 10 apresentaram tendências de aquecimento,
entre 1948-2009 e com resolução espacial de 2,5º latitude por
14.6
sendo que em 7 delas esta tendência é significativa. No século
2,5º longitude. O nível de 850 hPa foi escolhido por se tratar
14.5
passado, entre todas elas, a maior tendência de aquecimento
de um nível próximo à superfície (em torno de 1460 m de
14.4
ocorreu em São Paulo (+0,27ºC/década). O aquecimento de
altitude), mas que se encontra acima da topografia média
14.3
São Paulo foi maior no inverno do que no verão.
sobre áreas tropicais da América do Sul (com exceção dos
14.2
Apesar de alguns estudos indicarem que há discrepâncias
Andes). Esse estudo examinou a variação interanual das áreas
14.1
entre dados de reanálises do National Centers for Environ-
com T≥18ºC e T≤15ºC. Temperaturas maiores ou iguais a
14.0
mental Predictions/National Center for Atmospheric Research
18ºC em 850 hPa são observadas sobre áreas continentais
13.9
NCEP/NCAR (Kalnay et al., 1996), devidas a diversas razões,
durante todo o ano. Portanto, o monitoramento de áreas com
como mudanças nos sistemas de observações, problemas
T≥18ºC pode ser utilizado como uma aproximação para in-
do modelo em representar bem a topografia real, processos
ferir o aquecimento em baixos níveis sobre áreas de terra, em
de convecção e precipitação, processos de superfície, etc.
contraste com áreas oceânicas. Por outro lado, temperaturas
(Kalnay e Cai 2003; Cai e Kalnay, 2005; Rusticucci e Kousky,
inferiores a 15ºC em 850 hPa são observadas em latitudes
2002; Nuñez et al. 2008), o uso de dados de reanálise per-
subtropicais e sobre os oceanos. Portanto, o monitoramento
mite estudos espacialmente mais abrangentes, com dados
da evolução de áreas com este limiar representa o efeito de
homogeneamente distribuídos. Por exemplo, Collins et al.
aquecimento ou resfriamento sobre os oceanos. A Figura 2.17
(2009) investigaram a variação da temperatura do ar a 2
mostra a evolução dos limiares T=18ºC e T=15ºC a cada 5
23.8
12.7
m da superfície na América do Sul, usando dados dessa re-
anos, iniciando em 1948 para os meses de outubro (Figura
23.6
12.5
análise, entre 1948 e 2007. No verão austral (DJF), a maior
2.17a,b), novembro (Figura 2.17c,d), dezembro (Figura 2.17e,f)
23.4
parte do continente tem temperatura entre 21ºC e 24ºC du-
e janeiro (Figura 7g,h). Em meses de inverno (maio-julho),
rante 1948-1975, mas para 1976-2007 a temperatura média
áreas com T≥18ºC migram para a América do Norte acom-
2003
1998
1993
1988
1983
1978
1973
1968
1963
1958
1953
1948
2003
1998
1993
1988
1983
1978
1973
1968
1963
1958
1953
1948
13.1
24.0
12.9
12.3
12.1
23.2
11.9
23.0
11.7
22.8
2003
1998
1993
1988
1983
1978
1973
1968
1963
1958
1953
1948
11.5
2003
trópicos e extratrópicos. Esta expansão está, em grande parte,
13.3
24.2
1998
no Nordeste e sobre o Atlântico Norte, em comparação a
Whole SA
1993
do Brasil nos últimos 60 anos do que em direção aos sub-
Global
1988
aquecimento na região tropical do continente, especialmente
18.0
1983
tem se expandido muito mais em direção ao equador e leste
13.6
1978
mais quentes. Nos últimos 7 anos (2001-2007), houve maior
18.2
13.7
1973
o aquecimento em baixos níveis da atmosfera durante o verão
13.8
1968
recente, indicando que o Nordeste e o Centro do Brasil estão
18.4
1963
Sul em agosto. Os resultados destes estudos evidenciam que
18.6
1958
na região tropical (20°S-10°N, 80°-35°W) no período mais
18.8
1953
panhando o ciclo sazonal solar, retornando para a América do
19.0
1948
está acima de 24ºC. No inverno (JJA), a temperatura cresceu
F i g. 2 .16
SSA
Fig. 2.16. Evolução da temperatura média anual 2 m acima da superfície no período 1948-2007, em todo o globo e toda a América do Sul (painéis superiores) e na
América do Sul tropical (TSA: 20°S-10°N; 80°-35°W) e na América do Sul subtropical (SSA: 60°-20°S; 75°-50°W) (painéis inferiores) (Fonte: Collins et al., 2009).
F i g . 2 .17a
F i g. 2 .17 c
5-yr aver ag e T > = 1 8. 0 C ( 85 0hPa ) : O c t
5 - y r av e r a g e T > = 1 8 . 0 C ( 8 5 0 h Pa ) : N o v
20
20
0
0
1948 - 1952
1953 - 1957
1958 - 1962
1963 - 1967
1968 - 1972
1973 - 1977
1978 - 1982
1983 - 1987
1993 - 1997
1998 - 2002
2003 - 2006
2007 - 2010
-20
-40
-60
-20
-40
-60
-80 -60-40 -20
F i g . 2 .17b
1948 - 1952
1953 - 1957
1958 - 1962
1963 - 1967
1968 - 1972
1973 - 1977
1978 - 1982
1983 - 1987
1993 - 1997
1998 - 2002
2003 - 2006
2007 - 2010
-80 -60-40 -20
F i g. 2 .17 d
5-yr aver ag e T = 1 5 . 0 C ( 85 0hPa ) : O c t
5 - y r av e r a g e T = 1 5 . 0 C ( 8 5 0 h Pa ) : N o v
20
20
0
0
-20
1948 - 1952
1953 - 1957
1958 - 1962
1963 - 1967
1968 - 1972
1973 - 1977
1978 - 1982
1983 - 1987
1993 - 1997
1998 - 2002
2003 - 2006
2007 - 2010
-40
-60
-80 -60-40 -20
-20
-40
-60
1948 - 1952
1953 - 1957
1958 - 1962
1963 - 1967
1968 - 1972
1973 - 1977
1978 - 1982
1983 - 1987
1993 - 1997
1998 - 2002
2003 - 2006
2007 - 2010
-80 -60-40 -20
F i g . 2 .17e
5-yr aver ag e T > = 1 8. 0 C ( 85 0hPa ) : O c t
20
0
1948 - 1952
1953 - 1957
1958 - 1962
1963 - 1967
1968 - 1972
1973 - 1977
1978 - 1982
1983 - 1987
1993 - 1997
1998 - 2002
2003 - 2006
2007 - 2010
-20
-40
-60
-80 -60-40 -20
A Figura 2.18 mostra a evolução temporal das áreas com
1997 e em outubro existe uma mudança de regime em
temperaturas maiores que 18ºC que interceptam a América
2001. Um grande número de estudos tem discutido a ocor-
do Sul em setembro, outubro e novembro (adaptado de
rência de mudança rápida (shift) no clima global em mea-
Carvalho et al., 2011b), com respectivas tendências lineares
dos e fim dos anos 70 (Zhang et al., 1998; Deser et al., 2004;
(todas significativas ao nível de 5%). Mudanças de regime
Deser e Phillips, 2006). Existem fortes evidências de que a
da média (shifts) foram testadas para as séries temporais
transição do clima nos anos 70 esteve associada a mudan-
mostradas na Figura 2.18, de acordo com o método descrito
ças na TSM dos oceanos Pacífico e Índico, e existe evidência
em Rodionov (2004). Este método está baseado em um
substancial de que estes oceanos têm sofrido aquecimento
processamento sequencial de dados pelo qual são testa-
desde 1977, com impactos globais. Mais estudos precisam
das diferenças na média entre dois segmentos de dados de
ser feitos para compreender as mudanças de regime obser-
comprimento L. Diferentes valores de L foram utilizados.
vadas nas áreas com T≥18ºC no final dos anos 90 e início
Mostra-se que para 8≤L≤10 existe uma mudança de regime
dos anos 2000, assim como a influência da variabilidade
interdecenal sobre a temperatura
América do
Fig.17. Evolução média da isoterma T=18oCclimática
(coluna
da esquerda) e T=15oCna(coluna
da
Sul
(Barros
et
al.,
2006;
Pereira
Filho
et
al.,
2007).
Paradireita)
o mês deem
setembro,
a
mudança
de
regime
ocorre
em
850hPa para Outubro (a,b), Novembro (c,d), Dezembro (e,f), Janeiro (g,h). As
cores representam períodos distintos. Os intervalos a cada 5 anos estão indicados na própria
figura. Adaptado de Carvalho et al. (2011).
para as áreas com T≥18ºC em novembro entre 1976 e 1977.
F i g. 2 .18
F i g . 2 .17f
A r e a 1 8 º C 8 5 0 h Pa ( k m 2 )
5-yr aver ag e T = 1 5 . 0 C ( 85 0hPa ) : O c t
September
October
2.50E+07
November
20
2.00E+07
Area September =12278x-2E+08
R2=0.302
0
1.50E+07
Area October =14475T-3E+08
R2=0.458
-20
1948 - 1952
1953 - 1957
1958 - 1962
1963 - 1967
1968 - 1972
1973 - 1977
1978 - 1982
1983 - 1987
1993 - 1997
1998 - 2002
2003 - 2006
2007 - 2010
-40
-60
1.00E+07
5.00E+06
Area November =12251T-2E+08
R2=0.458
0.00E+00
-80 -60-40 -20
Fig.2.17. Evolução média da isoterma T=18oC (coluna da esquerda) e T=15oC (coluna
da direita) em 850hPa para outubro (a,b), novembro (c,d), dezembro (e,f) e janeiro
(g,h). As cores representam períodos distintos. Os intervalos a cada 5 anos estão
194019501970198019902000200020102020
Fig. 18. Evolução temporal da área com temperaturas ≥ 18oC em 850hPa sobre a América do
Fig. 2.18. Evolução temporal da área com temperaturas ≥ 18oC em 850hPa sobre a América do Sul (1948-2009). Tendências lineares estão
Sul (1948-2009).
Tendências lineares estão indicadas na figura (adaptado de Carvalho et al.
indicadas na figura (adaptado de Carvalho et al. 2011).
2011).
indicados na própria figura. Adaptado de Carvalho et al. (2011).
10.0
8.0
6.0
4.0
ºC
2.2.3 eventos e x tremos
Outros casos de precipitação extrema ocorrem em anos
total anual devida a dias com precipitação que excedem
neutros com relação ao ENOS, e podem ser associados a
o percentil 95), R10 (número de dias com precipitação ≥
Eventos extremos de precipitação são relacionados com in-
sim como ondas de calor que são prejudiciais à saúde, são
outras forçantes, como variabilidade intrasazonal, telecon-
10 mm), CDD (número de dias consecutivos sem chuva),
undações, enchentes, deslizamento de morros, que causam
eventos extremos relacionados com temperatura. Casos
exões, intensificação de sistemas sinóticos, situações de
SPI (anomalias de precipitação normalizadas pelo desvio
destruição em cidades e lavouras, perdas de vidas, afetando
de enchentes, deslizamentos e secas têm ocorrido com
bloqueio, sistemas de mesoescala. Alguns exemplos: a seca
padrão). Observações em estações de superfície de 1960
vários setores da sociedade. Em uma escala de tempo maior
maior frequência em várias regiões do Brasil. A frequência
nas regiões Central e Sudeste do Brasil, em 2000/2001 (Cav-
a 2000 mostram que houve tendência positiva em casos
(mensal ou sazonal), as secas ou excesso de precipitação
e intensidade de eventos extremos é afetada pela variabili-
alcanti e Kousky, 2004), a qual provocou uma crise energé-
extremos de precipitação mostrados por índices, no Sul e
também afetam a sociedade e a economia do país, pelas
dade natural climática (e.g., Grimm e Tedeschi, 2009), mas
tica no Brasil; a intensa precipitação na Bacia do Prata em
Sudeste do Brasil, enquanto no Nordeste do Brasil a tendên-
perdas agrícolas ou pela redução de recursos hídricos, que
poderia também ser afetada por mudanças climáticas em
2001/2002 e 2002/2003 (Silva e Berbery, 2006), e a seca
cia foi negativa (Haylock et al., 2006). Tendências positivas
influi na geração de energia. Casos de intensas incursões
um sistema terrestre global modificado pela ação de gases
prolongada na Amazônia em 2005 (Marengo et al., 2008).
no número de casos no Sul e Sudeste do Brasil também
de ar frio, que causam geadas e afetam a agricultura, as-
antropogênicos (Trenberth et al., 2003).
Outro caso recente de seca na Amazônia foi registrado em
foram registradas por Marengo et al. (2010a), Penalba e
2010 (Marengo et al., 2011). O evento Catarina, considerado
Robledo (2010), Rusticucci et al. (2010). Contudo, Lacerda
um sistema híbrido tropical-extratropical, estudado por Pe-
et al. (2010) mostram que na década de 2000 ocorreram
zza e Simmonds (2005), embora não tenha causado intensa
recordes históricos de totais diários de chuva no estado de
2 . 2 . 3 .1 eventos e x tremos de precipitação
As Regiões Sul e Sudeste do Brasil são altamente vul-
que há ocorrência da ZCAS, a qual permanece por vários
precipitação, foi acompanhado por ventos intensos que cau-
Pernambuco, especificamente nas bacias hidrográficas do
neráveis com relação a eventos extremos de precipitação,
dias sobre o Sudeste do Brasil. A maioria dos eventos ex-
saram sérios prejuízos na região afetada.
Una e do Mundaú. Estudos realizados para o período 1965-
devido à alta concentração demográfica e por estarem
tremos diários nesse estado foi associada a intensa ZCAS
Fatores locais, como a topografia e a proximidade da
2005 por Lacerda et al. (2009), na microrregião do Pajeú,
sujeitas à ação de sistemas meteorológicos que podem
em Carvalho et al. (2002). Na região Sudeste do Brasil,
costa, intensificam a precipitação nas áreas costeiras, o que
no Sertão de Pernambuco, mostraram que há aumento dos
causar intensa precipitação. A ocorrência de secas nessas
53% dos eventos extremos no período de novembro a
influi nos extremos dessas regiões, principalmente sob a
dias secos, da duração média dos veranicos e dos máximos
regiões também é um fator importante, considerando que
março ocorreram na presença de frentes frias e 47% foram
ação de sistemas sinóticos. Casos extremos na Serra do
veranicos. Os veranicos são definidos como um número de
a maior usina hidrelétrica do país se encontra na Região
associados à ZCAS (Lima et al., 2009).
Mar no verão de 1983 e no outono de 2005, associados
dias consecutivos sem chuva, considerando todos os valores
Sul. Secas recorrentes no Nordeste do Brasil afetam con-
A influência do El Nino-Oscilação Sul (ENOS) na precipi-
a sistemas convectivos embebidos em sistemas frontais,
da série menores ou iguais a 5 mm. Santos e Brito (2007)
stantemente a subsistência nessa região; por outro lado,
tação do Brasil é bem conhecida, com excesso de precipita-
tiveram contribuição da topografia e da brisa marítima
usaram índices de extremos climáticos propostos pelo IPCC
casos de precipitações excessivas em alguns anos provo-
ção na Região Sul e secas na Região Nordeste em El Niño e
(Vasconcellos e Cavalcanti, 2010a). Teleconexões e modos
AR4 para diagnosticar o aumento do número de dias com
cam alagamentos e destruição. A região Amazônica tem
oposto em anos La Niña (Kousky et al., 1984; Grimm, 2003;
de variabilidade no Hemisfério Sul têm influência na pre-
chuva e número de dias muito úmidos e aumento das
experimentado situações de secas prolongadas na primei-
2004). A influência do ENOS também é notada com relação
cipitação sobre o Brasil. O modo anular do Hemisfério Sul
chuvas superiores a 50 mm nos estados do Rio Grande do
ra década do século XXI, as quais têm um impacto grande
aos eventos extremos de precipitação, como mostrado em
ou Oscilação Antártica e o padrão Pacific-South America
Norte e Paraíba, utilizando série histórica com 65 anos de
na vazão dos rios, prejudicando o sistema de transporte
Grimm e Tedeschi (2009), para cada mês dentro do ciclo
(PSA) foram identificados como padrões dominantes em
dados observacionais. Essas tendências devem ser alvo de
fluvial, altamente necessário na região.
ENOS. Em novembro do ano em que o El Nino se inicia, há
casos extremos de verões chuvosos e secos no Sudeste do
investigação mais profunda e detalhada, pois podem estar
Os casos de precipitação intensa no Sudeste do Brasil
registro de mais casos extremos de precipitação no Sul do
Brasil, quando também ocorreu o dipolo de precipitação
associadas a variações das anomalias de TSM nos oceanos
têm sido relacionados com a ação de sistemas sinóticos,
Brasil e menos casos na Região Centro-Leste (que inclui a
entre o Sudeste do Brasil e a Argentina (Vasconcellos e
Atlântico e Pacífico tropical, que podem explicar grande par-
como sistemas frontais (Lima et al., 2009; Vasconcellos e
maior parte do Sudeste). Em janeiro esse padrão se inverte,
Cavalcanti, 2010b). Alterações produzidas na superfície em
te da variabilidade climática observada na Região Nordeste.
Cavalcanti, 2010a) e a Zona de Convergência do Atlântico
propiciando mais casos na Região Centro-Leste. O mesmo
grandes centros urbanos podem também alterar padrões
Santos e Brito (2007) demonstraram que há forte correlação
Sul (ZCAS) (Carvalho et al., 2002; Lima et al., 2009). No
ocorre nos casos de La Niña, mas com sinais opostos. Alta
de precipitação, embora o impacto de centros urbanos so-
dos dias consecutivos secos com a dinâmica da vegetação
Estado de São Paulo, onde têm ocorrido muitos casos de
correlação de casos extremos de precipitação no Estado de
bre a precipitação não seja tão bem estabelecido como o
do bioma Caatinga, que é mais influenciada pela ocorrên-
enchentes, alagamentos e deslizamentos de encostas, a
São Paulo, com a TSM do Oceano Pacífico Central e Leste,
impacto sobre a temperatura (Blake et al., 2011).
cia de extremos de precipitação e de veranicos do que a
maioria dos casos extremos de precipitação é registrada de
foi encontrada também por Liebmann et al. (2001) durante
outubro a março (Liebmann et al., 2001). É nessa época
o período de outubro a março.
Alguns índices têm sido usados para análises de ex-
dinâmica da vegetação típica do setor leste do Nordeste, que
tremos de precipitação, como R95t (fração da precipitação
é composto, predominantemente, pela Mata Atlântica. Silva
Fig.17. Evolução média da isoterma T=18oC (coluna da esquerda) e T=15oC (coluna da
direita) em 850hPa para Outubro (a,b), Novembro (c,d), Dezembro (e,f), Janeiro (g,h). As
cores representam períodos distintos. Os intervalos a cada 5 anos estão indicados na própria
figura. Adaptado de Carvalho et al. (2011).
e Azevedo (2008) mostraram, para o município de Irecê, na
Tal como no caso das precipitações totais mensais, sa-
por Barros et al. (2002), que verificaram também o com-
Uma análise da média de alguns índices de temperatura
Bahia, que houve diminuição no total anual de precipitação
zonais ou anuais, também as “tendências” de eventos extre-
portamento oposto durante inverno de anos La Niña.
para várias localidades da América do Sul indicou tendên-
e aumento na intensidade das chuvas maiores que 20 mm,
mos dependem dos períodos analisados.
Análises com dados de estações no Rio Grande do Sul,
cias maiores para o número de noites frias, noites quentes
no período de 36 anos estudados. Ressalte-se que os estu-
Eventos extremos de precipitação estão geralmente as-
para o período de 1913 a 2006, indicaram tendência de
e amplitude diurna, enquanto dias frios e dias quentes não
dos citados acima utilizaram o método proposto por Frich et
sociados a descargas atmosféricas. Embora a atividade de
aumento das temperaturas mínimas e diminuição das
apresentaram tendências (Vincent et al., 2005). Na média
al. (2002), para obtenção dos índices climáticos extremos, e
descargas atmosféricas seja resultado de processos microfísi-
temperaturas máximas (Sansigolo e Kayano, 2010). Em
das estações, para o período de 1960 a 2000, houve uma
que esta mesma metodologia foi utilizada para elaboração
cos e termodinâmicos essencialmente não lineares, ocor-
uma escala decenal, as temperaturas mínimas mais
tendência negativa no número de noites frias e tendências
dos mesmos índices citados no relatório do IPCC AR4. No
rendo em toda a troposfera e dependentes de inúmeros
baixas no Rio Grande do Sul ocorreram nos anos 1920,
positivas no número de noites quentes. O mesmo com-
entanto, estudos recentes mostram a variabilidade interanu-
parâmetros meteorológicos, é bem estabelecido na litera-
e as mais altas nos anos 1990. As temperaturas máximas
portamento foi observado nas análises realizadas por Alex-
al de eventos secos e úmidos em toda a parte sul-sudeste da
tura científica que os raios são sensíveis às variações de tem-
mais baixas no verão foram registradas nos anos 1970 e
ander et al. (2006) para o sudeste da América do Sul, no
América do Sul, podendo estar associados a variabilidade de
peratura em diversas escalas (Williams, 1992, 1994, 1999,
as mais altas, na década de 1940 (Sansigolo and Kayano
período de 1951 a 2003. Renom et al. (2010) encontraram
TSM do Atlântico Subtropical (Muza et al., 2009).
2005; Price, 1993; Markson e Price, 1999; Reeve e Toumi,
2010). A temperatura mínima em Campinas (Figura
associação significativa entre o número de noites frias no
O aumento de casos extremos no Sul e Sudeste e a di-
1999; Price e Asfur, 2006b; Sekiguchi et al., 2006; Markson,
2.19) também exibe tendência positiva no período 1890-
Uruguai e a fase negativa do modo anular do Hemisfério
minuição no Nordeste em cada década no período de 1951
2007; Pinto Jr. e Pinto, 2008). Entretanto, atualmente não
2010 (Blain e Lulu, 2011). Nesta localidade, o período
Sul no período de verão de 1949-1975, que não continuou
a 2003 foram mostrados em Alexander et al. (2006). Contu-
existem evidências de aumento na atividade global de raios
compreendido entre 2001 e 2010 é o primeiro intervalo
no período de 1976 a 2005. No inverno, a correlação entre
do, Blain e Kayano (2011) não acharam significativas tendên-
em resposta ao aquecimento global (Pinto Jr., 2009), em-
de 10 anos (desde 1890) em que nenhum valor de
o número de noites quentes e a TSM no Pacífico Tropical foi
cias climáticas nas séries mensais do Índice Padronizado de
bora existam evidências locais em centros urbanos (Pinto Jr.
temperatura inferior a 3ºC foi observado. Antes desse
alta durante o primeiro período e enfraqueceu no segundo.
Precipitação de Campinas (SP) no longo período 1890-2007.
e Pinto, 2008; Pinto Jr. et al., 2011) e evidências indicando
período decenal, os maiores intervalos de tempo (anos
Ondas de calor na região da Bacia do Rio da Prata foram
Períodos de seca, assinalados pelo índice CDD (dias con-
altas correlações entre a temperatura superficial do ar e a
consecutivos) sem o registro de valores inferior a 3ºC
relacionadas com forte subsidência na região, associadas
secutivos sem chuva), apresentaram tendência negativa nas
atividade de raios em intervalos curtos de tempo (Williams,
ocorreram entre 1934 e 1941 e entre 1944 e 1950.
à ZCAS intensificada ao norte (Cerne e Vera, 2010).
regiões Centro-Oeste e Sul do Brasil (Rusticucci et al., 2010).
2005; Price and Asfur, 2006a; Sekiguchi et al., 2006).
gens. Ondas de calor também têm um impacto maior
número de noites frias no Paraná e Santa Catarina, en-
nas regiões Sul e Sudeste do Brasil, onde as temperatu-
quanto um pequeno aumento ocorreu no Rio Grande
ras são mais amenas do que nas regiões Centro-Oeste
do Sul (Marengo e Camargo, 2008). Menor frequência
e Norte do país.
de noites frias no Sul do Brasil ocorreu em invernos de
Extremos de temperatura na América do Sul têm
anos El Nino, comportamento também observado no
sido estudados através de índices, os quais podem ser
norte da Argentina por Rusticucci e Vargas (2005). O
encontrados em Rusticucci e Barrucand (2004), Vincent
aumento de temperatura em inverno de anos El Niño
et al. (2005), Marengo e Camargo (2008), Rusticucci et
no sudeste da América do Sul também foi reportado
2.0
2.0
0.0
0.0
-2.0
-2.0
Year
2000
2000
para o Sul do Brasil, foi observada uma diminuição no
1990
1990
gem o sul da Amazônia em casos conhecidos como fria-
4.0
4.0
1980
1980
rucand, 2004, Rusticucci e Renon, 2008). Em particular,
1970
1970
agrícolas nessas regiões, porém algumas incursões atin-
6.0
6.0
1960
1960
ca do Sul (Marengo e Camargo, 2008, Rusticucci e Bar-
1950
1950
inverno, muitas vezes há ocorrência de geadas e perdas
8.0
8.0
1940
1940
foram observadas em várias áreas do sudeste da Améri-
1930
1930
emente afetadas por incursões de massas de ar frio. No
10.0
10.0
1920
1920
na temperatura mínima e número de noites quentes
1910
1910
no Sul e Sudeste do Brasil, regiões que são frequent-
1900
1900
al. (2010), Marengo et al. (2010a). Tendências positivas
1890
1890
Mudanças nas temperaturas têm uma influência maior
Cº
ºC
2 . 2 . 3 . 2 eventos e x tremos de temperatura
Fig. 18. Evolução temporal da área com temperaturas ≥ 18oC em 850hPa sobre a América do
Sul (1948-2009). Tendências lineares estão indicadas na figura (adaptado de Carvalho et al.
2011).
F i g. 2 .19
Ano
Fig. 19. Dados anuais de temperatura mínima do ar em Campinas, SP, no período 1890-2010
(IAC/APTA/SAA-SP)
Fig. 2.19. Dados anuais de temperatura mínima do ar em Campinas, SP, no período 1890-2010 (IAC/APTA/SAA-SP).
2.2.4 componentes de radiação e balanço de energia
analisaram uma longa série de dados de fluxos coletados
na partição de energia entre os fluxos de calor sensível e
em dois sítios de pastagem e floresta em Rondônia, most-
calor latente, resultantes de mudanças no uso ou cobertura
Nas últimas décadas houve um enorme avanço no enten-
pioneiras medições das condições microclimáticas próxi-
rando diferenças marcantes entre os dois tipos de cober-
da terra, podem ser esperados especialmente nas épocas de
dimento de como a superfície terrestre interage com a at-
mas à superfície na floresta Amazônica, durante um perío-
tura vegetal. Os autores destacaram diferenças na radiação
estação seca. Análises recentes dos resultados da rede de
mosfera através de trocas de energia na forma de radiação
do de 25 meses, na Reserva Ducke, próximo a Manaus,
de onda curta (radiação solar) refletida, que aumentam
torres do LBA (Rocha et al., 2009) mostram que as regiões
e de calor sensível e latente. Estes avanços relacionam-se a
AM. Medições adicionais do balanço de energia, incluindo
aproximadamente 55% com a conversão de floresta para
de floresta tropical com altas taxas de precipitação e estação
desenvolvimentos tanto nas técnicas de modelagem como
componentes de radiação, calor sensível e calor latente
pastagem. O efeito combinado de maior albedo, com um
seca curta têm taxas de evaporação tipicamente de 3 a 3,5
na crescente disponibilidade de equipamentos sofisticados
(Shuttleworth et al., 1984a; 1984b; Shuttleworth, 1988;
aumento de 4,7 % na emissão de radiação de onda longa,
mm/dia e que a evaporação da estação seca pode ser até
para estudar in situ os processos radiativos e a partição da
Moore e Fisch, 1986), foram realizadas durante quatro
resulta em uma redução do saldo de radiação na pastagem
10% maior do que na estação chuvosa. Já em áreas de Cer-
energia disponível em fluxos de calor sensível e calor latente
campanhas intensivas (Fisch et al., 2000).
de até 13%, comparado à floresta primária.
rado o padrão é inverso, e a evapotranspiração na estação
(evapotranspiração) da superfície terrestre. Atualmente, os
No início dos anos 1990, com o crescimento do in-
Desmatamento de florestas ou possíveis mudanças da
seca tende a diminuir em resposta à redução na umidade
modelos computacionais de interação superfície-atmosfera
teresse científico internacional sobre possíveis efeitos do
vegetação de floresta densa para vegetação com caracter-
do solo (da Rocha et al., 2009). Em áreas desmatadas, os
incluem não apenas processos biofísicos, mas também pro-
desmatamento na Amazônia no clima, o projeto ABRACOS
ísticas de Savana causadas por mudanças climáticas podem
impactos tendem a ser ainda maiores, com taxas de evapo-
cessos de realimentação (“feedbacks”), com processos de
foi elaborado, concentrando medições em 3 localidades:
também causar importantes impactos no clima regional e
transpiração até 40 % menores do que florestas primárias,
assimilação e liberação de carbono da biosfera.
Manaus (AM), Ji-Paraná (RO) e próximo a Marabá (PA)
global (Salazar et al., 2007; Sampaio et al., 2007). Impactos
na época seca (von Randow et al., 2004).
Na América do Sul, somente a partir do início da déca-
(Gash et al., 1996). Em cada localidade, pares de sítios
da de 80, experimentos observacionais detalhados das
experimentais foram instalados e as condições climáti-
características dos componentes do balanço de radiação
cas e de umidade do solo foram monitoradas por até 4
e balanço de energia à superfície começaram a ser realiza-
anos. O valor do albedo da floresta tropical, determinado
Os dados observados são a matéria-prima essencial para
O terceiro problema é a presença de dados errados
dos. Estes projetos focalizaram principalmente a Amazônia.
pioneiramente pelas medições do ARME, foi confirmado
a análise de variabilidade climática, detecção de tendên-
ou espúrios (Grimm e Sabóia, 2011a, b). Neste aspecto,
Destacam-se os projetos Amazon Region Micrometeoro-
pelos dados observados durante o ABRACOS, com uma
cias, ou qualquer outro estudo relacionado com mudan-
um dos maiores problemas nos dados de precipitação
logical Experiment (ARME), realizado em Manaus (AM),
faixa de 0,11 a 0,13. Porém, as séries de dados mais longas
ças climáticas. Na maioria dos estudos de variabilidade
do Brasil é a existência de zeros espúrios que, em algum
entre 1983 e 1985 (Shuttleworth, 1989), que realizou o
disponíveis mostravam que em todos os sítios de floresta
climática de longo prazo e de mudanças climáticas, ex-
momento, foram inseridos no lugar de dados faltantes.
primeiro conjunto de medições micrometeorológicas na
havia variações sazonais no albedo, correlacionadas à umi-
istem três problemas concomitantes. O primeiro é a es-
Outros problemas comuns: existência de dados duvi-
Amazônia, o Anglo-Brazilian Amazonian Climate Obser-
dade do solo (Culf et al., 1995). O albedo nos dois outros
cassez de séries longas e contínuas de variáveis climáticas,
dosos, decorrentes de falhas na anotação ou digitação
vation Study (ABRACOS), realizado entre 1990 e 1994
sítios de floresta foi ligeiramente maior do que no sítio de
o que limita a detecção de mudanças de valores médios
(por exemplo, 2476,7 mm/mês), duplicação de dados
(Shuttleworth et al., 1991; Gash et al., 1996), em que os
Manaus, com uma média para os três sítios de 0,13. Na mé-
mensais, sazonais, anuais e, principalmente, de frequência
em estações muito distantes entre si (mais de 1000 km),
balanços de radiação e aspectos da partição de energia
dia, o albedo das áreas de pastagem foi aproximadamente
e intensidade de eventos extremos, ocorridos ao longo de
alteração irreal de regime climático em uma estação, por
foram avaliados tanto em áreas de floresta, quanto em
0,18 (Culf et al., 1995), variando de 0,16, com índices de área
um período razoavelmente longo (um século ou mais),
mudança de local ou outro motivo, como cópia de dados
áreas desmatadas adjacentes, e o Experimento de Grande
foliar baixos, a 0,2, com índices de área foliar altos (Wright
independentemente das oscilações climáticas naturais.
de outra estação. É, portanto, essencial uma verificação
Escala da Biosfera-Atmosfera na Amazônia (LBA), que
et al., 1996). O balanço de radiação também é afetado pela
O segundo, associado intrinsecamente ao primeiro, é a
cuidadosa dos dados, para detecção e correção destes
compreende atualmente o maior programa científico de
temperatura da superfície, que é bem maior em vegetação
heterogênea densidade espacial de postos de observação,
problemas, antes da realização de estudos climáticos.
estudos de uma região específica da superfície terrestre
de pastagem do que em áreas de floresta, causando maio-
que são muito dispersos em certas regiões, distribuídos
Adicionalmente, os instrumentos estão sendo mod-
(Keller et al., 2009). Ressalte-se que nas últimas décadas
res valores de emissão de radiação de onda longa.
de acordo com algumas características geográficas region-
ernizados (de mecânicos para eletrônicos), com uma
No final dos anos 1990, o estabelecimento do projeto
ais (por exemplo, na Amazônia os postos localizam-se
maior taxa de aquisição de dados. Os convencionais
LBA consolidou a tendência de realização de grandes pro-
ao longo dos grandes rios), o que limita a caracterização
mediam, em geral, três vezes ao dia (temperatura) e ag-
No projeto ARME, que envolveu uma colaboração en-
jetos interdisciplinares, coletando dados em períodos de
climática regional e/ou local apropriada (Molion e Dal-
ora podem coletar observações a cada hora, ou mesmo
tre cientistas brasileiros e britânicos, foram realizadas as
um ano ou prazos mais longos. Von Randow et al. (2004)
larosa, 1990; Stott e Thorne, 2010).
a cada minuto!
tais experimentos observacionais foram principalmente
para estudar a Amazônia.
2 . 2 . 5 problemas das observações
2.3
Num continente vasto como a América do Sul e num
oca possuíam apenas 11 estações para cobrir aproximada-
país grande como o Brasil, afetado por diferentes tipos de
mente 4 milhões de km². Embora tenha havido expansão
clima, é importante o estudo da variabilidade e da mudança
da rede de estações pluviométricas desde o trabalho de
climática através de observações meteorológicas confiáveis
Henry (1922), ainda há áreas com insuficiente cobertura no
Tendo em vista as dimensões continentais do Brasil e a
mudanças de fase em oscilações interdecenais e, por-
e bem distribuídas. Em uma publicação de 90 anos atrás
Norte e Centro-Oeste do Brasil, como mostrado na Figura
diversidade de regimes climáticos e de influências sobre
tanto, não pode ser considerada prova de mudanças
(Henry, 1922), foram apresentadas normais climatológicas
2.20. Além disto, grande parte das estações coleta apenas
seu clima, é necessário ressaltar a necessidade de estu-
climáticas. Por exemplo, as principais “tendências” de-
de 94 estações do Serviço Meteorológico Brasileiro, calcu-
dados pluviométricos, sem informações de temperatura,
dos observacionais para bem conhecê-lo, em termos de
tectadas são consistentes com a variação produzida na
ladas para o período 1909-1919 (11 anos). Chamava-se a
vento, umidade, evaporação, etc. Há necessidade de mais
suas características, mecanismos e variabilidade. O con-
segunda metade do século passado pelo primeiro modo
atenção para a falta de observações em vastas áreas do
investimento na rede de observações para que se possa
hecimento do clima presente é o primeiro e necessário
interdecenal de chuvas anuais, que é significativamente
Brasil, como as regiões Norte e Centro-Oeste, que na ép-
descrever mais precisamente o clima e suas variações.
passo para o conhecimento do clima futuro. O futuro se
correlacionado com um modo de “tendência” de TSM,
aproxima a cada ano de uma vez e a adaptação ao futuro
mas também com a Oscilação Multidecenal do Atlântico
próximo deve ser parte do problema geral da adaptação
e com a Oscilação Interdecenal do Pacífico. Estes resul-
ao futuro distante. A adaptação ao clima do próximo ano
tados mostram tendências negativas no norte e oeste da
ou da próxima década, quer haja ou não aquecimento
Amazônia, positivas no sul da Amazônia, positivas no
global ou outras mudanças antropogênicas, deve ser
Centro-Oeste e Sul do Brasil, ausência de tendência no
uma das prioridades nacionais, principalmente em países
Nordeste. A tendência de aumento da precipitação entre
em desenvolvimento.
1950-2000 no Sul do Brasil e outras partes da baixa Bacia
F i g . 2 . 20
5N
EQ
5S
10S
15S
20S
15S
30S
75w 70w 65w 60w55w 50w
INMET (SYNOP)
CMCD / INPE
ITEP /LAMEPE /PE
CEMIG / MG
SEMARH / DHM /AL
SEMARH / BA
CIRAM / SC
CMRH / SE
SEAG / ES
SIMEPAR / PR
SIMGE / MG
FUNCEME / CE
GEORIO / RJ
IAC / SP
DHME / PI
SECTMA / AESA /PB
EMPARN / RN
FEPAGRO /RS
COOPERATIVA / GO
Fig.Distribuição
2.20. Distribuição espacial dasespacial
pluviométricas
disponíveis
atualmente nopluviométricas
Brasil.
Fig.
das
estações
disponíveis
atualmente
Brasil.
Fig.20.
20.
Distribuição estações
espacial
das
estações
pluviométricas
disponíveis
atualmente
no no
Brasil.
s u már i o
Vários estudos aqui descritos revelam o grande im-
do Paraná/Prata, principalmente entre o período anterior
pacto da variabilidade interanual, que pode produzir alter-
e posterior à década de 1970, aparece em outros mo-
ações por um fator maior que quatro nas chuvas sazonais
dos interdecenais, principalmente o quarto modo. Esta
em certas regiões, como a Amazônia. A maior fonte de
tendência é suportada por séries um pouco mais longas,
variabilidade interanual são os eventos El Niño e La Niña.
mas apresenta inversão na última década.
As variações decenais/interdecenais apresentam menor
Para verificar se as “tendências” associadas com o
diferença entre fases opostas (alterações por até fator de
1º modo interdecenal de precipitação se devem apenas
dois), mas são relevantes em termos de adaptação porque
a mudança de fase da OMA ou se são parte de com-
são persistentes, podendo causar secas prolongadas ou
portamento consistente de mais longo período, seriam
décadas com mais eventos extremos de chuva.
necessárias: i) séries mais longas de precipitação e ii)
Os modos de variabilidade interdecenal produziram
consistência entre estas “tendências” e as mudanças de
forte variação climática na década de 1970, devido à su-
precipitação apontadas nessas regiões pelas projeções de
perposição de efeitos da mudança de fase de diferentes
mudanças climáticas feitas por numerosos modelos. Por-
modos nesta década. Portanto, análises de tendências em
tanto, é necessário esperar algum tempo para ter certeza
séries relativamente curtas de parâmetros climáticos, que
sobre tendências na precipitação do Brasil e também ver-
compreendem períodos antes e depois desta década, não
ificar sua consistência com projeções climáticas, o que no
são conclusivas. Mesmo análises de séries relativamente
momento não ocorre, talvez ainda por falhas nos mod-
longas devem ser encaradas com cautela, tendo em vista
elos. Da mesma forma, ainda é difícil detectar mudanças
que os resultados são extremamente dependentes do
antropogênicas nos eventos extremos de precipitação,
período analisado. A grande maioria das tendências de-
cujas variações também parecem estar mais relacionadas
tectadas na precipitação do Brasil pode ser explicada por
com oscilações climáticas naturais.
Estudos de tendência da temperatura utilizando da-
terra e da liberação de calor antropogênico nos grandes
dos de estação sobre a América do Sul limitam-se, na sua
centros urbanos sobre o fenômeno de ilha de calor ur-
maioria, ao período entre 1960-2000. Os resultados mais
bana tem sido bem estudado e documentado.
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Dados de reanálises desde 1948 fornecem evidên-
na temperatura mínima diária, que indicam aumento de
cia de que tem aumentado a temperatura em baixos
noites quentes e diminuição de noites frias na maior par-
níveis na atmosfera de forma mais acentuada em di-
te da América do Sul, com consequente diminuição da
reção aos trópicos do que nos subtrópicos da América
Barros, V. R., A. M. Grimm, e M. E. Doyle, 2002: Relationship between temperature and circulation in Southeastern South America and its influence from El Niño
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do Sul durante o verão austral, tendo a temperatura mé-
Barros, V., R. Clarke, P. Silva Días, (eds.), 2006. El cambio climático en la Cuenca del Plata. CONICET, Buenos Aires, pp. 67-92.
mavera e no outono. Estes resultados são mais robustos
dia anual junto da superfície nos trópicos apresentado
para as estações localizadas nas costas leste e oeste dos
tendência positiva desde então, enquanto nos subtrópi-
continentes e são confirmados para séries em períodos
cos há tendência negativa desde meados da década de
mais longos. Embora a influência da variabilidade dos
1990. O aumento da temperatura também foi verificado
oceanos Atlântico e Pacífico no comportamento de longo
sobre o Atlântico Tropical, sugerindo que possam ter
prazo das temperaturas sobre a América do Sul precise
ocorrido mudanças no contraste oceano-atmosfera e,
Blake, R., A. M. Grimm, T. Ichinose, R. Horton, S. Gaffin, S. Jiong, D. Bader, L. D. Cecil, 2011: Urban climate: Processes, trends, and projections. In: Climate Change
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ser levada em conta, a influência antropogênica sobre os
portanto, no desenvolvimento do sistema de monções.
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extremos de temperatura parece ser mais provável que
Estas mudanças podem causar alterações no regime de
sobre os extremos de precipitação. A enorme escassez
precipitação e nebulosidade e criar “feedbacks” ainda
de dados de estação sobre vastas áreas tropicais como a
desconhecidos na temperatura e no clima local. Mu-
Amazônia e o centro-oeste e leste do Brasil limitam o es-
danças nos campos médios globais e na TSM antes e
tabelecimento de conclusões acuradas para estas regiões
após o período conhecido como “climate shift” no final
usando dados de estação. Estudos recentes mostraram
dos anos 70 podem ter exercido importante papel no
que fatores como mudança de uso da terra e queima
regime de temperaturas e respectivas tendências e pre-
Cai, M., and E. Kalnay, 2005: Can reanalysis have anthropogenic climate trends without model forcing? J. Climate, 18, 1844-1849.
de biomassa podem influenciar a temperatura nestas
cisam ser considerados para se avaliar corretamente o
regiões, sobretudo na Amazônia e no Cerrado; porém,
efeito do aquecimento global sobre a América do Sul.
Carvalho, L.M.V., C. Jones, and B. Liebmann, 2002: Extreme Precipitation Events in Southeastern South America and Large-Scale Convective Patterns in the
South Atlantic Convergence Zone. J. Climate, 15, 2377-2394.
desconhecem-se a magnitude e a extensão espacial do
Neste contexto, também é importante avaliar o impacto
sinal de longo prazo dessas influências sobre a tempera-
de oscilações climáticas naturais interdecenais sobre a
tura em superfície. Já o efeito da mudança de uso da
temperatura na América do Sul.
