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DRAFT I
para elaboração do Capítulo 8 no Primeiro Relatório de Avaliação Nacional do Painel
Brasileiro de Mudanças Climáticas, no âmbito do Grupo de Trabalho 1 – Base
Científica das Mudanças Climáticas
Forçantes radiativas naturais e
antropogênicas
Coordenadores do GT1: Tércio Ambrizzi
Moacyr Araujo
Autores Principais:
Alexandre L. Correia
Marcia A. Yamasoe
Autores Colaboradores: Henrique M. J. Barbosa
Simone S. Costa
Luiz Augusto T. Machado
Aline S. Procópio
Rita Y. Ynoue
Autores Revisores:
Juan C. Ceballos
Marcelo P. Corrêa
Maria Assunção F. Silva Dias
Fernando Martins
Março/2011
Descrição do capítulo
Este capítulo combina estudos dos efeitos radiativos das
alterações na composição da atmosfera, no albedo da superfície, na
frequência de ocorrência e cobertura de nuvens e outros efeitos na forçante
radiativa regional sobre o Brasil. Forçantes naturais e antropogênicas serão
estudadas em paralelo. Resultados de medidas in situ, avaliações baseadas
em sensoriamento remoto, e exercícios de modelamento são considerados
neste capítulo.
Draft I – Primeiro Relatório de Avaliação Nacional – Capítulo 8
Capítulo 8: Forçante radiativa natural e antropogênica
Conteúdo: Capítulo 8. Forçante radiativa natural e antropogênica
Sumário Executivo...............................................................................................................................2
8.1 Introdução.......................................................................................................................................2
8.1.1 Objetivos e estrutura do capítulo.................................................................................................2
8.1.2 O conceito de forçante radiativa..................................................................................................4
8.2 Forçante radiativa natural...............................................................................................................5
8.2.1 Efeitos climáticos orbitais...........................................................................................................6
8.2.2 Efeitos climáticos de variações da atividade solar......................................................................7
8.2.3 Evidências do aporte de aerossol mineral da África para o Brasil..............................................8
8.2.4 O efeito radiativo de nuvens........................................................................................................9
8.3 Forçante radiativa antropogênica..................................................................................................11
8.3.1 Forçante radiativa direta do aerossol antropogênico.................................................................13
8.3.2 Forçante radiativa indireta do aerossol antropogênico..............................................................14
8.4 Efeitos da química atmosférica na composição e distribuição de gases de efeito estufa e
aerossóis.............................................................................................................................................30
8.5 Expressões espaciais e temporais da forçante radiativa...............................................................32
8.6 Métricas e medidas do efeito de gases de efeito estufa................................................................32
8.7 Observações finais e recomendações...........................................................................................41
Referências.........................................................................................................................................42
Sumário Executivo
O conceito de forçante radiativa permite a comparação da intensidade relativa entre diversos
agentes climáticos naturais e antrópicos. [Esta seção deve ser escrita após as demais]
8.1 Introdução
8.1.1 Objetivos e estrutura do capítulo
Este capítulo discute estimativas dos efeitos de forçante radiativa sobre a atmosfera e a superfície
causados por agentes naturais e antrópicos sobre o Brasil. Resultados de medições in situ,
inferências obtidas com sensoriamento remoto, e esforços de modelagem são considerados. As
discussões deste capítulo abarcam estimativas de forçante radiativa e de efeitos radiativos para
condições presentes. Observações climáticas sobre o passado são discutidas no capítulo 5 e cenários
futuros de impacto climático são abordadas no capítulo 9.
O capítulo inicia com a definição do conceito de forçante radiativa, explicando as sutilezas
envolvendo essa definição e o tipo de qualificação que necessita ser considerada quando se
comparam diferentes estimativas da forçante radiativa para um agente climático. O capítulo então
aborda a importância da forçante radiativa devido a variações climáticas naturais, tais como a
intensidade da atividade solar e o impacto de erupções vulcânicas, assim como a forçante de gases e
aerossóis emitidos naturalmente por florestas, oceanos e a superfície terrestre. Outros efeitos
radiativos tais como aqueles devido a variações orbitais e o efeito radiativo de nuvens também são
discutidos.