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3
Observações costeiras
e oceânicas
Autores Principais
Edmo Campos - USP; Dieter Muehe - UFRJ
Abdelfettah Sifeddine – UFF; Ana Luiza Albuquerque – UFF; Moacyr Araújo – UFPE;
Ricardo Camargo – USP; Silvia Garzoli – NOAA; Sonia Gianesella – USP;
Gustavo Goni – NOAA; Reindert Haarsma – KMNI; Milton Kampel – INPE;
Eloi Melo – FURG; Yara Novelli – USP; Alberto Piola – Universidade de Buenos Aires;
Paulo Polito – USP; Regina Rodrigues – UFSC; Olga Sato – USP;
Eduardo Siegle – USP; Janice Romaguera Trotte-Duhá - Programa GOOS/Brasil da CIRM
Autores Revisores
Carlos Garcia – FURG; José Maria Landim Dominguez – UFBA;
Clemente Augusto Souza Tanajura - UFBA; Michel Mahiques – USP;
João Antônio Lorenzetti – INPE; Luiz B. de Miranda
Sumário executivo
O oceano participa de forma decisiva no equilíbrio climático. Devido à sua grande extensão espacial e à alta capacidade
térmica da água, é indiscutível que o aumento do conteúdo de calor dos oceanos e o aumento do nível do mar são
indicadores robustos de aquecimento do planeta. Apesar da grande dificuldade de se observar o oceano com a cobertura
espacial e temporal necessária para melhor monitorar e entender mudanças nos oceanos e as respostas dessas mudanças no clima, há de se reconhecer que grandes progressos têm sido obtidos nos últimos anos. Observações remotas
por satélite têm sido realidade já há algumas décadas e programas observacionais in situ como o Argo têm permitido a
obtenção de conjuntos de dados valiosos desde a superfície até profundidades intermediárias do oceano. Recentemente
vários esforços têm sido despendidos na reavaliação de dados históricos, permitindo interpretações mais confiáveis por
mais longos períodos de tempo.
Com base em um número considerável de trabalhos publicados nas últimas décadas, o Quarto Relatório de Avaliação do Clima do IPCC (IPCC-AR4, 2007) concluiu de forma inequívoca que a temperatura do oceano global aumentou
entre 1960 e 2006. Apesar das controvérsias decorrentes de alguns pequenos enganos no IPCC-AR4, a grande maioria
dos estudos científicos realizados nos últimos 5 anos têm confirmado, de forma indiscutível, o aquecimento das águas
oceânicas. A temperatura da superfície do mar (TSM) no Atlântico tem aumentado nas últimas décadas. No Atlântico Sul,
esse aumento é intensificado a partir da segunda metade do século XX, possivelmente devido a mudanças na camada
de ozônio sobre o Polo Sul e também ao aumento dos gases efeito estufa. De forma consistente com um clima mais
quente, o ciclo hidrológico tem também se alterado, refletindo em mudanças na salinidade da superfície do mar. Estudos
mostram que a região subtropical do Atlântico Sul está se tornando mais quente e mais salina.
Abaixo da superfície, há evidências claras do aumento da temperatura nas camadas superiores do oceano. Reanálise
de dados históricos obtidos por batitermógrafos descartáveis (XBTs) mostram uma clara tendência de aquecimento nos
primeiros 700 m da coluna de água. Estudos independentes, com dados obtidos até 2000 m de profundidade com perfiladores Argo, sugerem um aquecimento significativo também abaixo de 700 m.
Os estudos analisados pelo IPCC-AR4 e outros mais recentes também apontam variações no conteúdo de calor e na
elevação do nível do mar, em escala global. Variações nessas propriedades promovem alterações nas características das
diferentes massas de água, o que fatalmente leva a alterações nos padrões de circulação do oceano. Por sua vez, mudanças na circulação resultam em alterações na forma como o calor e outras propriedades biológicas, físicas e químicas
são redistribuídas na superfície da Terra.
O nível do mar está aumentando. Grande parte das projeções de aumento do nível do mar para todo o século XXI
deve ser alcançada ao longo das primeiras décadas, o que faz com que se configurem perspectivas mais preocupantes do
que aquelas divulgadas no início dos anos 2000. Variações de 20 a 30 cm esperadas para ocorrer ao longo do todo o sé-
Observações costeiras e oceânicas 97
3 .1 I n t r o d u ç ã o
culo XXI já devem ser atingidas, em algumas localidades, até meados do século ou até antes disso. Deverá haver também
É indiscutível a importância do oceano nas variabilidades e possíveis mudanças no equilíbrio climático. Devido à grande
maior variabilidade espacial da resposta do nível do mar entre os distintos locais do globo. Na costa do Brasil são poucos
extensão dos oceanos e à alta capacidade térmica da água, o aumento do conteúdo de calor dos oceanos e o aumento
os estudos realizados com base em observações in situ. Mesmo assim, taxas de aumento do nível do mar na costa sul-
do nível do mar são indicadores robustos de aquecimento do planeta. Com base em um número considerável de trabal-
sudeste já vêm sendo reportadas pela comunidade científica brasileira desde o final dos anos 80 e início dos anos 90.
hos publicados nas últimas décadas, o Quarto Relatório de Avaliação do Clima do IPCC (IPCC-AR4, 2007) concluiu que a
O aumento do nível do mar, assim como o aumento de temperatura, mudanças no volume e distribuição das pre-
temperatura global do oceano aumentou cerca de 0,10 ºC no período de 1961 a 2003. Estudos recentes confirmam que
cipitações e concentrações de CO2, afetarão de modo variável o equilíbrio ecológico de manguezais, dependendo da
a temperatura do oceano tem aumentado (e g.: Gourestki e Reseghetti, 2010; Ishii e Kimoto, 2009; Levitus et al., 2009;
amplitude destas alterações e das características locais de sedimentação e espaço de acomodação.
Lyman et al, 2010; Lyman e Johnson, 2008; Domingues et al., 2008). Há evidências claras do aumento do conteúdo de
Ao longo da extensão da linha de costa brasileira são vários os trechos em erosão, distribuídos irregularmente e mui-
calor nas camadas superiores do oceano (e.g.: Roemmich e Gilson, 2009; Carson e Harrison, 2010). Análises de dados
tas vezes associados aos dinâmicos ambientes de desembocaduras. Diversas são as áreas costeiras densamente povoa-
de batitermógrafos descartáveis (XBTs) mostram uma tendência de aquecimento de 0,64 W m-2 nos primeiros 700 m
das que se situam em regiões planas e baixas, nas quais os já existentes problemas de erosão, drenagem e inundações
da coluna de água. Adicionalmente, os dados obtidos até 2000 m de profundidade com os perfiladores Argo (uma rede
serão amplificados em cenários de mudanças climáticas.
global de 3000 flutuadores derivantes que medem a temperatura e a salinidade dos primeiros 2000 metros da coluna de
Importantes massas de água estão se alterando. As “águas modo” (águas de 18oC) do Oceano Sul e as Águas Pro-
água no oceano) sugerem um aquecimento significativo abaixo de 700 m, desde 2003.
fundas Circumpolares se aqueceram no período de 1960 a 2000. Essa tendência continua durante a presente década.
Os estudos analisados pelo IPCC-AR4 e outros mais recentes (Leuliette e Miller, 2009; Letetrel et al., 2010; Leuliette
Aquecimento similar ocorreu também nas águas modo da Corrente do Golfo e da Kuroshio. Os giros subtropicais do
e Scharroo, 2010) também apontam para variações no conteúdo de calor e na elevação do nível do mar, em escalas
Atlântico Norte e Sul têm se tornado mais quentes e mais salinos. Como consequência, segundo conclusão do IPCC-AR4
regional e global. Variações nessas propriedades promovem alterações nas características das diferentes massas de
e de estudos mais recentes, é bastante provável que pelo menos até o final do último século a Célula de Revolvimento
água, o que leva a alterações nos padrões de circulação do oceano. Por sua vez, mudanças na circulação resultam em
Meridional do Atlântico (CRMA) vinha se alterando significativamente em escalas de interanuais a decenais.
alterações na forma como o calor e outras propriedades biológicas, físicas e químicas são redistribuídas.
No Atlântico Sul, vários estudos nos últimos anos sugerem variações importantes nas propriedades físicas e quími-
Segundo o IPCC-AR4, importantes massas de água estão se alterando. As “águas modo” (águas de 18ºC referidas
cas das camadas superiores do oceano, associadas a alterações nos padrões da circulação atmosférica. Esses estudos
como “mode waters” no idioma inglês e traduzidas como “águas modais” por alguns autores brasileiros) do Oceano
mostram que, em consequência do deslocamento do rotacional do vento em direção ao polo, o transporte de águas
Sul e as Águas Profundas Circumpolares se aqueceram no período de 1960 a 2000. Essa tendência continua durante a
do Oceano Índico para o Atlântico Sul, fenômeno conhecido como o “vazamento das Agulhas”, vem aumentando nos
presente década (e.g.: Sarmiento et al., 2004; Douglass et al., 2012). Aquecimento similar ocorreu também nas águas
últimos anos. Análises de dados obtidos remotamente por satélite e in situ mostram mudanças no giro subtropical
modo da Corrente do Golfo e da Kuroshio (Kwon et al., 2010; Joyce, 2011). Os giros subtropicais do Atlântico Norte e
do Atlântico Sul associados a mudanças na salinidade das camadas superiores. Resultados de observações e modelos
Sul têm se tornado mais quentes e mais salinos (Durack e Wijffels, 2010; Lumpkin e Garzoli, 2011). Como consequên-
sugerem que o giro subtropical do Atlântico Sul vem se expandindo, com um deslocamento para sul da região da Con-
cia, é bastante provável que pelo menos até o final do último século a Célula de Revolvimento Meridional do Atlântico
fluência Brasil-Malvinas.
(CRMA) vinha se alterando significativamente em escalas de tempo interanuais a decenais (IPCC-AR4, 2007).
Há fortes indícios de que as características dos eventos de El Niño no Pacífico estão mudando nas últimas décadas.
No Atlântico Sul, vários estudos nos últimos anos sugerem variações importantes nas propriedades físicas e
Como consequência, tem havido uma mudança nos modos de variabilidade da TSM no Atlântico Sul. Essas alterações
químicas das camadas superiores do oceano, associadas a alterações nos padrões da circulação atmosférica (Bias-
nos padrões de TSM favorecem precipitações acima da média ou na média sobre o norte e nordeste brasileiro e mais
toch et al., 2008, 2009; Lumpkin e Garzoli, 2011; Sato e Polito, 2008). Esses estudos mostram que, como resultado
chuvas no sul e sudeste do Brasil.
do deslocamento do rotacional do vento em direção ao polo, o transporte de águas do Oceano Índico para o
Atlântico Sul, fenômeno conhecido como o “vazamento das Agulhas”, vem aumentando nos últimos anos. Análises
de dados obtidos remotamente por satélite e in situ mostram mudanças no giro subtropical do Atlântico Sul associados a mudanças na salinidade das camadas superiores (Sato e Polito, 2008; Goni et al., 2011). Resultados de
observações e modelos sugerem que o giro subtropical do Atlântico Sul vem se expandindo, com um deslocamento
para sul da região da Confluência Brasil-Malvinas (Goni et al., 2011; Lumpkin e Garzoli, 2011).
Apesar da grande dificuldade de se observar o oceano com a cobertura espacial e temporal necessária para melhor monitorar e entender mudanças nos oceanos e as respostas dessas mudanças no clima, há de se reconhecer
que grande progresso têm sido obtidos nos últimos anos. Observações remotas por satélite têm sido realidade já
há algumas décadas e programas observacionais in situ como o Argo têm permitido a obtenção de conjuntos de
dados valiosos desde a superfície até profundidades intermediárias do oceano. Recentemente, vários esforços têm
3.2
M u dan ç a s d e p r o c e s s o s na s u p e r fíc i e d o
o c ean o e i nt e r ação o c ean o -at m o s f e r a
3 . 2 .1 T rocas ar- mar de calor e flu x os de água doce
sido despendidos na reavaliação de dados históricos, permitindo interpretações mais confiáveis por mais longos
O movimento das águas oceânicas resulta predominante-
precipitação (P), descarga e o fluxo total de água doce pela
períodos de tempo (e.g.: Stott et al., 2008; Durack e Wijffels, 2010; Helm et al., 2010; Hosoda et al., 2009; Roem-
mente das trocas de propriedades na interface ar-mar. O
superfície dos continentes, e derretimento de gelo marinho
miech e Gilson, 2009).
fluxo de momentum (quantidade de movimento), por
e de geleiras continentais. Uma vez introduzidos no oceano,
No presente capítulo são apresentados estudos focando diferentes aspectos de mudanças no oceano, com
meio do cisalhamento do vento, é o principal motor da
a influência desses fatores pode ser modificada localmente
ênfase na região do Atlântico Sul, dos trópicos até latitudes austrais. Especial atenção é dedicada à região oeste do
circulação nas camadas superiores do oceano. O aqueci-
por processos advectivos e de mistura causados pelas cor-
Atlântico Sul e à zona costeira ao longo do continente sul-americano, procurando identificar possíveis mudanças
mento ou resfriamento e a maior ou menor salinidade,
rentes oceânicas. Portanto, é de se esperar que mudanças
nessas regiões e suas correlações com alterações do clima em grande escala.
decorrentes das trocas de calor e água com a atmosfera,
no ciclo hidrológico sejam acompanhadas por flutuações na
fornecem a energia responsável pela circulação termo-
salinidade em diferentes locais e profundidades.
halina, um importante mecanismo no controle do clima
A salinidade da superfície do mar (SSM) é, em grande
do planeta. Mudanças nesses fluxos ar-mar podem resultar
parte, regulada pela troca de água entre o oceano e a at-
em alterações significativas no sistema de circulação em
mosfera através da evaporação e precipitação. Regiões de
toda a coluna de água. Em contrapartida, alterações na
alta salinidade são, por via de regra, regiões onde a evapo-
circulação e nos fluxos ar-mar podem também alterar a
ração supera a precipitação e vice-versa. Outros fatores
temperatura e umidade do ar, com consequências na cir-
que contribuem para os padrões de SSM são os efeitos
culação atmosférica e no ciclo hidrológico. Apesar de sua
advectivos da circulação oceânica e o derretimento de gelo
importância, estimativas dos valores desses fluxos estão
em altas latitudes. Segundo a relação de Clausius-Clapey-
sujeitas a uma grande quantidade de erros de difícil cor-
ron, a pressão de vapor da água aumenta em cerca de 7%
reção. De acordo com o AR4 do IPCC (2007) ou mesmo
por grau Celsius, a uma temperatura média de cerca de
estudos mais recentes (e.g.: Gulev et al., 2007; Shaman et
14ºC. Dessa forma, apesar das incertezas das observações
al., 2010), não é ainda possível fazer uma avaliação con-
hidrológicas, espera-se que com o aumento da tempera-
fiável de mudanças antropogênicas nos fluxos ar-mar.
tura da superfície do mar (TSM) ocorra também um au-
Os oceanos cobrem 71% da superfície do planeta, su-
mento do ciclo hidrológico, com modificações e efeitos de
portam quase a totalidade do ciclo hidrológico do globo
retroalimentação associados à dinâmica atmosférica (Held
(97%) e sobre sua superfície ocorrem mais de 80% dos
e Soden, 2006; Wentz et al., 2007). Estudos baseados em
fluxos associados a suas variações (Schmitt, 1995). Es-
dados globais de salinidade mostram mudanças de sa-
ses fluxos fazem parte dos processos de interação entre o
linidade da superfície do mar de forma consistente com o
oceano e atmosfera e influenciam diretamente a salinidade
aumento da temperatura do planeta (Boyer et al., 2005a,
na superfície. Desta forma, a distribuição da salinidade
2007; Roemmich e Gilson, 2009; Durack e Wijfels, 2010).
nos oceanos reflete o balanço de larga escala do fluxo de
No Atlântico Sul há também indicações de aumento da
água doce que entra e sai do sistema que compõe o ramo
salinidade no giro subtropical (Sato e Polito, 2008).
marinho do ciclo hidrológico global (Figura 3.2.1). Na deter-
Nas proximidades de 24ºS a termoclina tem se tor-
minação do sinal da salinidade nos oceanos devem ser con-
nado menos salina, com o decréscimo de aproximada-
tabilizados diferentes fatores, tais como: a evaporação (E),
mente 0,05 de salinidade, entre 1983 e 2009 (McCarthy
GT1_RAN1_Draft_2_Cap.3
para sul e intensificação dos ventos de oeste no hemisfério sul (Lumpkin e Garzoli, 2011;
111
112
Limpasuvan e Hartmann, 1999; Marshall, 2003; Gille, 2002, Thompson
e Solomon, 2002; Cai et
113
al., 2003). Essa mudança pode impactar o transporte meridional de calor, através da modificação
sul e de
intensificação
dosressurgência
ventos de oeste
no hemisfério
(Lumpkin em
e Garzoli,
2011;
transporte
Ekman e da
de águas
profundas,sulresultando
um resfriamento
e
114 111 do para
112
Limpasuvan
e
Hartmann,
1999;
Marshall,
2003;
Gille,
2002,
Thompson
e
Solomon,
2002;
Cai
et
115
diminuição da salinidade das águas intermediárias (Oke e England, 2004).
113
al., 2003). Essa mudança pode impactar o transporte meridional de calor, através da modificação
Sul estáalterar
associado
aumento de
et al., 2011). No
anterior
foi obser- Atlântico
nosperíodo
ventos
de e(1958-1983),
oeste
no hemisfério
sul profundas,
podem
a ao
circulação
noinfluência
Atlântico
116 114 Alterações
do transporte
de
Ekman
da ressurgência
de águas
resultando
em um resfriamento
e Sul
117 115 (Lumpkin
and
Garzoli,
2011;
Goni
et
al,
2011)
e
também
modular
a
célula
de
revolvimento
do
Oceano
Índico
através
do
“vazamento
das
Agulhas”
vado
um
leve
acréscimo
de
salinidade.
Esse
decréscimo
diminuição da salinidade das águas intermediárias (Oke e England, 2004).
118
meridional
Atlântico
(mais
conhecida
Overturning
Cell, ou MOC) e a Corrente
(McCarthy
et al.,
2011).a circulação
da
salinidadedo
é nos
atribuído
a uma
do como
ciclo Meridional
Alterações
ventos
de intensificação
oeste no hemisfério
sul podem
alterar
no Atlântico Sul
116
Circumpolar Antartica, segundo Toggweiler e Samuels, 1995; Gnanadesikan, 1999. Experimentos
119
117 hidrológico,
(Lumpkinemand
Garzoli,
2011;
Goni
et
al,
2011)
e
também
modular
a
célula
de revolvimento
concordância com a observação de um
Análises de dados de satélite, observações
in situ e da120 118 numéricos
com
modelos
de
alta
resolução
(eddy-permitting)
sugerem
que
o
aumento
no transporte
meridional do Atlântico (mais conhecida como Meridional Overturning Cell, ou MOC) e a Corrente
regime
de
precipitação
aumentado
na
região
(Piola,
dos
do
PIRATA
(Prediction
e
Research
Moored
Array
the
para Antartica,
norte associado
ventos de
oeste intensificados
no hemisfério
sul éinlargamente
121 119 de Ekman
Circumpolar
segundocom
Toggweiler
e Samuels,
1995; Gnanadesikan,
1999. Experimentos
122 120 compensado
por
turbulentos
em direção
ao polo,
quais que
tendem
a reduzir
anomalias
na
2010).
As observações
de salinidade
em Tropical
Atlanticos
- programa
de omonitoramento
Atlânnuméricos
com fluxos
modelos
de alta aumentada
resolução
(eddy-permitting)
sugerem
aumento
nodo
transporte
123 121 ressurgência
de
profundas
(Farneti
e Delworth,
2010).
de Ekman
paraáguas
norte
associado
ventos
de oeste
intensificados
noboias
hemisfério
sulmostram
é largamente
regiões
com excesso
de evaporação
e decom
decréscimo
de
tico tropical
por meio de
ancoradas)
mu-
122
compensado por fluxos turbulentos em direção ao polo, os quais tendem a reduzir anomalias na
em regiões com excesso de precipitação sug- danças no giro subtropical do Atlântico Sul associadas às
124 123 salinidade
3.2.3
Temperatura
e salinidade
da superfície
ressurgência
de águas profundas
(Farneti e Delworth,
2010). do mar
erem que essas mudanças constadas por McCarthy et alterações na salinidade da camada superior (Sato e Polito,
3.2.3
Temperatura
e salinidade
da
do
mar
baseforam
em causadas
resultados
de amplificação
vários
estudos
atésuperfície
2005,Próximo
o quarto
relatório
deencontraram
avaliaçãotendêndo clima do
125 124 Com
al. (2011)
por uma
do ciclo
2008).
à 38ºS,
esses autores
IPCC
(IPCC
AR4)
apresenta Entretanto,
indicações
bastante
consistentes
de mudanças
da temperatura
da
126
hidrológico
(Durackresultados
e Wijffels, 2010).
dados
cias opostas
nas séries
de tempo
do armazenamento
de do
Com base
de vários
estudos
até 2005,
o quarto
relatório
de avaliação
do clima
127 125 superfície
do em
mar. No Atlântico,
conforme
mostra
a Figura
3.2.1
(Rayner
et al., 2006),
é observado
(IPCC
AR4)
apresenta
bastante
consistentes
de halinos,
mudanças
da lado
temperatura
126 deIPCC
oxigênio
dissolvido
sugerem
que C
o indicações
aumento
sa- calor,
em cada
da Zona
de da
128
um aumento
da ordem
de .5o
desde adedécada
de devido
1930.aos
Oefeitos
Atlântico
Sul,
entretanto,
apresentava
superfície do mar. No Atlântico, conforme mostra a Figura 3.2.1 (Rayner et al., 2006), é observado
127
linidade
observado entre 1958
e o1983
nodos
sudeste
do1960.
Convergência
doda
Atlântico
Sul.de 1970, também o Atlântico
final
partir
década
129 128 uma
umtendência
aumento negativa,
da ordem até
de .5o
C desde
aanos
década
de A
1930.
O Atlântico
Sul, entretanto, apresentava
apresenta
uma
tendência
aumento.
interessante
que
mesma odécada
ocorreu
130 129 Suluma
tendência
negativa,
até ode
final
dos anosÉ1960.
A partir danotar
década
de nessa
1970, também
Atlântico
131 130 umaSulresfriamento
em
latitudes
medias
do
Atlântico
norte,
com
o
Sinal
propagando
para
sul
e norte
F i g apresenta
. 3 . 2.1 uma tendência de aumento. É interessante notar que nessa mesma década ocorreu
132 131 até uma
meados
dos anosem
80.latitudes medias do Atlântico norte, com o Sinal propagando para sul e norte
resfriamento
132
até meados dos anos 80.
Oc e ano At lânt ic o
3 . 2 . 2 T ensão de cisal h amento do vento
E flu x os de momentum
Importantes alterações no padrão de circulação na camada
Por ser o vento um dos principais forçantes da circula-
superior do oceano têm sido reportadas no Atlântico Sul
ção oceânica, as alterações nos ventos no hemisfério estão
nos últimos anos (Hurrell e van Loon 1994; Meehl et al.
afetando a circulação no Atlântico Sul. O deslocamento para
1998; Thompson e Wallace 2000, Sato e Polito, 2008;
sul do rotacional zero dos ventos de oeste, por exemplo, está
Lumpkin e Garzoli, 2011; Goni et al., 2011). O modo de
causando uma expansão do giro subtropical, com uma mig-
variabilidade mais conhecido pelo acrônimo SAM (South-
ração para sul da confluência Brasil-Malvinas (e.g.: Biastoch
ern Annular Mode) é um dos padrões dominantes de
et al., 2009; Lumpkin e Garzoli, 2011; Goni et al., 2011), que
variabilidade no Hemisfério Sul. Estudos recentes repor-
termina por modular a Célula de Revolvimento Meridional do
tam que esse modo de variabilidade vem sofrendo uma
Atlântico, mais conhecida como Meridional Overturning Cell,
alteração, possivelmente devido a um deslocamento para
ou MOC (Biastoch et al., 2008, 2009; Beal et al., 2011) e a
sul e intensificação dos ventos de oeste no hemisfério sul
Corrente Circumpolar Antártica (Toggweiler e Samuels, 1995;
(Limpasuvan e Hartmann, 1999; Gille, 2002; Thompson e
Gnanadesikan, 1999). Experimentos numéricos com modelos
Solomon, 2002; Marshall, 2003; Cai et al., 2003; Lumpkin e
de alta resolução (eddy-permitting models) sugerem ainda
Garzoli, 2011). Essa mudança afeta o transporte meridional
que o aumento no transporte de Ekman para norte, asso-
de calor, através da modificação do transporte de Ekman
ciado a ventos de oeste intensificados no Hemisfério Sul, é
e da ressurgência de águas profundas, resultando em um
largamente compensado por fluxos turbulentos em direção
resfriamento e diminuição da salinidade das águas inter-
ao polo, os quais tendem a reduzir anomalias na ressurgência
mediárias (Oke e England, 2004).
de águas profundas (Farneti e Delworth, 2010).
3 . 2 . 3 T emperatura e salinidade da superfície do mar
133
134
133
134
1900 1920 1940 1960 19802000
-1 -0.8-0.6-0.4-0.200.2 0.40.60.8 1
ºC
Figura 3.2.1: Variação temporal entre 1900 e 2005 da media zonal das anomalias de temperatura da
135
superfície
do
mar
entre1900ase 2005
latitudes
30Sdaseanomalias
60N
no Atlântico,
com
relação
à media
do período
1961 da
135 136 Figura
Variação
entre
e 2005
da media
das
anomalias
temperatura
Figura3.2.1:
3.2.1: Variação
temporal entretemporal
da média
zonal1900
de temperatura
da superfíciezonal
do mar entre
as latitudes
30S e 60N node
Atlântico,
137
(Rayner
et
al.,
2006).
O
Atlântico
Sul,
que
apresentava
uma
anomalia
negativa
até
o
final
da
década
136
superfície do mar entre as latitudes 30S e 60N no Atlântico, com relação à media do período 1961
137
O quarto relatório de avaliação do clima do IPCC (IPCC AR4,
A tendência positiva observada a partir da metade do
2007) discute mudanças da temperatura da superfície do mar.
século XX é atribuída primariamente às mudanças na ca-
No Atlântico, conforme mostra a Figura 3.2.1 (Rayner et al.,
mada de ozônio sobre o Polo Sul, as quais provocaram
2006), é observado um aumento da ordem de 0,5ºC desde
uma intensificação do vórtice polar sul (Rayner et al.,
a década de 1930. O Atlântico Sul, entretanto, apresenta uma
2006). Análise de resultados de estudos numéricos mostra
tendência negativa até o final dos anos 60. A partir da década
que o aumento de gases de efeito estufa também con-
de 1970, também o Atlântico Sul apresenta uma tendência
tribuiu positivamente para o aumento de TSM observado
de aumento. É interessante notar que nessa mesma década
no Atlântico Sul. Esses resultados também mostram que o
ocorreu uma resfriamento em latitudes médias do Atlântico
crescente efeito estufa continuará a intensificar o vórtice
Norte, com o sinal propagando para sul e norte até meados
polar e um aumento generalizado da TSM no Hemisfério
dos anos 80 (Rayner et al., 2006).
Sul (Arblaster e Meehl, 2006).
em relação à media do período de 1961 (Rayner et al., 2006). O Atlântico Sul, que apresentava uma anomalia negativa até o final da década de 1960, passa a ter
(Rayner
et al., 2006). O Atlântico Sul, que apresentava uma anomalia negativa até o final da década
4
uma anomalia positiva a partir dos anos 70. Por sua vez, o Atlântico Norte apresenta uma anomalia positiva consistente desde os anos 30, exceto por uma anomalia
negativa em latitudes médias, a qual se propagou para sul e norte, chegando a atingir o Atlântico Sul por volta de 1980.
Data: 23/11/2011
4
Data: 23/11/2011
F i g. 3 . 3 .1
3.2.4 síntese
Sul e também ao aumento dos gases de efeito estufa. De
sistentes com a indicação de que a temperatura da su-
forma consistente com um clima mais quente, o ciclo hi-
perfície do mar no Atlântico tem aumentado nas últimas
drológico tem também se alterado, refletindo em mudan-
décadas. No Atlântico Sul, esse aumento é intensificado a
ças na salinidade da superfície do mar. Estudos mostram
partir da segunda metade do século XX, possivelmente as-
que a região subtropical do Atlântico Sul está se tornando
sociado às mudanças na camada de ozônio sobre o Polo
mais quente e mais salina.
3.3
M u da n ç a s n a T e m p e r at u r a e Co n t eú d o d e
C alo r n o Atlâ n ti co S u l
10
Heat content (1022 joules)
Os estudos mais recentes discutidos nesta seção são con-
5
0
-5
-10
1994 19961998 200020022004 20062008 2010
3.3.1 C amada superior
Ano
A Figura 3.3.1, que sumariza resultados de recentes es-
aponta um aumento do conteúdo de calor da ordem de
tudos baseados em um amplo conjunto de dados, inclu-
0,77±0,11 W m-2 no oceano global e 0,54 W m-2 para
indo XBT, Argo e outros, no período 1993-2008, mostra
toda a Terra (linha azul na Figura 3.3.1). Esse aumento
que o conteúdo de calor na camada de 0 a 700 m do
no armazenamento de calor em toda a profundidade
oceano global está aumentando a uma taxa média, para
coberta pelos flutuadores Argo é um indicativo de que o
todo o planeta, de 0,64± 0,29 W m-2 (Trenberth, 2010;
oceano está se aquecendo abaixo dos 700 m.
Lyman et al, 2010). Esses estudos reforçam a percepção
No Atlântico Sul, pouco se sabe a respeito da variação
geral de que o oceano vem se aquecendo de forma con-
do conteúdo de calor nas camadas superiores do oceano.
sistente com o desequilíbrio radiativo de origem antro-
Análise de dados Argo (não publicadas) parece indicar
pogênica. Entretanto, Trenberth (2010) chama a atenção
que o Atlântico Sul e o Índico apresentam uma tendência
para discrepâncias com medidas de radiação no topo
positiva nos últimos seis anos. Estudos baseados em dados
da atmosfera, o que sugere algum problema com os da-
de anomalias da elevação da superfície do mar obtidos
dos oceânicos ou com o seu processamento. Pesquisa
por satélite e dados das boias PIRATA (Arruda et al., 2005)
independente (Von Schuckmann et al., 2009), baseada
mostram uma tendência positiva na região da retroflexão
em dados Argo para toda a camada de 0 a 2000 m,
da Corrente das Agulhas no período de 1993 a 2002.
Figura 3.3.1: Variação do conteúdo de calor na camada de 0 a 700 m do oceano global (linha preta). A tendência positiva da ordem de 0,64 W m-2 indica o
aquecimento da camada superior do oceano. A linha azul representa a variação do conteúdo de calor para 0-2000 m, baseada em 6 anos de dados Argo. A
taxa de aumento de 0,5 m-2 sugere que uma parte do aquecimento está acontecendo em profundidades superiores a 700 m (Trenberth, 2010).
3 . 3 . 2 O ceano profundo
Como o oceano recebe calor em sua superfície, o
de variabilidade naturais no Atlântico Norte dificultam a
aquecimento das camadas profundas nas regiões de
determinação de tendências de longo termo na quan-
formação das massas de água ocorre nas camadas infe-
tidade de calor nas camadas inferiores do oceano. No
riores do oceano. São duas as regiões mais importantes:
Oceano Sul, entretanto, há indicações de que grande
o Atlântico Norte, onde é formada a Água Profunda do
parte da coluna de água se aqueceu entre 1992 e 2005
Atlântico Norte (APAN), e a região ao redor da Antártica,
(Johnson, 2008; Purkey e Johnson, 2010). O aquecimen-
onde é formada a Água Antártica de Fundo (AAF).
to da AAF é mais acentuado abaixo dos 3000 m (John-
A pouca disponibilidade de dados observacionais nas
son, 2008). Medidas no Canal de Vema mostram uma
regiões profundas, em escalas de tempo mais longas e
tendência de aquecimento da AAF no período entre 1990
espacialmente coerentes, e a predominância de modos
e 2006 (Zenk e Morozov, 2007).
3.3.3 T ransporte meridional de calor
em uma seção transversal ao longo de 26,5ºN (Rapid/
responsáveis pela manutenção do clima, através da re-
MOCHA Array) (Cunningham et al., 2007; Kanzow et al,
distribuição de calor entre as diferentes bacias e latitudes
2007; Kanzow et al., 2010). Dados coletados nessa seção
do planeta. No Atlântico, a circulação termo-halina tem a
mostram intensas variabilidades em escala sazonal, mas,
característica de uma correia transportadora, conduzindo
dado o curto comprimento dessa série de dados, a de-
calor de sul para norte, nas camadas superiores. O com-
terminação de uma tendência de longo período é pratica-
portamento temporal do transporte de calor na direção
mente impossível.
norte-sul (meridional) é, portanto, um importante indica-
70N
50N
36
35
30N
No Atlântico Sul a situação é ainda mais precária. So-
dor de variabilidade e/ou mudança do clima.
mente nos últimos dois anos deu-se início à implementa-
No Atlântico Norte, desde 2004 tem havido um esforço
ção de uma rede transoceânica para o monitoramento da
multinacional para monitorar o transporte meridional de
célula meridional do Atlântico ao longo de 34,5ºS (Rede
calor, através da manutenção de uma rede observacional
SAMOC, http://www.aoml.noaa.gov/phod/samoc).
3.3.4 síntese
aumento da temperatura (e conteúdo de calor) na Água
camadas superiores do oceano (de 0 a 2000m) (e.g.: Tren-
Antártica de Fundo. Estudos sobre tendências de longo
berth, 2010). Nas camadas inferiores não há resultados
período no transporte meridional de calor são também
mais conclusivos, a não ser a indicação de um possível
bastante incipientes e inconclusivos.
3.4
M u da n ç a d e Sa li n i da d e e Co n t e ú d o d e
Ág ua D o c e
O conhecimento dos padrões de variabilidade da salini-
O painel esquerdo da Figura 3.4.1 mostra a dis-
dade é essencial para se obter uma descrição detalhada
tribuição média da salinidade na superfície do oceano
da circulação oceânica em todas as escalas. Isto porque a
Atlântico obtida através do processamento de 50 anos de
salinidade é uma variável que, juntamente com a tempera-
dados, entre 1950 e 2000 (Durack e Wijffels, 2010). Em
tura, afeta a densidade da água do mar e os padrões de
termos de trocas de massa na superfície, observa-se que
circulação oceânica associados a ela. Seu papel tem sido
a região próxima ao equador apresenta valores menores
reavaliado nos últimos anos e foi amplamente constatado
de salinidade (< 36), pois corresponde à região onde
como sendo um elemento fundamental para uma comple-
ocorre dominância da precipitação sobre evaporação. Por
ta descrição, entendimento e previsibilidade das mudanças
outro lado, as regiões tropicais que são caracterizadas por
da circulação oceânica em escalas interanuais e decenais
alto índice de evaporação coincidem com máximos de
(Schmitt, 1995; Schimitt, 2008).
salinidade na superfície (> 37).
10N
10S
30S
34
50S
60W20W 20E
Há um aumento da quantidade de calor armazenado nas
37
Latitude
A circulação termo-halina global é um dos mecanismos
F i g. 3 . 4 .1
70S
33
60W20W 20E
FiguraFigura
3.4.1:3.4.1:
MédiaMédia
climatológica
da salinidade
de superfície
entre entre
1950 1950
a 2000
(esquerda).
249 249
climatológica
da salinidade
de superfície
a 2000
(esquerda).
Figura 3.4.1: Média climatológica da salinidade de superfície entre 1950 a 2000 (esquerda). Tendência de 50 anos da salinidade de superfície para
250 250
Tendência
de 50deanos
da
salinidade
de
superfície
para
o
período
todo
((50
anos)-1)
(direita).
Tendência
50
anos
da
salinidade
de
superfície
para
o
período
todo
((50
anos)-1)
(direita).
o período todo ((50 anos)-1) (direita). Adaptada de Durack e Wijffels (2010).
251 251
Adaptada
de Durack
e Wijffels
(2010).
Adaptada
de Durack
e Wijffels
(2010).
252 252
3.4.13.4.1
Mudanças
nas camadas
superiores
Mudanças
nas camadas
superiores
3 . 4 .1 M udanças nas camadas superiores
253
254
255
256
257
258
259
260
261
262
263
Alterações
no ciclo
hidrológico
globalglobal
são previstas
comocomo
consequência
das alterações
climáticas
de de
253
Alterações
no ciclo
hidrológico
são previstas
consequência
das alterações
climáticas
origem
antropogênica,
(Solomon
et al.,et2007,
Held Held
e Soden,
2006).2006).
Dentro
de um
de de
254
origem
antropogênica,
(Solomon
al., 2007,
e Soden,
Dentro
de cenário
um cenário
Os estudos de Antonov et al. (2002) e Boyer et al.
Alterações no ciclo hidrológico global são previstas como
aquecimento
global,
o aumento
da temperatura
na troposfera
poderá
acarretar
um aumento
da da
255
aquecimento
global,
o aumento
da temperatura
na troposfera
poderá
acarretar
um aumento
(2005a,b)
que
as Emori
águas
deesuperfície
consequência
das alterações
de origem
antropcapacidade
de armazenar
e transportar
vapor
d’água,
(Bindoff
et constataram
al.,et2007,
Emori
e Brown,
2005,dos
256
capacidade
de armazenar
e climáticas
transportar
vapor
d’água,
(Bindoff
al., 2007,
Brown,
2005,
subtrópicos
se aumento
tornaram
mais
enquanto
que
ogênica
et al., 2007;
Held
e Soden,
2006).
Dentro
MeehlMeehl
et al.,
Trenberth
et al.,
fazendo
com que
haja
da salgadas,
amplitude
do ciclo
257
et2007,
al.,(Solomon
2007,
Trenberth
et2007),
al.,
2007),
fazendo
com
queum
haja
um aumento
da amplitude
do asciclo
hidrológico,
de evaporação
em regiões
dominadas
processos
demais
evaporação
e
258
hidrológico,
i.aumento
e.,deaumento
deglobal,
evaporação
emtemregiões
porse processos
de
evaporação
e
águasdominadas
de altaspor
latitudes
tornaram
doces.
A análise
de i.ume.,
cenário
aquecimento
o aumento
da
mais mais
chuvas
em
regiões
dominadas
pela
precipitação,
(Durack
e
Wijffels,
2010).
259
chuvas
em
regiões
dominadas
pela
precipitação,
(Durack
e
Wijffels,
2010).
peratura na troposfera poderá acarretar um aumento da ca- de dados globais de salinidade realizada por Boyer et al.
Consequentemente,
essa amplificação
dos processos
de superfície
irá afetar
o sinal
da salinidade
260
Consequentemente,
essa amplificação
dos processos
de superfície
irá afetar
o sinal
da salinidade
pacidade de armazenar e transportar vapor d’água (Bindoff (2005b) mostra evidências de mudanças de longo termo
nos oceanos.
Portanto,
a detecção
de mudanças
na salinidade
nos oceanos
é uméindicador
das das
261
nos oceanos.
Portanto,
a detecção
de mudanças
na salinidade
nos oceanos
um indicador
da salinidade
do fluxo
de água
docesobre
na região
dosno
giros no
et
2007;
Emori
eda
Brown,
2005;eMeehl
al., 2007;instrumental
Tren- instrumental
tendências
noal.,sinal
da
precipitação
evaporação,
paraeinferências
sobre
mudanças
262
tendências
no sinal
precipitação
eetevaporação,
para
inferências
mudanças
ciclo ciclo
hidrológico.
263
hidrológico.
berth et al., 2007), fazendo com que haja um aumento da oceânicos e em escalas de bacia nos últimos 50 anos.
269
270
271
272
273
274
275
Tendências
da salinidade
das camadas
próximas
à superfície
mostram
que em
geralmente
269
Tendências
da salinidade
das camadas
próximas
à superfície
mostram
queregiões
em regiões
geralmente
oceanos. Portanto, a detecção de mudanças na salinidade que são normalmente associadas a maior precipitação
dominadas
por evaporação
apresentam
aumento
de salinidade
em todas
as bacias
oceânicas.
Em Em
270
dominadas
por evaporação
apresentam
aumento
de salinidade
em todas
as bacias
oceânicas.
oceanos
indicador
das tendências
no sinal
da pre-as mostram
tendências
de diminuição
dasão
salinidade
(Anregiões
de nos
alta
latitude,
em ambos
os hemisférios,
águas
superficiais
que são
271
regiões
de
altaé um
latitude,
em
ambos
os
hemisférios,
as águas
superficiais
que normalmente
normalmente
associadas
com maior
precipitação
mostram
tendências
diminuição
da Boyer
salinidade
(Antonov
272
associadas
com
maior
precipitação
mostram
tendências
deetdiminuição
daetsalinidade
(Antonov
et al.,
cipitação
e evaporação
instrumental
para
inferências
sobre detonov
al., 2002;
al. 2005b).
Apesaretdeal.,
não
2002,2002,
Boyer
et
al.
2005).
Apesar
de
não
ser
um
fator
determinante,
o
derretimento
do
gelo,
273
Boyer
et
al.
2005).
Apesar
de
não
ser
um
fator
determinante,
o
derretimento
do
mudanças no ciclo hidrológico.
ser um fator determinante, o derretimento do gelo, gelo,
a
advecção
e mudanças
na célula
de revolvimento
meridional
também
podem
contribuir
para as
274
advecção
e mudanças
na célula
de revolvimento
meridional
também
podem
contribuir
para as
anomalias
na salinidade,
(Häkkinen,
2002).2002).
275
anomalias
na salinidade,
(Häkkinen,
264
265
266
267
268
amplitude
cicloethidrológico,
de
Tendências
da salinidade
próximas
Os estudos
de Antonov
al.,et2002
eaumento
Boyer
etevaporação
al.,et2005
constataram
que
asque
águas
decamadas
superfície
dos à dos
264
Os estudos
dedoAntonov
al.,i.e.,2002
e Boyer
al., 2005
constataram
as das
águas
de superfície
subtrópicos
tornaram
mais
salgadas
que as
águas
de altas
latitudes
tornaram
mais
265
subtrópicos
sedominadas
tornaram
mais
salgadas
enquanto
que
as águas
deque
altas
latitudes
tornaram
emseregiões
por processos
de enquanto
evaporação
e mais
superfície
mostram
em regiões
geralmente
domi-mais
doces.doces.
A análise
de regiões
dados
globais
de
realizado
por Boyer
et al. et
(2005)
mostra
evidências
266
A análise
de dados
globais
de salinidade
realizado
porevaporação
Boyer
al. (2005)
mostra
evidências
chuvas
em
dominadas
pelasalinidade
precipitação
(Durack
e nadas
por
apresenta-se
aumento
de
salinide mudanças
de longo
termotermo
da salinidade
e do fluxo
de água
região
dos giros
oceânicos
e
267
de mudanças
de longo
da salinidade
e do fluxo
de doce
água na
doce
na região
dos giros
oceânicos
e
Wijffels, 2010). Consequentemente, essa amplificação dos dade em todas as bacias oceânicas. Em regiões de alta
em escalas
de bacia
nos últimos
50 anos.
268
em escalas
de bacia
nos últimos
50 anos.
processos de superfície irá afetar o sinal da salinidade nos
latitude, em ambos os hemisférios, as águas superficiais
276 276
Análise
de dados
obtidos
no período
de 1950
e 1990,
entre entre
50S e50S
60N,
evidenciam
uma diminuição
Análise
de dados
obtidos
no período
de 1950
e 1990,
e 60N,
evidenciam
uma diminuição
277 277
da salinidade
próxima
às regiões
polares
e ume grande
aumento
de salinidade
nas camadas
da salinidade
próxima
às regiões
polares
um grande
aumento
de salinidade
nas camadas
278 278
superiores
das regiões
tropicais
(Curry(Curry
et al. et2003).
Nas camadas
superiores
(acima
de 500m),
superiores
das regiões
tropicais
al. 2003).
Nas camadas
superiores
(acima
de 500m),
8
8
Data:Data:
23/11/2011
23/11/2011
advecção e as mudanças na célula de revolvimento me-
Essas alterações da salinidade podem também indi-
ridional também podem contribuir para as anomalias na
car mudanças da dinâmica da circulação dos oceanos.
salinidade (Häkkinen, 2002).
Cálculos da anomalia do calor armazenado no Atlântico
3 . 4 . 3 C ontribuição de descargas fluviais no
Atlântico S ul
Análise de dados obtidos no período de 1950 a 1990,
Sul, separando-se as contribuições termostéricas e ha-
O ciclo hidrológico sobre os continentes conta com um ex-
Estudos baseados em dados do GRDC (Global
entre 50ºS e 60ºN, evidenciam uma diminuição da salini-
lostéricas, sugerem tendências opostas devido a efeitos
cesso de precipitação sobre a evaporação. Esse excedente
Runoff Data Center) e outros mostram uma tendên-
dade próxima às regiões polares e um grande aumento
halinos, em cada lado da Corrente do Atlântico Sul (Sato
de volume de água doce chega aos oceanos via descarga
cia linear negativa na descarga global de água doce
de salinidade nas camadas superiores das regiões tropicais
e Polito, 2008). Do lado norte há uma tendência de de-
fluvial e é transportado para fora de sua região de origem
nos oceanos (Dai et al., 2009). Embora não seja uma
(Curry et al. 2003). Nas camadas superiores (acima de 500
créscimo na contribuição halostérica, o que implica em
pelas correntes oceânicas. A descarga total no Atlântico é
tendência significativa, o coeficiente de correlação entre
m), verificou-se uma tendência de aumento de 0,1 a 0,4
uma tendência de diminuição da altura da superfície em
de 0,608 Sv (1 Sv = 1x106 m3s-1) (Dai e Trenberth, 2002).
a série analisada e o índice El Niño 3,4 é de 0,50. Essa
entre as latitude de 25ºS a 35ºN. Ao sul de 25ºS registrou-
escalas interanuais, possivelmente devido ao aumento
A amplitude do ciclo sazonal é de 0,27 Sv, ou seja, 44% da
correlação se deve à mudança na taxa de precipitação
se uma tendência de diminuição da salinidade, com um
da salinidade da Corrente do Brasil. Ao sul, os cálculos
média, com máximo em maio e mínimo em dezembro,
induzida pelo El Niño, sendo que a correlação entre a
decréscimo de 0,2 psu. Análise de arquivos históricos
apontam para uma tendência de elevação, em decor-
aproximadamente em fase com a variação na descarga do
descarga total no Atlântico e a precipitação nas bacias a
e dados do programa Argo mostram aumento da salini-
rência de diminuição da salinidade da Corrente das
rio Amazonas (Dai e Trenberth, 2002).
ele associadas é de 0,58.
dade em regiões dominadas pela evaporação e diminu-
Malvinas. Essas tendências opostas de variação da altura
ição naquelas onde a precipitação predomina (Durack e
contra o gradiente médio de pressão em cada lado da
Wijffels, 2010). Isto indica que as tendências da salinidade
corrente implicam em uma diminuição das velocidades
ocorrem em resposta à amplificação do ciclo hidrológico.
geostróficas (Goni e Wainer, 2001).
3.4.2 M udanças nas regiões profundas
3 . 4 . 4 síntese
Há indicações de que a salinidade do oceano Atlântico
McCarthy et al., 2011) apontam para um aumento da sa-
tropical e equatorial está aumentando nas últimas décadas
linidade associada do lado norte da Corrente do Atlântico
(Curry et al., 2003; Donners e Drijfhout., 2004; Boyer et al.,
Sul, dentro do giro subtropical, e diminuição da salinidade
2005; Durack e Wijffels, 2010). Este aumento é mais pro-
ao sul da mesma. A consequência da variação halostérica
é uma redução do fluxo para leste, desacelerando o giro.
Curry et al. (2003) observaram uma tendência média de di-
tem se tornado menos salina, com diminuição de 0,05 de sa-
nunciado nas camadas acima da termoclina, porém tam-
minuição de salinidade ao norte de 40N de 0,03 em águas
linidade entre 1983 e 2009 (McCarthy et al, 2011). Em período
bém se manifesta de forma relativamente clara no oceano
profundas associadas às massas d’água do Mar do Labrador
anterior, entre 1958 e 1983, esses mesmos dados indicam um
profundo (Donners e Drijfhout, 2004).
(AML) e uma diminuição da salinidade de 0,02, na Água In-
aumento na salinidade de 0,03. A tendência de diminuição de
Em altas latitudes, onde se formam as massas d’água
aparentemente se devem às (i) mudanças na componente
termediária da Antártica (AIA), no Atlântico Sul. Esse estudo
salinidade no segundo período, que ocorreu consistentemente
que ocupam o fundo dos oceanos globais, nota-se uma
E - P sobre os oceanos e (ii) alterações no processo de
mostra ainda que para uma faixa entre 30ºN e 40ºN, há um
ao longo de toda a seção, reverteu a tendência de aumento
diminuição de 0,1 a 0,5 de salinidade ao norte de 45oN,
formação de águas de fundo em altas latitudes.
aumento na salinidade de 0,05 na massa água do Mar do
do primeiro período. Os resultados da análise indicam que a
da superfície até o fundo (Curry et al., 2003). Já no Hemis-
A falta de dados e baixa significância estatística de
Mediterrâneo. Durack e Wijffels (2010) também apresentam
diminuição da salinidade está relacionada com a intensificação
fério Sul, também há evidências de redução da salinidade,
alguns dos resultados obtidos por esses estudos, espe-
uma análise da variação da salinidade desde a superfície até
do ciclo hidrológico. O aumento na salinidade pode ser tam-
porém esta restringe-se aproximadamente aos primeiros
cialmente no Atlântico Sul, demonstram que, para a de-
2000 m de profundidade no Atlântico.
bém explicado com o aumento do vazamento da Corrente das
500 m do oceano (Curry et al., 2003).
terminação das mudanças da salinidade, é fundamental
Dados obtidos em seções transatlânticas cobrindo toda a
profundidade do oceano indicam que a região da termoclina
Agulhas na forma de anéis que trazem águas mais salinas do
oceano Índico para o Atlântico (Biastoch et al., 2009).
Em médias latitudes no Hemisfério Sul, múltiplos estudos (e.g.: Sato e Polito, 2008; Durack e Wijffels, 2010;
Não é observada tendência significativa na descarga
fluvial no Atlântico. Portanto, as mudanças descritas acima
estabelecer programas observacionais de longa duração
no oceano profundo.
3.5
Alte r açõe s n a C i r c u l aç ã o e M a s sa s d e
Ág ua
3.5.1 C irculação geral e variabilidade climática do
O ceano Atlântico S ul
de precipitação aumentada (Piola, 2010). A observação de
jffels, 2010). Entretanto, dados de oxigênio dissolvido sug-
salinidade aumentada sobre regiões com excesso de evap-
erem que o aumento de salinidade observado de 1958 a
oração e salinidade diminuída sobre regiões com excesso
1983 no leste do Atlântico Sul está associado ao aumento
de precipitação sugere que essas mudanças são causadas
de influência do Oceano Índico através do aumento do
por uma amplificação do ciclo hidrológico (Durack e Wi-
“vazamento das Agulhas” (McCarthy et al., 2011).
3 . 5 . 3 A lterações no vazamento das A gul h as no G iro
S ubtropical e na C élula M eridional do Atlântico
O Oceano Atlântico Sul é marcado pela sua circulação mé-
se divide e a maior parte do seu transporte é dirigido para
dia caracterizada pelo giro anticiclônico fechado, chamado
norte através da Corrente de Benguela, que, por sua vez,
Giro Anticiclônico do Atlântico Sul (Peterson e Stramma,
alimenta a Corrente Sul-Equatorial (CSE). A CSE segue em
Conforme discutido na Seção 3.2.2, existem evidências ob-
ao polo, os quais também tendem a reduzir anomalias na
1991). Esse giro é mantido pela circulação geostrófica for-
direção ao nordeste do Brasil, onde também se bifurca,
servacionais e de modelagem indicando que o Módulo Anu-
ressurgência de águas profundas (Farneti e Delworth, 2010).
çada pela ação dos ventos na superfície do mar, sendo
gerando um ramo para sul, que é a CB, e outro para norte,
lar do Sul, o padrão de variabilidade interanual predominante
Muito embora mudanças nos ventos de oeste pareçam
muito semelhante em forma e extensão ao giro atmos-
que é a Corrente Norte do Brasil (CNB).
no Hemisfério Sul, está se deslocando em direção a uma fase
ter impacto reduzido no transporte da CCA e na Corrente
A Corrente Sul-Equatorial transporta uma mistura de
mais positiva, associado ao aumento e deslocamento para sul
das Malvinas (eg.: Fetter e Matano, 2008), as variabilidades
Na sua borda ocidental, paralela ao continente sul-
águas formadas ao sul da região de confluência das Cor-
dos ventos de oeste neste hemisfério (Gille, 2002; Thomp-
na intensidade e no rotacional do vento sobre o Atlântico Sul
americano, o Giro Anticiclônico é delimitado pela Corrente
rentes do Brasil e das Malvinas, com águas transportadas
son e Solomon, 2002; Cai et al., 2003). Mudanças nos ventos
podem ter impactos sobre a penetração para sul da Corrente
do Brasil (CB). Como limite sul, o giro tem a região con-
do Índico para o Atlântico, através dos anéis e filamentos
de oeste no Hemisfério Sul podem modular a amplitude da
do Brasil, o transporte do Giro Subtropical do Atlântico Sul e
hecida como Frente Subtropical (FST), na qual a circulação
na região de retroflexão da Corrente das Agulhas, ao Sul
célula meridional (Toggweiler e Samuels, 1995; Gnanadesi-
o aporte de águas do Oceano Índico através da Corrente das
oceânica é dominada por um sistema de correntes chama-
da África. Essa mistura de águas contribui para o ramo su-
kan, 1999) e o transporte da Corrente Circumpolar Antártica
Agulhas. Simulações numéricas de alta resolução sugerem
do de Corrente do Atlântico Sul, ou Corrente Sul-Atlântica
perior da Célula Meridional do Atlântico (CMA) (Peterson
(CCA). Testes recentes desse efeito usando modelos com
que o último, o “vazamento das Agulhas”, pode estar au-
(CSA). Quando se aproxima do continente africano, a CSA
e Stramma, 1991).
resolução de vórtices oceânicos sugerem que o aumento
mentando em resposta ao deslocamento para sul da forçante
para norte do transporte de Ekman, associado ao aumento
do vento, contribuindo para a salinização do Atlântico Sub-
dos ventos de oeste no Hemisfério Sul, é largamente com-
tropical Sul, com impactos na célula meridional do Atlântico
pensado por fluxos turbulentos de mesoescala em direção
(Biastoch et al., 2009).
férico subtropical que domina o oceano Atlântico Sul.
3.5.2 V entilação e formação de massas de água
Mudanças nas características de massas de água na região
dos hidrográficos históricos (Roemmich e Gilson, 2009).
subtropical do Atlântico Sul podem ter impactos substanci-
As mudanças observadas são consistentes com a evidência
ais na temperatura de superfície do Atlântico Norte, sobre
de aquecimento recente de águas mais densas (γ > 27,5kg
a atmosfera e na célula meridional de circulação do Atlân-
m-3; γ representa a “anomalia de volume específico”, ou
tico Sul (Weijer et al., 1999, 2001; Graham et al., 2011).
seja, é a diferença entre o volume de água do mar em
Análises de dados hidrográficos históricos têm revelado
qualquer ponto do oceano e o volume específico da água
que de 1955-1969 para 1985-1999 as camadas superiores
do mar com salinidade 35 partes por mil (‰) e tempera-
Há muita expectativa acerca da possibilidade de in-
em dia pelo menos 1 bilhão de pessoas (e.g.: http://
do Oceano Atlântico entre 25S e o equador se tornaram
tura 0oC, sob a mesma pressão) ao sul de 50ºS e resfria-
úmeras cidades próximas ao mar ao longo do globo so-
colli239.fts.educ.msu.edu/2007/10/15/sea-level-rise-of-
mais salgadas em cerca de 0,05 a 0,5 (Curry et al, 2003).
mento de águas mais leves (27,0 > γ > 27,2 kg m-3) mais
frerem consequências diretas com as alterações no nível
25-meters-would-displace-about-1-billion-people-2007/).
Em contraste, águas subtermoclínicas e subpolares entre
ao norte (Böning et al., 2008; Gille et al. 2002). Similar-
médio do mar associadas às mudanças climáticas. Ao
Mesmo não atingindo aumentos tão elevados, ape-
45 e 10S têm se tornado menos salinas, em cerca de 0,05
mente, redução de salinidade de forma coerente em toda
considerar a variabilidade do nível do mar em escala de
nas 1 metro no nível médio do mar em escala global
a 0,1. Tendências similares na temperatura e salinidade
a bacia tem sido observada ao longo de 24ºS em toda a
tempo geológica, com a configuração atual das cidades
afetaria inúmeras localidades: áreas situadas abaixo do
do oceano são observadas quando dados recentes dos
termoclina no período 1983-2009 (McCarthy et al., 2011).
ao longo do globo, um aumento hipotético de 25 metros
atual nível do mar, como é o caso dos Países Baixos no
flutuadores Argo (2004-2008) são comparados com da-
O afloramento de inverno dessas águas reflete uma região
no nível médio dos oceanos globais poderia afetar hoje
norte da Europa, assim como ilhas tropicais, podem ser
3.6
Alt e r açõe s n o nív e l d o mar e na f r e q u ê nc ia d e e x t r e m o s na mar é m e t e o r o l ó g i c a
permanentemente inundadas caso algumas perspectivas
férico sobre águas superficiais mais aquecidas em boa
de tendências se confirmem nas próximas décadas. No
parte do globo.
Levitus et al. (2005) apresentam uma compilação da
puderam fazer estimativas de prazo mais longo. Em seguida,
variação do calor armazenado nos oceanos no período
Lombard et al. (2005b) contestaram Cabanes et al. (2001),
Brasil, muitas cidades da orla marítima são totalmente
Trabalhos envolvendo modelagem climática acop-
1955-2003, com base em séries históricas retrabalhadas e
pois, ao isolar e re-estimar separadamente os efeitos com-
vulneráveis a este tipo de influência, inclusive capitais de
lada, em que diferentes cenários são simulados em fun-
inúmeros dados atualizados, detectando um aumento de
binados, encontraram taxas de 1,4+/-0,5 mm ano-1 devido
vários Estados da Federação (Neves e Muehe, 2008).
ção da concentração dos gases do efeito estufa, como
14,5x1022J nos primeiros 3000 metros, o que corresponde
unicamente ao efeito eustático (acréscimo de volume), o
Com o aumento do nível médio do mar, é possível
Meehl et al. (2005), indicam que mesmo com uma esta-
a um aumento médio de temperatura de 0,037oC. Mais de
qual tem sido identificado como dominante nas últimas
associar ocorrências de eventos extremos de inunda-
bilização das concentrações do final do século XX e uma
50% deste aumento ocorreu na Bacia do Atlântico e, apesar
décadas e será melhor detalhado na seção posterior.
ções nas regiões costeiras mais frequentes. Não ob-
estabilização do aumento de temperatura por volta de
do maior aumento de temperatura ter ocorrido no Atlântico
Church et al. (2008) apresentam uma abordagem bas-
stante, a ocorrência desses eventos possui dependência
2020-2030, o nível do mar continuará a apresentar taxas
Norte, não foi na mesma região em que a maior parte do cal-
tante completa, destacando a correspondência das medidas
direta do comportamento dos sistemas atmosféricos
crescentes de aumento, podendo alcançar, no final do
or foi armazenado. Posteriormente, Lombard et al. (2005a),
altimétricas com o cálculo da expansão térmica da camada
transientes, cujas projeções também envolvem consid-
século XXI, valores até 3 vezes superiores àqueles veri-
analisando o efeito estérico no período 1950-1999 com base
0-700 m. Estes mesmos autores analisam as projeções dos
erações acerca de alterações do comportamento atmos-
ficados atualmente.
em duas diferentes bases de dados oceânicos (Levitus et al.,
modelos climáticos capazes de representar este acúmulo
2005; Ishii et al., 2003), esbarraram nas limitações ineren-
de calor pelos oceanos, fazendo menção explícita à com-
tes aos conjuntos de dados e, mesmo complementando a
ponente devido ao potencial degelo não incluído nestas
análise com 10 anos de dados altimétricos (1993-2003), não
simulações (Fig.3.6.2).
3.6.1 A lterações devido ao aumento de temperatura
Padrões espaciais do aumento do nível do mar no período
dos por Church et al. (2004), os quais identificaram um inter-
de 1950-2000 a partir de dados de altimetria e reconstruções
essante comportamento ao analisar o Atlântico Sul, cuja por-
históricas baseadas em dados de marégrafos foram identifica-
ção oeste apresenta diminuição do nível do mar (Fig. 3.6.1).
F i g. 3 .18
6.2
1.0
1.0
1.2
Paleo estimates
0.06
0.06
Sea
level
Sea level
(m)(m)
60ºN
60ºN
60ºN
30º
30º
30º
EQ
EQ
EQ
30º
30º
30º
Additional
contribuitions
Additional
contributions
from
potentialice-sheet
ice−sheet
from
potential
dynamic processes
dynamic processes
Tide gauges
Satellite altimeters
0.04
0.04
0.02
0.02
Model
Model
projections
projections
0.00
0.00
1990
1995
2000
2005
1990
19952000
2005
0.4
0.4
Year
Year
0.2
0.2
60ºS
60ºS
60ºS
-0.5
0.6
0.6
Sea
(m)
Sealevel
level (m)
0.8
0.8
90ºE
90ºE 180º
180º
180º
0
1
2
90ºW
90ºW
90ºW
3
0.8
Tide gauges
± error
Liverpool & Am
0.6
0.4
0.2
0
0º0º
0º
4
1
Global Mean Sea Level (m)
F i g . 3 . 6.1
5
-0.5
00123
1
2
3
4
5
-0.5
45
-1
-1
mm
mm
mm yr-1
0.0
0.0
1990
2000
2010
2020
2030
2040
2050
2060
2070
2080
2090
2100
1990
20002010
20202030
204020502060
2070208020902100
Year
−0.2
1500
1600
Year
Fig. 6 Projected sea-level rise for the 21st century. The projected
Fig. 7 Sea levels from
range of global-averaged sea-level rise from the IPCC (2001)
mostrada pelas linhas e sombreado (o sombreado escuro representa o envelope médio de todos os cenários SRES, o sombreado claro é o envelope para todos os cenários, e as linhas nas
range of paleo observatio
assessment report for the period 1990–2100 is shown by the lines
extremidades incluem incertezas adicionais relativas ao gelo continental). A atualização do AR4-IPCC feita em 2007 está mostrada pelas barras plotadas em 2095, a barra magenta é o range
from 1700 to 1860 indi
and shading (the dark shading is the model average envelope for all
projetado pelos modelos e a barra vermelha é o range estendido porém pobremente quantificado, que permite incluir a potencial contribuição de uma resposta dinâmica do gelo sobre a
Europe’s longest tide-ga
SRES greenhouse gas scenarios, the light shading is the envelope for
Groelândia e a Antártica ao aquecimento global. Observe-se que o AR4-IPCC afirma que “valores maiores não podem ser excluídos, mas o entendimento destes efeitos from
é muito limitado
Fig. 2, the dark lin
all models and all SRES scenarios, and the outer lines include an
para avaliar sua probabilidade ou fornecer uma melhor estimativa ou um limite superior para o aumento do nível do mar”. A inserção mostra a projeção de 2001 em comparação
com a taxa sea level from F
average
allowance for an additional land-ice uncertainty). The updated AR4
observada estimadaIPCC
a partir de projections
marégrafos (azul) e satélites
altimétricos
(laranja) (baseadolimits)
em Church etmade
al., 2001; Meehl
et al., 2007;are
Rahmstorf
et al., 2007).
the projections from Fig.
(90%
confidence
in 2007
shown
by
the bars plotted at 2095, the magenta bar is the range of model
projections and the red bar is the extended range to allow for the
potential but poorly quantified additional contribution from a dynamic
warming of about 3
response of the Greenland and Antarctic ice sheets toObservações
global warming.
costeiras e oceânicas 113
Note that the IPCC AR4 states that ‘‘larger values cannot be excluded,
industrial values (G
but understanding of these effects is too limited to assess their
sustained warming ab
likelihood or provide a best estimate or an upper bound for sea-level
Figura 3.6.2 - Projeções do aumento do nível do mar para o século 21. A projeção de amplitude do aumento médio do nível do mar em escala global obtida pelo AR-IPCC (2001) é
Figura 3.6.1 – Distribuição regional do aumento do nível do mar entre janeiro de 1950 e dezembro de 2000, a
partir de reconstrução dos campos de nível do mar usando dados de marégrafos. A linha sólida representa 2,0
mm/ano e os intervalos de contorno são de 0,5 mm/ano (Fonte Church et al. (2004).
an ongoing wastage o
Accelerations in regional time series
Despite
the similarities
referred time
to above,
5.
Accelerations
in regional
seriesit is clear from
Figure 2 that some of the records from other parts of
Despite the similarities referred to above, it is clear from
the world do not demonstrate the same behaviour as
Figure 2 that some of the records from other parts of
the European, North American or ‘global’ time series.
the world do not demonstrate the same behaviour as
Therefore, it is of interest to consider in more detail
the European, North American or ‘global’ time series.
how any observed acceleration varies spatially, and if
Therefore, it is of interest to consider in more detail
Woodworth
et al. (2009)
enfatizam
a complexa
quansimilar findings
are obtained
in the
different
analyses.
how any observed acceleration varies spatially, and if
We concentrate
on
the
evidence
from
the
individual
long
tificação are
das mudanças
aumentoanalyses.
do nível do
similar findings
obtainednas
in taxas
the de
different
records and results from the CW06 and J06 methods.
We concentrate
thedoevidence
from the
individual
long
mar of
aoon
redor
globo
(Fig.3.6.3),
fazendo
as devidas
A property
the CW06
method
is that
it can
produceasrecords and results from the CW06 and J06 methods.
comsea-level
mudanças trends
de longoand
prazo
na pressão atnear-globalsociações
maps of
accelerations,
A property of the CW06 method is that it can produce
even for regions
with
no
tide
gauge
data,
by
relying
the
no sea-level
vento e no conteúdo
de calor.
Esteson
autores
near-globalmosférica,
maps of
trends and
accelerations,
spatial interpolations between the available data provided
even for regions
with
no menção
tide gaugeséries
data,temporais
by relying
the
também
fazem
dosoníndices
by the EOFs.
Figure
4 showsa the
spatial distribution
spatial interpolations between the available data provided
climáticos ao
do século XXterm
e suasfor
correspondências
of the coefficient
of longo
the quadratic
the period
by the EOFs. Figure 4 shows the spatial distribution
1870–2000,
corresponding
to
the
period
of
analysis
of
com a variabilidade
das taxas de term
aumento
nívelperiod
do mar
of the coefficient
of the quadratic
fordothe
Figure 1(a)–(d). Coefficients are positive in most parts of
1870–2000,
corresponding
to
theterrestre.
period of analysis of
distintas
partes doexception
globo
the ocean, nas
with
the primary
of the West Pacific
Figure 1(a)–(d). Coefficients are positive in most parts of
Projeções
aindaThis
mais feature
alarmantes
recentemente
and East Indian
Oceans.
is foram
consistent
with
the ocean, with the primary exception of the West Pacific
the trend to
more El Niño-like
conditions
after nas
thequais
1976as
apresentadas
por Grinsted
e Moore
and East Indian
Oceans.
This feature
is (2010),
consistent
with
climate shift (Folland et al., 2001; Trenberth et al., 2002
the trend to
more
El
Niño-like
conditions
after
the
1976
projeções
do in
IPCC
consideraveland see below)
and atualizadas
a minimum
thesubestimam
rate of sea-level
rise
climate shift (Folland et al., 2001; Trenberth et al., 2002
mentePacific/eastern
as taxas projetadas
de aumento
mar
in the western
Indian
Oceandoin nível
the do
latter
and see below) and a minimum in the rate of sea-level rise
half of thecom
20thbase
century
(Church
et
al.,
2004).
A
smaller
em reconstruções
paleogeológicas.
Esteslatter
resulin the western Pacific/eastern
Indian
Ocean in the
region of negative coefficients can be seen in the northern
half of thetados
20th centurypara
(Church
et al.,de2004).
A smaller
um aumento
1 metro
nível do
North Atlantic. apontam
A similar spatial
distribution
for ado
slightly
region of negative coefficients can be seen in the northern
extended period provided the global average acceleration
North Atlantic. A similar spatial
distribution for a slightly
of 0.013 ± 0.006 mm/year2 from 1870 onwards reported
extended period
provided
the
global
average acceleration
F i g . 3 . 6.3
in CW06.
2
of 0.013 ± 0.006 mm/year from 1870 onwards reported
in CW06.
extent near to Portugal and in the North Sea (the CW06
quality tide gauge records are to be found). Common neganalysis does not extend to the Baltic where many highative acceleration can be seen for Japanese waters. Some
quality tide gauge records are to be found). Common negcontrary findings can be seen for the seas near Sydney and
ative acceleration can be seen for Japanese waters. Some
Mumbai, and for the Mediterranean which demonstrates
contrary findings can be seen for the seas near Sydney and
positive acceleration as shown in Figure 4 compared with
Mumbai, and for the Mediterranean which demonstrates
negative values in Figure 1(b). (More detailed comparpositive acceleration as shown in Figure 4 compared with
isons of Indian data with the CW06 reconstructions have
negative values in Figure 1(b). (More detailed comparbeen
given
by
and
2007). Howmar até
ao Unnikrishnan
invés with
dos valores
entreShankar,
0,3
e 0,4 inicialisons
of 2100,
Indian
data
the CW06
reconstructions
have
ever, some disagreements are perhaps to be expected as
been
by Unnikrishnan
mentegiven
determinados
(Fig.3.6.4). and Shankar, 2007). Howthe individual tide gauge records do not always span
ever,Resultados
some disagreements
are perhaps
to para
be expected
as
de recentes compilações
dados
Port
the entire 1870–2000
period andde the
EOF parameterithe individual tide gauge records do not always span
zation
willnasbeIlhas
increasingly
imperfect
as por
oneWoodtravels back
Saintentire
Louis
Falklandsperiod
foram
apresentados
the
1870–2000
and the EOF
parameteriin time (and determines an acceleration over a longer
zation
be increasingly
imperfect
as one
worth etwill
al. (2010).
Ao confrontar os
dados da década
de travels
1980 back
period). The level of agreement between the original tide
incom
timemedições
(and determines
an
acceleration
realizadas
James
Clark Ross emover
1842, can
aa longer
gaugeas records
and the por
CW06
reconstructions
been
period). The level of agreement between the original tide
seen
forcom
the asexample
time series
in Figure
2. The
recontambém
recentes
medições
maregráficas
de
2009
em
gauge records and the CW06 reconstructions can been
struction
time series
are considerably
smoother
than those
conjunto
altimétricos,
fica evidente
um aumento
seen
for com
the dados
example
time series
in Figure
2. The reconof the individual records owing to the spatial averaging
struction
time
series
aredo
considerably
smoother
than those
da taxa de through
aumento
do
nível
marthe
daslargest
décadas
recentes
em
imposed
the
use of
spatial-scale
EOF
of the individual records owing to the spatial averaging
modes.
Quadratic
coefficients
obtained
from
the
individrelação
ao
século
passado
(0,75mm/ano
de
1842
a
1980
verimposed through the use of the largest spatial-scale EOF
ual
and
fromemthe
reconstructions
tend to corresus records
2,5 mm/ano
de 1992
diante
– obtained
era satelital from
juntamente
modes.
Quadratic
coefficients
the individspond more closely when years within the data gaps of the
ual
records
and
from
the
reconstructions
tend
to correcom marégrafos).
De are
certaalso
forma,
estes aspectos
individual
records
ignored
in the refletem
reconstruction
spond more closely when years within the data gaps of the
time
series, providing
further confidence
in consistency
a complexidade
de fatores que
regendo o comportaindividual
records
are alsoestão
ignored
in the reconstruction
between
analyses.
mentoseries,
do nívelproviding
do mar nas décadas
e o degelo
dos
time
furtherrecentes,
confidence
in consistency
A comparison can also be made between the individual
between
analyses. é o ponto a ser destacado a seguir.
glaciares
continentais
long
station
records and the regional time series of
A comparison can also be made between the individual
J06 obtained by their ‘virtual station’ stacking technique
long station records and the regional time series of
which made use of short as well as long records. Their
J06 obtained by their ‘virtual station’ stacking technique
analysis subsequently combined the 12 regional series
which made use of short as well as long records. Their
analysis2 subsequently combined the 12 regional series
Coefficient (mm/yr )
F i g. 3 . 6 . 4
1.6
1.5
1.4
GSL relative to 1980-1999 (m)
5.
1.2
1
1
0.8
0.5
0.6
0.4
0
1960 20002020 20402060 20802100
0.2
0
0.2
200 400 600 800 100012001400160018002000
Year (AD
Figura 3.6.4 - Nível do mar projetado com base no cenário A1B do IPCC usando reconstruções de temperatura (Moberg et al., 2005). Distribuição empírica de probabilidade do nível de mar obtida a partir de
conjunto inverso de Monte Carlo com 2 milhões de realizações. A linha preta fina representa a média, a
faixa cinza escuro representa um desvio-padrão, a faixa cinza claro representa os percentis de 5 e 95%.
180º90ºW 0º 90ºE 180º
90ºN
90ºN
A linha preta grossa representa o nível médio global reconstruído (Jevrejeva et al. 2006) estendido para
1700 usando o nível do mar de Amsterdam (van Veen 1945). Caixa mostra a estimativa do cenário A1B
do IPCC. Inserções mostram as projeções e ajustes aos dados GSL em maior detalhe.
45ºN
45ºN
0º
45ºS
0º
3 . 6 . 2 A umento de massa devido a degelos de
geleiras continentais
45ºS
Determinações pioneiras do aumento do nível do mar dev-
em escala regional com base em campos de temperatura
ido ao degelo dos glaciares foram apresentadas por Meier
oriundos de modelagem acoplada climática pioneira com
(1984), que já naquela época afirmava que a contribuição
o HADCM3 (Hadley Centre Coupled Model, version 3),
dos glaciares poderia representar de 1/3 a 1/2 do aumento
para a representação do efeito do aumento dos gases
do nível do mar. De acordo com este autor, as estimativas
do efeito estufa e também com a inclusão de aerossóis.
de aumento de temperatura de 1,5 a 4,5ºC até o final do
Foram encontradas variações alarmantes de 5 metros no
século XXI estariam associadas a variações positivas de 8
nível médio do mar, sendo quase a metade deste aumento
a 25 cm no nível médio do mar, e isso sem considerar o
devido unicamente ao degelo (132 mm de contribuição
efeito das grandes porções de gelo presentes na Groen-
dos glaciares de modo geral, sendo 76 mm apenas do
lândia e em outras partes do globo. Mais de uma década
degelo da Groenlândia). Nesta mesma linha, Rignot et al.
depois, Gregory (1998) apresentou estimativas de degelo
(2003) apresentaram estimativas da contribuição do de-
90ºS
90ºS
180º90ºW 0º 90ºE 180º
Figure 4. Spatial distribution
of the
quadratic
coefficient
of acceleration
(half 0.004
of the acceleration
itself) from
the 0.020
analysis of CW06. The black
-0.020
-0.016
-0.012
-0.008-0.004
-0.000
0.008 0.012
0.016
line indicates the zero acceleration contour.
Figure 4. Spatial distribution of the quadratic coefficient of acceleration (half of the acceleration itself) from the analysis of CW06. The black
line indicates the zero acceleration contour.
Int. J. Climatol. 29: 777–789 (2009)
Copyright  2008 Royal Meteorological Society
DOI: 10.1002/joc
Figura 3.6.3 - Distribuição espacial do coeficiente de quadrático de aceleração (metade da aceleração propriamente dita) a partir da análise
Int. J. Climatol. 29: 777–789 (2009)
Copyright  2008 Royal Meteorological Society
de Churh & White (2006). A linha preta indica o contorno de aceleração zero.
DOI: 10.1002/joc
gelo na Patagônia para o aumento do nível médio do mar,
de CO2 atingia 1250±250 ppmv e o nível do mar era 73 met-
das anteriores. Um resultado similar foi encontrado para
Atlântico Sul para o período de 1951 a 1990, com o intuito
comparando dados da missão SRTM2000 (NASA Shuttle
ros acima do nível atual; por outro lado, no último máximo
a média decadal das alturas máximas de MMPs. Nesse
de identificar a influência atmosférica em escala sinótica
Radar Topographic Mission, Edition 2000) com material
glacial, cerca de 21000 anos atrás, as concentrações de CO2
caso, a média de altura das últimas 2 décadas excedeu a
sobre o oceano, para eventos extremos de maré meteo-
cartográfico histórico referente aos 63 maiores glaciares da
eram as menores registradas (185 ppmv), e o nível do mar
das prévias décadas em cerca de 8 cm. A média decadal
rológica na costa sudeste brasileira. Os autores identifi-
região. Este estudo revelou que a perda de massa apenas
encontrava-se 120 metros abaixo do nível atual.
da duração máxima anual desses eventos meteorológicos
caram a variabilidade sazonal e concluíram que o outono
nestes glaciares no período 1968/1975 a 2000 foi equiva-
No trabalho de Sheperd e Wingham (2007), o volume
mostrou um aumento de 2 horas nas últimas três décadas.
e o inverno apresentaram a maior ocorrência de extremos
lente a um aumento de 0,04± 0,002mm/ano no nível
estimado do degelo considerando Antártica e Groenlândia
Os autores atribuem uma possível explicação para essas
positivos (40,2% e 30,8%, respectivamente), enquanto
médio do mar; além disso, mais recentemente, de 1995
é aproximadamente 125Gt ano-1, o que equivale a uma
alterações em frequência, altura e duração de MMPs em
que primavera e inverno ficaram com maior número de
a 2000, a diminuição da espessura destes glaciares devido
taxa de aumento médio do nível equivalente do mar de
Mar Del Plata a um aumento do nível relativo do mar.
extremos negativos (47,2% e 32,3%, respectivamente).
ao aumento da temperatura e à diminuição da precipita-
0,35 mm ano-1. Estes autores afirmam que este valor é
Especificamente para a costa brasileira, Campos et al.
Os resultados mostram que os casos mais importantes
ção equivale a uma taxa de aumento de 0,105± 0,011 mm
muito inferior aos 3 mm ano-1 recentemente detectados
(2010) utilizaram dados de elevação do nível do mar do
de elevações positivas do nível do mar ocorrem com a
ano-1, a qual supera a contribuição dos glaciares do Alasca
de aumento de nível do mar em algumas localidades, mas
Porto de Santos-SP e campos de vento e pressão em su-
evolução e persistência de sistemas de baixa pressão so-
no aumento do nível do mar.
enfatizam que os processos de degelo vêm apresentando
perfície do NCEP/Reanalysis (Kalnay et al., 1996) (base de
bre o oceano, com ventos de sudoeste acima de 8 m/s,
nítida aceleração ao longo da última década, fato que pode
dados continuamente atualizada, representando o estado
juntamente com o anticiclone da retaguarda posicionado
aumentar ainda mais estes valores.
da atmosfera da Terra, com a incorporação de observações
sobre o continente. Estes autores apresentam ainda uma
Alley et al. (2005) afirmam que o comportamento dos
glaciares da Antártica e da Groenlândia é crucial e dominante
para a taxa de aumento do nível do mar ao longo do sé-
Recentemente, Mitrovica et al. (2009) discutem a
e de previsão numérica de tempo, elaborada pelo National
estatística sobre a ocorrência de eventos extremos positi-
culo XXI, e que, se forem completamente derretidos, podem
questão de um aumento não homogêneo do nível do mar
Centers for Environmental Prediction, USA), abrangendo o
vos e negativos para o período 1951-1990 (Tab. 3.6.1).
gerar um aumento de até 70 metros no nível do mar. As taxas
em função da atração gravitacional que a massa congelada
de aumento do nível do mar têm suas maiores incertezas
exerce no oceano adjacente. Em suas considerações, estes
em função deste comportamento. Além disso, levantam a
autores analisaram o impacto do colapso da WAIS (West
questão da influência do aporte de água doce em regiões es-
Antarctic Ice Shelf), o qual mudaria a posição do Polo Sul
pecíficas do globo na circulação oceânica de larga escala, que
em cerca de 200 metros na direção oeste, e este pequeno
Acima de +2 d.p
Primaver a
V erão
Outono
I nverno
Total
por sua vez pode afetar o transporte meridional de calor. Um
deslocamento no eixo de rotação aliado ao efeito gravita-
1951 - 1960
16
12
48
28
10 4
dado interessante em escala de tempo geológica é a varia-
cional seria determinante sobre o nível do mar: o sul da
1961 - 1970
13
16
49
41
119
ção do nível do mar e da existência de glaciares ao longo da
América do Sul iria experimentar menores aumentos do
1971 - 1980
19
26
53
36
134
história do planeta em função da concentração de CO2: du-
que o aumento eustático homogêneo, enquanto maiores
10
47
42
120
tendências seriam observadas no Pacífico Norte, no Atlân-
1981 - 1990
21
rante a última época em que não havia gelo permanente no
planeta, cerca de 35 milhões de anos atrás, a concentração
tico Norte e no Índico.
3.6.3 Alterações na frequ ência de ocorr ência de e xtremos de maré meteorológica
Tabela 3.6.1a – Quantificação dos eventos superiores a +2 desvios-padrão, considerando a série filtrada de
valores diários de elevação do nível do mar. Fonte: Campos et al. (2010).
Tabela 3.6.1b – Quantificação dos eventos inferiores a -2 desvios-padrão, considerando a série filtrada de
valores diários de elevação do nível do mar. Fonte: Campos et al. (2010).
Abaixo de -2 d.p
Primaver a
V erão
Outono
I nverno
Total
1951 - 1960
30
6
10
26
72
D’Onofrio et al. (2009) analisaram séries de nível do mar
ca Positiva (MMP) baseada na sua intensidade, duração
1961 - 1970
17
6
2
27
52
no período 1956-2005 referentes a Mar Del Plata, Argen-
e frequência, e seus resultados mostraram um aumento
1971 - 1980
45
9
7
14
75
tina, e puderam indicar tendências relevantes que também
no número médio de MMPs por década. Considerando
7
8
20
70
todos os eventos, a última década (1996-2005) exibiu um
1981 - 1990
35
podem ser de grande valia para a costa brasileira. Estes
autores fizeram uma caracterização da Maré Meteorológi-
aumento médio de 7% quando comparada com as déca-
3.7
Dessa forma, os autores indicam que as flutuações
termos percentuais, as variações interdecadais do total de
de escala sinótica associadas a condições específicas pos-
eventos positivos estão em 13%, enquanto as variações
suem um comportamento típico, as quais apresentam
negativas em 23%. Considerando todo o período analisa-
pouca variação ao longo dos anos, conforme evidenciado
do, Campos et al. (2010) encontraram uma média anual de
nas tabelas de quantificação de ocorrências (Tab. 3.6.1).
12 eventos de maré meteorológica acima de + 0,38 metros
Há pequenas variações também no total de casos ao com-
e 7 eventos de maré meteorológica abaixo de - 0,38 met-
parar as décadas consideradas, com tendência ao aumento
ros. É importante destacar que o período analisado por es-
Os oceanos representam o compartimento mais impor-
temporal, ou seja, por monitoramentos e por estudos pa-
do número de extremos positivos de 1951 a 1980. No caso
tes autores não inclui as décadas mais recentes, de modo
tante do ciclo biogeoquímico global de diversos elementos
leoceanográficos. Para tal, programas internacionais que
de extremos negativos, os totais são em torno de 70 casos,
a não permitir maior correspondência com os trabalhos
essenciais, dentre eles o carbono. O estoque de carbono
visam o estudo da variabilidade de parâmetros oceanográ-
com exceção da década 1961-1970, com apenas 52. Em
referentes à costa da Argentina.
nos oceanos supera em cerca de 50 vezes o estoque at-
ficos e seus efeitos sobre diversos ciclos biogeoquímicos,
mosférico (SCOR, 1988) e a dinâmica das trocas gasosas
tais como GEOSECS (Geochemical Ocean Sections Pro-
entre a atmosfera e o oceano exerce um papel fundamen-
gram), WOCE (World Ocean Circulation Experiment),
tal nos ciclos biogeoquímicos, como também nas mudan-
JGOFS (Joint Global Ocean Flux Study), OACES (Ocean
3.6.4 S íntese
M u da n ç a s n a b i o g e o q u ím i c a o c e â n i c a,
i n c lu i n d o ac i d i f i c açã o d o o c e a n o
3 . 7.1 O C iclo de C arbono no Atlântico T ropical
O comportamento do nível relativo do mar deve ser anali-
Neste subcapítulo foram apresentadas considerações
ças climáticas. Estas trocas são moduladas pelo desequilí-
Atmospehere Carbon Exchange), BOFS (Biogeochemical
sado e projetado considerando a contribuição do aumento
acerca do conhecimento atual das tendências do nível
brio entre as pressões parciais do CO2 na atmosfera e na
Ocean Flux Study), SOLAS (Surface Ocean Lower Atmo-
da temperatura das águas, o chamado efeito estérico, as-
relativo do mar em escala global, tentando enfatizar quan-
superfície dos oceanos, sendo uma consequência de com-
sphere Study) e CARBOCEAN (Marine Carbon Sources
sim como o acréscimo de volume em função do degelo
do possível os diversos tipos de determinações sobre o
plexas interações físicas, químicas e biológicas, incluindo
and Sinks Assessment), dentre outros, têm contribuído
dos glaciares continentais, o efeito eustático, além da par-
Atlântico Sul e, em especial, na costa do Brasil. Estudos
as alterações provocadas por atividades humanas.
com dados desde a década de 70. A despeito destes pro-
cela devida ao efeito isostático, que é referente à movi-
realizados com base em observações in situ são pouco
Ao longo das últimas décadas, a comunidade científica
gramas internacionais, o Oceano Atlântico Tropical, em es-
mentação vertical do continente. O monitoramento destes
numerosos, basicamente em função da baixa disponibi-
tem utilizado diferentes abordagens na tentativa de quanti-
pecial a margem oeste do Atlântico Sul, ainda representa
parâmetros, também em parte realizado nas duas últimas
lidade de séries longas de nível do mar. Mesmo assim,
ficar a contribuição das trocas de carbono inorgânico entre
uma das regiões menos estudadas do planeta. Neste sen-
décadas pelas plataformas orbitais, evidencia que o prob-
taxas de aumento do nível do mar na costa sul-sudeste
a atmosfera e os oceanos (Gruber et al, 1996; Sabine et
tido, um importante esforço observacional foi decorrente
lema é bastante complexo e que diferentes comportamen-
já vêm sendo reportadas pela comunidade científica
al., 2004). A despeito destas tentativas, uma abordagem
do Programa REVIZEE (Programa Nacional de Avaliação do
tos são constatados ao redor do globo. De acordo com
brasileira desde o final dos anos 80 e início dos anos 90,
metodológica conclusiva ainda não foi atingida (Vásquez-
Potencial Sustentável de Recursos Vivos da Zona Econômi-
as determinações recentes, grande parte das projeções de
com base nas séries maregráficas de Cananeia, Santos,
Rodriguez et al, 2009). Apesar disto, Sabine e Feely (2007)
ca Exclusiva), realizado no período 1995-2001. O Programa
aumento do nível do mar para todo o século 21 deve ser
Ilha Fiscal e Recife (Mesquita et al., 1986, 1995, 1996; Silva
estimaram que cerca de
do CO2 de origem antrop-
REVIZEE, coordenado pelo Ministério do Meio Ambiente,
alcançada ao longo das primeiras décadas, o que faz com
e Neves, 1991; Harari e Camargo, 1995; Neves e Muehe,
ogênica que chega à atmosfera é absorvido pelos oceanos,
dos Recursos Hídricos e da Amazônia Legal, destinou-se a
que se configurem perspectivas mais preocupantes do que
1995; Muehe e Neves, 1995).
concentrando-se nas camadas superficiais, acima da ter-
proceder um levantamento dos potenciais sustentáveis de
1/
3
aquelas divulgadas no início dos anos 2000. Variações de
Por outro lado, são relativamente numerosos os estudos
moclina (Sabine et al., 2004). A capacidade de absorção
captura dos recursos vivos na Zona Econômica Exclusiva
20 a 30 cm esperadas para ocorrer ao longo do todo o
em escala global, sejam de cunho observacional ou numéri-
do CO2 atmosférico depende da integração de processos
(ZEE) brasileira. Para tal, foram realizados cruzeiros ocean-
século XXI já devem ser atingidas em algumas localidades
co, que consideram a complexa combinação de fenômenos
físicos, ligados à circulação, como também da ação da
ográficos em distintos períodos do ano, com a obtenção
até a metade do século ou até antes disso, e deverá haver
que resultam nas variações de escala global do nível do
bomba biológica, os quais exportam o carbono das cama-
de dados físicos, químicos, biológicos e geológicos. Estas
maior variabilidade espacial da resposta do nível do mar
mar, cujos resultados ainda mantêm razoáveis discordâncias
das superficiais dos oceanos para o oceano profundo e
campanhas permitiram registrar a variabilidade sazonal da
entre os distintos locais do globo.
acerca do seu comportamento em longas escalas de tempo.
finalmente para os sedimentos (Cardinal et al., 2005).
estrutura termo-halina, da composição química da água do
Simulações de variações de estados de equilíbrio das
mar, da biota e das características geológicas do assoalho
trocas entre a atmosfera e o oceano são constantemente
oceânico (Hazin, 2009). A partir destes levantamentos, foi
verificados através da aplicação de modelos numéricos, os
possível construir cartas de distribuição espacial média
quais necessitam ser validados por dados em larga escala
de Temperatura (°C), Salinidade, Alcalinidade Total (TA,
mmol.kg-1), Carbono Inorgânico Dissolvido (DIC, mmol.