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A forçante radiativa antropogênica de agentes climáticos recebe ênfase destacada, uma vez que
muito da literatura disponível cobre esse tópico. Mudanças no uso da terra são o principal
responsável pela emissão antropogênica de CO2 no Brasil, fazendo com que o país seja atualmente
o quarto maior emissor mundial desse gás (Cerri et al., 2009). Represas e barragens construídas
para a geração de energia hidroelétrica contribuem com a emissão de CH 4 devido à decomposição
de matéria orgânica em vastas áreas alagadas. A quantificação e o monitoramento da forçante
antrópica positiva (i.e. aquela que favorece um aumento das temperaturas na superfície do planeta)
originada da emissão de gases de efeito estufa (GEE) é portanto relevante para o país mas também
devido ao potencial impacto de grande escala dessas emissões. Mudanças do uso do solo na Bacia
Amazônica também causam uma forçante radiativa devido à mudança do albedo de superfície, em
geral partindo-se de uma condição de floresta representada por baixo albedo, que é transformada em
uma pastagem ou plantação com albedo mais elevado que o original. Mudanças de temperatura,
umidade, e fluxos de calor latente e sensível são também consequências de atividades de mudança
do uso do solo, mas não podem ser definidos como agentes de forçante radiativa uma vez que essas
modificações são consideradas parte da resposta climática (cf. definição de forçante radiativa na
seção 8.1.2 ).
Aerossóis emitidos em atividades de queima de biomassa na Amazônia são transportados até
grandes distâncias das localidades originárias dos focos de incêndio. A fumaça cobre milhões de
km2 todos os anos, por cerca de 3-4 meses durante a estação seca (Agosto a Novembro). Aerossóis
de queimadas interagem diretamente com a radiação solar por absorverem e espalharem luz do sol
(efeitos radiativos diretos de aerossóis). Dependendo de características físicas e químicas das
partículas de aerossóis e das propriedades de refletância da superfície o efeito direto dos aerossóis
pode exercer uma forçante radiativa significativa no topo da atmosfera, em geral representando um
efeito líquido de resfriamento sobre o Brasil que se opõe parcialmente ao aquecimento induzido por
emissões de GEE, embora as escalas temporais e espaciais de vida média de aerossóis e gases sejam
muito diferentes. Aerossóis também interagem indiretamente com a radiação solar, causando a
modificação de propriedades de nuvens que, por sua vez, exercem efeitos radiativos sobre o clima
(efeitos radiativos indiretos de aerossóis). O efeito de albedo de nuvens, também conhecido como
efeito Twomey ou primeiro efeito indireto de aerossóis, refere-se à influência exercida por uma
população aumentada de partículas de aerossóis que causa a redução do raio efetivo de gotas de
nuvens, sob a condição de manter-se fixo o conteúdo de água líquida em uma nuvem. Gotas de
nuvens menores devido a essa poluição resultam em nuvens mais brilhantes quando observadas do
espaço, quando comparadas a nuvens não perturbadas, resultando assim num aumento líquido do
albedo de nuvens que corresponde a uma forçante radiativa negativa ou um efeito de resfriamento
sobre o clima, já que uma maior fração da radiação solar é espalhada de volta ao espaço. O efeito de
aumento do tempo de vida médio de nuvens (efeito Albrecht ou segundo efeito indireto de
aerossóis) postula que nuvens poluídas com gotas menores são menos eficientes na produção de
precipitação, resultando numa extensão do tempo de vida médio de nuvens que contribui com um
efeito de resfriamento sobre o clima uma vez que mais radiação é espalhada de volta ao espaço
devido ao maior período em que a nuvem está presente. O efeito semi-direto de aerossóis indica que
a absorção e o espalhamento de radiação solar por aerossóis pode modificar o perfil de temperatura
atmosférica e de umidade, além de propriedades de superfície como temperatura e fluxos de
umidade, calor sensível e latente. As características alteradas da atmosfera e da superfície
acarretariam então em modificações em escala micro e macrofísica de propriedades de nuvens, que
por sua vez induziriam efeitos climáticos. Ambos o efeito sobre a vida média de nuvens e o efeito
semi-direto não podem ser considerados agentes de forçante radiativa, uma vez que implicam
modificações de características atmosféricas e de superfície que tem impacto sobre o ciclo
hidrológico, levando inevitavelmente a processos de retroalimentação (cf. seção 8.1.2 ). Esses
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efeitos são, no entanto, discutidos neste capítulo uma vez que esforços buscando sua quantificação
são relevantes para estudos climáticos sobre o Brasil.