3.7.1). Valores positivos de FCO2 na Figura 1 indicam libera-
Os níveis de CO2 atmosférico têm aumentado em
do Modelo Climático Global (NCAR – National Center
kg-1), e Fluxo de CO2 na interface oceano-atmosfera (FCO2,
ção de CO2 do oceano para a atmosfera, enquanto que va-
aproximadamente 40% desde o período Pré-industrial
for AtmosphericResearch – Model 3.1), considerando
mmol.m-2.dia-1), na borda oeste do Atlântico Tropical Sul,
lores negativos de FCO2 representam a captura de dióxido
até hoje, passando dos 280 ppmv (partes por milhão
as alterações no pH e na concentração de íons carbona-
adjacente às Regiões Norte e Nordeste do Brasil (Figura
de carbono atmosférico.
volume) para 390 ppmv em 2011 (Mauna Loa – NOAA/
tos no Oceano Atlântico Tropical, em condições de 2X e
ESRL), sendo 50% deste acréscimo ocorridos nas últimas
3X a concentração pré-industrial de CO2, mostram uma
três décadas (Feely et al., 2009). A concentração de CO2
diminuição de -0,13 e -0,28 no pH, de -21% e -40,8%
atmosférico é atualmente a maior dos últimos 800.000
na concentração dos íons carbonatos, respectivamente
anos (Luthi et al., 2008), o que aumenta a necessidade
(Feely et al., 2009). Estes resultados confirmam os pos-
de melhorar o entendimento do equilíbrio entre a atmos-
síveis drásticos efeitos do aumento das concentrações de
fera e a superfície dos oceanos.
CO2 na atmosfera, no tocante aos equilíbrios químicos e
F i g . 3 . 7.1
D I C ( µ mo l k g - 1 )
Alc ali ni dade Total (µm ol k g - 1 )
2100
2500
2300
0º
2200
5ºS
2100
2000
10ºS
2050
5ºN
2400
LATITUDE
LATITUDE
5ºN
0º
5ºS
10ºS
1900
15ºS
54ºW48ºW42ºW36ºW 30ºW
1800
15ºS
54ºW48ºW42ºW36ºW 30ºW
alterações no balanço químico dos oceanos, em especial
Dentre os diversos efeitos da acidificação dos ocean-
1950
alterando o pH e o equilíbrio dos íons carbonatos e do es-
os, as alterações no equilíbrio do sistema carbonato dos
1900
tado de saturação de calcita (Ωca) e aragonita (Ωar). Com
oceanos são aquele que apresenta a maior repercussão
1850
o aumenta na concentração do CO2 nas águas superfici-
sobre o organismos marinhos, em especial nas taxas de
1800
ais, devido ao equilíbrio com a atmosfera, há a formação
calcificação e na saturação da CaCO3. Os ecossistemas
1750
de mais H2CO3. A maior parte deste H2CO3 se dissocia
coralinos têm sido frequentemente afetados em diversas
formando HCO3- e H+, o qual reage com o CO3-2, pro-
regiões costeiras do Brasil e do mundo (Leão, 1996; Leão
duzindo mais íons HCO3-. O resultado destas reações no
et al., 1997; Baker et al., 2008; Albright e Langdon, 2011).
1700
F C O 2 ( mmo l C O 2 m d )
-2
-1
15
5ºN
10
5
LATITUDE
0º
0
5ºS
-5
10ºS
687
687
688
688
689
687
689
690
690
688
691
691
689
692
692
690
693
693
691
692
694
694
693
695
695
694
696
696
697
697
695
698
698
696
699
699
697
700
700
698
699
701
701
700
15ºS
-10
-15
Figura
3.7.1
Distribuição
espacial
média
de
Temperatura
(C),
Salinidade,
Alcalinidade
total
(TA,
Figura
3.7.1
Distribuição
espacial
média
de
Temperatura
(C),
Salinidade,
Alcalinidade
total
(TA,
Longitude
mmol.kg-1),
Carbono
Inorgânico
Dissolvido
(DIC,
mmol.kg-1),
e
Fluxo
de
CO2
na
interface
mmol.kg-1), Carbono Inorgânico Dissolvido (DIC, mmol.kg-1), e Fluxo de CO2 na interface
oceano-atmosfera
(FCO2,
mmol.m-2.dia-1),
borda
oeste
do
Atlântico
Tropical
Sul,
adjacente
oceano-atmosfera
(FCO2,
mmol.m-2.dia-1),
nana
borda
oeste
do
Atlântico
Tropical
Sul,
adjacente
àsàs
Figura 3.7.1 Distribuição
espacial
média de
Temperatura
(C),
Salinidade,
Alcalinidade
total (TA,
Regiões
Norte
e
Nordeste
do
Brasil
(1995-2001).
Os
pontos
negros
na
figura
indicam
a
localização
Regiões
Norte eCarbono
NordesteInorgânico
do Brasil (1995-2001).
Os pontos
negros naefigura
a localização
mmol.kg-1),
Dissolvido (DIC,
mmol.kg-1),
Fluxoindicam
de CO2
na interface
estações
amostragem
do
Programa
REVIZEE.
Adaptado
de:
Silva
al.
(2005a,
Santos
et
Figura
3.7.1 Distribuição
espacial
média de Temperatura
(°C),
Salinidade,REVIZEE.
Alcalinidade
(TA, Adaptado
mmol.kg-1),
Carbono
Inorgânico
Dissolvido
(DIC,
mmol.kg-1),
e b),b),
dasdas
estações
dede
amostragem
do
Programa
Silva
et et
al.
(2005a,
Santos
et às
oceano-atmosfera
(FCO2,
mmol.m-2.dia-1),
naTotalborda
oeste
dode:
Atlântico
Tropical
Sul,
adjacente
(2008),
Medeiros
(2009)
e Macedo
(2009).
Fluxo de CO
na
interface
(FCO
mmol.m-2.dia-1),
na borda
oeste
do Atlântico
Sul, adjacente
às Regiões
e Nordeste
do Brasil
al.al.
(2008),
Medeiros
et et
al.al.
(2009)
e Macedo
et et
al.al.
(2009).
Regiões
Norte
e oceano-atmosfera
Nordeste
do2, Brasil
(1995-2001).
Os Tropical
pontos
negros
na Norte
figura
indicam
a localização
2
Os pontos
na figura indicam ado
localização
das estações deREVIZEE.
amostragem do Programa
REVIZEE. Adaptado
Silva et al.et
(2005a,
Santos et
das(1995-2001).
estações
de negros
amostragem
Programa
Adaptado
de:de:Silva
al.b),(2005a,
b), Santos et
al. (2008),
Medeiros
al.et(2009)
al. (2008), Medeiros
et al. (2009) eet
Macedo
al. (2009). e Macedo et al. (2009).
níveisdedeCO2
CO2atmosférico
atmosféricotem
temaumentado
aumentadoememaproximadamente
aproximadamente40%
40%desde
desdeo operíodo
períodoPréPréOsOsníveis
industrial
até
hoje,
passando
dos
280
ppmv
(partes
por
milhão
volume)
para
390
ppmv
em
2011
industrial até hoje, passando dos 280 ppmv (partes por milhão volume) para 390 ppmv em 2011
(Mauna
Loa
– CO2
NOAA/ESRL),
sendo
50%
deste
acréscimo
ocorrido
últimas
três
décadas
(Feely
(Mauna
Loa
–deNOAA/ESRL),
sendo
deste
acréscimo
ocorrido
nasnas
últimas
três
décadas
(Feely
Os níveis
atmosférico
tem50%
aumentado
em aproximadamente
40% desde
o período
Préet
al.,
2009).
A
concentração
de
CO2
atmosférico
é
atualmente
a
maior
dos
últimos
800.000
anos
et industrial
al., 2009).até
A hoje,
concentração
CO2
é atualmente
a maior
dospara
últimos
passandodedos
280atmosférico
ppmv (partes
por milhão
volume)
390 800.000
ppmv emanos
2011
(Luthi
et
al.,
o que
aumenta
a necessidade
de
melhorar
o entendimento
equilíbrio
entre
120
Painel
de
mudanças
climáticas
(Luthi
etbrasileiro
al.,
2008),
o que
aumenta
a necessidade
melhorar
o entendimento
dodo
equilíbrio
entre
a a
(Mauna
Loa
–2008),
NOAA/ESRL),
sendo
50% destede
acréscimo
ocorrido
nas últimas
três
décadas
(Feely
atmosfera
e
a
superfície
dos
oceanos.
atmosfera
e a superfície
dos oceanos.
et al., 2009).
A concentração
de CO2 atmosférico é atualmente a maior dos últimos 800.000 anos
(Luthi et al., 2008), o que aumenta a necessidade de melhorar o entendimento do equilíbrio entre a
atmosfera e a superfície dos oceanos.
54ºW 48ºW 42ºW 36ºW30ºW
das trocas gasosas com os oceanos.
2000
Longitude
Longitude
A absorção do CO2 atmosférico pelos oceanos provoca
sistema carbonato dos oceanos é o aumento dos íons H+
A transferência do carbono entre os compartimentos
(decréscimo do pH) e decréscimo na concentração do íon
atmosfera e oceano pode ser avaliado através de medidas
CO3-2. Estas modificações juntas são reconhecidas como
da distribuição de pigmentos fotossintetizantes no Atlân-
a “acidificação dos oceanos” (Caldeira e Wickett, 2003,
tico Sul, as quais estimam uma produtividade média de
2005; Orr et al., 2005; Doney et al., 2009; Feely et al., 2009;
4.6 Gt C.ano-1 (Antoine et al., 1996). O balanço entre a
González-Dávila et al., 2010).
produção primária e a acumulação de carbono nos sedi-
Medidas realizadas desde a década de 80 pelos Es-
mentos marinhos determina a extensão na qual os oceanos
tudos de Séries-Temporais do Atlântico, nas Bermudas,
sequestram o CO2 atmosférico. A produção primária global
demonstraram um decréscimo de pH no leste do Atlân-
dos oceanos foi estimada por Antonie et al. (1996) e Long-
tico da ordem de 0,02 unidades por década (Solomon et
hurst et al. (1995) como entre 36,5 e 50,2 Gt C.ano-1, sendo a
al., 2009). Considerando as alterações ocorridas desde
acumulação de carbono nos sedimentos estimada entre 126
o período Pré-industrial, a Royal Society (2005) estima
e 160 Mt C.ano-1 (Berner, 1982; Hedges e Keil, 1995). De
que o pH das águas superficiais dos oceanos mudou de
acordo com estes estudos, apenas 2,5% a 4% do carbono
8.21 a 8.10, com expectativa de atingir um decréscimo
biologicamente fixado nos oceanos são acumulados nos
de 0,3 a 0,4 unidades de pH (Orr et al., 2005), caso a
sedimentos, sendo grande parte remineralizado na própria
pressão parcial do CO2 na atmosfera atinja 800 ppmv
coluna d’água. Segundo Berner (1982), a acumulação de car-
(Friedlingstein et al., 2006), que é uma das projeções do
bono orgânico para a região pelágica do Oceano Atlântico é
Painel Internacional de Mudanças Climáticas (IPCC) para
da ordem de 3.6 x 1012g C.ano-1, com uma média de 0,05g
o final deste século. Neste sentido, simulações a partir
C.m-2.ano-1 para a bacia Atlântica. Contudo, é importante
ressaltar que em áreas de ressurgências estes valores podem
armadilhas de sedimentação na ressurgência na Namíbia
Em grande parte do Oceano Atlântico Sul Tropical e
subtropical e significativo para o balanço global do car-
ser bastante diferentes das médias globais. Neste sentido, a
revelaram que 0,8-1,1% da produção primária atinge pro-
Subtropical, a acumulação de carbono orgânico nos sed-
bono. Assim, o acúmulo de carbono nos sedimentos
produção primária na ressurgência de Benguela foi estimada
fundidade de 1000 m (Fischer et al., 2000), sendo que deste
imentos é basicamente controlada pela produtividade
na costa do Brasil é essencialmente controlado pela
em 323 gC.m-2.ano-1, sendo a acumulação de carbono da
percentual apenas uma pequena parcela deste carbono fica
primária nas águas superficiais, descontados os proces-
descarga de diversos rios, os quais transportam grande
ordem de 1-2gC.m-2.ano-1 (Mollenhauer et al., 2004), en-
acumulada nos sedimentos. François et al. (2002) concluíram
sos de reciclagem na própria coluna d’água. A despeito
quantidade de sedimentos, como também de matéria
quanto que estimativas recentes do acúmulo de carbono na
que as regiões tropicais produtivas, tais como as regiões de
da alta produtividade primária registrada em diversas
orgânica (Tintelnot, 1995).
plataforma continental na região da ressurgência de Cabo
ressurgência, representam as áreas de maior eficiência de
áreas costeiras, algumas destas regiões apresentam
Apesar da margem oeste do Atlântico Sul ser pouco
Frio, litoral do Estado do Rio de Janeiro, mostraram valores
transferência de carbono orgânico para o ambiente pelágico.
baixos valores de fluxos de carbono orgânico para os
influenciada por processos de ressurgência, em espe-
que atingem até 1 mgCOT.m-2.ano-1 durante o último século
Baseado em estudos de fluxo bêntico, Jahnke (1996) estimou
sedimentos, e isto se deve às altas taxas de reciclagem
cial quando comparada com a margem leste, a produ-
(Albuquerque, 2011), a despeito das diferenças na magnitude
que a maior parte da transferência de carbono para o am-
nas águas superficiais, causando uma baixa eficiência no
tividade costeira é mantida, além dos aportes fluviais,
transporte de carbono para o fundo. Isto tem sido docu-
pela confluência de águas frias e ricas em nutrientes da
mentado por Hensen et al. (1998) na porção equatorial
Corrente das Malvinas e as águas quentes e pobres em
leste do Atlântico Sul. Neste sentido, Mollenhauer et al.
nutrientes da Corrente do Brasil. A região da confluência
(2004) apontam que pouco é ainda conhecido sobre a
está localizada na região do Rio da Prata (39°S). Nesta
porção da produção primária que efetivamente atinge
região, movimentos frontais complexos e padrões de
os sedimentos marinhos, em especial para os oceanos
mistura destas massas d’água são formados. A interação
em baixa e média latitudes. O aumento de estudos que
entre a Corrente do Brasil e a Corrente das Malvinas
abordem este tema nos oceanos tropicais aportaria im-
produz uma forte dinâmica sedimentar e gravidade con-
portante contribuição para o entendimento do papel do
trolada pelos fluxos de massas (Garzoli, 1993; Peterson
soterramento de carbono no ciclo global.
et al., 1996; Hensen et al., 2000, 2003). A força das cor-
dos sistemas de ressurgência (Figura 3.7.2). Estudos com
756
756
757
757
biente pelágico ocorre entre
30° de latitude norte e sul.
Baseado em estudos de fluxo bêntico, Jahnke (1996) estimou que a maior parte da transferência de
F i g .estudos
. 7.2 de fluxo
Baseado para
em
bêntico,
Jahnke
estimou norte
que aemaior
carbono
o3ambiente
pelágico
ocorre
entre (1996)
30° de latitude
sul. parte da transferência de
carbono para o ambiente pelágico ocorre entre 30° de latitude norte e sul.
-60-40 -20 0 20
LATITUDE (ºN)
0
0
-20
-20
-40
-40
-60-40 -20 0 20
Longitude (ºE)
De acordo com Wollast (1998), de 0,5% a 3% da
rentes de fundo nesta região dificulta acumulação de
produção primária das plataformas continentais e do
material fino, ocorrendo a predominância de deposição
talude e cerca de 0,014% dos oceanos profundos ficam
de material terrígeno na plataforma e no talude. A maior
acumulados nos sedimentos. Assim, grande quantidade
parte da descarga do Rio da Prata e de seus tributários
da produção primária produzida nas zonas costeiras,
não está depositada no delta, mas transportada para
aproximadamente 2,2Gt C.ano-1, é exportada para o
regiões mais distantes da bacia. Abaixo de 4000 metros,
oceano profundo através de transportes transversais
a Água de Fundo Antártica (AFA) forma uma potente
(cross-shelf exchanges; Wollast, 1998). Uma fonte adi-
corrente de contorno ao longo da margem continental
cional de carbono é fornecida pelas descargas fluviais e
Argentina, a qual transporta os sedimentos finos para a
input eólico. As estimativas apontam que 0,4gTC.ano
parte central da bacia (Ewing et al., 1964; Garzoli, 1993;
-1
chegam às margens continentais (Schlesinger e Melack,
758
759
758
759
760
760
761
761
762
762
763
763
764
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765
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766
767
767
768
768
769
769
770
770
771
0.05
0.1
0.15
0.2
0.40.5 1
3
Acumulação de Carbono Orgânico (gC.m-2.ano-1)
Figura 3.7.2. Acumulação de carbono orgânico no Oceano Atlântico Sul (Adaptado de Mollenhauer
Figura
3.7.2. Acumulação de carbono orgânico no Oceano Atlântico Sul (Adaptado de Mollenhauer
et
al., 2004).
Figura 3.7.2. Acumulação de carbono orgânico no Oceano Atlântico Sul (adaptado de Mollenhauer et al., 2004).
et al., 2004).
Em grande parte do Oceano Atlântico Sul Tropical e Subtropical a acumulação de carbono orgânico
Em
parte do
Oceano Atlântico
Sul Tropical
e Subtropical aprimárias
acumulação
carbono
orgânico
nos grande
sedimentos
é basicamente
controlada
pela produtividade
nasdeáguas
superficiais,
nos
sedimentos
é
basicamente
controlada
pela
produtividade
primárias
nas
águas
superficiais,
descontados os processos de reciclagem na própria coluna d’água. A despeito da alta produtividade
descontados
os processos
de reciclagem
na própria
colunadestas
d’água.
A despeito
da altabaixos
produtividade
primária registrada
em diversas
áreas costeiras,
algumas
regiões
apresentam
valores
primária
registrada
em
diversas
áreas
costeiras,
algumas
destas
regiões
apresentam
baixos
valores
de fluxos de carbono orgânico para os sedimentos, e isto se deve as altas taxas de reciclagem
nas
de
fluxos
de
carbono
orgânico
para
os
sedimentos,
e
isto
se
deve
as
altas
taxas
de
reciclagem
nas
águas superficiais, causando uma baixa eficiência no transporte de carbono para o fundo. Isto tem
122
Painel
brasileiro
de
mudanças
climáticas
águas
superficiais,
causando
uma
baixa
eficiência
no
transporte
de
carbono
para
o
fundo.
Isto
tem
sido documentado por Hensen et al. (1998) na porção equatorial leste do Atlântico Sul. Neste
sido documentado
poretHensen
et al.apontam
(1998) na
leste do Atlântico
Neste
sentido,
Mollenhauer
al. (2004)
queporção
poucoequatorial
é ainda conhecido
sobre a Sul.
porção
da
sentido,
Mollenhauer
et
al.
(2004)
apontam
que
pouco
é
ainda
conhecido
sobre
a
porção
da
produção primária que efetivamente atinge os sedimentos marinhos, em especial para os oceanos
produção
que efetivamente
atinge
sedimentos
marinhos,
especial
para os tropicais
oceanos
em
baixa primária
e média latitudes.
O aumento
de os
estudos
que abordem
esteem
tema
nos oceanos
Peterson et al., 1996; Hensen et al., 2000).
1981; Ittekkot, 1988; Hedges, 1992; Meybeck, 1993;
É importante ressaltar que Mollenhauer et al.
Ludwig et al., 1996). O destino deste material terrestre
(2004), estudando 77 testemunhos distribuídos ao
mais refratário é ainda pouco conhecido. Neste con-
longo de toda bacia do Oceano Atlântico Sul, mostr-
texto, a importância dos aportes fluviais, representados
aram que a acumulação de carbono orgânico durante
pelo rio Amazonas, rio São Francisco, rio Doce, rio da
o Último Máximo Glacial foi cerca de 2 a 3 vezes maior
Prata, rio Congo, dentre outros, é fundamental para a
do que durante o Holoceno. Isto ocorre em resposta às
produção de carbono no Oceano Atlântico tropical e
mudanças na química da água do mar, na circulação
e nos padrões de estratificação e formação de cama-
acumulado. Desta forma, Anderson et al. (2009) aponta
das de mistura. Além disto, a exposição da plataforma
o papel vital do Atlântico Sul como regulador da variabi-
continental devido à regressão marinha glacioeustática
lidade das concentrações do CO2 atmosférico entre os
também colaborou para a oxidação de parte do carbono
períodos glacial-interglacial.
3.7.2 S íntese
3.8
M u dan ç a na e st r ut u r a d e Man g u e s
3 . 8 .1 Equilíbrio ecológico e estrutura do ecossistema
A fisiografia das linhas de costa tropicais associadas a
(Jimenez et al., 1985; Blasco et al., 1996). A rápida aco-
manguezais, criadas ou modificadas por forças geomór-
modação às novas condições é resultado do conjunto
ficas (Thom, 1984), provê condições físicas nas quais as
de espécies vegetais típicas de mangue que permitem
Os oceanos representam o compartimento mais im-
Medidas realizadas desde a década de 80 mostram um
diferentes espécies vegetais de mangue se desenvolvem.
a colonização de habitats que são dinâmicos, intermi-
portante do ciclo biogeoquímico global de diversos el-
decréscimo de pH em 0,3 a 0,4 unidades.
Esse desenvolvimento ocorre de acordo com suas adap-
tentemente favoráveis e desfavoráveis (Fromard et al.,
ementos essenciais, dentre eles o carbono. A dinâmica
Outra importante forma de avaliar as transferên-
tações individuais, tolerâncias e necessidades por fatores
2004; Cunha-Lignon et al., 2009). Essas características
das trocas gasosas entre a atmosfera e o oceano exerce
cias do carbono entre os compartimentos atmosfera e
diversos, tais como níveis de maré ou de submersão,
podem ser: (a) ampla tolerância a fatores ambientais;
um papel fundamental nos ciclos biogeoquímicos, como
oceano é através de medidas da acumulação de carbo-
salinidade ou preferências edáficas. Cada espécie possui
(b) rápido crescimento; (c) rápida maturação; (d) con-
também nas mudanças climáticas. Ao longo das últimas
no nos sedimentos marinhos. Neste sentido, alguns au-
tolerância específica em termos de período, frequência
tínua produção de flores e de propágulos; (e) elevada
décadas, a comunidade científica tem utilizado diferen-
tores apontam que a acumulação de carbono orgânico
e profundidade de inundação (Semeniuk, 1994). Em se-
liberação de propágulos (diásporos); e (f) possibilidades
tes abordagens na tentativa de quantificar a contribuição
para a região pelágica do Oceano Atlântico é da ordem
guida, são as condições climáticas locais que modificam
de dispersão de propágulos por via aquática a curtas
das trocas de carbono inorgânico entre a atmosfera e os
de 3.6 x 1012g C.ano-1, com uma média de 0,05g C.m-2.
as características dos bosques, impondo limites à colo-
e longas distâncias por agentes abióticos (correntes e
oceanos. No entanto, nenhuma abordagem metodológi-
ano-1 para a bacia Atlântica, apresentando valores ainda
nização, crescimento e desenvolvimento (Thom, 1984;
marés). Espécies diferentes podem ser capazes de colo-
ca foi até agora conclusiva, a despeito dos esforços real-
maiores em áreas de ressurgências. Em grande parte do
Woodroffe, 1987; Schaeffer-Novelli et al, 1990; Cintrón e
nizar novas áreas a diferentes taxas, tornando algumas
izados por diversos programas de pesquisa nacionais e
Oceano Atlântico Sul Tropical e Subtropical, a acumula-
Schaeffer-Novelli, 1992).
espécies mais capazes de se acomodarem aos vários
internacionais. O programa REVIZEE (Programa Nacional
ção de carbono orgânico nos sedimentos é basicamente
Alguns efeitos locais, tais como os induzidos por mudan-
de Avaliação do Potencial Sustentável de Recursos Vivos
controlada pela produtividade primária nas águas su-
ças no tamanho e na configuração de um estuário conside-
Todos esses atributos fizeram com que muitos consider-
da Zona Econômica Exclusiva) contribuiu significativa-
perficiais. Estudos demonstram também que de 0,5% a
rando orientação das correntes e áreas de geração (fetch),
assem manguezais como sistemas sucessionais, quando, de
mente através do registro da variabilidade sazonal da es-
3% da produção primária das plataformas continentais
geologia das bacias hidrográficas associadas e o uso das ter-
fato, se trata de ecossistemas autossustentáveis em ambien-
trutura termo-halina, da composição química da água do
e do talude e cerca de 0,014% dos oceanos profundos fi-
ras à montante sobre os efeitos na altura das marés (Kennish,
tes onde essas características se tornam requisito para suces-
mar, da biota e das características geológicas do assoalho
cam acumulados nos sedimentos. Assim sendo, as altas
2002; Berger et al., 2008), mudam continuamente enquanto
so na sobrevivência (Lugo, 1980). Levando em consideração
oceânico no Oceano Atlântico oeste.
taxas de reciclagem nas águas superficiais acabam por
o nível médio relativo do mar – NMRM – se eleva (trans-
a dinâmica dos tipos de costa (Thom, 1984) e as respostas
Desde o período Pré-industrial, os níveis de CO2 at-
causar uma baixa eficiência no transporte de carbono
gressão marinha) ou se reduz (regressão marinha). O man-
do ecossistema às variações da hidrologia ou dos níveis de
mosférico têm aumentado em aproximadamente 40%,
para os sedimentos. Por fim, estudos paleoceanográfi-
guezal também pode migrar, acompanhando as variações
maré (Jimenez et al, 1985; Blasco et al, 1996), manguezais
sendo atualmente a maior dos últimos 800.000 anos.
cos demonstram que durante o Último Máximo Glacial
do NMRM (Pereira, 1998; Soares, s/d; Behling et al., 2004;
ocupam áreas costeiras tropicais extremamente dinâmi-
A absorção do CO2 atmosférico pelos oceanos provoca
a acumulação de carbono nos sedimentos foi cerca de 2
Cohen et al., 2005; Vedel et al., 2006; Hadlich e Ucha, 2009).
cas (Thom, 1967; Kjerfve et al., 2002; Schaeffer-Novelli et
alterações no balanço químico dos oceanos, em espe-
a 3 vezes maior do que durante o Holoceno. Isto ocorre
Testemunhos feitos na feição apicum (fácies hipersalino do
al., 2002; Cunha-Lignon et al., 2009). Assim, as coberturas
cial alterando o pH e o equilíbrio dos íons carbonatos
em resposta às mudanças na química da água do mar,
ecossistema manguezal) revelam presença de troncos de
vegetais dos manguezais mais bem desenvolvidos estrutur-
e do estado de saturação de calcita e aragonita, cau-
na circulação e nos padrões de estratificação e formação
mangue fósseis, indicando que o mar atingiu níveis superi-
almente podem ser encontradas em áreas geomorficamente
sando grande repercussão sobre organismos marinhos.
de camadas de mistura.
ores aos atuais na Baía de Sepetiba (Pereira, 1998; Portugal,
ativas, sujeitas a fortes aportes deposicionais e a processos
2002) e na Baía de Todos os Santos (Hadlich e Ucha, 2009).
erosivos (Kjerfve et al., 2002). Estes tipos de paisagem apre-
Manguezais são sensíveis a mudanças no ambi-
sentam mosaicos de habitats, incluindo centros de ativo
ente externo e rapidamente se adaptam a alterações
estabelecimento de novas plantas e áreas de crescimento
das condições ambientais, ou prontamente sucumbem
estável, da mesma forma que áreas com perda de bosques
níveis do mar (Semeniuk, 1994).
e com substratos sendo erodidos ou rebaixados (Schaeffer-
cetibilidade à erosão. Os sedimentos que eram mantidos
variação, dependendo da taxa local do aumento e da
maiores temperaturas globais e consequentes degelos
Novelli et al, 2002; Cunha-Lignon et al., 2009).
aderidos pela massa radicial são liberados, sendo mais
disponibilidade de sedimento para dar suporte ao res-
nos últimos 150 anos. Aumentos eustáticos no NMRM
suscetíveis à erosão.
tabelecimento do manguezal. Ellison (1996) acrescenta
são reportados em áreas de manguezal no Rio de Janeiro
O sistema radicial constitui um dos componentes
estruturais mais importantes dos bosques de mangue,
Considerando cenários de aumento do NMRM,
que, possivelmente, a amplitude de distribuição dos
(Soares, s/d), Papua Nova Guiné (Pernetta e Osborne,
dando origem a lodos espessos e fibrosos, como aqueles
Soares et al. (2000) e Schaeffer-Novelli et al. (2002)
manguezais pode ser mais plástica do que o esperado,
1988), Taperebal, Pará (Vedel et al., 2006) e Ilha de
associados a parcelas cobertas por árvores do gênero
propõem modelo conceitual para prever, em nível local,
caso haja disponibilidade de novos espaços.
Marajó, Pará (Behling et al., 2004). Nicholls et al. (1999)
Rhizophora (Hesse, 1961). A construção das costas lo-
o comportamento de manguezais diante das elevações
Devido às diferenças locais e regionais, as paisa-
indicam que, até o ano de 2080, haverá perda global de,
dosas tropicais, onde se desenvolvem os manguezais,
projetadas para o NMRM, considerando os seguintes fa-
gens do Holoceno médio e superior incluem ambien-
aproximadamente, 22% das zonas úmidas costeiras. A re-
é basicamente uma função de quão rapidamente os
tores: topografia; fontes de sedimentos; taxa de aporte
tes de manguezais tanto transgressivos como regres-
sposta exata de um manguezal a um cenário de elevação
sedimentos são carreados e a razão na qual a matéria
de sedimentos; área da bacia de drenagem; amplitude
sivos. A importância da história do nível do mar para
do NMRM depende do balanço local entre as taxas de
orgânica (raízes e detritos orgânicos), produzida in situ,
das marés; dinâmica costeira; e taxa de elevação do
estudo dos manguezais é a de que os settings, “séries
sedimentação e as taxas de elevação do NMRM (Wood-
se incorpora ao substrato. A biomassa radicial subter-
NMRM. Diante dos cenários construídos pelo modelo,
de manguezais”, correspondem a escalas de tempo
roffe, 1995; Blasco et al., 1996). Soares (s/d) e Pereira
rânea agrega partículas de sedimento, construindo o
é possível identificar três respostas do ecossistema: 1-
geológico (Thom, 1984). Essas séries, criadas ou modi-
(1998) fazem referência a regressões de manguezais na
substrato que contribui para elevação da cota do terreno
erosão (perda de estrutura); 2- retração (erosão na por-
ficadas por forças geomórficas, correspondem, no caso
Baía de Sepetiba, RJ, com avanços progressivos sobre a
(Wells e Coleman, 1981; Huxman et al., 2010). Esse pro-
ção de contato com a linha d’água, sem oportunidade
dos manguezais, a diversos tipos de formas de relevo
feição apicum, que passa a ser uma alternativa para a mi-
cesso de elevação do substrato devido à sedimentação e
de migração); e 3- resistência às alterações do NMRM
que proveem substrato adequado e abrigo contra forças
gração do manguezal para áreas mais interiores na Baía
ao aumento da biomassa das raízes leva à formação de
(equilíbrio entre as taxas de transgressão marinha e as
erosivas (Thom, 1984; Vale, 2004). Núcleos de bosques
de Todos os Santos, Bahia (Hadlich e Ucha, 2009).
terraços deposicionais que podem expandir em direção
taxas de aporte de novos sedimentos). Cada uma des-
de mangue desenvolvidos sobre arenitos praiais (beach
Estudos de Ellison e Stoddart (1991), feitos a partir de
ao mar por progradação, ou migrar em direção à terra,
sas respostas pode ocorrer com: a) manutenção; b) ex-
rocks) serão eliminados por níveis do mar mais eleva-
registros estratigráficos do Holoceno e curvas de nível do
com o aumento do nível do mar. A morte da cobertura
clusão; e c) formação de refúgios. O modelo conceitual
dos, uma vez que terão seus sistemas radiciais perman-
mar, revelam que aumentos do NMRM global entre 8 e
vegetal do manguezal e a perda de biomassa radicial
permite, ainda, categorizar as áreas de manguezal quan-
entemente inundados.
9 cm/100 anos são compensados pelos manguezais; en-
determinam a desintegração do substrato, aumentando
to aos seus graus de vulnerabilidade, em baixa, média e
a profundidade de inundação e, por conseguinte, a sus-
alta (Soares, s/d).
3.8.2 Potenciais respostas estruturais dos manguezais
aos impactos das mudanças climáticas
3 . 8 . 2 .1 A umento do N ível M édio R elativo do Mar-N M R M
Para a costa amazônica, Cohen et al. (2005) sugerem
quanto que aumentos de 9 a 12 cm/100 anos provocam
que o aumento do NMRM em áreas de manguezal na
estresse no ecossistema, e aumentos a partir de 12 cm/100
Península de Bragança, litoral do Pará, seja devido às
anos causam perda ecossistêmica.
3.8.2.2 Aumento das temperaturas médias
O aumento previsto para as temperaturas médias deverá
sistema poderá, eventualmente, ocupar latitudes mais altas
exercer pouca influência sobre o desenvolvimento dos man-
para o norte e para o sul, porém sempre na dependência
Manguezais possuem características biológicas que os
da cobertura vegetal não são uniformes (Bacon, 1994).
guezais em geral. Impactos indiretos do aumento térmico
de vários outros fatores (Field, 1995). Contrariamente a esta
tornam potencialmente sensíveis a alterações no nível do
A capacidade de manguezais se adaptarem, e até de so-
também devem ser considerados, como a possível perda
ideia, Woodroffe e Grindrod (1991) e Snedaker (1995), cita-
mar, sendo considerados bons indicadores dessas mudan-
breviverem a despeito de alterações do nível do mar, não
de manguezais protegidos por recifes de corais (conectivi-
dos por McLeod e Slam (2006), argumentam que eventos
ças (Deness, 1987; Woodroffe, 1990; Ellison, 1993; Blasco
depende somente das propriedades individuais das espé-
dade), devido à morte destes, por conta do branqueamento
climáticos extremos de baixas temperaturas limitariam o
et al., 1996; Ellison e Farnsworth, 1997; Soares et al., 2000;
cies vegetais ou do bosque de mangue, mas dos processos
(McLeod e Salm, 2006). Com o aumento térmico o ecos-
deslocamento dos manguezais em direção aos polos.
Schaeffer-Novelli et al., 2002). Predições de respostas e in-
que operam ao nível da paisagem e a escalas regionais, no
terpretação de diagnósticos atuais de um manguezal não
espaço e no tempo.
3.8.2.3 Alterações nas ta x as de C O 2
podem ser analisadas independentemente dos fatores que
Field (1995) sugere que o aumento no NMRM deve
O aumento na concentração de CO2 atmosférico aumenta
sworth (1996a, 1997) relatam que o aumento da fotos-
as afetam, podendo variar muito sob uma perspectiva lo-
ser o fator mais importante a influenciar a futura distri-
as taxas fotossintéticas em condições de baixa salinidade
síntese devido ao aumento das taxas de CO2 atmosférico
cal, uma vez que as estruturas do ecossistema e a zonação
buição dos manguezais, e que seu efeito pode ter grande
(Ball et al., 1997). Para o Caribe, estudos de Ellison e Farn-
não compensará os efeitos dos aumentos do NMRM.
Aparentemente, existem diferenças interespecíficas no me-
no substrato (Nellemann et al., 2009; Huxman et al., 2010;
A amplitude latitudinal tropical e subtropical da linha de
prazos, em pontos representativos ao longo da costa. O
tabolismo de CO2, que podem modificar a dinâmica com-
Donato et al., 2011). Esse processo de acumulação no sedi-
costa do Brasil traz, em seu bojo, uma miríade de feições
fato de manguezais serem um ecossistema extremamente
petitiva entre as espécies de mangue (Farnsworth e Ellison,
mento ocorre ao longo do tempo, enquanto que erosão ou
fisiográficas onde se abrigam os manguezais, com diversi-
adaptável às variações das condições do ambiente onde se
1996; Snedaker e Araújo, 1998). Aumento de CO2 também
desmatamento da cobertura vegetal, como nos empreen-
dade de estruturas pouco monitoradas em escalas tempo-
insere exige muito mais tempo (décadas) do observador
provoca branqueamento nos corais recifais, reduzindo a
dimentos de carcinocultura, facilitam a liberação quase que
rais adequadas ao escopo do presente levantamento. Essa
para identificar respostas consideradas normais em relação
proteção aos manguezais (conectividade) contra a ação
imediata do CO2 para a atmosfera. Experimentos feitos em
diversidade de características, sob as quais se desenvolvem
àquelas que estariam sendo manifestadas diante de novas
das ondas (McLeod e Salm, 2006).
florestas de mangue na Malásia (Jin-Eong, 1993) revelam
os manguezais, exige monitoramentos de médio e longo
condições ambientais.
Fato importante nos manguezais é a grande capacidade de fixar carbono, principalmente ao nível das raízes,
que os sedimentos do manguezal liberam 50 vezes mais
carbono que a quantidade sequestrada.
3 . 8 . 2 . 4 A lterações na pluviosidade
3.9
O co r r ên c ia d e e r o são e m p r aia s e
Zo na s Co st e i r a s
Ellison (2000, 2004) aponta que mudanças na precipita-
mais tolerantes. Sendo assim, podem ocorrer perdas em ex-
ção deverão ter efeitos sobre o crescimento e extensão das
tensão e diversidade dos manguezais. Em contrapartida, nas
áreas de manguezal. É apresentado um cenário de aumen-
áreas com maiores precipitações, poderá haver aumento de
tos de 25% de precipitação pluvial até 2050, com padrões
diversidade em zonação dos bosques e de taxas de cresci-
de distribuição irregulares. Em áreas com decréscimo de
mento de algumas espécies de mangue, podendo aumentar
A costa brasileira, com aproximadamente 9.000 km de extensão,
Ondas geradas pelo vento apresentam um claro
pluviosidade, deverá haver redução no crescimento, sobre-
sua área de ocupação. Harty (2004) sugere que, nesses ca-
apresenta uma grande diversidade de ambientes costeiros que
padrão ao longo da costa, decaindo de sul para norte
vivência de propágulos e na produtividade dos manguezais.
sos, deve aumentar a capacidade dos mangues de competir
se desenvolveram ao longo do período Quaternário (Domin-
(Pianca et al., 2010). Os níveis relativos do mar na costa
Este fato favorecerá a sua substituição por plantas halófitas
com a vegetação de zonas mais internas.
guez, 2009), e compreende os últimos dois milhões de anos, car-
brasileira há 120.000 e 5.600 anos AP foram da ordem de
acterizado por uma sucessão de períodos glaciais e interglaciais.
8 e 5 m acima do nível atual, respectivamente. Durante
Em termos de processos morfossedimentares, uma variedade
esses níveis transgressivos, sedimentos marinhos foram
de forçantes condiciona a zona costeira, com a relativa interação
depositados na forma de planícies de cristas de praia,
entre ondas, marés e aporte sedimentar variando de norte a sul.
pontais e barreiras arenosas.
3 . 8 . 2 . 5 M udanças em frequ ência e intensidade de
tempestades tropicais
Alterações na salinidade, nas taxas de inundação e no aporte
guezais (Gilman et al., 2006). Alterações na linha de costa
de sedimentos estão entre as condições verificadas em
poderão desencadear processos de erosão e de deposição
decorrência das tempestades tropicais (Ellison e Stoddart,
em taxas que excedam a resiliência das espécies vegetais
1991). Essas condições podem comprometer a estabilidade
típicas de mangue, passando a comprometer o equilíbrio
e a composição das espécies na cobertura vegetal dos man-
ecológico do ecossistema (Hopkinson et al., 2008).
3.8.3 Síntese
3 . 9 .1 A costa brasileira
3 . 9 . 2 E rosão observada na costa do Brasil
A erosão costeira observada ao longo da costa brasileira é apre-
teiros como proposta por Villwock (1994), Muehe (1998, 2005,
sentada de acordo com a classificação de compartimentos cos-
2006), Muehe e Neves (1995) e Dominguez (2004, 2009).
3.9.2.1 Costa de manguezais dominada pela maré da região Norte
Mudanças climáticas globais, mais especificamente em
Os trabalhos consultados referentes às alterações
Com uma extensa plataforma continental, altamente
de Mosqueiro (ao norte de Belém) e ao longo da costa
temperatura, concentração de CO2, precipitação, tormen-
estruturais do ecossistema manguezal não fazem refer-
influenciada pela descarga fluvial e deposição de sedi-
Atlântica na região de Salinópolis e Ajuruteua. Souza-Fil-
tas tropicais (furacões e tempestades) e nível do mar, em
ências explícitas a que estas sejam especificamente
mentos lamosos do rio Amazonas, essa região é sub-
ho e Paradella (2003) observaram variações da linha de
conjunto com impactos induzidos pelo homem, afetarão
devidas às mudanças climáticas. Entretanto, deixam
metida a um regime de macromarés, com alturas de
costa na região de Bragança (PA) através de imagens de
o equilíbrio ecológico dos manguezais. O nível do mar
entrever que, com o aumento das taxas e da frequên-
maré de até 10 m. Manguezais são abundantes e corre-
radar. Das mudanças de área costeira observadas entre
(NMRM), em muitos casos, é mais evidenciado, uma
cia de recorrência de variáveis ambientais, há cenários
spondem a 76% dos manguezais encontrados na costa
1972 e 1998, 60,6% representam áreas erosivas e 39,4%
vez que é tido como o maior tensor dentre as mudanças
de que certas respostas possam vir a ser associadas às
brasileira (Muehe, 1998). Erosão costeira na região foi
áreas acrescidas. Os autores observaram que as maio-
climáticas (McLeod e Salm, 2006).
mudanças climáticas.
observada por El Robrini et al. (2006) na praia estuarina
res mudanças observadas estão relacionadas a áreas de
manguezais sendo ocupadas por baixios arenosos, tor-
Buçucanga, Ajuruteua e Vila dos Pescadores. Os autores
nando essas áreas mais suscetíveis à erosão. Baseados
relacionam a erosão na área com intervenções antrópi-
em levantamentos da morfologia praial, Krause e Soares
cas, com a ocupação, desmatamento de manguezais e
(2004) destacam as variações em menor escala espa-
estreitamento de canais de maré sendo relacionados
cial da península de Bragança, incluindo as praias de
com a tendência erosiva da região.
3 . 9 . 2 . 2 C osta do N ordeste com escassez de sedimentos
A costa é caracterizada pelo domínio de falésias sedimentares
al., 2006). Em Pernambuco, aproximadamente 30% das
da Formação Barreiras e pode ser subdividida em um com-
praias apresentam processos erosivos. A maioria destas
partimento semiárido no norte (Piauí, Ceará e a costa oeste
apresenta erosão em função de fatores naturais, como
do Rio Grande do Norte) e uma porção mais úmida ao sul
a circulação costeira e déficit sedimentar, enquanto in-
(da costa sul do Rio Grande do Norte a Salvador, na Bahia).
tervenções antrópicas muitas vezes intensificam esse
3.9.2.3 C osta deltaica dominada pela ação de ondas
A presença de falésias sedimentares da Formação Bar-
areia está sendo retida na plataforma continental interna
reiras ainda é dominante, porém menos contínua no sul.
pela cobertura de lama aportada pelo rio e pela deriva
Planícies de cristas de praia se desenvolveram em frente
litorânea dominante em direção ao sul, para fora da área
aos rios Jequitinhonha e Caravelas, na Bahia, rio Doce
afetada (Muehe et al., 2006). Outras áreas em erosão in-
no Espírito Santo, e rio Paraíba do Sul no Rio de Janeiro.
cluem as costas altamente urbanizadas de Macaé e Rio
As mudanças no alinhamento dessas feições, associadas
a modificações na deriva litorânea de sedimentos, indicam a alternância no domínio de ondas geradas pelos
ventos alísios e ondas geradas pelas frentes frias do sul.
Isso indica que essa região está localizada em uma região
altamente suscetível a modificações no domínio entre
das Ostras (Muehe et al., 2006). Ao sul de Cabo Frio,
a costa com alinhamento leste-oeste está exposta diretamente às ondas de tempestade do sul. O transporte
de sedimentos litorâneos tende a estar em equilíbrio ao
longo do ano, com ondas de alta energia menos frequen-
No setor semiárido, os segmentos mais impactados
processo (Neves e Muehe, 1995; Manso et al., 2006).
pela erosão costeira estão no Ceará, na região ao norte do
Em Alagoas, a vulnerabilidade costeira é causada pelo
Porto de Pecém e em Fortaleza. Em Pecém em função da
reduzido aporte fluvial de sedimentos. A erosão é con-
(Muehe, 2010). Nessa região da Bahia, aproximadamente
deposição sedimentar em torno da estrutura portuária, e
centrada principalmente na porção norte do estado, que
60% da costa estão em equilíbrio, e 26% da costa estão
Marambaia, a linha de costa mostra sinais de instabili-
em Fortaleza em função da retenção e desvio do fluxo de
apresenta maior atividade relacionada ao turismo (Araújo
em erosão, com intensos processos erosivos ocorrendo
dade, com transposição de ondas e retração da escarpa
sedimentos em algumas praias da região metropolitana
et al., 2006). De acordo com Dominguez (1995), a susce-
nas adjacências de desembocaduras fluviais. A retenção
da pós-praia (Muehe et al., 2006). Retração da costa na
após a construção de um quebra-mar para a proteção
tibilidade da costa à erosão é demonstrada pelas falésias
de sedimentos ocorre em Ilhéus e em cabos não con-
ordem de 10 a 15 m foi observada em diversos lugar-
do Porto de Mucuripe (Morais et al., 2006). Baseados
ativas da Formação Barreiras, pela ausência de planícies
solidados, como a planície costeira de Caravelas. Grandes
es, sendo consequência principalmente de um grande
em geoindicadores ambientais, Zuquette et al. (2004)
costeiras e terraços Pleistocênicos, assim como a presença
extensões de falésias no sul da Bahia, de Cumuruxatiba à
evento de tempestade em maio de 2001. Não obstante
classificaram a erosão costeira na região metropolitana
de arenitos de praia (beach rocks), sinalizando a retração
divisa com o Espírito Santo, estão sofrendo um balanço
a linha de costa, considerando como tal a interseção da
de Fortaleza como severa, sendo a sua aceleração rela-
da linha de costa. Em Sergipe, de acordo com Bittencourt
sedimentar negativo de longo termo (Dominguez et al.,
face praial com o nível médio do mar, entre Niterói e
cionada a atividades antrópicas. Em Macau e Guamaré
et al. (2006), os segmentos em erosão estão localizados
2006). No Espírito Santo, a linha de costa se alterna entre
Arraial do Cabo, tem-se mantido estável (Muehe, 2011).
(RN), a recessão da linha de costa está colocando em
em Atalaia Nova (norte de Aracaju) e ao sul da desem-
grandes extensões em erosão ou em equilíbrio, e alguns
A longa e estreita barreira arenosa que separa a Baía de
risco estações de bombeamento de petróleo (Vital et al.,
bocadura do rio São Francisco, onde a Vila do Cabeço
segmentos em acresção. Acresção é observada nas planí-
2006). De acordo com os autores, a erosão é acelerada
foi completamente erodida. Áreas com grande variabili-
cies costeiras do rio Doce, ao norte, e na região do rio
pela construção de estruturas perpendiculares nas praias
dade da linha de costa estão localizadas nas adjacências
Itabapoana, no limite sul do estado (Albino et al., 2006).
de Macau, Caiçara do Norte e Touros.
das desembocaduras dos rios Real, Vaza Barris e Sergipe,
Estudando processos sedimentares na região do rio
Na costa de falésias sedimentares, a erosão é ampla
onde episódios erosivos causaram danos materiais sig-
Doce, Dominguez et al. (1983) e Albino e Suguio (2010)
e ocorre em quase toda a linha de costa do sul do Rio
nificativos. De forma geral, a costa da Bahia entre Mangue
mostram a importância dos padrões de direção da deriva
Grande do Norte ao longo da Paraíba, Pernambuco e
Seco, na desembocadura do rio São Francisco, e Salvador
litorânea de sedimentos. Em função de sua configuração,
Alagoas. O contrário ocorre na costa de Sergipe, onde a
está em equilíbrio (Dominguez et al., 2006). No entanto,
o delta do rio Doce causa modificações na direção do
mais vulnerável a erosão, alagamentos e deslizamentos.
abundante quantidade de sedimentos trazida pelos rios
uma abordagem mais detalhada para a costa norte da Ba-
transporte litorâneo na região, provocando a alternância
A expansão de áreas urbanizadas sobre regiões baixas de
mantém aproximadamente 57% da costa em equilíbrio,
hia realizada por Bittencourt et al. (2010) mostra algumas
entre eventos construtivos e destrutivos na região. Na
antigas lagunas (e.g., Barra da Tijuca), com capacidade de
enquanto 21% estão em erosão (Bittencourt et al., 2006).
regiões com evidências de erosão contínua entre a Barra
região norte do Rio de Janeiro, próximo à divisa com o
drenagem limitada, representam riscos que vão aumentar
Na Paraíba, segmentos da costa em erosão representam
do Itariri e Sabaúma. Os autores relacionam os eventos
Espírito Santo até Cabo Frio, erosão acentuada ocorre na
sob cenários de aumento do nível do mar e de aumento
em torno de 42% dos 140 km de linha de costa (Neves et
erosivos na região à passagem de frentes frias.
região ao sul do rio Paraíba do Sul em Atafona, onde
nas intensidades de tempestades (Muehe e Neves, 2008).
processos meteo-oceanográficos tropicais e subtropicais
tes do sul e sudoeste sendo compensadas pelas ondas
mais frequentes de sudeste. Entre Cabo Frio e a Ilha da
Sepetiba do oceano, na porção oeste desse segmento,
eventos de transposição e erosão da margem lagunar da
barreira podem resultar em rompimentos temporários da
barreira (Muehe, 2010). Na região metropolitana do Rio
de Janeiro, que inclui a costa de Niterói, a grande densidade populacional torna a costa oceânica e estuarina
3 . 9 . 2 . 4 C osta roc h osa do sudeste
planas e baixas, nas quais os já existentes problemas de
da praia para o campo de dunas e consequente aumento
Esse compartimento, que se estende da Ilha Grande
de Matinhos, restaurada com realimentação praial (Angulo
erosão, drenagem e inundações serão amplificados em
do déficit de sedimentos, enquanto que o aumento da
(RJ) ao Cabo de Santa Marta (SC), é caracterizado pela
et al., 2006). Em Santa Catarina, os estudos se concentr-
cenários de mudanças climáticas.
frequência e intensidade de ciclones extratropicais ten-
proximidade da cadeia montanhosa da Serra do Mar.
aram na porção centro-norte (Klein et al., 2006) e na ilha
A vulnerabilidade dos diversos macrocompartimentos
derá a aumentar a recorrência de eventos extremos com
Modificações na linha de costa em função de erosão, em
de Santa Catarina (Horn, 2006). Na porção continental, os
analisados representa a vulnerabilidade atual que, quan-
ondas altas, ventos forte e precipitações intensas afetando
São Paulo, geralmente são isoladas e associadas com ob-
riscos associados à erosão costeira são o resultado de ocu-
do considerada sob os aspectos das mudanças climáticas
partes do litoral Sul e Sudeste. Reajustamentos morfos-
stáculos naturais ou artificiais que interrompem o fluxo
pação desordenada e a ocorrência de tempestades. Pontos
potenciais, principalmente a elevação do nível do mar,
sedimentares de praias por transposição de ondas sobre
de sedimentos ao longo da costa (Tessler et al., 2006).
mais críticos estão localizados em Barra Velha, Piçarras e
tende a se tornar mais crítica, particularmente quanto aos
arenitos de praia submersos defronte a largos trechos do
No Paraná, as modificações mais significativas da linha de
Penha, com erosão de média intensidade, enquanto Bom-
aspectos de erosão e inundação costeira, com reflexos
litoral do Nordeste, assim como mudanças da intensidade
costa ocorrem nas adjacências de desembocaduras estuari-
binhas está sofrendo erosão de menor intensidade. Na ilha
sobre as áreas urbanas de baixa altitude, como também
e mesmo reversão do transporte litorâneo devido à al-
nas (e.g., o canal do Superagui, Ilha das Peças, Ilha do Mel,
de Santa Catarina, processos erosivos estão ocorrendo ao
sobre as áreas de manguezais cuja capacidade de adap-
teração do ângulo de incidência das ondas em todo o
Pontal do Sul, Ponta de Caiobá e Guaratuba). Essas modi-
longo da costa oceânica da ilha. O maior risco ocorre nas
tação a uma elevação do nível relativo do mar poderá
litoral, implicarão em erosão e acumulação sedimentar lo-
ficações incluem erosão e acresção em diferentes trechos
áreas urbanas do norte da ilha (e.g., praias de Canasvieiras,
ficar comprometida, dependendo da disponibilidade de
calizada. O aumento de eventos extremos poderá resultar
da costa e ocorreram com taxas de até 100m em menos de
Cachoeira e dos Ingleses) e na costa noroeste na Barra da
espaço de acomodação e das taxas de aporte sedimentar
em aumento do aporte de sedimentos da plataforma con-
uma década (Angulo et al., 2006). A linha de costa oceânica
Lagoa. Áreas urbanizadas na costa leste e sul com risco
e de elevação do nível do mar. Um amento da evapora-
tinental interna para a zona costeira, podendo compensar
é mais estável, sendo as áreas mais impactadas pela erosão
erosivo de médio a alto incluem Campeche, Armação e
ção devido ao aumento da temperatura deverá se refletir
parcialmente o déficit no balanço sedimentar decorrente
as praias de Flamengo e Riviera e a porção central da praia
Pântano do Sul (Horn, 2006).
em aumento do transporte eólico no litoral do Nordeste
da alteração no equilíbrio morfossedimentar, devido às
semiárido, com aumento da transferência de sedimentos
alterações provocadas pelas mudanças do clima.
3 . 9 . 2 . 5 A costa arenosa do S ul
3.10
Do Cabo de Santa Marta ao Chuí, a linha de costa é for-
ao longo do tempo (Esteves, 2006; Esteves et al., 2006).
mada por uma extensa e larga faixa de praia com sedi-
Segmentos localizados de erosão costeira foram descritos
mentos predominantemente finos em frente a um múlti-
por Calliari et al. (1998) e Speranski e Calliari (2006) e
plo sistema de ilhas-barreira. Deriva litorânea dominante
são relacionados à convergência de ondas na região de
na região é para norte, com algumas inversões relacio-
Mostardas, entre Bojuru e Estreito, e em pequenos seg-
nadas à sazonalidade do clima de ondas e orientação da
mentos próximo à praia do Cassino e no extremo sul,
linha de costa (Siegle e Asp, 2007). As praias mostram
próximo ao Chuí. Através de uma revisão crítica da erosão
Modos de variabilidade climática são padrões espaci-
regionais de temperatura e precipitação daqueles as-
grande variabilidade morfodinâmica, com alternância
na costa do RS, Dillenburg et al. (2004) sugerem que o
ais e temporais dominantes de variabilidade climática
sociados a mudanças climáticas antrópicas. Além disso,
entre longos trechos de avanço e retração da linha de
balanço negativo de sedimentos em curto e longo termo
causados por processos físicos naturais decorrentes das
é fundamental entender como as mudanças climáticas
costa (Toldo et al., 2006), com reversões nesses padrões
é a maior causa da erosão nesse segmento da costa.
interações entre a atmosfera e a terra, oceanos e crios-
antrópicas podem alterar esses modos de variabilidade
fera. Um melhor entendimento desses modos é essen-
climática e consequentemente as anomalias de tempera-
cial para distinguir seus efeitos nas variações globais e
tura atmosférica e precipitação.
3.9.3 Síntese
Alt e r açõe s n o s pad r õe s d e var iab i li da d e
e s pac ial e t e m po r al d o o c ean o. E l N i ño O s c i l ação S u l e E st r ut u r a t e r m o h a li na .
3 .10 .1 P rincipais modos de variabilidade dos oceanos
relevantes para o Brasil
Ao longo da extensão da linha de costa brasileira são vários
o balanço sedimentar local e pode iniciar e/ou acelerar pro-
os trechos em erosão, distribuídos irregularmente e muitas
cessos erosivos locais. Esses processos certamente serão
vezes associados aos dinâmicos ambientes de desembo-
amplificados pela elevação do nível do mar e aumento na
caduras. A ocupação desordenada é outra grande causa
frequência e intensidade das tempestades associadas ao
Os modos de variabilidade climática relacionados a varia-
meridional do Atlântico Tropical, modo zonal do Atlântico
apontada para a erosão em praias brasileiras. A construção
aumento de temperatura do oceano. Diversas são as áreas
ções dos oceanos mais relevantes para o clima do Brasil
e o modo dipolo subtropical do Atlântico Sul. O ENSO é
em áreas próximas à linha de costa por vezes compromete
costeiras densamente povoadas que se situam em regiões
são: El Niño-Oscilação Sul (ENSO, sigla em inglês), modo
caracterizado por um aquecimento ou resfriamento an-
ormal das águas do Pacífico equatorial leste. Quando há
1993; Keenlyside e Latif, 2007). Já o modo meridional
uma diminuição dos ventos alísios e enfraquecimento da
dos eventos extremos no Brasil está relacionada a eventos
um aquecimento, o evento é denominado El Niño e, no
do Atlântico Tropical é caracterizado por um gradiente
circulação de Walker causada pelo aquecimento global.
de El Niño e La Niña, essas mudanças de comportamento
caso de um resfriamento, é denominado La Niña. Essas
meridional de anomalias de TSM: em sua fase positiva,
Isto propicia uma maior variabilidade da TSM no Pacífico
do ENSO são extremamente importantes.
alterações da temperatura da superfície do mar (TSM)
o Atlântico Norte Tropical apresenta anomalias de TSM
equatorial central e não na região leste.
deflagram uma série de mudanças na circulação atmos-
positivas, enquanto que o Atlântico Sul Tropical apre-
Resultados de Rodrigues et al. (2011) sugerem que
devido ao aquecimento global continuar, de acordo com
férica padrão global que afeta o clima de várias regiões
senta anomalias de TSM negativas, e vice-versa na fase
eventos de El Niño são responsáveis pelo desenvolvim-
Rodrigues et al. (2011) haverá o desenvolvimento mais
do mundo. O ENSO é o modo dominante de variabili-
negativa. Acredita-se que esse modo é controlado pela
ento das anomalias de TSM no Atlântico, que, por sua
frequente de: 1) fases negativas do modo dipolo do Atlân-
dade global em escala interanual e é responsável por boa
atmosfera (Chang et al., 1997). Geralmente, a ocorrên-
vez, determinam, junto com as mudanças na circulação
tico Sul (polo equatorial quente e polo subtropical frio); 2)
parte da variabilidade interanual de cobertura de nuvens,
cia de uma fase positiva do modo meridional impede
atmosférica causadas pelo próprio El Niño, o padrão de
anomalias quentes de TSM no Atlântico equatorial, carac-
temperaturas globais extremas, alterações nos padrões
o deslocamento da Zona de Convergência Intertropical
precipitação sobre o Brasil. El Niños “Modoki” causam
terizando uma fase positiva de Atlântico Nino; 3) anomalias
de precipitação e na taxa de retirada do CO2 da atmosfera
(ZCIT) para sul, inibindo chuvas sobre o norte e nordeste
anomalias de TSM positivas no Atlântico Sul tropical e
menos quentes ou neutras de TSM no Atlântico Norte Tropi-
pelos oceanos (Bousquet et al., 2000; Jones et al., 2001;
brasileiro. A ocorrência de anomalias frias no Atlântico
anomalias negativas no Atlântico Sul subtropical (Fig.
cal, caracterizando uma fase negativa do modo meridional
Trenberth et al., 2002; Curtis e Adler, 2003). No Brasil,
equatorial (Atlântico Niño) exacerba esta situação de
3.10.1). Este padrão configura a fase negativa do dipolo do
(gradiente meridional de TSM negativo). Esses padrões de
eventos de El Niño causam secas no norte e nordeste e
seca. Já o modo dipolo subtropical do Atlântico Sul é
Atlântico Sul. Das 11 fases negativas do dipolo do Atlân-
TSM favorecem precipitações acima da média ou na média
chuvas intensas, e até enchentes, no sudeste e sul. Em
o principal modo de variabilidade do Atlântico Sul e é
tico Sul que se estabeleceram no período de 1950 a 2005,
sobre o nordeste brasileiro e mais chuvas no sudeste-sul do
contrapartida, eventos de La Niña estão geralmente as-
caracterizado por anomalias de TSM de sinais opostos
9 delas ocorreram em anos de El Niño “Modoki”. Além
Brasil (Fig. 3.10.1). Porém, ainda não se tem uma previsão
sociados a secas no sudeste e sul e precipitação acima da
em um polo equatorial e outro polo subtropical sepa-
disso, durante os El Niños “Modoki”, a língua de água fria
do que acontecerá com os eventos de La Niña que poten-
média no norte e nordeste (Grimm 2003).
rados por uma linha fictícia ao longo de 30°S (Venegas
do Atlântico não se desenvolve (fase positiva do Atlântico
cialmente terão o efeito oposto. Os últimos eventos de La
O modo zonal do Atlântico é considerado o modo de
et al., 1997; Wainer e Venegas, 2002; Sterl e Hazeleger,
Niño) e as anomalias de TSM no Atlântico Norte Tropical
Niña de 2005/06 e 2010/11 já acarretaram secas extremas na
variabilidade do Atlântico análogo ao ENSO no Oceano
2003). Uma fase positiva deste modo, isto é, anomalias
são negativas, estabelecendo uma fase negativa do modo
Amazônia (Lewis et al., 2011). A seca de 2005/06 tinha sido
Pacifico e, por esta razão, chamado de Niño do Atlân-
positivas de TSM no polo equatorial, acompanhadas por
meridional. Foltz e McPhaden (2010) confirmam a existên-
considerada um evento que acontece uma vez a cada 100
tico. É caracterizado por anomalias quentes ou frias
anomalias negativas no polo subtropical, provoca o des-
cia da interação entre os modos zonal (Atlântico Niño) e
anos (Marengo et al., 2008). Porém, já aconteceram dois
de TSM na região da língua fria do Atlântico equatorial
locamento da ZCIT para sul, trazendo chuvas ao norte e
meridional no Atlântico Tropical. Consequentemente, es-
eventos de magnitudes comparáveis no intervalo de 3 anos
leste e é controlado por processos oceânicos (Zebiak,
nordeste brasileiro (Haarsma et al. 2003).
sas anomalias de TSM no Atlântico Tropical permitem que
(Lewis et al., 2011; Marengo et al., 2011).
3.10.2 Alterações dos modos de variabilidade do
Atlântico Tropical e Sul devido a mudanças no E N SO
Se o aumento da frequência de El Niños “Modoki”
a ZCIT se mova para sul, trazendo chuvas para o norte e
O estudo observacional recente de Tokinaga e Xie
nordeste brasileiro. Já El Niños canônicos causam anoma-
(2011) já confirmou o enfraquecimento da língua de água
lias de TSM negativas no Atlântico Sul Tropical e anomalias
fria do Atlântico (Atlântico Niño). Em outras palavras, os
positivas no Atlântico Norte Tropical que coíbem a ZCIT de
autores descobriram que a TSM tem aumentado no Atlân-
Evidências observacionais recentes sugerem que El Niños
Comparações entre as simulações para o século 20 e as
se movimentar para sul e provocar chuvas no nordeste.
tico equatorial leste nas últimas 6 décadas. A tendência
canônicos com aquecimento no leste do Pacífico equa-
simulações para o século 21, nas quais a concentração de
Nota-se que os padrões de precipitação sobre o Brasil em
de aquecimento chegou a 1,5°C/60-anos no núcleo da
torial estão ficando menos frequentes e outro tipo de El
CO2 é mantida constante e igual a 700 ppm (projeção de
anos de El Niños canônicos são opostos àqueles em anos
língua de água fria para o inverno austral (estação em que
Niño com aquecimento no centro do Pacífico equatorial,
mudanças climáticas A1B do IPCC), sugerem a maior ocor-
de El Niños “Modoki” (painéis da direita na Fig. 3.10.1).
este modo atinge seu pico). Esse aquecimento do Atlân-
chamado “Modoki”, está ficando mais comum nas últimas
rência de El Niños “Modoki” (Yeh et al., 2009). Esta alter-
Há indícios de que isto se aplique a eventos de La Niña.
tico equatorial leste leva a uma maior convecção atmos-
décadas (Ashok et al., 2007; Ashok e Yamagata, 2009). A
ação nas características do El Niño está ligada às mudanças
Geralmente, secas no sul/sudeste eram acompanhadas de
férica nesta região e a uma redução dos ventos alísios no
ocorrência de El Niños canônicos diminuiu de 0.21/ano
no estado básico dos oceanos causadas pelo aquecimento
chuvas intensas no norte/nordeste em anos de La Niña.
Atlântico, principalmente no inverno austral, quando estes
no período de 1870 a 1990 para 0.11/ano no período de
global, em particular na estrutura da termoclina do Pacífico
Nos últimos eventos de La Niña, em 2007/08 e 2010/11,
normalmente se intensificariam. Os autores não acharam
1990 a 2007. Já El Niños “Modoki” aumentaram de 0.05/
equatorial. A profundidade média da termoclina diminuiu
pôde-se observar uma inversão destes padrões pelo me-
relação entre essas mudanças e variações da circulação
ano para 0.41/ano nos mesmos períodos (Yeh et al., 2009).
no Pacífico oeste e aumentou no Pacífico leste devido a
nos no sul/sudeste do Brasil. Considerando que a maioria
termo-halina, o que leva a crer que talvez esteja relacio-
3 .10 . 4 Síntese
nada a mudanças no ENSO. Morioka et al. (2011) também
desenvolveram com mais frequência, porém, pelo núme-
mostraram que, depois do El Niño canônico de 1997-98,
ro pequeno de eventos, não é possível estabelecer uma
Há fortes indícios de que as características dos eventos de
esses padrões de TSM favorecem precipitações acima da
fases negativas do dipolo subtropical do Atlântico Sul se
tendência estatisticamente significante.
El Niño no Pacífico estão mudando nas últimas décadas.
média ou na média sobre o norte e nordeste brasileiro e
Desde o forte evento canônico de 1997-98, todos os out-
mais chuvas no sul e sudeste do Brasil. Porém, nenhum
ros El Niños foram do tipo “Modoki” (Yeh et al., 2009).
estudo semelhante foi feito sobre os eventos de La Niña.
3.10.3 Alterações dos modos de variabilidade do
Atlântico Tropical e Sul devido a mudanças na
C irculação Termohalina
Como consequência, houve um enfraquecimento da alta
Em termos dos efeitos das mudanças climáticas
pressão do Atlântico Sul, levando a: 1) fases negativas do
na circulação termo-halina do Atlântico, observações e
modo dipolo subtropical do Atlântico Sul (polo equatorial
modelos apontam para um enfraquecimento da célula
Embora partes da circulação termo-halina no Atlântico
um resfriamento do Atlântico Sul. Isto se deve ao fato
quente e polo subtropical frio); 2) anomalias quentes de
no Atlântico, mas um aumento da entrada das Agulhas.
exibam uma variabilidade decadal considerável, dados
de que a entrada de águas do Índico acontece através
TSM no Atlântico equatorial, caracterizando uma fase posi-
O impacto de ambos seria o mesmo no Atlântico Sul, de
observacionais não sustentam que haja uma tendência
da Retroflexão da Corrente das Agulhas no sul da África,
tiva do modo zonal (Atlântico Niño); 3) anomalias menos
aumento da temperatura e salinidade. Mas estudos ob-
estatística coerente desta circulação (Carton e Hakkinen,
que acaba soltando anéis ou vórtices que se propagam
quentes ou neutras de TSM no Atlântico Norte Tropical,
servacionais ainda não foram feitos para definir o efeito
2011). Porém, há indícios de que mudanças climáti-
para o Atlântico (Beal et al., 2011). As águas originadas
caracterizando uma fase negativa do modo meridional
sobre os modos de variabilidade e consequentes alter-
cas podem gerar uma desaceleração desta circulação
no Oceano Índico que ficam aprisionadas dentro desses
(gradiente meridional de TSM negativo). Por outro lado,
(Gregory et al., 2005). Alguns trabalhos com modelos
anéis são águas mais quentes e salinas. Portanto, uma
numéricos já mostraram que a diminuição, ou até a
interrupção da entrada dessas águas acarretaria um res-
interrupção, da circulação termo-halina pode ocasionar
friamento do Atlântico. O impacto disto seria um gradi-
alterações nos modos de variabilidade do Atlântico.
ente meridional positivo de TSM no Atlântico Tropical,
Haarsma et al. (2008) mostraram que, com o colapso
que empurraria a ZCIT para norte, causando secas no
15ºN
da circulação termo-halina do Atlântico, a resposta de
norte e nordeste do Brasil. Porém, estudos recentes
0º
TSM seria caracterizada por uma fase negativa do modo
baseados em observações e modelos mostraram que
15ºS
meridional, isto é, anomalias de TSM frias no Atlân-
houve uma migração para sul de todo o sistema de ven-
30ºS
tico Norte Tropical acompanhadas por anomalias de
tos sobre o Atlântico Sul, principalmente dos cinturões
45ºS
TSM quentes no Atlântico Sul Tropical. Além disso, as
de ventos de oeste, ocasionando um aumento da en-
características do modo zonal (Niño do Atlântico) são
trada de águas do Oceano Índico no Atlântico e não
alteradas, a língua de água fria enfraquece e sua variabi-
uma diminuição (Biastoch et al., 2008, 2009). Este au-
lidade interanual fica reduzida. Por outro lado, a variabi-
mento causa um aquecimento e salinização do Atlântico
lidade maior passa a ocorrer na região de ressurgência
Sul. Curry e Mauritzen (2005) e Sato e Polito (2008) já
de Benguela. Como consequências dessas alterações de
constataram um aumento da temperatura e salinidade
TSM, há um aumento da precipitação sobre o norte e
das camadas superiores entre 0 e 1000 m do Atlântico
nordeste, com a migração para sul da ZCIT, principal-
Sul, nas últimas décadas. Ambas as mudanças nos ven-
mente no inverno austral.
tos e nas características termo-halinas do Atlântico po-
Por outro lado, de acordo com Haarsma et al.
dem ocasionar alterações nos modos de variabilidade
(2011), apenas a interrupção da entrada de águas do
do Atlântico Sul, porém estudos observacionais ainda
Oceano Índico no Atlântico (rota quente do braço su-
não foram conduzidos e conclusões a esse respeito não
perior da circulação termo-halina no Atlântico) geraria
podem ser tiradas.
ações nos padrões de precipitação
sobre o Brasil.
F i g. 3 .10 .1
El Niño Canônico
Te m p e r at u r a D J F P r e c i p i ta ç ão MAM
El Niño Modoki
Te m p e r at u r a D J F P r e c i p i ta ç ão MAM
15ºN
0º
15ºS
30ºS
45ºS
160ºE160ºW 120ºW 80ºW 40ºW 0º
40ºW
0º
1368
1368
1368
1369
Figura
3.10.1.
Anomalias
TSM
Dezembro-Janeiro-Fevereiro
(DJF)
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1369 Figura
Figura
3.10.1.
de
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(DJF)
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3.10.1. Anomalias
Anomalias de TSM
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(DJF)
e anomalias de precipitação (mm dia-1) em março-abril-maio
1369
3.10.1.
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1375
3.11
Relações
entre
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Climáticas
e
primeiros
níveis
rede
1375
3.11
Relações
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Climáticas
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1376
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1377
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3.11.1
Introdução
3.11.1
Introdução
3.11.1
Introdução
1378
A
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A Convenção
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que em 40 anos se perdeu 30% da biodiversidade global, o que implica em perdas anuais entre US$US$
3.11
R e l aç õ e s e n t r e M u da n ç a s C l i m á t i c a s e o s
p r i m e i r o s n í v e i s da r e d e t r ó f i c a m a r i n h a
3.11.1 introdução
al. (2007): o efeito do aumento da temperatura sobre a
indicam claramente que mudanças na temperatura pro-
estrutura da comunidade fitoplanctônica. Os resultados
movem alterações na base da rede trófica que acabam
mostram que, para aumentos de temperatura de cerca
tendo um reflexo expressivo também nos níveis tróficos
de 3oC, dinoflagelados aumentaram em abundância
superiores e demonstram o grau de complexidade que
em mesocosmos experimentais aquecidos, e Thalassio-
devem ter os estudos experimentais sobre os efeitos das
nema nitzchioides foi mais abundante nos tratamentos
mudanças climáticas e efeitos de retroalimentação sobre
A Convenção da Diversidade Biológica realizada em outubro
cies marinhas, sendo estimadas em mais 750 mil as espécies
sob aquecimento, enquanto a diatomácea Skeletonema
o clima, uma vez que elevações nas concentrações de
de 2010 em Nagoya, Japão, apontou que em 40 anos se
ainda a serem identificadas. Não estão computados neste
marinoi, formadora de florações de primavera na região,
CO2 atmosférico certamente serão acompanhadas de
perderam 30% da biodiversidade global, o que implica em
cálculo milhões de espécies de microrganismos, que rep-
foi pouco abundante no mesocosmo mais aquecido. Es-
aumentos na temperatura das águas superficiais.
perdas anuais entre US$ 2 trilhões e US$ 4,5 trilhões que
resentam 90% da biodiversidade oceânica. A falta de pro-
sas alterações podem promover resultados não previstos
Um outro importante trabalho recente (Boyce et
não são computados nos cálculos do produto interno bruto
teção das zonas costeiras e marinhas torna a situação ainda
ao longo da rede trófica. Esses resultados experimentais
al., 2010) mostra alguns resultados aparentemente con-
(PIB) de cada país (PNUMA, 2010). Os ecossistemas marin-
mais grave, uma vez que milhares de espécies podem vir a
confirmaram alterações in situ observadas na comu-
traditórios às extrapolações decorrentes dos estudos de
hos representam um dos setores em que tais perdas têm se
desaparecer sem mesmo terem sido conhecidas. No Brasil,
nidade fitoplanctônica na Península Ocidental Antártica
Riesebell et al. (2007). Analisando dados da concentra-
tornado mais evidentes. O I Censo Marinho Global aponta
apenas cerca de 1,5% da área costeira é protegida e menos
por Montes-Hugo et al. (2009) e atribuídas por esses au-
ção de fitoplâncton realizados com base em imagens de
para um grande desconhecimento das espécies, sendo que,
de 10% das espécies marinhas são conhecidas, sem que os
tores ao aquecimento que a região tem sofrido. O clima
satélite disponíveis desde 1979, esses autores verificaram
até o momento, foram identificadas cerca de 250 mil espé-
microrganismos entrem nesse cômputo.
da península está passando por uma transformação, do
possíveis flutuações em escala decadal ligadas à forçante
tipo climático frio-seco para tipo climático quente úmido
climática. Porém, a extensão temporal desses registros é
3.11.2 O papel do fitoplâncton na rede trófica
marin ha e no “bombeamento biológico”
subantártico. Utilizando dados de campo e de satélites
insuficiente para identificar tendências de longo prazo.
de três décadas, os autores documentaram que a produ-
Mas, ao combinar valores de medidas de transparência
tividade biológica, estimada a partir de dados de con-
do oceano com observações in situ de clorofila, a fim de
Cerca de 48% da absorção biológica global de carbono
da revolução industrial, há cerca de pouco mais de 200
centração de clorofila, tem mudado significativamente
estimar a dependência temporal da biomassa do fito-
são de responsabilidade do fitoplâncton marinho (Field
anos. Ainda segundo esses autores, cerca de 25-30% do
ao longo da plataforma da península. Concentrações
plâncton em escalas locais, regionais e global desde 1899,
et al., 1998), microrganismos fotossintéticos que realizam
CO2 antropogênico atravessam a superfície do oceano,
de clorofila de superfície no verão declinaram cerca de
Boyce et al. (op.cit.) verificaram um declínio global médio
essa atividade através da fixação diária de CO2 em ma-
aumentando a concentração de carbono inorgânico dis-
12% nos últimos 30 anos, com o maior decréscimo em
de 1% ao ano na biomassa fitoplanctônica. A análise rev-
téria orgânica pela fotossíntese. Parte do CO2 fixado nas
solvido (CID) e a acidez das águas, com potencial prejuízo
direção ao norte da península e aumento em direção
elou ainda flutuações interanuais a decadais sobrepostas a
regiões iluminadas do oceano eventualmente afunda para
para o próprio fitoplâncton, principalmente aqueles que
ao extremo sul. As tendências de variação latitudinal da
tendências de longo prazo, fortemente correlacionadas a
as regiões mais profundas, onde é reconvertida em CO2
apresentam elementos calcáreos em suas estruturas da
clorofila refletem os padrões de desvios na cobertura de
índices climáticos em escala de bacia oceânica, enquanto
ou permanece sequestrado no sedimento. Esse processo
célula, bem como para outros organismos marinhos.
gelo, formação de nuvens e ventos, afetando a coluna
as tendências de declínio se apresentam correlacionadas
produz uma espécie de “bombeamento biológico”, re-
Apesar dos oceanos representarem os maiores
de água. Mudanças regionais no fitoplâncton coincidem
a aumento da temperatura de superfície do oceano. Os
sponsável por remover continuamente o CO2 (gás estufa)
reservatórios de CID, apenas cerca de 1% encontra-se
com mudanças observadas no krill (Euphausia superba),
resultados obtidos apontam para uma necessidade de
da atmosfera.
em forma de CO2, a molécula requerida pela enzima fo-
que está sendo substituído por salpas, e com mudanças
que este declínio passe a ser considerado em estudos do
Riebesell et al. (2007) descrevem evidências de que
tossintética Rubisco, a qual opera com pouca eficiência
nas populações de pinguins Adélia, que estão sendo
ecossistema marinho, de ciclagem de nutrientes, circula-
essa “bomba biológica” pode se tornar mais forte sob
nas concentrações de CO2 típicas da água do mar. Dessa
substituídos por pinguins Chinstrap. Estes resultados
ção oceânica, pesca e modelos climáticos.
concentrações elevadas de CO2 na atmosfera, e assim
forma, o aumento das concentrações ambiente de CO2
prover uma retroalimentação negativa em relação à el-
pode favorecer a eficiência fotossintética, aumentando a
evação das concentrações de CO2 atmosférico. De acordo
absorção do CO2 antropogênico (Riebesell et al., 2007).
com seus cálculos, a retroalimentação representa 10%
Entretanto, os trabalho de Lassen et al. (2010) focam um
do CO2 extra bombeado para a atmosfera desde o início
outro aspecto não considerado no estudo de Riebesell et
3.11.3 Papel dos microrganismos marin hos na
regulação climática
tais modelos. Tais observações através de ampla faixa de
siderar as observações experimentais ainda limitadas
escalas de tempo permitem estabelecer a sensibilidade do
que demonstram que concentrações elevadas de CO2
As preocupações em relação às mudanças climáticas
da forte correlação entre dose de radiação solar e concen-
clima da Terra, uma métrica que influirá sobre nossa capa-
surpreendentemente suprimem as emissões de DMS
contemporâneas e futuras têm focado principalmente o
tração de DMS sobre a superfície global dos oceanos (Val-
cidade de decidir o que constitui uma “mudança climática
(Sunda et al., 2002). Caso esta resposta seja verificada
aumento exponencial das concentrações atmosféricas de
lina e Simó, 2007). Entretanto, os fatores que controlam a
perigosa” (Andreae et al., 2005; Andreae, 2007).
para o fitoplâncton de modo geral, um mundo futuro
CO2 a partir do século passado, pelo aumento da queima
emissão de DMS pelo fitoplâncton são pouco compreendi-
Estudos de modelagem (Bopp et al., 2003; Gabric
com alto CO2 poderá ter reduzida a eficiência de um me-
de combustíveis fósseis e florestas. Entretanto, é cada vez
dos (Liss, 2007), e isso limita a confiabilidade das previsões
et al., 2004) sugerem que um pequeno aumento na
canismo de retroalimentação negativo que pode auxiliar
mais claro aos cientistas que outros gases de efeito estufa
futuras dos fluxos de DMS para a atmosfera.
produção de DMS oceânico em resposta a um aqueci-
a baixar as temperaturas planetárias. Por outro lado, tais
(GEE) além do CO2 são motores extremamente potentes
Outros orgânicos voláteis, como os organo-haletos
mento climático referente a um aumento duplicado das
microrganismos são extremamente sensíveis a alterações
do sistema climático global (IPCC 2007). Nesse sentido,
(como metilbrometo), produzidos pela biota planctônica
concentrações de CO2 depende fortemente de uma
ambientais e as implicações dos efeitos das mudanças
verifica-se que o papel do fitoplâncton na regulação
marinha, também são importantes no contexto da ret-
base limitada de dados de fluxos de DMS observados
climáticas sobre os mesmos ainda são pouco claras, em
climática não se traduz somente pela absorção e sequestro
roalimentação do clima. Esse composto se decompõe,
no oceano atual, como aqueles obtidos por Kettle et al.
decorrência da falta de informações básicas sobre a com-
diários de gás carbônico e liberação de oxigênio, mas estu-
liberando brometo inorgânico, que atua sobre o balanço
(1999). Efetivamente, esta classe de modelos deve con-
posição e funcionamento dessa comunidade.
dos recentes indicam que a comunidade planctônica pode
atual do O3 (Yang et al., 2005). Tanto as emissões naturais
contribuir para reduzir o fluxo de radiação para a superfície
de brometo dos oceanos, como as de isopreno da biota
e ampliar o albedo terrestre, através da produção de com-
terrestre, são sensíveis ao clima e importantes de serem
postos que se transformam em aerossóis que geram nú-
quantificadas. Mudanças futuras na circulação atmosférica
Conforme a Terra entra num período de mudanças
e estabelecer políticas de conservação, que devem, en-
cleos de condensação de nuvens na atmosfera (Charlson,
podem promover o aumento de compostos reativos de
climáticas antropogênicas rápidas, com possibilidades
tretanto, estar interligadas às políticas que estabelecem
1987; Vallina e Simó, 2007; Liss, 2007).
brometo inorgânico na baixa estratosfera, com o potencial
de mudanças climáticas perigosas nas próximas poucas
o uso de combustíveis fósseis, o uso do solo, qualidade
de destruição do O3 (Yang et al., 2005; Pyle et al., 2007).
décadas, o conhecimento da biologia e da geoquímica en-
das águas dos rios, controle da poluição atmosférica, etc.,
Isto sugere que a produtividade primária pode exercer
3 .11. 4 síntese
importante papel no controle da cobertura de nuvens so-
As microalgas marinhas também são responsáveis
volvidas nesses processos e seu papel no clima da Terra
uma vez que, no caso do plâncton, estes organismos,
bre os oceanos, como efetivamente demonstraram Meskh-
por emissões contendo iodeto, as quais podem ser con-
exige uma prioridade crítica de pesquisas. O Brasil, hoje,
apesar de invisíveis a olho nu e habitantes distantes das
idze e Nenes (2006). Estes autores combinaram observa-
vertidas em partículas de aerossol e passar a ter, nessa
encontra-se apto a participar de estudos de modelagem
populações humanas, ao mesmo tempo em que exer-
ções de satélite das concentrações de clorofila no oceano
forma, importante significado climático, em função da
climática mais minuciosos (Tollefsson, 2010), tanto em ter-
cem tremendo controle sobre o balanço de gases ter-
e a cobertura de nuvens sobre uma floração no oceano
cor clara desses aerossóis em relação à cor escura dos
mos de recursos humanos como tecnológicos que incluam
restres, são extremamente frágeis e dependentes das
Antártico, e verificaram que a produtividade biológica tem
oceanos (O’Dowd e de Leeuw, 2007). Os fatores que
os aspectos necessários apontados nesta revisão.
próprias condições físicas e químicas dos oceanos, cujas
um efeito significativo sobre determinados tipos de nuvens
controlam a produção primária (i.e., o spray marinho) e
Não se pode, entretanto, deixar também de consid-
que se formam sobre o oceano, o que levou a uma grande
secundária (a química oxidativa) dos aerossóis marinhos
erar os diagnósticos sobre a biodiversidade no oceano
modificação no fluxo radiativo de ondas curtas no topo da
ainda estão por ser elucidados.
atmosfera. Estudos feitos com simulações de perturbações
Com base em constatações dessa natureza, Beerling
em modelos climáticos oceano-atmosfera, que incluem
et al. (2007) enfatizam que a incorporação de resultados
ecossistemas oceânicos e ciclo global do enxofre, têm
experimentais e observacionais recentes, especialmente a
demonstrado a conexão DMS-clima, pois o aumento ou
influência do CO2 sobre as emissões de gases-traço pelas
redução das emissões desse gás-traço exercem forte efeito
microalgas marinhas, aos modelos do sistema global é
de retroalimentação negativa sobre o clima, aumentando
uma prioridade. Resultados de tais modelos poderão ser
ou reduzindo o albedo pelas mudanças na formação de
confrontados com dados históricos das concentrações ob-
nuvens (Gunson et al., 2006). Efeitos de retroalimentação
tidos de cores de gelo polar estendendo-se até 650.000
negativa de DMS sobre o clima foram verificados através
anos, que poderão fornecer referências para avaliação de
modificações irão provocar alterações ainda difíceis de
serem previstas sobre o seu metabolismo.