Este capítulo também discute a quantificação de efeitos da química atmosférica sobre a
concentração e a distribuição espacial de aerossóis e GEE, que constituem os mais relevantes
agentes antrópicos de forçante climática sobre o Brasil. Modelos numéricos regionais como o
CATT-BRAMS (Coupled Aerosol and Tracer Transport model to the Brazilian developments on the
Regional Atmospheric Modeling System) tem sido desenvolvidos particularmente ao longo da
última década para a incorporação de processos físicos e químicos específicos para o país,
procurando reproduzir as complexas trocas de energia, matéria e momento através do sistema
acoplado superfície-atmosfera no Brasil. O modelo trata a advecção, fontes e sumidouros de
aerossóis e GEE, levando em consideração padrões de uso da terra e modelos de emissão devido à
combustão de biomassa, a maior fonte de aerossóis antropogênicos e GEE no país. Esses esforços
tornam possíveis investigações de padrões espaciais e temporais da forçante radiativa devido a essas
duas classes de agentes climáticos, permitindo um melhor conhecimento de seu impacto em escalas
regionais.
O capítulo trata da quantificação de métricas de emissão para GEE no Brasil. Essas métricas
permitem definir um arcabouço numérico comum contra o qual o impacto de diferentes emissões de
GEE podem ser avaliados e apoiar a definição de políticas climáticas por tomadores de decisões. O
potencial de aquecimento global (GWP, da sigla em inglês) é uma métrica de emissão que mede
quanto um dado volume de um GEE contribui fisicamente para o aquecimento global. Essa métrica
é uma medida relativa que compara o potencial de aquecimento de um gás ao devido a um mesmo
volume de um gás de referência, tipicamente o CO2. Um intervalo de tempo (e.g. 100 anos) deve ser
definido quando se calcula o GWP. O potencial de temperatura global (GTP, da sigla em inglês)
indica como a emissão de um dado GEE pode modificar a temperatura da superfície global, também
usando um gás específico para comparação, usualmente tomando o CO 2 como referência (Shine et
al., 2005).
O capítulo conclui com observações finais e considerações, resumindo os principais resultados para
a pesquisa recente sobre a forçante climática natural e antropogênica, e efeitos climáticos sobre o
Brasil. Recomendações de tópicos que necessitam de maior cobertura e considerações para
próximos passos em pesquisas são abordados, procurando reduzir-se as incertezas que são mais
relevantes para estudos climáticos no Brasil.
8.1.2 O conceito de forçante radiativa
O Quarto Relatório de Avaliação do IPCC (IPCC AR4) define o conceito de forçante radiativa (FR)
como a diferença em irradiância líquida na tropopausa em unidades de Wm -2, entre um estado de
referência e um estado perturbado, devido à ação de um agente forçante enquanto a temperatura de
superfície e da troposfera são mantidas fixas, mas permitindo-se que a estratosfera atinja o
equilíbrio radiativo (Forster et al., 2007). O relaxamento da temperatura estratosférica é importante
em processos que modificam o perfil de temperatura nessa região da atmosfera (e.g. FR devido à
redução de ozônio estratosférico) (Haywood and Boucher, 2000). Por exemplo, uma forçante
negativa indica um maior fluxo de energia deixando o Sistema Terrestre na tropopausa para o estado
perturbado devido a um agente climático, comparado ao estado de referência. Com isso tal agente
representaria um efeito líquido de resfriamento sobre o clima, enquanto um agente com FR positiva
indica um efeito de aquecimento climático. A escolha de um estado de referência pode ser subjetiva,
sendo que alguns autores definem a era pré-industrial ou então o ano de 1750 como tal estado (e.g.
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IPCC AR4). Uma caracterização climática da era pré-industrial depende, no entanto, de um
conjunto de hipóteses e considerações para seu modelamento, e assim necessariamente essa escolha
carrega um certo grau de arbitrariedade. Outra opção é considerar a completa ausência do agente
forçante como estado de referência (e.g. atmosfera sem aerossóis quando se avalia a FR de
aerossóis), ou ainda alguma definição de um nível “natural” ou não perturbado para o agente
forçante. Avaliações da FR feitas com definições diferentes sobre o estado de referência resultam
em valores diversos para a mesma forçante, portanto qualquer comparação entre estimativas da FR
deve esclarecer se a mesma referência foi utilizada.