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4
Informações
pa l e o c l i m á t i c a s
brasileiras
Autores Principais
Abdelfettah Sifeddine – UFF; Cristiano M. Chiessi – USP;
Francisco W. da Cruz Júnior - USP
Astolfo G.M. Araujo – USP; Eduardo G. Neves – USP; Flávio B. Justino – UFV;
Ilana E.K.C. Wainer – USP; Luiz Carlos R. Pessenda – USP; Michel M. de Mahiques – USP;
Renato C. Cordeiro – UFF; Ruy K.P. de Kikuchi - UFBA
Autores Revisores
Ana Luiza S. Albuquerque – UFF; Heitor Evangelista da Silva – UERJ;
Pedro L.S. Dias - LNCC
Sumário executivo
Os estudos paleoclimáticos desenvolvidos com registros continentais e marinhos brasileiros e, subordinadamente, de
outros países da América do Sul e dos oceanos adjacentes permitem elaborar as seguintes afirmações:
As mudanças na insolação recebida pela Terra em escala temporal orbital foram a principal causa de modificações
na precipitação e nos ecossistemas das regiões tropical e subtropical do Brasil, principalmente aquelas regiões sob
influência do Sistema de Monção da América do Sul. Valores altos de insolação de verão para o hemisfério sul foram
associados a períodos de fortalecimento do Sistema de Monção da América do Sul e vice-versa.
Na escala temporal milenar foram observadas fortes e abruptas oscilações no gradiente de temperatura do Oceano
Atlântico bem como na pluviosidade associada ao Sistema de Monções da América do Sul e à Zona de Convergência
Intertropical. A causa destas mudanças climáticas abruptas reside aparentemente em marcantes mudanças na intensidade da Célula de Revolvimento Meridional do Atlântico. Períodos de enfraquecimento desta célula foram associados
a um aumento na precipitação das regiões tropicais e subtropicais do Brasil.
Marcantes alterações na circulação da porção oeste do Atlântico Sul foram reconstituídas para o Último Máximo
Glacial (de 23 a 19 cal ka AP), a última deglaciação (de 19 a 11,7 cal ka AP) e o Holoceno (de 11,7 a 0 cal ka AP).
Dentre elas pode-se citar: (i) uma diminuição na profundidade dos contatos entre as massas de água intermediária
e profunda durante o Último Máximo Glacial que foi caracterizado por uma célula de revolvimento que não foi nem
significativamente mais fraca nem uma versão significativamente mais forte se comparada com sua intensidade atual;
(ii) um aquecimento das temperaturas de superfície do Atlântico Sul durante eventos de diminuição na intensidade da
Célula de Revolvimento Meridional do Atlântico em períodos específicos da última deglaciação (e.g., Heinrich Stadial
1 (entre ca. 18,1 e 14,7 cal ka AP) e Younger Dryas (entre ca. 12,8 e 11,7 cal ka AP)); e (iii) o estabelecimento de um
padrão similar ao atual de circulação superficial na margem continental sul do Brasil entre 5 e 4 cal ka AP.
O nível relativo do mar na costa do Brasil atingiu até 5 m acima do nível atual entre ca. 6 e 5 cal ka AP e diminuiu
gradativamente até o início do período industrial.
Análises paleoantracológicas indicam que por um longo período do Quaternário tardio o fogo tem sido um fator
de grande perturbação em ecossistemas tropicais e subtropicais e, juntamente com o clima, de suma importância na
determinação da dinâmica da vegetação no passado geológico.
Apesar de ainda existirem marcantes controvérsias a respeito de pontos importantes relacionados à ocupação
humana das Américas (e.g. idade das primeiras migrações, quantas levas de migrações ocorreram, por que caminhos
se processaram as migrações), pode-se afirmar que toda a América do Sul já estava ocupada pelo Homo sapiens ao
redor de 12 cal ka AP e tais ocupações já mostravam padrões adaptativos e econômicos distintos entre si. A aparente
Informações paleoclimáticas brasileiras 159
4 .1 I n t r o d u ç ã o
estabilidade na ocupação humana do Brasil foi interrompida entre ca. 8 e 2 cal ka AP com significativo abandono de
sítios e depopulação em escala regional que devem estar associados a marcantes mudanças climáticas.
A Pequena Idade do Gelo (de ca. 1500 a 1850 AD) foi caracterizada na porção (sub)tropical da América do Sul ao
sul da linha do Equador por um aumento na precipitação que provavelmente está associado a um fortalecimento do
Reconstituições paleoclimáticas assumem marcante relevância atualmente, em face à necessidade de atribuir causas às alter-
Sistema de Monção da América do Sul e a uma desintensificação da Célula de Revolvimento Meridional do Atlântico.
ações ocorridas no clima da Terra durante as últimas décadas e também para auxiliar o estabelecimento de cenários climáticos
Entretanto, os mecanismos climáticos associados não estão consolidados e o número de registros paleoclimáticos e
para as próximas décadas.
paleoceanográficos disponíveis em ambientes (sub)tropicais deste evento é particularmente reduzido.
São três os principais motivos que dão suporte a esta afirmação: (i) a necessidade de um profundo conhecimento da
Genericamente, se observa-se um número ainda bastante restrito de registros paleoclimáticos e paleoceanográ-
variabilidade climática natural da Terra para desacoplar os processos climáticos naturais dos processos antrópicos; (ii) a neces-
ficos provenientes do Brasil e da porção oeste do Atlântico Sul. De fato, apenas nos últimos anos foram publicados
sidade de validar os modelos numéricos utilizados em projeções climáticas futuras com eventos climáticos de natureza extrema
os primeiros estudos (e.g., Cheng et al., 2009; Chiessi et al., 2009; Souto et al., 2011; Laprida et al., 2011; Stríkis et al.,
registrados no passado geológico; e (iii) a necessidade de conhecer as possíveis respostas do sistema climático e dos ecos-
2011) para algumas regiões (e.g., região Centro-Oeste, Zona de Confluência Brasil-Malvinas) e temas (e.g., tempera-
sistemas perante significativas modificações em parâmetros climáticos específicos (e.g., concentração atmosférica dos gases de
tura da superfície do mar para o Holoceno, variabilidade multidecenal e secular na precipitação). Neste sentido, é de
efeito estufa e aerossóis, atividade solar, temperatura média da atmosfera, nível do mar).
suma importância que lacunas nesta área do conhecimento sejam preenchidas nos próximos 10 anos.
O território brasileiro e o Atlântico Sul, e mais genericamente a América do Sul e os oceanos adjacentes, apresentam condições
climáticas extremamente diversas, envolvendo desde aquelas típicas de ambientes equatoriais até aquelas típicas das altas latitudes.
Esta região oferece uma oportunidade única de se explorar a variabilidade climática pretérita ao longo de perfis representativos
latitudinais e altitudinais, além de permitir o estudo de alguns dos mais relevantes fenômenos de teleconexões climáticas.
O registro instrumental e histórico do clima no Brasil e na América do Sul é relativamente curto, raramente ultrapassando
100 anos de duração. Para capturar todas as escalas temporais e mecanismos de variabilidade do sistema climático, deve-se
obrigatoriamente recorrer aos registros sedimentares, biológicos e biogeoquímicos (e.g., sedimentos marinhos e lacustres,
espeleotemas, corais, testemunhos de gelo, anéis de crescimento de árvores) e também aos registros históricos. Os principais
indicadores utilizados no estudo das condições climáticas pretéritas são aqueles que incluem: (i) propriedades físicas dos registros (e.g., tamanho das partículas, espessura das camadas, propriedades magnéticas); (ii) propriedades biológicas dos registros
(e.g., assembleias microfossilíferas, biomarcadores); e (iii) propriedades geoquímicas e isotópicas dos registros (e.g., razões
elementares, razões isotópicas, componentes atmosféricos). Alguns destes indicadores são utilizados no estabelecimento de
modelos de idades dos registros paleoclimáticos, outros na determinação dos processos associados à formação dos registros e
suas alterações diagenéticas, e outros ainda na reconstituição stricto sensu das propriedades físicas, biológicas e químicas dos
paleoambientes.
A paleoclimatologia é uma disciplina multidisciplinar por excelência, que depende do trabalho conjunto de especialistas
em arqueologia, climatologia, ecologia, geologia, geomorfologia, geoquímica, glaciologia, limnologia, modelagem numérica,
oceanografia, paleontologia, palinologia, pedologia, sedimentologia e vulcanologia, dentre outros. Uma porção substancial destas especialidades já foi aplicada em estudos paleoclimáticos em registros geológicos provenientes do Brasil e de outros países
sul-americanos, como sintetizado neste capítulo. No entanto, as respostas regionais do clima do Brasil e da América do Sul
perante as mudanças climáticas que ocorreram no Quaternário tardio aparentam ser muito mais diversas do que inicialmente
sugerido. Dessa forma é necessário se obter, com certa urgência, conhecimento mais aprofundado da amplitude, extensão
geográfica e velocidade de ocorrência das mudanças climáticas pretéritas. Esta urgência se torna mais sensível quando se consideram: (i) a marcante dependência de importantes setores econômicos do país e do continente ao atual padrão climático; (ii)
a alta probabilidade da alteração destes padrões no futuro próximo, de acordo com os modelos atuais; e (iii) a vulnerabilidade
da sociedade civil frente aos desastres naturais de origem climática.
baseados em registros de mudanças na vegetação e nível
em escala temporal de vários milênios devido às variações
de lagos em diversas regiões do Brasil (e.g., Absy et al.,1991;
na insolação segundo o ciclo de precessão ficaram restritas
Sifeddine et al., 1994; Ledru et al., 2005). Um grande avanço
aos registros geológicos do hemisfério norte. Somente nas
nesse tema ocorreu mais recentemente com os estudos de
últimas duas décadas começaram a ser discutidas mudanças
registros em depósitos carbonáticos de cavernas, mais con-
de pluviosidade nos trópicos da América do Sul em escala
hecidos como espeleotemas (e.g., Cruz et al., 2005; Cruz et
temporal orbital, as quais são consistentes com os ciclos de
al., 2009). Tais registros demonstraram como variações de
precessão (e.g., Seltzer et al., 2000; Haug et al., 2001; Peter-
insolação de verão produziram mudanças no regime de chu-
son & Haug, 2006). No Brasil, os primeiros estudos foram
vas tropicais e extratropicais durante o Quaternário Tardio.
60
40
20
a) Colônia 23.9ºS
0
-6
b)Botuverá 27.2ºS
-5
-4
-3
-2
-1
4.2.1 E vidências paleoclimáticas a partir de
registros lacustres
Insolação fevereiro 30ºS
(Wm-2)
(Laskar et al., 2004)
0
520
Caverna Botuverá (Brasil) δ18O
(%0, VPDB)
(Cruz et al., 2005)
Por muito tempo as discussões sobre mudanças climáticas
80
+intensidade do Sistema de
Monções da América do Sul
4.2.1 I ntrodução
+umidade
M u da n ç a s c li má ti c a s e m e s c a l a
te m po r a l o r b i ta l
Outras evidências de fortes mudanças climáticas foram obtidas através de estudos palinológicos de um
Paulo
(23°52′Scoletado
/ 46°42′20″W).
Este
testemunho
fornece
resultados
de
na palinológicos
composição
Mata
testemunho
cratera
de Colônia,
atualmente
domínio
demudanças
Mata
Atlântica
do Estado da
de
Outras evidências
de no
fortes
mudanças
climáticas
foramno
obtidas
através
de estudos
de São
um
Atlântica
no último
ciclo
glacialEste
/ interglacial
(Ledru
al.,
2005,
Essas
mudanças
discutidas
Paulo
(23°52′S
/ 46°42′20″W).
testemunho
forneceet
resultados
dede2009).
mudanças
na composição
dadeMata
testemunho
coletado
no cratera
de
Colônia,
atualmente
no
domínio
Mata Atlântica
do Estado
São
principalmente
com
base
freqüências
de pólen
de etresultados
elementos
arbóreos,
refletem
as alterações
Atlântica
no último
ciclonas
glacial
/ interglacial
(Ledru
al., 2005,de
2009).
Essas
discutidas
Paulo (23°52′S
/ 46°42′20″W).
Este
testemunho
fornece
mudanças
na mudanças
composição
da Matana
cobertura
florestal,
sendo
períodos
de maior
expansão
eal.,
retração
da
floresta
associados
àsdiscutidas
mudanças
principalmente
com
baseosnas
freqüências
de pólen
de etelementos
refletem
as alterações
na
Atlântica
no último
ciclo
glacial
/ interglacial
(Ledru
2005,arbóreos,
2009).
Essas
mudanças
da cobertura
umidade
e
temperatura
ao
longo
dos
últimos
100
ka
(Fig.
4.2.1).
Comparados
a
outros
registros
florestal,
sendo
os
períodos
de
maior
expansão
e
retração
da
floresta
associados
às
mudanças
principalmente com base nas freqüências de pólen de elementos arbóreos, refletem as alterações na
paleoclimáticos,
estessendo
resultados
exibem
maiorexpansão
consistência
com
ciclo de
precessão
(~23
ka),
da
umidade
e temperatura
longo
dos
últimos
100 kae(Fig.
4.2.1).
Comparados
a outros
registros
cobertura
florestal,
osaoperíodos
de maior
retração
daofloresta
associados
às mudanças
fornecendo
evidências
queao
mudanças
na últimos
insolação
sãokaos(Fig.
principais
na(~23
expansão
F i g.e 4temperatura
. 2estes
.1 de resultados
paleoclimáticos,
exibem
maior 100
consistência
com
ciclo declimáticos
precessão
ka),
da umidade
longo
dos
4.2.1).oforçantes
Comparados
a outros
registros
e na
redução
da
Mata
Atlântica
durante
os
últimos
100
ka
em
resposta
a
variação
da
precipitação.
fornecendo
evidências
de
que
mudanças
na
insolação
são
os
principais
forçantes
climáticos
na
expansão
paleoclimáticos, estes resultados exibem maior consistência com o ciclo de precessão (~23 ka),
efornecendo
na reduçãoevidências
da Mata Atlântica
durante osnaúltimos
100são
ka em
resposta aforçantes
variação da
precipitação.
de100
que mudanças
insolação
os principais
climáticos
na expansão
e na redução da Mata Atlântica durante os últimos 100 ka em resposta a variação da precipitação.
Cratera de Colônia
(Brasil) pólen arbóreo (%)
(Ledru et al., 2009)
4.2
193
195194
193
196195
194
197196
195
198197
196
199198
197
200199
198
201200
199
202201
200
202
201
202
c)30.0ºS
As primeiras evidências do impacto das mudanças climáticas
Outras evidências de fortes mudanças climáticas
em relação aos parâmetros orbitais foram obtidas em regis-
foram obtidas através de estudos palinológicos de um
tros lacustres localizados na parte oriental da Bacia Amazôni-
testemunho coletado no cratera de Colônia, atualmente
ca, através de estudos multidisciplinares que associaram da-
no domínio de Mata Atlântica do Estado de São Paulo
dos de paleovegetação, sedimentologia e geoquímica de um
(23°52S / 46°42’20’W). Este testemunho fornece resul-
testemunho de seis metros coletado em um dos lagos da
tados de mudanças na composição da Mata Atlântica
serra dos Carajás (Absy et al., 1991; Sifeddine et al., 1994). Em
no último ciclo glacial / interglacial (Ledru et al., 2005,
uma sequência sedimentar de mais de 60 ka, foi observado
2009). Essas mudanças, discutidas principalmente com
que a floresta úmida local foi substituída por vegetação típica
base nas frequências de pólen de elementos arbóreos,
de clima mais seco. De fato, tanto o registro polínico quanto
refletem as alterações na cobertura florestal, sendo os
os estudos sedimentológicos não deixam dúvidas sobre a ex-
períodos de maior expansão e retração da floresta as-
istência de períodos de maior aridez e abertura da floresta,
sociados às mudanças da umidade e temperatura ao
os quais foram identificados pela primeira vez na Amazônia
longo dos últimos 100 ka (Fig. 4.2.1). Comparados a
em três períodos em torno de 60 e 40, e entre 23 e 14 ka
outros registros paleoclimáticos, estes resultados exibem
AP, caracterizados pela presença de táxons de savana. Em
maior consistência com o ciclo de precessão (~23 ka),
comparação com a atual distribuição da densa floresta úmida
fornecendo evidências de que mudanças na insolação
Registros das razões isotópicas de oxigênio em espeleotemas
de alta resolução de uma estalagmite coletada na caverna de
da Amazônia, pôde-se admitir que a precipitação, que varia
são as principais forçantes climáticas na expansão e na
precisamente datados pelo método U/Th consolidaram-se
Botuverá, Santa Catarina (27°13’24”S / 49°09’20”W) (Cruz
hoje de 1500-2000 mm/ano na parte oriental de Amazônia,
redução da Mata Atlântica durante os últimos 100 ka, em
nos últimos anos como um dos melhores indicadores paleo-
et al., 2005), que abrange os últimos anos 116 ka, variou de
foi reduzida para 1000-1500 mm/ano durante essas fases.
resposta à variação da precipitação.
climáticos de regiões (sub)tropicais (e.g., Wang et al., 2001;
acordo com mudanças na origem da umidade e quantidade
Cruz et al., 2005). Registro de isótopo de oxigênio (δ18O)
de chuva na área da caverna. A Fig. 4.2.1 mostra uma compa-
203203
204204
203
205205
204
206206
205
207207
206
208208
207
209209
208
209
500
480
460
440
420
0 20 40 60 80 100120
Idade (ka BP)
4.2.1
- Variações
para
osúltimos
últimos
120kaka
AP
parâmetros
a) porcentagem
porcentagem
pólen
de
arbóreos
Fig.Fig.
4.2.1
- Variações
AP
a)
de
pólenarbóreos
deelementos
elementos
arbóreosem
em
Fig.para
4.2.1
- os
Variações
para os120
últimos
120
ka nos
APnos
nosparâmetros
parâmetros a) porcentagem
de pólen dede
elementos
em
18
testemunho
sedimentar
coletado
naCratera
Cratera
Colônia
no
Estado
dede
São
Paulo
(Ledru
et
2009),
dede18
OOdodo
testemunho
coletado
naka
Cratera
de Colônia
no Estado
São
Paulo
(Ledru
etde
al., 2009),
b)de
valores
deb)
testemunho
sedimentar
coletado
dede
Colônia
no
Estado
de
Paulo
(Ledru
et al.,
al.,
2009),
b)valores
valores
em
Fig. 4.2.1
- Variações
para sedimentar
osnaúltimos
120
AP nos
parâmetros
a)São
porcentagem
pólen
elementos
arbóreos
espeleotema
BT2
Carverna
noEstado
Estado
de
Santa
Catarina
(Cruz
et
al.,
c)
insolação
para
30°S
δ18O
do espeleotema
BT2 da Carverna
de Botuverá
no
Estado
dedeSanta
et al.,2005)
2005)
eeec)2009),
insolação
espeleotema
BT2
dada
Carverna
dedeBotuverá
no
de
Catarina
(Cruz
et
al.,
2005)
c)
insolação
parade
30°S
testemunho
sedimentar
coletado
naBotuverá
Cratera
de
Colônia
noSanta
Estado
SãoCatarina
Paulo(Cruz
(Ledru
et al.,
b) valores
18para
Opara
do
fevereiro
(Laskar
et
al.,
2004).
30°S para fevereiro
(Laskar etno
al., 2004).
fevereiro
al., 2004).
espeleotema BT2 dapara
Carverna
de Botuverá
Estado (Laskar
de SantaetCatarina
(Cruz et al., 2005) e c) insolação para 30°S para
fevereiro (Laskar et al., 2004).
4 . 2 . 2 E vid ê ncias paleoclimáticas a partir de
espeleotemas
77
7
Data:08/11/2011
Data:08/11/2011
Data:08/11/2011
os últimos cinco ciclos de precessão. Essa relação está bem
proximidades da costa venezuelana, durante os últimos 4 ka,
marcada pela correspondência dos valores máximos e míni-
foi associada à menor descarga fluvial na Bacia de Cariaco,
devido ao aumento de aridez na porção norte da América do
as fases de insolação mínima e máxima, respectivamente.
Sul. O contrário ocorreu durante o Holoceno inferior e médio
Através desses estudos, foi possível observar aumento (di-
(período entre ~11 e 4 cal ka AP), quando as maiores con-
minuição) relativo das chuvas associado ao regime do Siste-
centrações de Ti nos sedimentos marinhos são atribuídas ao
ma de Monção da América do Sul (SMAS), durante as fases
maior aporte de sedimentos terrígenos de origem continental,
de insolação máxima (mínima) de verão. Nesse caso, varia-
devido a condições mais úmidas no continente. Essa variação
ções dos valores de δ18O de espeleotemas teriam estado
de condições mais úmidas para mais secas por volta de 4 ka,
associadas às mudanças na localização média e intensidade
descrita nos trabalhos da China (Wang et al. 2001; 2008), de
do sistema das monções no sul do Brasil, que é altamente de-
Cariaco (Peterson et al. 2000; Haug et al. 2001), oeste da África
-11
pendente das alterações na circulação atmosférica em escala
(Gasse, 2000) e América Central (Lachniet et al., 2004), foi as-
0
global (Cruz et al., 2005; 2006; Wang et al., 2006).
sociada a um deslocamento para o sul da Zona de Convergênde umidade na porção equatorial do Brasil. Um mecanismo
escala temporal orbital no norte da região nordeste do Brasil.
semelhante vem sendo largamente utilizado para explicar
Análises de registros isotópicos de δ18O em espeleotemas do
condições mais úmidas durante fases de insolação mais alta
Rio Grande do Norte (Cruz et al., 2009) permitiram sugerir
nos subtrópicos brasileiros (Cruz et al., 2005, 2006) e nos An-
que as variações da paleoprecipitação seguiram as fases de
des (Baker et al., 2001a, 2001b; Seltzer et al., 2002), que ocor-
máxima e mínima da insolação de verão de fevereiro (10ºS),
rem em oposição ao clima dos trópicos do hemisfério norte.
mas que, neste caso, teria resultado em condições de di-
O ponto mais importante de toda a discussão sobre o
minuição e de aumento das chuvas, respectivamente. Essas
padrão de variação paleoclimática acima definido em escala
reconstituições, obtidas através da alta resolução dos valores
orbital é que o mesmo não pode ser simplesmente expli-
de δ18O em estalagmites potiguares, permitiram indicar que a
cado pelo deslocamento meridional da ZCIT. Ao contrário
insolação foi também a principal forçante das variações de pa-
do esperado, as variações na precipitação do nordeste do
leoprecipitação no Nordeste brasileiro, assim como observado
Brasil (Cruz et al., 2009) que seguem o ciclo de precessão
nas regiões sul e sudeste em registros temporalmente mais
estão em fase com registros paleoclimáticos do hemisfério
longos. No entanto, notou-se que as variações da paleopluvio-
norte e são assim antifásicas com os registros da espeleo-
sidade em escala orbital teriam ocorrido de modo antifásico
temas do sul e sudeste do Brasil (Cruz et al., 2005, 2006)
entre as regiões sul / sudeste e nordeste do Brasil, associadas,
e de lagos / espeleotemas dos Andes (Baker et al., 2001a,
por sua vez, às mudanças na circulação atmosférica do tipo
2001b; Seltzer et al., 2002; Breukelen et al., 2008). Esse pa-
meridional e zonal. Nota-se que a relação antifásica na pre-
drão antifásico de paleoprecipitação entre o nordeste e sul /
cipitação entre as regiões Nordeste e Sul do Brasil é também
sudeste brasileiro, proposto por Cruz et al. (2009), foi tam-
observada no clima do presente (Dias & Marengo, 1999).
bém observado na região da Chapada Diamantina (BA) e
Do mesmo modo, correlações positivas foram observadas
entre registros geoquímicos de Ti envolvendo os últimos 14
sugere ser dominante na maior parte do nordeste do Brasil,
do Rio Grande do Norte até a Bahia (Fig. 4.2.2).
Cavernas Rainha, Furna Nova e
Abissal (Brasil) δ18O (%0, VPDB)
(Cruz et al., 2009)
cilações da paleoprecipitação e da circulação atmosférica na
a) Hulu 32.5ºN
Sanbao 31.7ºN
440
-7
-8
-9
-10
460
480
500
b) Rainha, Furna Nova e Abissal 5.6ºS
-2
-4
-6
470
460
450
430
-8
420
Caverna Botuverá (Brasil) δ18O (%0,
VPDB)
(Cruz et al., 2005)
cia Intertropical (ZCIT), o que causaria, em teoria, aumento
Caverna Hulu e Sanbao
(China) δ18O (%0, VPDB)
(Wang et al., 2001, 2008)
mos das razões isotópicas do oxigênio dos espeleotemas com
Nessa mesma linha de pesquisa, foram discutidas os-
YD B-A HS1
-6
Insolação julho 65ºN
(W m-2)
ição das concentrações de Ti nos sedimentos marinhos nas
(W m-2)
principalmente pela mudança de insolação de acordo com
F i g. 4 . 2 . 2
-1
-2
-3
-4
440
c)Botuverá 27.2ºS
450
460
470
480
(W m-2)
(Haug et al., 2001), na Venezuela (~10ºN). No caso, a diminu-
Monções do Leste da Ásia
de radiação solar para o mês de fevereiro a 30°S, controlados
+precipitação
cal ka AP dos testemunhos marinhos da Bacia de Cariaco
Monções da América do Sul
ração entre as variações dos valores de δ18O com os dados
490
-5
0 2 4 6 8 10 12 14161820
270
271
272
273
274
275
276
277
278
279
280
281
Idade (ka BP)
Fig. 4.2.2 - Comparação entre os registros de 18O de espeleotemas das cavernas de Hulu e Sanbao na China (Wang et al.
4.2.2 - Comparação entre os registros de δ18O de espeleotemas das cavernas de Hulu e Sanbao na China (Wang et al. 2001,
2001, 2008)Fig.(a),
Botuverá no Estado de Santa Catarina, Brasil (Cruz et al., 2005) (b) e Rainha, Furna Nova e Abissal no
2008)
(a), Botuverá
no Estado
de Santa
Catarina,
Brasil2009)
(Cruz et al.,
(b) e Rainha,
Furna Nova ecalculados
Abissal no Estado
do Rio
Grande latitudes e meses
Estado do Rio Grande
do Norte,
Brasil
(Cruz
et al.,
(c).2005)
Valores
de insolação
para
distintas
do Norte, Brasil (Cruz et al.,do
2009)
(c).
Valores
de
insolação
calculados
para
distintas
latitudes
e
meses
do
ano
podem
também
ser
ano podem também ser observados (Laskar et al., 2004).
observados (Laskar et al., 2004).
O padrão anti-fásico das chuvas do hemisfério sul durante o Holoceno, assim como descrito para alguns
trechos da última glaciação, pode ser explicado a partir da influência do SMAS sobre a circulação zonal
dentro do continente, intensificada durante os períodos de insolação mais alta. Sugere-se que o aumento
da radiação solar no topo da atmosfera teria aquecido oInformações
continentepaleoclimáticas
sul-americano
em relação
à superfície
brasileiras
165
10
Data:08/11/2011
O padrão antifásico das chuvas do hemisfério sul du-
superfície marinha, o que resultou numa maior convergên-
(e.g., Voelker et al., 2002). No entanto, os mecanismos
temporal e modelos de idade compatíveis com a dura-
rante o Holoceno, assim como descrito para alguns trechos
cia de umidade do oceano Atlântico tropical para a Bacia
responsáveis pela formação e propagação destes even-
ção dos eventos. A seguir serão sintetizados alguns dos
da última glaciação, pode ser explicado a partir da influência
Amazônica. Esse processo intensificou o sistema monçônico
tos não se encontram perfeitamente esclarecidos (e.g.,
principais registros de mudanças climáticas abruptas
do SMAS sobre a circulação zonal dentro do continente, in-
e aprofundou o cavado do nordeste, feição responsável pelas
Broecker, 2003; Barker et al., 2009; Stager et al., 2011).
localizados no território brasileiro e no oceano Atlân-
tensificada durante os períodos de insolação mais alta. Sug-
condições de baixa (alta) pressão em altos (baixos) níveis da
O conhecimento apropriado destes relevantes eventos
tico Sul que ocorreram durante a última glaciação. Os
ere-se que o aumento da radiação solar no topo da atmos-
região durante o verão, que gerou condições mais secas no
climáticos depende da existência de uma densa cober-
prováveis mecanismos responsáveis por estas mudanças
fera teria aquecido o continente sul-americano em relação à
nordeste brasileiro e mais úmidas no restante do país.
tura espacial de registros paleoclimáticos com resolução
também serão abordados.
4 . 3 . 2 O s registros das mudanças climáticas abruptas
do ú ltimo período glacial e interglacial
4.2.3 considerações finais
Esta primeira síntese teve como objetivo estabelecer o estado
neste estágio um esforço conjunto da comunidade científica
da arte em relação às evidências da existência de registros das
dedicada à paleoclimatologia no sentido de se obter e anal-
No Brasil e na porção oeste do Atlântico Sul, as mudanças
4.3.2h). Dados de δ18O de espeleotemas do Rio Grande
mudanças orbitais e seus impactos sobre os ciclos hidrológi-
isar testemunhos lacustres (por exemplo por meio do Interna-
climáticas abruptas milenares da última glaciação foram
do Norte (Cruz et al., 2009) corroboram os resultados
cos, como também sobre os ecossistemas continentais em
tional Continental Scientific Drilling Program) e marinhos (por
registradas em espeleotemas (e.g., Wang et al., 2004; Cruz
apresentados por Wang et al. (2004) para o período do
regiões tropicais e subtropicais do Brasil. O padrão de varia-
exemplo por meio do Integrated Ocean Drilling Program) lon-
et al., 2005), sedimentos continentais (e.g., Ledru et al.,
Heinrich Stadial 1 (HS1), além de permitir um detalha-
ção de precipitação em escala orbital deve ser ainda melhor
gos em regiões chaves para um melhor conhecimento dos
2001, 2006) e sedimentos marinhos (e.g., Arz et al., 1998;
mento de parte da estrutura interna deste evento em
estabelecido para o continente sul-americano com dados de
impactos dos parâmetros orbitais sobre os ciclos hidrológicos
Behling et al., 2000) (Fig. 4.3.1). Observa-se uma mar-
função da alta resolução temporal do registro isotópico.
outras regiões brasileiras. Torna-se extremamente importante
como também sobre a vegetação.
cante concentração dos registros das mudanças climáticas
Ainda no continente, o registro polínico da Lagoa do
abruptas na região NE do Brasil e no oceano adjacente. Os
Caçó, estado do Maranhão, também registrou com
seguintes fatores contribuem para tal concentração: (i) a
certo detalhamento as mudanças vegetacionais ocor-
alta amplitude do sinal das mudanças climáticas abruptas
ridas durante a última deglaciação, na qual o HS1 se
nesta região do continente e oceano em função do im-
sobressai de forma marcante (Ledru et al., 2001, 2006).
pacto da Zona de Convergência Intertropical (ZCIT) no
Durante a última deglaciação, os autores descrevem o
clima regional e da relação da ZCIT com processos de de-
predomínio genérico de uma assembleia vegetacional
4.3
M u da n ç a s c li má ti c a s a b r u p ta s
4.3.1 I ntrodução
Durante a última glaciação a Groenlândia apresentou mar-
dignas de nota, uma vez que a sua recorrência apresen-
gelo associados às mudanças abruptas; (ii) a alta resolução
típica de climas secos, que é suplantada por uma signifi-
cantes mudanças climáticas abruptas na escala temporal
taria altos riscos à sociedade no que se refere à sua capa-
temporal de alguns registros paleoclimáticos provenientes
cativa expansão de espécies típicas de climas com maior
milenar (e.g., Dansgaard et al., 1993; NGRIP members,
cidade adaptativa: (i) rápidas mudanças no nível do mar
destas regiões; e (iii) a maior quantidade de registros pa-
umidade com pico entre ca. 17 e 15 cal ka AP, simultânea
2004). Os testemunhos de gelo da Groenlândia registr-
devido ao aumento nas taxas de degelo; (ii) mudanças no
leoclimáticos disponíveis nestas regiões.
ao HS1. No entanto, os eventos quentes abruptos no
aram mudanças de 7 a 12 C em poucas décadas que foram
ciclo hidrológico que afetam vastas áreas por um longo
Com base em 39 datações U / Th de espeleotemas
hemisfério norte, a exemplo do evento Bølling-Allerød,
acompanhadas de flutuações dramáticas nas concentra-
período de tempo; e (iii) rápidas liberações de metano
provenientes da região norte semiárida da Bahia, Wang
podem também impactar o clima do nordeste do Brasil
ções de metano e poeira atmosférica (e.g., Mayewski et
aprisionado no permafrost e nas margens continentais.
et al. (2004) definiram dez fases de crescimento de
e criar um grande déficit na precipitação através do des-
al., 1997; Blunier & Brook, 2001). Neste tópico, as mudan-
Adicionalmente, alterações na Célula de Revolvimento Me-
espeleotemas que indicam aumento considerável da
locamento para o norte da ZCIT, assim como observado
ças climáticas abruptas são aquelas que se processam em
ridional do Atlântico (AMOC, do inglês Atlantic Meridional
precipitação na região em períodos com duração entre
no oeste da Bahia (Wang et al., 2007b) e no Rio Grande
grande escala geográfica e que ocorrem no intervalo de
Overtuning Circulation) advindas de mudanças no ciclo
500 e 2000 anos durante os últimos 90 ka (Figs. 4.3.1,
do Norte (Cruz et al., 2009).
tempo de algumas décadas ou menos, e causam rupturas
hidrológico merecem também destaque.
o
substanciais nas sociedades humanas e sistemas naturais
Desde as primeiras descobertas, eventos caracter-
(Clark et al., 2008). Pelo menos quatro tipos de mudanças
izados como mudanças climáticas abruptas foram iden-
abruptas identificadas nos registros paleoclimáticos são
tificados em diversas localidades ao redor do planeta
F i g . 4 . 3 .1
37
36
EQ
35
34
20ºS
33
32
40ªS
31
60ºS
30
90ºW80ºW70ºW60ºW 50ºW40ºW 30ºW
Fig. 4.3.1 – Salinidade da superfície marinha (psu) (Antonov et al., 2010) para os oceanos Atlântico e
Pacífico e precipitação acumulada (mm estação-1) para a América do Sul durante o verão do hemisfério
sul (Xie & Arkin, 1997). A localização dos registros paleoambientais presentes na Fig. 4.3.2 estão representados por círculos amarelos, enquanto que outros registros paleoambientais discutidos no texto
estão representados por círculo brancos (ODP999A: Schmidt et al. (2006); Bacia de Cariaco: Peterson et
al. (2000), Gonzalez et al. (2008); MD02-2529: Leduc et al. (2007); Lagoa do Caçó: Ledru et al. (2001,
2006); GeoB3104-1/3912-1: Arz et al. (1998), Behling et al. (2000), Jennerjahn et al. (2004); GeoB39102: Jaeschke et al. (2007); cavernas Toca da Boa Vista (TBV) e Lapa dos Brejões (LBR): Wang et al. (2004);
Caverna Santana: Cruz et al. (2006); Caverna de Botuverá: Cruz et al. (2005), Wang et al. (2006; 2007a),
36GGC: Carlson et al. (2008); GeoB6211-2: Chiessi et al. (2008)).
bem documentados no Atlântico Norte. Em um dos testemun-
os autores descrevem o aumento marcante na porcentagem
hos sedimentares marinhos estudados por Arz et al. (1998),
e diversidade de elementos florestais. Após 14.9 cal ka AP, as
Behling et al. (2000) inferem a presença predominante de
assembleias polínicas voltam a apresentar a predominância
pólens de plantas do bioma caatinga no continente adjacente,
de elementos típicos de gramíneas e savana.
o que indica que condições climáticas semiáridas persistiram
Quatro estudos apresentam reconstituições das varia-
durante os últimos ca. 50 ka. Entretanto, as composições de
ções das temperaturas oceânicas para períodos distintos da
florestas mais úmidas se tornaram mais abundantes durante
última glaciação e deglaciação na porção oeste do Atlântico
os eventos HS6 a HS5, quando o fluxo de pólens para o sítio
Sul, com resolução temporal adequada para capturar mu-
de deposição aumentou significativamente, muito provavel-
danças abruptas na escala milenar, a saber, Weldeab et al.
mente devido ao aumento na precipitação e descarga fluvial
(2006), Jaeschke et al. (2007), Carlson et al. (2008) e Chiessi
(Fig. 4.3.2f). Com base em indicadores de geoquímica orgâni-
et al. (2008) (Fig. 4.3.1). Destes estudos, apenas Jaeschke et
ca, Jennerjahn et al. (2004) descreveram períodos milenares
al. (2007) apresentam um registro que ultrapassa o Último
coincidentes temporalmente com os eventos HS8-HS1, além
Máximo Glacial e será tratado nesta seção, enquanto que os
do Younger Dryas (YD), de menor degradação e predomínio
demais registros serão apresentados na seção 5.4. Utilizando
de matéria orgânica continental depositada no sítio marinho
o índice de insaturação de alquenonas, Jaeschke et al. (2007)
estudado (Figs. 4.3.1, 4.3.2e). Tais mudanças foram atribuídas
reportam diminuições abruptas nas temperaturas da superfí-
a um menor tempo de residência da matéria orgânica e a
cie marinha com amplitude entre 0,5 e 2oC ao largo do es-
um aporte fluvial mais intenso relacionado, por sua vez, com
tado do Ceará, que são simultâneas aos eventos HS6-HS2,
aumentos na precipitação no NE brasileiro.
bem como a picos no aporte de sedimentos terrígenos (Arz
O estudo detalhado das modificações na vegetação da
et al., 1998), matéria orgânica continental (Jennerjahn et al.,
área de captação do testemunho marinho GeoB3910-2 (Fig.
2004) e fluxo de pólens (Behling et al., 2000) para o Atlântico.
4.3.1) permitiu identificar algumas características da estrutura
Nas regiões SE e S do Brasil, registros de δ18O das
interna do HS1 (Dupont et al., 2009). Durante o início do HS1
cavernas de Botuverá (e.g., Cruz et al., 2005; Wang et al.,
(ca. 18-16.6 cal ka AP), o aumento no fluxo de pólens indica
2007a) e Santana (Cruz et al., 2006) apresentam mar-
elevação na precipitação da área de captação. No entanto,
cantes excursões abruptas negativas milenares de até 2‰
nesta primeira fase os autores não identificaram marcantes
durante os eventos HS10-HS1 e YD (Figs. 4.3.1, 4.3.2i). Os
modificações na assembleia polínica, que apresenta uma mis-
autores associam estas anomalias a períodos nos quais a
tura de gramíneas e elementos típicos de savana, indicando
principal fonte de umidade para as cavernas seria aquela
que a erosão é o principal responsável pelo aumento no fluxo
proveniente da Amazônia, a qual estaria relacionada ao
de pólens. Durante uma segunda fase (ca. 16.6-14.9 cal ka AP),
Sistema de Monção da América do Sul.
4 . 3 . 2 O s mecanismos responsáveis pelas mudanças
climáticas abruptas
Na porção equatorial oeste do Atlântico, Arz et al. (1998)
total e refletem períodos de maior descarga sedimentar flu-
caracterizaram 9 períodos com duração milenar de maior
vial associados a aumentos consideráveis na precipitação no
Os padrões de distribuição das anomalias de temperatura da
NGRIP members, 2004) e do Atlântico equatorial (e.g.,
acúmulo de sedimentos terrígenos (Figs. 4.3.1, 4.3.2d) duran-
continente. Arz et al. (1998) observaram ainda uma marcante
superfície do mar (TSM) durante os eventos HS no Atlântico
Jaeschke et al., 2007), enquanto que o Atlântico Sul (e.g.,
te os últimos ca. 80 ka. Tais incrementos estão registrados no
sincronia entre os períodos de maior acúmulo de sedimentos
apontam para uma marcante diminuição nas TSM nas altas
Carlson et al., 2008; Barker et al., 2009) e a Antártica (e.g.,
aumento das razões Ti/Ca e Fe/Ca analisadas em sedimento
terrígenos e os eventos HS6 a HS1, que se encontram muito
e médias latitudes do Atlântico Norte (e.g., Bard et al., 2000;
Blunier & Brook, 2001; EPICA, 2006) sofreram aquecimento.
e SSM estão associados a mudanças na AMOC, em resposta
combinação terminaria por fornecer umidade empobrecida
a pequenas modificações no ciclo hidrológico (e.g., Manabe
isotopicamente para as regiões S e SE do Brasil (Vuille & Wer-
& Stouffer, 1988; Crowley, 1992; Vellinga & Wood, 2002). A
ner, 2005) conforme registrado (Fig. 4.3.2i) (e.g., Cruz et al.,
formação de Água Profunda no Atlântico Norte seria pertur-
2005; Wang et al., 2007a).
bada por estas modificações no ciclo hidrológico e, por sua
Adicionalmente, de forma análoga à situação observada
vez, os fenômenos oceânicos e atmosféricos seriam respon-
durante o inverno boreal (Lindzen & Hou, 1988), a migração
sáveis pela transmissão global do sinal climático por meio
para o sul da ZCIT durante os eventos HS pode ter causado
de uma série de mecanismos de retroalimentação (e.g.,
uma assimetria meridional na circulação de Hadley (Wang et
Broecker, 1997; Clark et al., 2002). Fundamentalmente, o en-
al., 2004; Wang et al., 2006; Wang et al., 2007a; Cruz et al.,
fraquecimento da AMOC durante os eventos HS estaria as-
2009). O deslocamento para o sul da célula da Hadley alteraria
sociado ao aquecimento (resfriamento) da superfície e das
o transporte meridional de umidade, intensificando a movi-
profundidades intermediárias do Atlântico Sul (Norte). Um
mentação ascendente de massas de ar nas baixas latitudes
grande número de reconstituições paleoambientais base-
austrais, enquanto que os trópicos e subtrópicos do hemisfério
adas em múltiplos indicadores corroboram o envolvimento
norte seriam caracterizados por intensificação na movimenta-
da AMOC nas mudanças climáticas abruptas (e.g., Bond et
ção subsidente. Genericamente, as baixas latitudes do hemis-
al., 1993; Rühlemann et al., 1999; McManus et al., 2004; Gh-
fério sul(norte) sofreriam elevação(diminuição) na precipita-
erardi et al., 2005; Leduc et al., 2007; Chiessi et al., 2008).
ção (Clement et al. 2004; Chiang & Bitz 2005). Esta assimetria
As modificações de TSM e SSM observadas no Atlântico
inter-hemisférica na circulação de Hadley estaria particular-
equatorial e Sul durante as mudanças climáticas abruptas são
mente bem documentada nas tendências opostas observadas
explicadas de maneira satisfatória pela diminuição na inten-
em registros de δ18O baseados em espeleotemas da China e
sidade da AMOC. No entanto, as mudanças no padrão de
do Brasil (Wang et al., 2006; Wang et al., 2007a). Períodos de
precipitação no Brasil, bem como na distribuição dos prin-
enfraquecimento do Sistema de Monção de Verão do Leste
cipais biomas, requerem uma avaliação mais detalhada dos
de Ásia estariam associados à intensificação do Sistema de
mecanismos potencialmente responsáveis. Durante o último
Monção da América do Sul. Durante os eventos HS, as flo-
período glacial, a marcante diminuição na intensidade da
restas de baixas altitudes no extremo norte da América do Sul
AMOC teria causado expansão na cobertura de gelo do mar
tornaram-se menos densas, enquanto que a tendência oposta
no Atlântico Norte e subsequente deslocamento da Zona de
foi registrada no NE do Brasil (e.g., Ledru et al., 2001; Gonzalez
Convergência Intertropical (ZCIT) para Sul (Chiang et al., 2003;
et al., 2008; Dupont et al., 2009; Hessler et al., 2010). A resposta
Chiang & Bitz, 2005). Este fenômeno foi muito provavelmente
oposta encontrada em ambos os limites de migração sazonal
responsável por uma mudança abrupta no ciclo hidrológico
da ZCIT corrobora a hipótese de uma migração para o S da
tropical, como reconstituído através de registros do norte da
ZCIT durante os eventos HS (e.g. Peterson et al., 2000).
-48
b) 32.5ºN
16
20
24
-8
-7
-6
-5
8
12
-9
-4
c)10.7ºN
0
5
d) 3.7ºS
10
9
8
7
6
Caverna Hulu δ18O
(%0, VPDB)
(Wang et al., 2001)
Monção da América do Sul e do Jato de Baixos Níveis. Esta
-10
10
15
20
GeoB3104-1 / 3912-1
Ti/Ca
(Arz et al., 1998)
méricos indicam que estes padrões de distribuição de TSM
-44
e)3.7ºS
1
5
f) 3.7ºS
27
26.5
10
100
26
GeoB3104-1 fluxo de
pólen (grains cm-2 yr-1)
(Behling et al., 2000
Sul subtropical pode estimular a intensificação do Sistema de
+ intensidade
do SMLA
apresentaram elevação na SSM. Modelos conceituais e nu-
+ aporte
terrígeno
uma anomalia positiva de TSM na porção oeste do Atlântico
a)75.1ºN
+ aporte
terrígeno
et al., 2008), bem como o Índico (e.g., Levi et al., 2007),
-40
+T ao redor da
Groelândia
Mechoso 2000; Doyle & Barros 2002; Liebmann et al. 2004),
+precipitação
o Atlântico oeste e Sul (e.g., Schmidt et al., 2006; Carlson
-36
+ degradação da
matéria orgânica
Conforme observado em dados instrumentais (Robertson &
g)4.2ºS
25.5
25
24.5
-6
-4
-2
Fases de crescimento de
espeleotemas nas cavernas TBV
e LBR (Wang et al., 2004)
h)10.2ºS
+ umidade
da Amazônia
do Atlântico Norte (e.g., Bard et al., 2000), enquanto que
NGRIP δ18O
(%0, VSMOW)
(NGRIP members, 2004)
(e.g., Arz et al., 1998; Peterson et al., 2000; Wang et al., 2004).
BACIA DE CARIACO
reflectance (%, 550MM)
(PETERSON ET AL., 2000)
dicam significativa diminuição na SSM para as altas latitudes
F i g. 4 . 3 . 2
GeoB3104-1/3912-1
δ15N(%0, air)
(Jennerjahn et al., 2004)
América do Sul e na região NE do Brasil (Fig. 4.3.2c,d,e,f,h)
Caverna Botuverá δ18O
GeoB3910-2 TSM
(%0, VPDB)
(ºC)
(Cruz et al., 2005) (Jaeschke et al., 2007)
Reconstituições de salinidade da superfície do mar (SSM) in-
i) 27.2ºS
0
102030405060708090
Idade (cal kyr BP)
Fig. 4.3.2 – Registros paleoclimáticos da porção leste da América do Sul e da porção oeste do Oceano Atlântico para o intervalo entre 10 e 90 cal ka AP, além
de indicadores de temperatura das altas latitudes do hemisfério norte (a) e da intensidade do Sistema de Monção de Verão do Leste da Ásia (SMLA) (b). A
latitude de cada registro pode ser encontrada na figura. Todos os registros encontram-se com seus modelos de idade originais. As siglas HS1, HS2, HS3, HS4,
HS5 e HS6 se referem aos eventos do tipo Heinrich Stadial, cujas idades foram baseadas em EPICA (2006). Outras abreviações usadas na figura: LBR-Caverna
Lapa dos Brejões, T-temperatura, TBV-Caverna Toca da Boa Vista, TSM-temperatura da superfície do mar, VPDB-Vienna Pee Dee Belemnite. Para a localização
dos registros sul-americanos, ver a Fig. 4.3.1.
4.3.3 C onsiderações finais
concentração dos gases de efeito estufa na atmosfera). Adicio-
validação de modelos numéricos de circulação (e.g., Knorr &
nalmente, trata-se de períodos de marcante interesse para a
Lohmann, 2003; Otto-Bliesner et al., 2007; Dias et al., 2009).
Os registros paleoclimáticos e paleoceanográficos disponíveis
durante os eventos Heinrich Stadial; (ii) a distribuição espacial
na literatura evidenciam fortes e abruptas oscilações no gra-
no Atlântico Sul das anomalias de temperatura e salinidade da
diente de temperatura entre as altas e médias latitudes do
superfície do mar durante os eventos Heinrich Stadial; (iii) a
Apesar da relativamente pequena quantidade de dados prove-
England, 1999; Came et al., 2003; Curry & Oppo, 2005); e
Atlântico Norte e a porção equatorial do mesmo oceano, que
distribuição vertical no Atlântico Sul das anomalias de temper-
nientes da porção oeste do Atlântico Sul (Fig. 4.4.1), a compila-
(iv) presença de uma massa de água proveniente do S (i.e.,
causaram variações abruptas de pluviosidade tanto no regime
atura e salinidade durante os eventos Heinrich Stadial; (iv) a
ção mais recente de temperaturas da superfície do mar (TSM)
Água Antártica de Fundo, AABW, do inglês Antarctic Bot-
de chuva associado às monções sul-americanas, quanto na
velocidade da resposta dos diversos biomas às modificações
vigente durante o LGM indica uma diminuição entre 1 e 2oC
tom Water), abaixo de ca. 2000 m (atualmente AABW está
área diretamente afetada pela Zona de Convergência Inter-
na precipitação associadas aos eventos Heinrich Stadial; e (v)
(média anual) na porção oeste do Atlântico Sul (Fig. 4.4.2c)
presente abaixo de 3800 m) (Stramma & England, 1999;
tropical. Essas mudanças são sentidas principalmente nos
os mecanismos pelos quais os eventos milenares abruptos
(MARGO Project Members, 2009). Os mesmos autores indi-
Curry & Oppo, 2005). Esta distribuição apresenta marcantes
eventos frios do hemisfério norte, do tipo Heinrich Stadial,
modulam ciclos em escala secular a decenal de variação de
cam um resfriamento entre 4 e 8oC (verão do hemisfério sul)
consequências para: (i) a operação da Célula de Revolvi-
mas em alguns casos também são coincidentes com eventos
pluviosidade nos trópicos da América do Sul. Uma vez que
para a região da atual Zona Subantártica do setor Atlântico do
mento Meridional do Atlântico (AMOC, do inglês Atlantic
quentes do hemisfério norte do tipo Daansgard-Oeschger. A
é altamente provável que a Célula de Revolvimento Meridi-
Oceano Austral. Uma vez que o resfriamento na Zona Suban-
Meridional Overtuning Circulation) (e.g., Lynch-Stieglitz et
causa destas mudanças climáticas abruptas reside aparente-
onal do Atlântico apresente diminuição na sua intensidade
tártica teria sido significativamente superior àquele observado
al., 2007); (ii) a capacidade de o Atlântico aprisionar CO2
mente em marcantes mudanças na intensidade da Célula de
(ca. 25%) no futuro próximo (até o final do século XXI)
em latitudes mais baixas, acredita-se que o gradiente térmico
atmosférico (e.g., Skinner et al., 2010); e (iii) a redistribuição
Revolvimento Meridional do Atlântico.
(e.g., Meehl et al., 2007) estudos mais aprofundados dos
na porção N do setor Atlântico do Oceano Austral durante o
de calor e nutrientes no Atlântico (e.g., Ganachaud & Wun-
Apesar dos avanços no conhecimento dos eventos abrup-
impactos das mudanças pretéritas na intensidade da Célula
LGM tenha sido marcantemente superior ao atual (Gersonde
sch 2000; Sarmiento et al., 2004).
tos milenares que ocorreram no período glacial e deglacial, é
de Revolvimento Meridional do Atlântico sobre o clima da
et al., 2005; Groeneveld & Chiessi, 2011). A grande maioria dos
Apesar da sua intrínseca relevância, ainda não está claro
necessária ampla expansão desses estudos para novas áreas,
América do Sul e dos oceanos adjacentes se fazem alta-
dados de TSM disponíveis para o LGM se refere à utilização de
se a operação da AMOC durante o LGM foi significativamente
tendo em vista determinar: (i) a distribuição espacial no con-
mente necessários, principalmente quanto à ocorrência de
assembleias de foraminíferos, de diatomáceas e de radiolários,
distinta da atual (e.g., Lynch-Stieglitz et al., 2007). Indicadores
tinente sul-americano das anomalias positivas de precipitação
extremos hidrológicos.
sendo que a aplicação de outros indicadores ainda é extrema-
cinemáticos (e.g., Pa/Th) da intensidade da AMOC ainda não
mente restrita (MARGO Project Members, 2009).
estão disponíveis para a porção oeste do Atlântico Sul. No
4.4
M u da n ç a s n a pa le o c i r c u l aç ã o da p o r ç ã o
o e ste d o Atlâ n ti co S u l
4.4.1 I ntrodução
Três períodos específicos serão tratados a seguir, a saber, o
relativo do mar, concentração dos gases de efeito estufa na
Último Máximo Glacial (LGM, do inglês Last Glacial Maximum)
atmosfera) significativamente distintas daquelas observadas
(entre 23 e 19 cal ka AP), a última deglaciação (entre ca. 19 e
no Holoceno até período pré-industrial; (iii) conterem eventos
11,7 cal ka AP) e o Holoceno (entre 11,7 e 0 cal ka AP). Estes
abruptos de mudanças na paleocirculação da porção oeste
três períodos foram escolhidos por apresentarem pelo menos
do Atlântico Sul; e (iv) permitirem explorar a variabilidade de
duas das seguintes características: (i) estarem representados
“alta” frequência (i.e., decenal, multidecenal, secular) na cir-
por uma quantidade mínima de dados de reconstituição na
culação da porção oeste do Atlântico Sul, sob condições de
porção oeste do Atlântico Sul; (ii) representarem condições de
contorno similares àquelas do período pré-industrial (e.g., ex-
contorno (e.g., extensão das geleiras no hemisfério norte, nível
tensão das geleiras no hemisfério norte, nível relativo do mar,
4 . 4 . 2 O Último Má x imo G lacial
A distribuição vertical das massas de água na porção W
entanto, indicadores cinemáticos analisados em testemun-
do Atlântico Sul durante o LGM foi relativamente distinta da
hos sedimentares de outras regiões do Atlântico fornecem
sua distribuição moderna (e.g., Stramma & England, 1999;
importantes informações a respeito da operação da AMOC
Came et al., 2003; Volbers & Henrich, 2004; Curry & Oppo,
durante o LGM. Aparentemente, o Atlântico durante o LGM
2005; Makou et al., 2010). Como principais diferenças pode-
foi marcado por uma célula de revolvimento que não foi nem
se mencionar: (i) diminuição na profundidade da lisóclina
significativamente mais fraca nem uma versão intensificada
(calcita) de ca. 4000 m para ca. 3200 m (Volbers & Henrich,
da atual (e.g., Lynch-Stieglitz et al., 2007). A AMOC durante o
2004); (ii) diminuição na profundidade da porção central
LGM foi provavelmente mais rasa do que a AMOC moderna
da Água Intermediária Antártica (AAIW, do inglês Antarctic
e o tempo de residência das águas profundas foi ligeiramente
Intermediate Water) de ca. 1500 m para ca. 1000 m (Fig.
superior aos valores que as mesmas massas de água apre-
4.4.2i) (Came et al., 2003; Curry & Oppo, 2005; Makou et
sentam atualmente (e.g., McManus et al., 2004; Gherardi et
al., 2010); (iii) presença de uma massa de água proveniente
al., 2009). Vale notar que durante o LGM o gradiente zonal de
do N (i.e., a equivalente do LGM da Água Profunda do Atlân-
δ18O analisado em foraminíferos bentônicos (um indicador
tico Norte, NADW, do inglês North Atlantic Deep Water),
de densidade) no Atlântico Sul aproxima-se de zero, suger-
centrada em ca. 1500 m (atualmente a NADW apresenta
indo uma diminuição marcante na intensidade da porção su-
sua porção central em ca. 2500 m) (Fig. 4.4.2i) (Stramma &
perior da célula de revolvimento (Lynch-Stieglitz et al., 2006).
F i g. 4 . 4 .1
4.4.3 A ú ltima deglaciação
Os eventos climáticos abruptos característicos da última
uma elevação na TSM para períodos de desintensificação
deglaciação (e.g., Heinrich Stadial 1 (HS1), Younger Dryas
da AMOC (Weldeab et al., 2006), enquanto que recon-
(YD)) causaram marcantes modificações na paleocircula-
stituições de TSM com base no índice de insaturação de
ção da porção oeste do Atlântico Sul (Fig. 4.4.2c, d, e, h, i,
alquenonas não indicam qualquer alteração para os mes-
j) (e.g., Arz et al., 1999; Chiessi et al., 2008; Pahnke et al.,
mos períodos (Jaeschke et al., 2007). Acredita-se que esta
2008). Apesar de ainda restrita, a quantidade de dados que
diferença esteja relacionada às diferentes estações do ano
registra a última deglaciação na porção oeste do Atlântico
registradas em cada um dos indicadores utilizados, a saber,
Sul já permite a elaboração de um cenário evolutivo para o
verão para os foraminíferos e inverno para as alquenonas
período. As latitudes subtropicais da porção oeste do Atlân-
(Leduc et al., 2010).
tico Sul sofreram aparente elevação nas TSM (Carlson et
Na termoclina permanente das latitudes subtropicais
al., 2008) durante os eventos de diminuição na intensidade
da porção oeste do Atlântico Sul, temperatura e salinidade
da AMOC e da TSM nas altas latitudes do hemisfério norte
apresentaram evolução oposta àquela observada na su-
(i.e., HS1, YD) (Fig. 4.4.2a) (e.g., Bard et al., 2000; McMa-
perfície do mar durante a última deglaciação (Fig. 4.4.2j)
nus et al., 2004; NGRIP members,2004). Esta situação é
(Chiessi et al., 2008). Este comportamento foi associado
compatível com a intensificação da Corrente do Brasil em
em parte às mudanças no gradiente zonal de tempera-
detrimento da Corrente Norte do Brasil (Fig. 4.4.2e) (Arz
tura, principalmente na profundidade da termoclina per-
et al., 1999), o aprisionamento de calor nas camada super-
manente do Atlântico Sul, em resposta às mudanças na
ficiais do Atlântico Sul (e.g., Carlson et al., 2008; Barker et
intensidade da AMOC e em parte às alterações no fluxo
al., 2009) e a operação de uma bipolar seesaw no Atlântico
da massa de água central com alta salinidade que é
conforme proposto em modelos conceituais e numéricos
transportada do Oceano Índico para o Atlântico Sul pelo
(e.g., Broecker, 1998; Vellinga & Wood, 2002). A desinten-
Agulhas leakage, em resposta à migração meridional das
sificação da AMOC e seus efeitos colaterais provavelmente
frentes circum-antárticas (menor gradiente zonal durante
causaram uma elevação na salinidade da superfície do mar
HS1 e YD, e intensificação do Agulhas leakage no final
(SSM) na porção oeste do Atlântico que também foi regis-
do HS1). Em profundidades intermediárias das latitudes
trada no talude continental brasileiro (Fig. 4.4.2d, h) (Weld-
subtropicais da porção oeste do Atlântico Sul, Pahnke et
eab et al., 2006; Carlson et al., 2008). Uma situação similar
al. (2008) registraram aumento da participação de AAIW
foi encontrada por Toledo et al. (2007a) no testemunho
durante períodos de desintensificação da AMOC durante
SAN76, apesar da resolução temporal mais baixa dos dados
a última deglaciação (Fig. 4.4.2g). Este incremento estaria
isotópicos do mesmo (Fig. 4.4.1).
aparentemente associado à diminuição da competição en-
Dois testemunhos sedimentares coletados no talude
tre AAIW e a Água Glacial Intermediária do Atlântico Norte.
continental do Nordeste do Brasil apontam tendências
Ainda em profundidades intermediárias, Hendry et al. (no
de variações de TSM aparentemente distintas durante os
prelo) sugeriram que marcantes elevações no conteúdo
eventos climáticos abruptos da última deglaciação (i.e.,
de nutrientes durante o HS1 e o YD estejam associadas a
HS1, YD) (Fig. 4.4.2c) (Weldeab et al., 2006; Jaeschke et
uma intensificação na ressurgência ao redor da Antártica,
al., 2007). Reconstituições de TSM com base na razão
em função de um alinhamento entre a porção central dos
Mg/Ca analisada em foraminíferos planctônicos indicam
ventos de oeste e da Corrente Circumpolar Antártica.
EQ
25
10ºS
20
20ºS
15
30ºS
10
40ºS
60ºW50ºW40ºW30ºW
Fig. 4.4.1 – Média anual da temperatura da superfície marinha (oC) para a porção oeste do Atlântico Sul (Locarnini et al.,
2010) e localização dos testemunhos sedimentares marinhos discutidos no texto. Testemunhos com dados disponíveis apenas para o Último Máximo Glacial estão representados por círculo brancos (MARGO Project Members, 2009); testemunhos
com dados disponíveis para outros períodos estão representados por círculos amarelos (GeoB3910-2: Arz et al. (2001),
Jaeschke et al. (2007); GeoB3129/3911-3: Weldeab et al. (2006); GeoB3202-1: Arz et al. (1999); SAN76: Toledo et al. (2007a,
b); 7606: Gyllencreutz et al. (2010); 36GGC: Came et al. (2006); Carlson et al. (2008); Pahnke et al. (2008); GeoB6211-2:
Chiessi et al. (2008); SP1251: Laprida et al. (2011)).
4 . 4 . 4 O Holoceno
2
27
26
35
25
36
24
-0.8
-0.4
0
37
38
-8
-6
+salinidade da
superfície do mar
-7
+massas de água
do S em 1268m
36GGC ε Nd
(Pahnke et al., 2008)
0.4
-5
0.4
0.6
16
12
0.8
-40
8
-44
-48
+T ao redor da
Antártica
Epica DML δ18O
(%0, VSMOW)
(EPICA, 2006)
1.6
2
+massas de água
do S em 1268m
36GGC CdSW
(mol kg-1)
(Came et al., 2003)
0.2
1.2
4
GeoB39-2 índice de
dissolução Limacina inflata
(Arz et al., 2001)
28
7606 granulação
GeoB3129-1 / 3911-3
36GGC δ18Oivc-sw
damédia (µm)
SSM (psu)
(%0, VSMOW)
(Carlson et al., 2008 (Gyllencreutz et al., 2010) (Weldeab et al., 2006)
-44
1
GeoB6211-2 T da
Termóclina permanente (ºC)
(Chiessi et al., 2008)
+massa de água
do N em 2362m
-40
+T ao redor da
Groenlândia
-36
+ intensidade
da CB
(%0, VPDB)
(Arz et al., 1999)
∆δ18O G.ruber (pink)
GeoB3910-2 TSM
(ºC)
(Jaeschke et al., 2007)
NGRIP δ18O
(%0, VSMOW)
(NGRIP members, 2004)
F i g . 4 . 4 .2
-52
0 2 4 6 8 10121416182022
Idade (cal kyr BP)
Fig. 4.4.2 – Registros paleoceanográficos da porção oeste do Atlântico Sul desde o Último Máximo Glacial e indicadores de temperatura provenientes das altas
latitudes dos hemisférios norte e sul. A latitude de cada registro pode ser encontrada na figura. Todos os registros encontram-se com seus modelos de idade
originais. As três barras de cor cinza verticais marcam o LGM-Último Máximo Glacial (Mix et al., 2001), HS1-Heinrich Stadial 1 (McManus et al., 2004) e YDYounger Dryas (Rasmussen et al., 2006). Outras abreviações usadas na figura: CB-Corrente do Brasil, ivc-ice volume corrected, SSM-salinidade da superfície do
mar, sw-sea water, T-temperatura, TSM-temperatura da superfície do mar, VPDB-Vienna Pee Dee Belemnite, e VSMOW-Vienna Standard Mean Ocean Water.
Para a localização dos testemunhos marinhos ver a Fig. 4.4.1.
Existe uma marcante carência de estudos paleoceanográ-
a atual configuração de massas de água em profundidades
ficos com resolução temporal adequada que tratem da
intermediárias só foi atingida ao redor de 9 cal ka AP, con-
porção oeste do Atlântico Sul (e.g., Leduc et al., 2010). Dois
comitantemente ao aquecimento do Atlântico Norte.
registros de TSM provenientes de baixas latitudes não in-
Na plataforma continental S do Brasil, Gyllencreutz et
dicam marcantes variações durante os últimos 10 ka (Fig.
al. (2010) indicam uma marcante alteração na circulação
4.4.2c) (Weldeab et al., 2006; Jaeschke et al., 2007). Utilizan-
superficial entre 5 e 4 cal ka AP. Os dados apresentados
do registros de dissolução de carbonatos marinhos em um
pelos autores sugerem que as condições hidrográficas at-
testemunho coletado a 2362 m de profundidade na porção
uais teriam se estabelecido neste período com o avanço
oeste do Atlântico equatorial, Arz et al. (2001) sugerem que
da Água da Pluma do Prata em direção ao N, em decor-
durante os eventos Bond (eventos de diminuição na inten-
rência do aumento da precipitação no continente e al-
sidade da AMOC característicos do Holoceno; Bond et al.,
teração no regime de ventos (Fig. 4.4.2f). Na região da
1997) a dissolução tenha aumentado, refletindo o aumento
ressurgência de Cabo Frio, Souto et al. (2011) indicam
da proporção de massas de água mais corrosivas muito pro-
dois períodos de aparente intensificação na ressurgência
vavelmente do S, na localidade e profundidade estudadas.
durante os últimos 1200 anos, a saber, entre 850 e 1070
Para latitudes subtropicais, Came et al. (2003) sugerem que
AD e entre 1550 e 1850 AD.
4 . 4 . 5 C onsiderações finais
O conhecimento a respeito das mudanças na paleo-
Não obstante, estudos de calibração executados com
circulação da porção oeste do Atlântico Sul é ainda bas-
amostras de superfície de fundo da porção oeste do
tante restrito e fragmentado. Extensas regiões da mar-
Atlântico Sul estão disponíveis para uma quantidade ra-
gem continental leste da América do Sul não apresentam
zoavelmente grande de indicadores paleoceanográficos,
praticamente nenhum estudo com resolução temporal
apesar de a densidade amostral ser na maior parte dos
mínima e modelo de idades confiáveis, como é o caso
casos baixa (e.g., Harloff & Mackensen, 1997; Mulitza et
entre ca. 10 e 20oS e ao S de 33oS (com exceção dos
al., 2003; Frenz et al., 2004; Baumann et al., 2004; Ma-
testemunhos CMU14 e ESP08 de Toledo et al. (2007b)
hiques et al., 2004; Vink et al., 2004; Sousa et al., 2006;
e o testemunho SP1251 de Laprida et al. (2011)). Adicio-
Chiessi et al., 2007; Regenberg et al., 2009; Mahiques et
nalmente, a ausência praticamente completa de estudos
al., 2008; Groeneveld & Chiessi, 2011). A aplicação crite-
que abordem as mudanças abruptas da última glaciação
riosa destes indicadores em testemunhos sedimentares
e que tratem do último interglacial representa uma im-
com alta taxa de deposição e com modelos de idades
portante barreira no sentido de utilizar cenários pretéri-
robustos trará marcante avanço no conhecimento pale-
tos de circulação da porção oeste do Atlântico Sul como
oceanográfico da porção oeste do Atlântico Sul, como
análogos futuros.
pode ser observado nos últimos anos.
4.5
Var iaç õ e s n o n í v e l r e l at i vo d o m a r
d u r ante o H o lo c e n o
4.5.1 I ntrodução
Miranda et al. (2009) coletaram um testemunho de 124
cerca de 50.000 anos AP. Nesse estudo é apontada a última
m de profundidade na planície holocênica da Ilha de Marajó,
posição mais elevada do nível relativo do mar há cerca de
no Estado do Pará, e mostraram que as fácies sedimentares
10.500 anos AP, seguida de seu abaixamento, que é acom-
presentes retratam as oscilações positivas e negativas desde
panhado de sedimentação lagunar regressiva.
4 . 5 . 3 O período de emersão da zona costeira atual
Apesar de as primeiras referências a paleoníveis do mar do
por volta de 5 m acima do nível atual (Elevação Máxima
Holoceno no Brasil terem completado um século (Bran-
do Holoceno, EMH), seguido de um abaixamento até
O primeiro modelo (e.g., Bittencourt et al., 1979; Martin et
com a curva de Salvador (Bittencourt et al., 1979; Suguio et al.,
ner, 1902; Hartt, 1975), estudos sistemáticos começaram
atingir a presente situação. Este padrão geral é descrito
al., 1980; Suguio et al., 1985; Angulo & Suguio, 1995) admite
1985) e com o modelo glacioisostático de Peltier (1998). Os
apenas em meados da década de 60 do século passado
por diversos autores (e.g., Bittencourt et al., 1979; Martin
que o nível atual do mar foi ultrapassado pela primeira vez
autores obtiveram uma curva resultante para as duas regiões
(e.g., Andel & Laborel, 1964; Delibrias & Laborel, 1969).
et al., 1985; Suguio et al., 1985; Dominguez et al., 1990;
há cerca de 7500 cal anos AP e após a EMH ocorreram duas
do estado, que não coincide plenamente com o modelo das
Desde então, mais de uma centena de publicações que
Martin et al., 2003; Angulo et al., 2006). Contudo, existem
oscilações de alta frequência temporal e de menor magni-
oscilações de alta frequência proposto para a região de Sal-
abordam a história do nível do mar no Brasil foram pub-
controvérsias sobre (i) quando o nível do mar ultrapas-
tude. A EMH deve ter ocorrido há cerca de 5600 cal anos
vador e também guarda diferenças de comportamento em
licadas. Durante as décadas de 1970 e 1980, curvas de
sou pela última vez o nível atual, (ii) o período e o valor
AP (5100 anos AP) e duas oscilações negativas seguidas de
relação ao modelo preditivo glacioisostático. Bezerra et al.
variação do nível relativo do mar foram elaboradas para a
dessa posição mais elevada, e, (iii) principalmente, sobre
elevações entre 4300-3500 e 2700-2100 cal anos AP.
(2003) apontam ser fundamental identificar adequadamente
região compreendida entre as latitudes 5 e 34°S, apoiadas
a maneira como ocorreu o abaixamento subsequente ao
Essas curvas foram originalmente definidas com base em
o ambiente deposicional e posicionar mais precisamente a
em centenas de dados de radiocarbono (e.g., Bittencourt
máximo transgressivo. Assim, o objetivo deste texto é
mais de 700 datações radiométricas em diversos tipos de in-
elevação dos ambientes em relação ao datum de referên-
et al., 1979; Suguio et al., 1985).
apresentar as principais características das variações rela-
dicadores como sambaquis, cordões litorâneos em planícies
cia. Além da necessidade das precauções sobre as incertezas
O nível máximo do mar na costa brasileira após o
tivas do nível do mar e as principais controvérsias que
costeiras, arenitos de praia, vermetídeos, turfas e corais (e.g.,
existentes em relação ao binômio altura-idade, os autores
Último Máximo Glacial (LGM, do inglês Last Glacial Maxi-
envolvem esta questão fundamental na apreciação das
Bittencourt et al., 1979; Martin et al., 1980; Suguio et al., 1985;
afirmam ainda ser importante levar em consideração as re-
mum) foi registrado no Holoceno Médio, com valores
mudanças climáticas globais.
Angulo & Suguio, 1995). Esses dados permitiram a elabora-
spostas glacioisostáticas regionais e os fatores locais, como
ção de curvas ligeiramente distintas para oito setores da costa
tectônica e clima para determinar uma curva de variação do
brasileira (i.e., Salvador, Ilhéus, Caravelas, Angra dos Reis,
nível relativo do mar precisa.
4.5.2 O período de submersão da plataforma e da
zona costeira atual
Santos, Cananeia-Iguape, Paranaguá, Laguna-Itajaí), dentre
O segundo modelo (Fig. 4.5.1) (e.g., Angulo & Lessa,
as quais a curva de Salvador, a mais setentrional do conjunto,
1997; Angulo et al., 1999; Angulo et al., 2006) foi elaborado
Os dados radiométricos utilizados como indicadores do nível
dados mais acurados e indicam períodos de estabilização no
constituía a mais completa já obtida. Nos anos subsequentes,
apenas com datações de carapaças de gastrópodes (i.e., ver-
relativo do mar são geralmente escassos e pouco confiáveis
nível relativo do mar antes da elevação máxima de 5600 cal
mais datações foram adicionadas às curvas da região sul do
metídeos) e sustenta que as duas oscilações de alta frequên-
no período compreendido entre o LGM e aproximadamente
anos AP. Na costa do Estado de São Paulo (23°30’S), conchas
país, com base principalmente em vermetídeos (e.g., Angulo
cia temporal apresentadas no primeiro modelo não ocorre-
7000 cal anos AP, sendo as curvas resultantes geralmente
de moluscos, coletadas em sedimento de paleopraias situa-
& Suguio, 1995). Por outro lado, as curvas da porção leste e
ram. Angulo & Lessa (1997) revisaram as curvas da região de
baseadas em feições morfossedimentares (i.e., terraços sub-
das a 6 m abaixo do nível atual do mar apresentam idade de
nordeste da costa brasileira tendem a apresentar uma EMH
Paranaguá e de Cananeia-Iguape (e.g., Suguio et al., 1985),
mersos que indicam estabilização no nível relativo do mar).
7850 ± 80 cal anos AP (Mahiques & Souza, 1999). Adicio-
cerca de 2 metros mais elevada que aquela existente na por-
reavaliaram os ambientes deposicionais e a confiabilidade
A exceção é a paleocurva do nível relativo do mar produzida
nalmente, quatro amostras de arenitos de praia, localizadas
ção sudeste e sul. Martin et al. (1985) e Suguio et al. (1985)
dos sambaquis como indicadores de paleoníveis do mar e
por Correa (1996), baseada em indicadores mais precisos.
a 13 ± 1 m abaixo do nível atual do mar, apresentam idade
atribuíram essas oscilações de alta frequência a alterações no
concluíram que os indicadores disponíveis não permitiam
Segundo o autor, ocorreram estabilizações do nível relativo
de 8000 ± 50 cal anos AP. Esses dados corroboram a idade
geoide da Terra, baseando-se no trabalho de Morner (1982)
interpretar a existência das oscilações de alta frequência
do mar em 9000 cal anos AP (entre -32 e -45 m) e em 8000
de 7955 ± 170 cal anos AP para um nível de 1,4 ± 0,5 m
ou a possíveis variações climáticas.
temporal. Consequentemente, as taxas de variações do nível
cal anos AP (entre -20 e -25 m). Dados mais recentes obtidos
abaixo do nível atual do mar, apresentada por Martin et al.
Bezerra et al. (2003) elaboraram uma curva de variação
relativo do mar não seriam tão acentuadas como proposto
por Mahiques & Souza (1999) e outros apresentados por Ma-
(2003). Assim, a inundação da plataforma continental leste e
do nível relativo do mar para a costa oriental e outra para a
no primeiro modelo. Este segundo modelo é apoiado por
hiques et al. (2010) constituem no momento o conjunto de
nordeste brasileira deve ter ocorrido no início do Holoceno.
costa setentrional do Rio Grande do Norte, comparando-as
Ybert et al. (2003), que estudaram turfas da região de Cana-
neia-Iguape, no Estado de São Paulo. Angulo et al. (2006),
larmente até a posição atual. Estas curvas são comparadas
Dois estudos no Atol das Rocas (Kikuchi & Leão, 1997;
comportamento geral da curva do nível relativo do mar
finalmente, sugerem que cerca de 70% das datações previa-
com um modelo glacioeustático produzido por Milne et
Gherardi & Bosence, 2005), feitos em arenito de praia e
holocênica, apesar de não apresentar indicadores preci-
mente publicadas e utilizadas no primeiro modelo contêm
al. (2005), com dados do Caribe e da América do Sul, e o
no próprio recife, também mostraram a existência, naquele
sos sobre a posição do nível relativo do mar. Estes estudos
erros e, utilizando apenas as datações de vermetídeos, que
ajuste entre os resultados do modelo geofísico e os dados de
monte submarino, de um nível relativo do mar mais el-
concentraram-se principalmente em áreas de manguezais
consideram indicadores confiáveis, elaboraram duas curvas
indicadores de paleoníveis do mar é muito bom. Segundo
evado no Holoceno Tardio. Kikuchi & Leão (1997) dataram
e baseiam-se em datações de amostra total de sedimento
para a costa oriental do Brasil (Fig. 4.5.1). Tomando a latitude
Milne et al. (2005), o nível atual do mar foi ultrapassado pela
moluscos gastrópodes e corais no anel do recife e no ar-
de testemunhos rasos (cerca de 150 cm de comprimen-
de 28°S como um divisor, a curva para a porção norte tem
primeira vez no Holoceno, durante a transgressão que seguiu
enito de praia existente em uma das ilhas, obtendo idades
to) que representam os últimos 1000-1500 anos.
a EMH em cerca de 5500 cal anos AP, podendo ter atingido
o LGM por volta de 8000 cal anos AP e a EMH alcançou cerca
convencionais de cerca de 2500 anos AP a dois metros aci-
Estudos do nível relativo do mar na Argentina (e.g.,
entre 2 a 4,5 m acima do nível atual. A curva para a porção
de 4,5 m por volta de 7200 cal anos AP (Pernambuco e Rio
ma do nível do platô recifal. Já Gherardi & Bosence (2005),
Isla, 1989; Cavallotto et al., 2004) mostraram um compor-
sul apresenta uma EMH estabilizada entre 5.800-4.000 cal
de Janeiro). Na região de Santa Catarina, o nível atual teria
com amostras de algas coralináceas, conseguiram um con-
tamento do nível relativo do mar com semelhanças ao
anos AP, que teria atingido entre 1 e 3 m acima do nível
sido ultrapassado há mais de 7500 cal anos AP, atingido a
junto de dados que lhes permitiu traçar o comportamento
padrão proposto por Angulo et al. (2006), ou seja, com
atual. Após a elevação máxima, o nível relativo declina irregu-
EMH a cerca de 3 m por volta de 7.000 cal anos AP
do nível relativo do mar nos últimos 3500 anos. Segundo
uma EMH situada ao redor de 6000 anos AP e altitude
esses autores, o nível relativo do mar no atol teria ultrapas-
entre 2 e 4 m acima do nível atual, com um declínio ir-
sado o nível atual pela primeira vez no Holoceno há cerca
regular mas contínuo, sem a ocorrência de oscilações de
de 3000 anos AP e a EMH teria atingido 1 m acima do nível
alta frequência temporal.
4
Nível relativo do mar (m)
Nível relativo do mar (m)
F i g . 4 . 5 .1
3
2
1
0
-1 76543210
Idade (cal ka AP)
É relevante notar que a tendência de rebaixamento
relativa pouca idade, o atol não tem indícios que permitam
do nível relativo do mar reconstituída para os últimos ca.
6
explorar o comportamento do nível relativo do mar no Ho-
5000 cal anos AP para a maior parte da região costeira
4
loceno Médio e Inferior.
do Brasil tenha sido revertida nas últimas décadas (e.g.,
2
As investigações na plataforma amazônica (Cohen
0
et al., 2005, 2008, 2009) mostram concordância com o
-2 108 642 0
Idade (cal ka AP)
Mesquita et al., 2003), conforme descrito no capítulo 3
deste relatório.
6
O estudo das variações do nível relativo do mar durante
toda a costa leste e nordeste do Brasil. Ressalta-se que ex-
4
o Holoceno avançou consideravelmente nos últimos 35
istem também ocorrências de recifes que podem fornecer
2
anos. Uma quantidade significativa de indicadores foi
informações adicionais sobre o comportamento do nível
0
datada e o padrão geral transgressivo-regressivo do nível
relativo do mar. Estudos que tenham produzido curvas
relativo do mar é aceito por toda a comunidade.
detalhadas do comportamento do nível relativo do mar
-2
108 642 0
Idade (cal ka AP)
Fig. 4.5.1 – a) Envelopes de variação do nível relativo do mar para os últimos ca. 7 cal ka AP para a região costeira do Brasil (linha contínua e círculos pretos
representam a região ao norte de 28°S; linha tracejada e círculos brancos representam a região ao sul de 28°S), segundo Angulo et al. (2006). b) Comparação
entre o envelope de variação do nível relativo do mar para os últimos ca. 6 cal ka AP de Angulo et al. (2006) (linha contínua representa a região compreendida
entre Pernambuco e o Paraná) e os resultados do modelo geofísico de Milne et al. (2005) (linha pontilhada representa a região de Pernambuco; linha tracejada
representa a região do Rio de Janeiro). c) Comparação entre o envelope de variação do nível relativo do mar para os últimos ca. 6 cal ka AP de Angulo et al.
(2006) (linha contínua representa a região de Santa Catarina) e os resultados do modelo geofísico de Milne et al. (2005) (linha tracejada representa a porção
sul de Santa Catarina).
atual há cerca de 1500 anos AP. Resulta que, devido à sua
No entanto, são ainda escassos os estudos de indicadores do nível relativo do mar na plataforma continental.
na plataforma continental setentrional são inexistentes e
precisam ser perseguidos.
Isto deixa uma lacuna que precisa ser preenchida para que
A resolução da controvérsia existente entre o primeiro
se possa entender quando e como o nível relativo do mar
e o segundo modelo que abordam o período de emersão
inundou a plataforma e se encaminhou para a EMH, bem
da zona costeira atual, no que se refere às oscilações de
como períodos de rápida elevação do nível relativo do
alta frequência temporal, pode ser encaminhada com a
mar típicos da última deglaciação. Assim como já foram
identificação de outros indicadores que possam aumen-
estudados arenitos de praia submersos na plataforma con-
tar o detalhamento e acurácia do comportamento dos
tinental sudeste, formações similares são abundantes em
paleoníveis do mar. Além disso, existem aspectos locais
como tectônica, clima e suprimento de sedimento ou re-
amostras datadas. A utilização de modelos teóricos jun-
(1994) observaram abundantes concentrações de frag-
florestal e expansão do cerrado / campo nas áreas de
gionais como o comportamento da crosta / manto que
tamente com os dados de campo representa um avanço
mentos de carvão com idades entre 7830 e 4500 cal
estudo. Estes aspectos também permitiram a inferência
podem contribuir para diferenças importantes no com-
na abordagem das variações do nível relativo do mar que
anos AP (7000 e 4000 anos AP) na Serra Sul de Carajás.
da presença de um provável clima mais seco do que o
portamento do nível relativo do mar. Somam-se a isso
permitirá identificar e quantificar os fatores locais e re-
Um registro contínuo dos incêndios florestais durante os
atual e similar aos registros na Amazônia em período se-
os necessários cuidados na adequada localização das
gionais com maior eficácia.
últimos 8300 cal anos AP foi determinado pela quanti-
melhante. A comparação desses estudos sugere que, por
ficação de microfragmentos de carvão depositados em
um longo tempo, o fogo tem sido um fator de grande
um sistema lacustre na vizinha Serra Norte de Carajás
perturbação em ecossistemas tropicais e, juntamente
(Cordeiro, 1995; Cordeiro et al., 1997, 2008). Fases de
com o clima, de suma importância na determinação da
intensa atividade de fogo foram observadas entre 7450
dinâmica da vegetação no passado, presente e futuro.
4.6
A s q u e i ma da s n o r e g i s t r o pa l e o c l i m á t i co
4.6.1 I ntrodução
cal anos AP e 4750 cal anos AP e entre 1300 e 70 cal
Registros similares de fragmentos de carvão foram
anos AP, conforme indicado pela elevada concentração
observados em sedimentos lacustres e solos nas regiões
O fogo é um fator de perturbação dominante na história
grande escala, como foi observado durante a seca severa
de micropartículas de carvão. Piperno & Becker (1996)
sudeste e central do Brasil durante o Holoceno (Pessenda
das florestas naturais em várias partes do mundo (At-
de 1997 e 1998 (Nepstad et al.,1999).
encontraram fragmentos de carvão no solo que foram
et al., 1996; Gouveia et al., 2002; Scheel-Ybert et al., 2003;
tiwill, 1994), que afeta o ciclo biogeoquímico e global
Nas últimas décadas diferentes setores da sociedade
datados entre 1740 e 580 cal anos AP (1795 e 550 anos
Pessenda et al., 2004b; Saia et al., 2008), reforçando o sig-
do carbono (Andreae, 1991). Recentes experimentos de
têm expressado sua preocupação sobre o uso indiscrimi-
AP). Pessenda et al. (1998a, b; 2001) encontraram sig-
nificativo papel dos paleoincêndios, em conjunto com os
modelagem climática preveem os efeitos de uma substi-
nado do fogo para fins agropecuários e das mudanças
nificativas concentrações de fragmentos de carvão natu-
fatores climáticos, na dinâmica e distribuição das forma-
tuição em larga escala da floresta Amazônica por vegeta-
do uso da terra em geral. Os impactos que os incêndios
ralmente soterradas nos solos (Boulet et al., 1995) e
ções vegetais no Brasil.