A definição da FR delineada acima proíbe de forma decisiva a inclusão de processos de
retroalimentação em estimativas de forçante, uma vez que esses processos envolvem mudanças (i.e.
respostas do sistema) em propriedades atmosféricas ou de superfície, que levam a modificações no
agente em si. A distinção entre o quê exatamente constitui um agente forçante do clima, e o que são
as respostas climáticas ou processos de retroalimentação pode estar sujeita a debate na comunidade
científica (Forster et al., 2007). Respostas do sistema climático e sua retroalimentação exercem um
papel fundamental e precisam ser levados em consideração quando se pretende avaliar cenários
climáticos completos e seus padrões espaciais e temporais, mas não são considerados agentes de FR
neste capítulo assim como não o são no IPCC AR4. Pode-se discutir o efeito radiativo devido à uma
resposta climática iniciada por um agente climático, mas é importante distinguir esse termo do
conceito de FR (Haywood and Boucher, 2000). Neste capítulo os termos efeito radiativo e forçante
radiativa são empregados rigorosamente seguindo a definição acima, em acordo com o utilizado
pelo IPCC AR4.
A utilidade do conceito de FR vem da ideia de linearidade entre a resposta climática e a forçante.
Neste modelo simplificado uma mudança na temperatura da superfície média global pode ser
calculada pela multiplicação de um coeficiente linear (o parâmetro de sensibilidade climática) pela
FR devido a um dado agente, e assim em princípio a eficácia de diferentes agentes pode ser
comparada. Entretanto, em geral as comparações não são diretas, uma vez que os padrões espaciais
e temporais da FR global podem diferir significativamente entre agentes. O conceito de FR tem a
limitação de não descrever a resposta climática completa devido a um certo agente, mas por outro
lado os modelos climáticos necessários para se avaliar tal resposta climática ainda tem grandes
divergências, então ultimamente o conceito de FR, mais simples que a resposta climática, representa
na verdade uma ferramenta mais confiável para se medir e comparar os efeitos de agentes de FR.
Outras considerações devem ser levadas em conta quando se comparam diferentes avaliações da FR
de um agente climático. Em geral a FR depende do comprimento de onda da radiação, assim uma
distinção sobre o regime radiativo de ondas curtas, ondas longas ou um intervalo específico de
comprimento de onda deve ser discutido. É possível definir ainda a forçante à superfície ou um
perfil atmosférico da forçante para um agente, mas apesar dessas definições serem úteis para a
quantificação de saldos de energia na interface superfície-atmosfera, elas não podem ser
diretamente comparadas aos valores de FR que se referem estritamente à região da tropopausa
(Forster et al., 2007). A FR de um agente pode ainda ser avaliada instantaneamente, ou em médias
temporais diárias, mensais, ou considerando outros intervalos de tempo. A variabilidade espacial da
FR pode ser avaliada para uma região específica, ou uma estimativa global da FR pode ser
estimada. É portanto necessário destacar possíveis divergências na metodologia usada para o
cálculo de médias temporais e espaciais quando se comparam diferentes avaliações da FR.
8.2 Forçante radiativa natural
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O clima do Sistema Terrestre é controlado por diversos agentes e processos naturais envolvendo
relações complexas entre subsistemas e efeitos de retroalimentação. Alguns agentes climáticos
naturais atuam modificando a irradiância líquida na tropopausa, e assim é possível definir para tais
agentes uma FR natural sobre o Sistema Terrestre, para os quais o estado de referência em geral é
considerado como a ausência do agente em questão, ou uma estimativa de sua condição na era préindustrial.
A importância relativa entre as várias FR naturais depende da escala de tempo considerada. Em
escalas de milhões a milhares de anos o principal agente climático natural são as variações orbitais,
que contribuem com uma FR pela modificação da irradiância descendente na tropopausa em razão
de mudanças da geometria orbital. Mudanças internas solares (e.g. ciclo de 11 anos do vento solar)
contribuem também modificando a irradiância descendente na tropopausa e representam assim uma
FR importante em escalas de dezenas a centenas de anos. Na ausência de perturbações antrópicas a
influência de emissões de gases e aerossóis por florestas, solos (aerossóis minerais) e pela superfície
oceânica traduz-se em uma FR natural pela interação desses aerossóis e gases com a radiação solar.