ção de cerrado, até o final do século XXI. Expansão das
provocam na vegetação nativa, dos fragmentos de Mata
alterações na composição isotópica (δ13C) da matéria
Um registro de alta resolução dos níveis de CO2 at-
pressões econômicas, feedbacks positivos nos regimes
Atlântica do sul e sudeste do país até a floresta Amazônica,
orgânica do solo em transecções floresta – cerrado e flo-
mosférico durante os últimos 11000 a foi obtido com o
de fogo na floresta Amazônica e seca prolongada pode-
envolvem questões que dizem respeito às trocas climáticas
resta – campo no estado de Rondônia e na região de
uso de bolhas de gás de um testemunho de gelo co-
riam levar a uma degradação mais rápida das florestas
passadas e futuras (Page et al., 2002; Harrison et al., 2007;
Humaitá, sul do estado do Amazonas, respectivamente,
letado no Taylor Dome na Antártica, que indicou um
em futuro próximo, em associação com as altas taxas de
Lynch et al., 2007). No momento, são notórias as questões
num total de ~750 km. Essas variações na concentração
aumento do CO2 atmosférico iniciado há cerca de 7000
desmatamento (Nepstad et al., 2008). Por exemplo, as
e debates referentes à importância da ação do homem e
de carvão foram relacionadas a trocas de vegetação de
cal anos AP (Indermühle et al., 1999). Neste registro os
condições de seca ao longo de grandes extensões da
da natureza (clima) no estabelecimento dos incêndios e,
floresta (plantas C3, associadas às árvores) para cerrado
valores de δ13C indicam uma aproximação aos valores
floresta Amazônica que surgem devido ao fenômeno
por consequência, na dinâmica da vegetação e manuten-
e campo (plantas C4, associadas às gramíneas), durante
de fontes terrestres (entre -17 e -30 ‰) em detrimento
El Niño criam um potencial para incêndios florestais em
ção da fisionomia florestal.
o Holoceno inferior e médio (~10000 e ~4000 cal anos
a valores mais enriquecidos (~0 ‰) para as fontes
AP). Tais trocas de vegetação associadas à presença de
marinhas. No entanto, dados publicados por Carcaillet
fragmentos de carvão (paleoincêndios) permitiram infer-
et al. (2002) provenientes da América do Sul e Central
ência em relação à presença de um clima mais seco (ou
argumentam contra a crescente queima de biomassa
4.6.2 As queimadas no registro paleoclimático
Estudos paleoambientais indicam que os incêndios em
exemplo, no Alto Rio Negro, com idades 14C calibradas
menos úmido) nas regiões de estudo. Na região nordeste
relacionada à liberação de carbono no Holoceno mé-
florestas podem ser inicialmente atribuídos às condições
desde ~6860 cal anos AP, equivalente a ~6000 anos AP
do Brasil, estudos palinológicos em sedimentos lacustres
dio, aspecto distinto de publicações recentes (Bush et
climáticas (Whitlock et al., 2006; Marlon et al., 2008), em-
em idade 14C convencional (Saldarriaga & West, 1986). A
na Lagoa do Caçó (Ledru et al., 2001, 2006) e isotópicos
al., 2007; Cordeiro et al. 2008; Mayle & Power, 2008).
bora ações humanas também tenham tido importância
ocorrência de incêndios associados a alterações climáti-
(δ13C) em solos do Maranhão (Pessenda et al., 2004a;
Carcaillet et al. (2002) usou idades 14C de fragmentos
como fonte de ignição (Huber et al.,2004), como consid-
cas durante o Holoceno médio foi demonstrada por San-
2005) e isotópicos em solos do Piauí, Ceará e Paraíba
de carvão do solo coletados em áreas entre 5°N e 5°S
erado por Bar-Yosef (2002) durante a evolução humana
ford et al. (1985) em vários tipos de floresta no Alto Rio
(Pessenda et al., 2010) indicaram significativa presença
no norte da bacia Amazônica, representando os últimos
nas mais remotas regiões. Associados à vegetação de fi-
Negro. Fragmentos de carvão de um solo de Amazônia
de fragmentos de carvão durante o período ~10000 cal
2000 a, como evidência de altas concentrações de in-
sionomia florestal, fragmentos de carvão foram encontra-
Oriental foram datados entre ~6860 e 3170 cal anos AP
anos AP e ~3600 cal anos AP, cujos dados polínicos e
cêndios florestais. No entanto, estas amostras de solo
dos em solos de diferentes locais na Amazônia, como por
(6000 e 3000 anos AP) (Soubies, 1980). Sifeddine et al.
isotópicos também indicaram a abertura da vegetação
foram coletadas principalmente no primeiro metro do
solo, onde as datações da matéria orgânica correspon-
das através das mudanças da dinâmica litorânea na parte
dentes são mais recentes do que em maiores profundi-
central da costa brasileira, sincrônicas com mudanças
dades e onde normalmente os fragmentos de carvão se
climáticas em outras áreas da América do Sul e sintetiza-
É importante enfatizar que a combustão da biomassa
cal (Adam & Faure, 1997). Tem sido também sugerido
encontram mais agrupados.
das como se segue (Martin et al., 1993): entre 7800 cal
é a segunda maior fonte de emissão do gás carbônico,
que as florestas tropicais têm diminuídas suas extensões
Desde o início da Revolução Industrial, o impacto
anos AP e 4320 3950 cal anos AP, numerosos períodos
o principal gás do efeito estufa, para a atmosfera, que
de modo significativo, especialmente no Oeste da África
humano modificou cerca de 40% da superfície da terra,
de condições do tipo El Niño provocaram uma série de
sob determinadas condições climáticas passadas, como
e América do Sul (Adam & Faure, 1997; Ray & Adams,
aumentando o nível de CO2 atmosférico em cerca de
períodos secos na Amazônia e altiplano Boliviano, como
no Último Máximo Glacial, pode ter representado um
2001). Pode-se assumir que a substituição de floresta
30% (Vitousek et al., 1997), com taxas anuais de des-
eventos úmidos no deserto de Sechura (Chile). Entre
papel importante para a evolução do ciclo do carbono
por biomas com vegetação mais aberta, tais como cer-
matamento de florestas tropicais ao redor de 0.8%.
4320 e 3950 cal anos AP e 2930 e 2570 cal anos AP, nen-
da Terra. Este período é caracterizado por um clima frio
rado, campos e savanas, se dará através da ocorrência
Houghton et al. (1991) calcula que, entre 1850 a 1980
huma ocorrência de condições de tipo El Niño se associa
e seco quando comparado com o clima atual (Peltier
de paleoincêndios devido à quantidade de combustível
anos AD, cerca de 90 a 120 Gt de CO2 foram liberados
a ocorrência de clima úmido na Amazônia e altiplano Bo-
& Solheim, 2004; Justino & Peltier, 2008). Estas trocas,
disponível e principalmente durante as estações secas.
para a atmosfera, provenientes de incêndios florestais.
liviano e clima seco no deserto de Sechura. Entre 2930 e
em associação com reduzidas concentrações de CO2,
Isto evidencia a necessidade de uma compreensão mais
Comparativamente, durante o mesmo período, cerca
2570 cal anos AP e o presente, a ocorrência de condições
induziram modificações no comportamento da vegeta-
completa da interação entre os incêndios, o clima e a
de 165 Gt de CO2 foram adicionados por nações in-
de tipo El Niño foi menos frequente, porém pelo me-
ção global, como a redução da floresta boreal na Sibéria,
superfície terrestre, na medida em que tal análise pode
dustrializadas através da queima de carvão, petróleo e
nos três eventos podem estar relacionados a incêndios
um aumento na cobertura da vegetação arbustiva na
auxiliar a separar os fatores críticos para a dinâmica de
gás (Houghton et al., 1991). Atualmente, a queima de
durante o Holoceno Superior em Manaus (Santos et al.,
Europa e um aumento das áreas de deserto subtropi-
ecossistemas modernos.
florestas tropicais contribui com cerca de 2-4 Gt C por
2000) e Carajás (Cordeiro et al. 2008).
ano, ou cerca de 30% do total das emissões antrópicas.
As relações entre os paleoincêndios e as condições
Fearnside (1996) calcula que o fluxo resultante de CO2
climáticas foram apresentadas por Pierce et al. (2004)
para a atmosfera devido à soma das alterações de uso de
e Whitlock (2004), com argumentos de que modifica-
terras na Amazônia foi de aproximadamente 1,3 Gt de C.
ções nos regimes de fogo durante o Anomalia Climática
Na região sul da América do Sul, os impactos da
Medieval e a Pequena Idade do Gelo foram baseados
população nativa e a influência do clima na ocorrência
nas alterações climáticas e sua influência na mistura dos
de incêndios durante o Holoceno não foram possíveis de
combustíveis, condições de ignição e comportamento do
A América do Sul foi o último continente do planeta a ser
continente resultaram da ação de fatores puramente lo-
serem caracterizados em separado (Huber et al., 2004).
fogo. Foi também verificado que o declínio da combustão
ocupado pelo Homo sapiens. O debate sobre a antigu-
cais, definidos a partir de uma escala continental. Trata-
Entretanto, Whithock et al. (2006) atribuem a troca de
da biomassa antes de 1750 anos AD ocorreu em fase
idade da ocupação humana do continente é certamente
se de um quadro essencialmente diferente, por exemplo,
regime de incêndio superficial durante o Holoceno mé-
com o resfriamento global, a despeito do aumento da
intenso e está longe de ser resolvido. Há, no entanto, um
dos continentes europeu e asiático, onde há abundantes
dio nos Andes argentinos ao aumento da variabilidade
população humana (Marlon et al., 2008). Em adição, o
consenso de que toda a América do Sul já era ocupada há
evidências de que processos de expansão demográfica
climática interanual e ao início ou reforço de ENSO. Na
fogo também teve importante papel no desenvolvimento
cerca de 12 ka e que, o que é importante, tais ocupações
transcontinentais teriam sido responsáveis pela introdução
América do Sul tropical, foram evidenciados eventos
dos ecossistemas da Terra e na dominância das comu-
antigas já mostravam padrões adaptativos e econômicos
de inovações como a agricultura ou mesmo o surgimento
periódicos com efeitos similares ao fenômeno El Ninõ
nidades de plantas (Meyn et al., 2007). Nos últimos 20
distintos entre si (Roosevelt, 2002).
do estado. O isolamento geográfico da América do Sul é
e com duração de dezenas a centenas de anos (Martin
anos, incêndios florestais no Brasil e Indonésia podem ter
Após a ocupação inicial, e o consequente e aparente-
ainda mais interessante quando se considera o quadro de
et al.,1993). Desde os últimos ~7900 cal anos AP até o
reduzido substancialmente a biodiversidade e levado a
mente rápido processo de diferenciação e especialização
diversidade social, cultural, econômica e política presente
presente, tem havido manifestações climáticas identifica-
ocorrência de distinta seleção biológica (Gisberg, 1998).
que a ela se seguiu, o continente permaneceu relativa-
no continente à época do início da colonização europeia.
mente isolado durante a maior parte de sua história até
Todo esse quadro se constituiu por populações que de-
o início da colonização europeia, no início do século XVI
scendiam de poucos grupos humanos fundadores. É por
DC. Isso quer dizer que quaisquer processos de mudança
isso que, para a arqueologia, é possível tratar a América do
ou de estabilidade verificados em diferentes partes do
Sul como uma espécie de laboratório: trata-se do último
4.7
A ocupação humana e as mudanças climáticas
4 . 7.1 I ntrodução
continente a ser ocupado no planeta, por uma população
tendo em vista os vários eventos de mudança climática
ológico sugere, também, uma população numerosa.
úmidos em amplas porções da América do Sul (Cruz et
fundadora pequena, mas que, ao cabo de alguns milênios,
abrupta que ocorreram desde então (Mayewski et al.,
Quais as possíveis relações entre as observações empíri-
al., 2009), propiciando condições de assentamento em
exibia todo o quadro de diversidade social e política carac-
2004), propiciando, no continente, ciclos de erosão e
cas de cunho arqueológico e as mudanças climáticas
áreas que, apesar de conhecidas por essas populações
terístico da humanidade.
sedimentação extremamente fortes (Thomas, 1994,
para esta faixa cronológica? O modelo mais plausível
antigas, não eram intensivamente ocupadas. A pressão
Há ainda fortes controvérsias a respeito de pontos im-
2008) e, no litoral, variações muito grandes do nível do
aponta para uma situação inicial de maior densidade
populacional se daria tanto pelo crescimento vegetativo
portantes relacionados à ocupação humana das Améri-
mar (Angulo et al., 2002; Suguio et al., 1985). Por outro
populacional na zona costeira, onde a estabilidade em
da população (Scheinsohn, 2003), acompanhando o au-
cas, tais como a idade das primeiras migrações, quantas
lado, mesmo que existente, a presença humana na por-
termos de clima e recursos alimentares é sempre maior
mento da capacidade de carga do ambiente, como tam-
levas de migração ocorreram, e por que caminhos isso
ção interiorana da América do Sul durante o Pleistoceno
do que em áreas continentais na mesma latitude (Dixon,
bém pela elevação rápida e constante do nível do mar
se deu (Dillehay, 2000; Dixon, 1999, 2001; Wagues-
Final seria provavelmente pouco significativa do ponto
1999). A interiorização dessas populações se daria por
desde o Último Máximo Glacial (Suguio et al., 2005).
pack, 2007). Seja como for, evidências incontestáveis
de vista numérico, composta por grupos humanos com
um mecanismo duplo de pressão populacional e maior
Tais fatores explicariam a “abrupta” e contemporânea
da presença de seres humanos em território brasileiro
baixa densidade populacional, e não necessariamente
estabilidade climática. Os dados paleoambientais para o
aparição das diferentes tradições arqueológicas no in-
se dão a partir de 12 ka (Araujo & Neves, 2010; Kipnis,
portadores de tecnologias de lascamento que privilegi-
início do Holoceno apontam para climas mais quentes e
terior do Brasil.
1998; Prous & Fogaça, 1999; Roosevelt et al., 1996). Tal
assem a confecção de pontas de projétil, o que tornaria
fato pode se relacionar a uma combinação de vieses
sua detecção extremamente difícil. Dados esses fatores,
de preservação e de baixa densidade populacional. A
a discussão a respeito das relações entre ocupações hu-
preservação de eventuais sítios arqueológicos anteriores
manas e mudanças climáticas se dará a partir da tran-
Os grupos humanos que ocuparam esses ambientes con-
Dados a respeito da subsistência desses grupos sugerem
ao Último Máximo Glacial pode ser extremamente rara,
sição Pleistoceno / Holoceno.
tinentais desde 12 ka são denominados genericamente de
estratégias de subsistência generalistas, de amplo espec-
“Paleoíndios”. Estudos de antropologia biológica mostram
tro, com forte utilização de plantas e animais de pequeno
que os crânios associados a essas populações antigas (que
porte (Jacobus, 2004; Kipnis, 2002; Rosa, 2004; Schmitz
apresentam morfologias australomelanésicas) são bastan-
et al., 2004). Não parece haver qualquer correlação en-
4.7.2 A transição P leistoceno / Holoceno
4 . 7. 3 A ocupação paleoíndia no Holoceno I nicial
Uma das feições mais impressionantes do registro ar-
interna sugerem que os artefatos relacionados a tais
te diferentes dos crânios dos indígenas atuais (de mor-
tre as diferentes tradições de lascamento e a obtenção
queológico do leste da América do Sul é a variabilidade
tradições foram produzidos por grupos culturalmente
fologia mongoloide), sugerindo populações distintas e,
de recursos alimentares (Araujo & Pugliese, 2009), uma
cultural existente já no início do Holoceno. A partir de
diferenciados. Ao mesmo tempo, as idades contem-
portanto, uma provável substituição populacional (Neves
vez que em termos gerais os animais caçados são os
12 ka, ao menos três grandes tradições culturais são per-
porâneas e recuadas constituem um paradoxo, uma
& Hubbe, 2005; Neves et al., 1998; Neves & Pucciarelli,
mesmos. Apesar da coexistência entre humanos e mega-
ceptíveis numa vasta área que se estende desde o Nor-
vez que não se esperaria uma variabilidade cultural tão
1990; Powell & Neves, 1999). Em que pese a falta de da-
fauna, não se encontraram evidências de que esta tenha
deste brasileiro até o Rio Grande do Sul, formando um
grande se a ocupação da América do Sul tivesse se dado
dos para a maior parte do Brasil, ao menos na região de
sido consumida. Em linhas gerais, as estratégias de sub-
polígono de, no mínimo, 800 km no sentido leste-oeste
pouco tempo antes. Sabe-se que a deriva cultural, ou
Lagoa Santa os últimos remanescentes dessa população
sistência e as tradições culturais paleoíndias se mantêm
por 2.300 km no sentido norte-sul. São elas conhecidas
a diferenciação de aspectos culturais derivados a partir
paleoíndia ocorrem por volta de 8 ka.
estáveis entre 12 e 8 ka.
por “Tradição Umbu”, “Tradição Itaparica” e, por falta de
de uma cultura ancestral, se relaciona ao tempo decor-
melhor definição, “Indústria Lítica Lagoassantense” (Fig.
rido desde o evento de separação (Neiman, 1995). O
4.7.1). Na Amazônia verifica-se também um quadro de
registro arqueológico sugere, portanto, uma cronologia
diversidade, atestado pela presença de diferentes tipos
longa para o povoamento da América do Sul, com gru-
O quadro de estabilidade dos paleoíndios parece chegar
Brasil, como também da América do Sul (Araujo et al.,
de tecnologias na produção de artefatos líticos, inclu-
pos humanos apresentando uma grande diferenciação
ao fim a partir de 8 ka. Amplas áreas na porção centro-
2006; Gil et al., 2005; Neves, 2007; Nuñez et al., 2001;
indo indústrias de pontas bifaciais em alguns casos e de
cultural já no início do Holoceno. Por outro lado, as
leste do Brasil são aparentemente depopuladas, com
Nuñez et al., 2002). A explicação mais parcimoniosa para
artefatos unifaciais sem a presença de pontas de projétil,
taxas de inovação cultural são também fortemente cor-
poucos sítios datando do período entre 8 e 2 ka, com
este fenômeno de abandono regional é o impacto que o
em outros. Cada uma dessas tradições encerra em si
relacionadas ao tamanho da população envolvida nos
um mínimo de ocupação humana ocorrendo por volta
período hipsitermal teve sobre as massas de ar e os re-
modos distintos e peculiares de manufaturar artefatos.
mecanismos de transmissão de informação (Neiman,
de 5 ka. Tal evento, denominado de “Hiato do Arcaico”
gimes de precipitação em termos globais, fazendo com
Sua continuidade geográfica e relativa homogeneidade
1995; Shennan, 2001); nesse aspecto, o registro arque-
(Araujo et al., 2005), se repete em outras áreas, tanto do
que amplas áreas passassem a apresentar uma maior
4 . 7. 4 O “ Hiato do A rcaico” no Holoceno M édio
4 . 7. 5 A e x plosão demográfica , social e cultural
posterior ao h iato
instabilidade climática e tendência a regimes mais secos,
eiros (Ybert et al., 2003), com feições cranianas mon-
enquanto outras se tornariam mais chuvosas (Cruz et al.,
goloides e, portanto, distintos dos paleoíndios. Assim,
2009; Servant & Servant-Vildary, 2003). O deslocamento
podemos propor o Holoceno Médio como um cenário
de populações humanas interioranas a partir de regiões
onde a convergência de fatores climáticos, densidades
A partir do início do primeiro milênio AD, é notável um
Na área de confluência dos rios Negro e Solimões,
climaticamente instáveis para outras climaticamente
demográficas nunca antes alcançadas e o advento de
quadro de mudanças sociais e políticas, manifestadas
os sítios mais antigos datam de 8.600 ka, mas é apenas
mais estáveis é uma forte possibilidade, ainda que re-
uma nova onda migratória propiciariam a reorganização
em padrões claramente visíveis no registro arqueológico.
a partir do final do primeiro milênio AC que os sinais de
queira mais dados para ser corroborada. É importante
de grupos humanos pré-históricos em territórios cada
Dentre eles, cabe destacar: o estabelecimento de sinais
ocupação humana ficam mais claros e visíveis (Neves,
notar que, por volta de 5 ka, o litoral brasileiro já estava
vez mais circunscritos, o que levaria, em muitos casos, a
de modificações da natureza, ou seja, de criação de
2008). Esse processo culminou, já no primeiro milênio
densamente povoado por grupos humanos sambaqui-
uma maior complexidade social (Iriarte, 2006).
paisagens ou antropização, (Neves & Petersen, 2006); o
DC, com a formação de solos férteis e antrópicos con-
estabelecimento de tradições cerâmicas distintas e com
hecidos como “terras pretas”, associadas a sítios arque-
localizações geográficas relativamente bem definidas,
ológicos de grandes dimensões (Neves et al., 2003). Es-
que em alguns casos podem ser associadas a grupos
sas datas são compatíveis com datas obtidas em outros
linguísticos conhecidos etnográfica e historicamente, o
locais espalhados pela calha do rio Amazonas e seus
estabelecimento da vida sedentária ao longo da Amazô-
afluentes, como Araracuara, no rio Caquetá, a própria
nia e áreas adjacentes nas terras baixas. Embora existam
região de Santarém e o baixo Amazonas. A hipótese
sinais anteriores de vida sedentária, estes se tornam mui-
favorecida por arqueólogos propõe que tais sítios se
to mais claros, visíveis e ubíquos a partir dessa época.
formaram como resultado do estabelecimento de ocu-
Esse padrão pode ser verificado:
pações sedentárias e de longa duração (Arroyo-Kalin,
F i g . 4 . 7.1
No Brasil central, onde, após 11 milênios de ocupação,
se verifica, a partir do século VIII DC, uma mudança brusca
Na bacia do alto rio Purus, estruturas de terra artifi-
nas formas de vida, que se tornam muito mais sedentárias
ciais, com formato geométrico circular, quadrangular ou
e incluem o início local da produção cerâmica e a ocupação
composto, conhecidas como “geoglifos”, têm sido iden-
de aldeias de formato circular (Wüst & Barreto, 1999);
tificadas (Parsinnen et al., 2009). As datas obtidas até o
No litoral atlântico sul, grupos falantes de línguas da
momento para a construção dos geoglifos mostram que
família Tupi-Guarani vindos da Amazônia ocupam áreas an-
essas estruturas artificiais começaram a ser construídas
teriormente habitadas durante 7.000 anos por grupos con-
no início do primeiro milênio DC;
strutores de sambaquis (Scheel-Ybert et al., 2008);
Na bacia do alto Madeira, há um registro que cobre
Na ilha de Marajó, há uma longa sequência de ocupa-
praticamente todo o Holoceno. Mesmo ali, malgrado as
ção que se iniciou há pelo menos 5,5 ka, mas com sinais
evidências relativamente antigas de estabelecimento de
de crescimento demográfico e aumento da monumen-
vida sedentária, os sítios se tornam maiores e mais den-
talidade dos sítios a partir do início do primeiro milênio
sos no milênio que antecede o início da era Cristã, com
DC (Schaan, 2007);
datas que se tornam mais frequentes nos primeiros sécu-
Na região de Santarém, após um início de ocupação
Fig. 4.7.1 - Localização geográfica das três principais tradições de pedra lascada do início do Holoceno: em amarelo,
Tradição Itaparica; em azul, Indústria Lagoassantense; em cinza, Tradição Umbu.
2008; Neves et al., 2003);
los posteriores ao anno domini.
humana há 11 ka (Roosevelt et al., 1996) e da produção de
A relativa rapidez, a aparente sincronia e a amplitude
cerâmicas há 8 e 7 ka (Roosevelt et al., 1991, 1996), ocor-
da escala geográfica dessas mudanças podem ter resul-
reu um hiato que, com algumas interrupções, foi rompido
tado dos eventos de mudança climática, com a estabili-
apenas no primeiro milênio AC, através de ocupações as-
zação de condições semelhantes às atuais, ocorridas a
sociadas à fase Pocó (Guapindaia, 2009);
partir do ano 1.000 BC.
4.8
4.8.2 DISCUSSÃO
M U DA N Ç A S C L I M Á T I C A S D U R A N T E O
ÚLTI M O M I L Ê N I O
4.8.1 I NT R O D UÇÃO
Apesar do número ainda bastante reduzido, os estudos
Na costa leste do Pacífico, os estudos de registros sedi-
paleo-hidrológicos realizados nos trópicos e subtrópicos da
mentares coletados na Zona de Mínimo Oxigênio (ZMO) da
América do Sul (e.g., Haug et al., 2001; Baker et al., 2005;
plataforma continental central do Peru e na plataforma con-
Reuter et al., 2009; Pessenda et al., 2010; Bird et al., 2011)
tinental norte do Chile revelaram mudanças consideráveis
que abordam o último milênio mostram certa coerência
na paleoceanografia regional durante o último milênio (e.g.,
Quando comparado com outros períodos da história ge-
sistema climático a alterações relativamente pequenas
nas alterações de precipitação durante a Pequena Idade do
Sifeddine et al., 2008; Valdéz et al., 2008; Gutierrez et al.,
ológica da Terra, o último milênio (i.e., entre o ano 1000
nas forçantes externas, como também identificar a ex-
Gelo (PIG; entre ca. 1400 e 1700 AD) (Mann et al., 2009).
2009). Durante a PIG, a produtividade primária foi relati-
AD e o início do período industrial) é marcado por uma
istência de ciclos climáticos naturais multidecenais a secu-
Para o extremo norte da América do Sul, uma di-
vamente baixa nesta região e a abundância de pequenos
variabilidade relativamente baixa das principais forçantes
lares que não se encontram adequadamente representa-
minuição nas concentrações de titânio em sedimentos
peixes pelágicos foi marcantemente reduzida. A partir de
climáticas (e.g., gases de efeito estufa, radiação solar no
dos nos registros climáticos instrumentais. No entanto, o
marinhos coletados na Bacia de Cariaco (~10°N) sug-
1820 AD, houve a reintensificação da ZMO e aumento dos
topo da atmosfera, erupções vulcânicas) e também por
Hemisfério Sul apresenta uma quantidade extremamente
ere aumento na aridez neste setor do Atlântico Tropical
teores de matéria orgânica e de pequenos peixes pelágicos
variações climáticas de relativa baixa amplitude. Neste
reduzida de registros paleoclimáticos com modelos de
(Haug et al., 2001; Peterson & Haug, 2006). Já os arquivos
(Sifeddine et al., 2008; Valdéz et al., 2008; Gutierrez et al.,
sentido, o estudo em detalhe do clima durante o último
idades confiáveis e resolução temporal adequada para o
paleo-hidrológicos coletados ao sul da linha do Equador
2009). Segundo os mesmos autores, uma elevação nas
milênio permite não só compreender a sensibilidade do
último milênio (Fig. 4.8.1).
na porção continental indicam um cenário oposto. Para
TSMs descrita para o leste do Pacífico Tropical durante a PIG
o Lago Titicaca (~15°S), os registros disponíveis indicam
(e.g., D’Arrigo et al., 2005) poderia ter reduzido as condições
aumento de precipitação (Baker et al., 2005). Na vertente
de ressurgência nesta região e deslocado a Zona de Con-
Atlântica dos Andes, ao redor de 6°S, Reuter et al. (2009)
vergência Intertropical para o sul, conforme simulado por
demonstraram que durante a PIG houve um aumento de
Timmermann et al. (2007).
F i g . 4 . 8.1
(a)1000
(b)1750
Fig. 4.8.1 - Localização dos registros paleoclimáticos utilizados por Jansen et al. (2007) para reconstituir as temperaturas do planeta para o último milênio
(modificado de Jansen et al., 2007). (a) Registros com valores disponíveis desde 1000 AD; (b) registros com valores disponíveis desde 1750 AD. Termômetros
vermelhos: registros instrumentais; triângulos marrons: anéis de crescimento de árvores; círculos pretos: poços profundos em rochas e sedimentos; estrelas
azuis: testemunhos de gelo / poços profundos em geleiras; quadrados roxos: outros incluindo registros com baixa resolução temporal. Notar a pequena
quantidade de registros no Hemisfério Sul.
ca. 30% na precipitação em relação aos valores recentes.
Dentre os raros estudos que utilizaram arquivos
Um incremento na precipitação durante o mesmo período
paleoambientais provenientes do Brasil ou do Oceano
também foi descrito por Bird et al. (2011), ao estudar os
Atlântico adjacente, Souto et al. (2011) basearam-se nas
sedimentos depositados em um lago localizado na porção
variações das associações de foraminíferos em um teste-
oriental dos Andes do Peru (~10°S). Estas mudanças ob-
munho coletado na zona de ressurgência do Cabo Frio
servadas durante a PIG estariam associadas a uma intensi-
(~23°S), para inferir uma intensificação da ressurgência
ficação do Sistema de Monção da América do Sul (SMAS),
durante a PIG, muito provavelmente associada ao forta-
possivelmente controlada pela diminuição da temperatura
lecimento dos ventos de NE. Por outro lado, Pessenda et
da superfície do mar (TSM) do Atlântico Norte (e.g., Mann
al. (2008) demostraram que no arquipélago de Fernando
et al., 2009; Reuter et al., 2009; Bird et al., 2011). Neste
de Noronha (3°S) a PIG apresentou diminuição na pre-
cenário, as menores TSMs no Atlântico Norte poderiam
cipitação, em consonância com os resultados obtidos na
estar associadas a uma desintensificação da Célula de
Bacia de Cariaco (e.g., Haug et al., 2001).
Revolvimento Meridional do Atlântico (AMOC, do inglês
Outro intervalo temporal do último milênio que apre-
Atlantic Meridional Overtuning Circulation). Esta relação
sentou alterações climáticas com duração de centenas de
entre a intensidade da AMOC e do SMAS já foi descrita em
anos foi a Anomalia Climática Medieval (ACM; entre ca.
outras escalas temporais (e.g., Wang et al., 2007; Chiessi
950 e 1250 AD) (Mann et al., 2009). Entretanto, a ACM
et al., 2009; Stríkis et al., 2011) e aparenta ser um me-
encontra-se representada no Brasil de forma ainda mais
canismo capaz de atuar em escalas temporais distintas e
fragmentada e esparsa em relação à PIG e, por este mo-
sob múltiplas condições de contorno.
tivo, não será tratada neste subcapítulo.
Séries temporais provenientes da análise de anéis de
(para o período de 80 anos) (e.g., Rigozo et al., 2008;
do modelo em simular de forma robusta mudanças climáti-
Ledru, 2003). Por outro lado, um aumento da precipitação
crescimento de árvores da região sul do Brasil apresen-
Prestes et al., 2011). Os registros mais longos atingem ca.
cas futuras. A modelagem paleoclimática se baseia no es-
de inverno foi reconstituído para o sul da Bolívia (Sylvestre
tam variações cíclicas com períodos de ca. 2-7, 11, 22
350 anos e foram elaborados com amostras da espécie
tudo de modelos climáticos numéricos com forçantes ajusta-
et al., 1998). Além disso, dados isotópicos de espeleotemas
e 80 anos, entre outros (e.g., Rigozo et al., 2002, 2004;
Araucaria angustifolia (Prestes et al., 2011).
das para períodos pretéritos da história geológica da Terra.
do sul do Brasil (e.g., Cruz et al., 2005) também indicam
Prestes et al., 2011). Estes períodos foram associados ao
Apesar de virtualmente ausentes para o Brasil, recon-
Os valores das forçantes são calculados ou reconstituídos
climas relativamente úmidos durante o UMG nesta mesma
modo de variabilidade climática El Niño-Oscilação Sul
stituições climáticas baseadas em registros históricos já
por meio de indicadores nas propriedades físicas, biológicas
banda latitudinal. Entre 25 e 40oS a leste dos Andes, os níveis
(para o período de 2 a 7 anos; anéis mais espessos estar-
foram desenvolvidas com marcante êxito em outros países
e geoquímicas dos registros paleoclimáticos.
dos lagos foram mais elevados do que hoje (Bradbury et
iam associados ao fenômeno El Niño com intensificação
da América do Sul (e.g., Ortlieb & Macharé, 1993; Ortlieb,
O estudo de feições do sistema climático do passado,
das chuvas na região sul do Brasil) e aos ciclos de ativi-
2000; Neukom et al., 2009, 2010). Estes estudos, que na
através de modelos numéricos, em conjunto com recon-
dade solar Schwabe (para o período de 11 anos; anéis
América do Sul usualmente abordam os últimos cinco sécu-
stituições paleoclimáticas baseadas em indicadores físicos,
Comparações entre reconstituições paleoclimáticas e
mais espessos estariam associados à atividade solar mais
los, costumam apresentar alta resolução temporal e apre-
biológicos e geoquímicos, é importante para demonstrar
saídas de modelos numéricos em certos casos podem ser
intensa), Hale (para o período de 22 anos) e Gleissberg
sentam grande potencial de desenvolvimento no Brasil.
a capacidade de representação dos modeos numéricos
problemáticas. Clauzet et al. (2008) demonstraram que a
que são utilizados na elaboração de cenários climáticos
temperatura da superfície do mar (TSM) simulada para o
futuros, por exemplo. A curta duração dos registros dos
UMG, com base no modelo CCSM, não é coerente com os
dados oceanográficos e climáticos instrumentais (aproxi-
dados de reconstitução paleocliática obtidos para as porções
4.8.3 C onsiderações finais
al., 2001), enquanto em 50oS as condições eram mais secas
(Clapperton, 1993; Markgraf, 1993).
As informações paleoclimáticas a respeito do último
anomalias de TSM no Atlântico Norte e com a intensidade
madamente 100 anos para a América do Sul) é insuficiente
leste, equatorial e de altas latitudes do Atlântico Sul. Também
milênio no Brasil são extremamente fragmentadas e espar-
da AMOC foi sugerida.
para observar e estudar variações no sistema climático em
com base em modelos numéricos, Lee et al. (2009) atribui
sas. Apesar disto, pode-se inferir que a PIG foi caracteriza-
Para preencher as lacunas existentes e para melhorar
escalas de tempo maiores do que algumas décadas. A ob-
maiores índices de precipitação no nordeste do Brasil du-
da por uma diminuição na precipitação no extremo norte
nosso entendimento a respeito das variações climáticas
tenção de longas séries temporais através da modelagem
rante o UMG, quando comparado às condições atuais.
da América do Sul e por uma elevação na precipitação
naturais multidecenais e seculares, fazem-se urgentes a
numérica possibilita compreender a variabilidade climática
A influência da TSM tropical durante o Holoceno
no restante das porções tropicais e subtropicais de baixa
busca, coleta, análise e interpretação de novos arquivos pa-
em diversas escalas temporais. A necessidade de longas
Médio (HM) é explorada por Jorgetti et al. (2006), com
altitude do continente, incluindo a vertente Atlântica dos
leoambientais que tenham registrado as condições climáti-
séries temporais é fundamental para compreender e aval-
base no modelo IPSL. Os autores sugerem que o con-
Andes. A associação destas anomalias de precipitação com
cas do último milênio em alta resolução temporal.
iar o comportamento do Sistema Terra diante das mudan-
trole exercido pelo El Niño-Oscilação Sul (ENOS) na pre-
ças naturais e/ou forçadas.
cipitação na América do Sul era menos frequente no HM
4.9
Co m pa r açõe s e n tr e r e co n s t i t u i ç õ e s pa l e o c li má t i c a s e da d o s d e m o d e lo s c l i m á t i co s
4.9.1 I ntrodução
Outra motivação importante para simular condições
em comparação com o clima atual e que a distribuição
climáticas passadas é que estes experimentos oferecem a
espacial da influência do ENOS é consideravelmente
rara oportunidade de estudar a importância das retroalimen-
diferente nos dois períodos. Utilizando o modelo atmos-
tações entre os diversos componentes do sistema climático.
férico global do CPTEC Melo & Marengo (2008), apon-
A quantidade relativamente pequena de registros paleo-
tam para condições mais úmidas na porção nordeste
climáticos da América do Sul dificulta a avaliação precisa de
da América do Sul, enquanto que as porções central e
climas passados (e.g., COHMAP Members, 1988; Kohfeld &
sudeste do continente teriam apresentado condições
Um dos objetivos que motivaram a investigação da paleo-
de frequência é necessária para se antecipar a dinâmica do
Harrison, 2000). Adicionalmente, identificam-se na literatura
mais secas durante o HM, em comparação com o Ho-
climatologia foi a necessidade de determinar a variação
sistema climático no futuro. O objetivo principal em se mod-
interpretações climáticas relativamente distintas para um
loceno Tardio. Dias et al. (2009) apresentam uma situa-
do sistema climático através de uma longa escala contínua
elar o paleoclima é o de se investigar os padrões, processos
mesmo período e região. O Último Máximo Glacial (UMG) é
ção similar para o HM, em comparação com o Holoceno
de tempo. O clima varia em virtualmente todas as escalas
e causas das mudanças climáticas e ambientais no passado.
um bom exemplo. Registros lacustres entre o equador e 25oS
Tardio, e demonstram que a migração na posição média
temporais, desde as mais curtas (e.g., poucos dias) até as
A validação de modelos climáticos com base na sua capacid-
mostram uma lacuna na sedimentação (incluindo ausência
de feições como a Zona de Convergência Intertropical
mais longas (e.g., centenas de milhões de anos). Uma com-
ade de reproduzir coerentemente situações paleoclimáticas
de deposição de matéria orgânica), sugerindo condições
(ZCIT) e a Zona de Convergência do Atlântico Sul é influ-
preensão da variabilidade através de diversas destas bandas
é uma atividade fundamental para demonstrar a capacidade
secas durante o UMG (Ledru et al., 1998; Mourguiart &
enciada pelo tipo feedback da vegetação.
4 . 9 . 2 M etodologia
F i g . 4 . 9 .1
1)
3
2
1
0
-1
-2
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2)
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J A S O N
5)
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8)
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-2
-3
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D J F M A M J
J A S O N
20ºN
16
plexas e distintas hierarquias tenham sido utilizados para
400 ppbv para CH4 e 275 ppbv de N2O.
simular/entender o clima do UMG e do HM, nossas com-
A simulação do HM é configurada de acordo com
parações no presente trabalho tiveram como base resulta-
os requisitos do Paleoclimate Modelling Intercompari-
dos propostos pelo modelo NCAR-CCSM. Na simulação
son Project 2 (PMIP2). A maior diferença entre o HM e
UMG, definimos as quatro principais condições de con-
simulações para o período atual decorrem da configu-
torno da seguinte forma: (i) os parâmetros orbitais foram
ração orbital. O ajuste nos parâmetros orbitais leva a
fixados para os correspondentes vigentes em 21 cal ka AP;
uma intensificação do ciclo sazonal de radiação solar na
(ii) o albedo e topografia terrestres foram fixados de acor-
parte superior da atmosfera no hemisfério norte, e a
do com o modelo ICE-4G (Peltier, 1994); (iii) o nível do
uma diminuição do mesmo no hemisfério sul (Bracon-
mar foi corrigido de acordo com o modelo ICE-4G (Peltier,
not et al., 2007). Isto pode indicar que o clima durante
1994); e (iv) as concentrações dos gases de efeito estufa
o HM no hemisfério norte pode ter sido ligeiramente
foram ajustadas com base em estimativas do testemunho
mais quente que hoje no verão e mais frio no inverno
de gelo de Vostok (e.g., Petit et al., 1999). Especificamente,
(Otto-Bliesner et al., 2006).
F i g. 4 . 9 . 2 a
14
12
11
7
estas concentrações foram levadas para 200 ppmv de CO2,
0ºN
15
13
10
Embora modelos numéricos climáticos com as mais com-
9
5
6
Umidade-anomalia-igm-CTR_djf
8
20ºS
10N
4
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EQ
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-3
35S
-7
-11
40S
D J F M A M J
J A S O N
Fig. 4.9.1 - Distribuição de reconstituições paleoclimáticas (círculo laranja: seco; círculo azul: úmido) e histogramas simulados de precipitação normalizados
pelo desvio-padrão, mostrando as anomalias entre o Último Máximo Glacial e o período atual. As barras em azul e em laranja dos histogramas denotam o
verão e o inverno austral, respectivamente. Modificado de Wainer et al (2005).
6
20S
16)
J A S O N
7.5
10S
12)
J A S O N
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45S
50S
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80W75W 70W65W60W55W50W45W40W35W
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Umidade-anomalia-igm-CTR_jja
10N
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6.5
15S
6
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20S
1
15S
-1
A Fig. 4.9.2 apresenta o campo das anomalias de umi-
se comparada com a intensidade do presente (i.e., pré-in-
dade relativa entre o UMG e o período atual a partir das
dustrial). Deve-se notar que, embora os resultados do mod-
simulação avaliadas por Justino et al. (2010). Com base
elo mostrem que durante o inverno do hemisfério sul ex-
neste estdo, torna-se claro que existem substanciais varia-
istiram anomalias positivas de umidade relativa (Fig. 4.9.2),
ções que são sazonalmente dependentes. Por exemplo, du-
estes valores de um modo geral são extremamente baixos,
rante o verão do hemisfério sul o continente sul-americano
já que este é o período de estiagem para a maior parte da
apresenta condições mais secas, com exceção do sul da
América do Sul. No que concerne ao ciclo hidrológico, isto
Argentina e Chile. Isto está de acordo com o proposto em
pode indicar que as variações nas reconstituições são forte-
algumas reconstituições paleoclimáticas (Fig. 4.9.1). Estas
mente relacionadas às mudanças ocorridas no verão austral.
anomalias de umidade relativa estão também de acordo
A Fig. 4.9.3 mostra as anomalias entre as simulações
com a intensidade de paleoincêndios detectados a partir de
para o UMG e o período atual para a temperatura média an-
estudos paleoantracológicos (e.g., Power et al., 2008). Para
ual e para a temperatura do mês mais frio (MTCO). Pode-se
a porção sul da América do Sul, algumas reconstituições in-
observar uma razoável concordância entre os dois conjuntos
dicam menor intensidade de paleoincêncios (i.e., clima mais
de dados, principalmente no que concerne à média anual.
úmido) durante o período glacial e a última deglaciação. Em
Os valores na região equatorial mostram anomalias de tem-
30S
-3
35S
-7
contraste, as latitudes tropicais da América do Sul mostram
peratura entre 4 e 6K, e valores mais baixos são encontrados
-11
maior intensidade de paleoincêncios (i.e., clima mais seco),
na região entre 10 e 25oS.
40S
-13
F i g. 4 . 9 . 3 a
45S
50S
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10N
80W75W 70W65W60W55W50W45W40W35W
5N
Fig. 4.9.2 - Anomalia do campo de umidade relativa entre o Último Máximo
Glacial e o período atual para o trimestre dezembro-janeiro-fevereiro (direita) e
junho-julho-agosto (esquerda). Modificado de Justino et al. (2010).
EQ
-1
-2
10S
4.9.3 R E S U LTA D O S
-3
15S
No que segue, são apresentados comparações entre os
(círculos laranja) no período (Fig. 4.9.1). Algumas regiões,
resultados propostos por Wainer et al. (2005) e Justino et
todavia, apresentam condições mais úmidas (círculos azuis).
al. (2008) para o clima do UMG e HM para a América do
Os círculos com ambas as cores indicam diferenças nas in-
15S
Sul, além de brevemente confrontados com reconstitu-
terpretações dos dados de reconstituições paleoclimáticas.
30S
ições climáticas baseadas em indicadores físicos, biológi-
Para cada registro também é mostrado um histograma, o
cos e geoquímicos.
ciclo sazonal da precipitação simulada. Os valores foram
-4
-5
20S
-6
-7
-8
-9
35S
-10
40S
A Fig. 4.9.1 mostra uma seleção de reconstituições de
normalizados por seu desvio-padrão. As melhores corre-
precipitação para o UMG e diferenças de precipitação entre
spondências entre os dois conjuntos de dados é notado nos
45S
as simulações correspondentes ao UMG e aos dias atuais
pontos 11, 13, 14 e 15, indicando condições mais secas para
50S
(Wainer et al., 2005). A maior parte dos registros paleo-
o UMG em relação ao presente, e nos sítios 3, 4, 7 e 12,
climáticos selecionados mostram condições mais áridas
mostrando condições mais úmidas durante o UMG.
0
5S
-11
-2 to -4k
-4 to -6k
-6 to -8k
-8 to -10k
55S
80W75W 70W65W60W55W50W45W40W35W
X < -10K
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-10
40S
-11
45S
-2 to -4k
50S
-6 to -8k
-4 to -6k
-8 to -10k
55S
80W 75W 70W 65W 60W 55W 50W 45W 40W 35W
X < -10K
Fig. 4.9.3 - Anomalia de temperatura média anual entre as simulações do Último Máximo Glacial e atual (b) e
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4.9.4 C O N S I D E R AÇÕE S F I N A I S
Registros paleoclimáticos fornecem diretrizes que
cas mais frias e secas durante o UMG, embora substan-
servem para avaliar modelos numéricos do sistema
ciais variações tenham sido notadas regionalmente e
climático, assim como são ferramentas úteis que podem
como efeito da sazonalidade. Neste cenário, as mudan-
sugerir novos modelos conceituais para explicar varia-
ças mais intensas ocorreram durante o verão austral.
ções do clima. Estudos baseados em modelos numéri-
Estudos estão em curso para caracterizar em detalhes a
cos do sistema climático mostraram que a América do
evolução climática da região da Mata Atlântica durante o
Sul foi genericamente dominada por condições climáti-
Holoceno, com o auxílio de modelos numéricos.
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