Em regiões da floresta amazônica foram identificadas partículas de aerossol natural provenientes de
áreas desérticas na África (REF), o que pode ter influências na biogeoquímica da região amazônica,
mas também pode apresentar um impacto radiativo importante, apesar de não haverem
quantificações dessa FR. Emissões vulcânicas de gases e aerossóis exercem uma FR natural devido
à absorção e espalhamento de radiação solar, podendo modificar o equilíbrio radiativo da atmosfera
regionalmente e mesmo globalmente após grandes erupções (Khan et al., 2009), com efeitos que
podem durar por meses até anos, no entanto não foram encontrados trabalhos mostrando estimativas
dessa FR natural sobre o Brasil.
Na realidade, os estudos efetuados no Brasil, até a presente data, não buscaram estimar a forçante
radiativa natural, mas inferir sua influência sobre o clima brasileiro. Alguns estudos, por exemplo,
tentaram relacionar variabilidades observadas na quantidade de precipitação (Echer et al., 2008,
Cruz et al., 2009) e na espessura de anéis de crescimento de árvores (Nerdemann et al., 2005,
Rigozo et al., 2007 e Rigozo et al., 2008), considerando distintas escalas temporais, conforme a
amostra analisada. Esses trabalhos avaliaram principalmente a influência de variações na irradiância
solar através da análise de manchas solares sobre as variáveis estudadas. A influência das partículas
de aerossóis sobre o clima acontece tanto do ponto de vista radiativo quanto por afetar o ciclo
biogeoquímico de alguns elementos essenciais ao ecossistema terrestre. Do ponto de vista de ciclos
biogeoquímicos, estudou-se o aporte de minerais a partir do transporte de poeira do deserto do
Saara para a região amazônica (Ansmann et al., 2009, Huang et a., 2010, Ben-Ami, et al., 2010).
Neste sub-tópico, um resumo dos principais resultados obtidos nessas pesquisas é apresentado.
8.2.1 Efeitos climáticos orbitais
O trabalho de Cruz e colaboradores (2009) avaliou espeleotemas (estalagmites) coletados na região
Nordeste do Brasil para reconstruir a precipitação que ocorreu nos últimos 26 mil anos sobre a
região. Para tanto, analisaram registros de isótopos de oxigênio presentes nos espeleotemas
coletados em cavernas, localizadas no estado do Rio Grande do Norte. De acordo com os autores, a
composição isotópica da chuva nos sítios onde foram coletadas as amostras é majoritariamente
influenciada pela quantidade de precipitação. Ocorre um decréscimo de δ18O com o aumento da
quantidade total de precipitação, em escalas interanuais e sazonais. A idade cronológica das
estalagmites se baseou em 48 subamostras submetidas à espectroscopia de massa por plasma
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induzido acoplado (ICP-MS, da sigla em inglês). A variabilidade de δ18O no tempo observada nos
espeleotemas analisados e os resultados de um modelo computacional de circulação geral, que
inclui um módulo de análise isotópica, mostraram que as variações da precipitação na região
tropical da América do Sul apresentam defasagem entre escalas de tempo hemisféricas e orbitais. A
defasagem é decorrente da intensidade alternada de radiação solar incidente sobre os dois
hemisférios que afeta a intensidade do regime de monções e a posição da circulação meridional
atmosférica das células de Hadley. Durante o Holoceno, foi identificada uma defasagem de
precipitação similar, porém orientada zonalmente no mesmo hemisfério, na qual a região Nordeste
do Brasil apresentou condições úmidas durante períodos de baixa insolação no verão e condições
secas quando a quantidade de radiação solar era alta, ao passo que as demais regiões tropicais mais
ao sul da América do Sul apresentaram características opostas. Além disso, o aquecimento radiativo
sobre a América do Sul tropical e os ajustes associados à subsidência de larga escala sobre o
Nordeste do Brasil provocaram uma forçante remota sobre as monções da América do Sul, que
determinaram grande parte da variabilidade da precipitação sobre a região em escalas temporais
orbitais.
8.2.2 Efeitos climáticos de variações da atividade solar
Echer et al. (2008) analisaram totais anuais de precipitação em uma escala temporal menor, de cem
anos, a partir de medidas realizadas na região de Pelotas, Rio Grande do Sul, e utilizaram as
técnicas espectral clássica, de ondeletas e de potência cruzada de ondeletas. A potência cruzada
indica a escala de alta covariância entre duas séries temporais. A série temporal de precipitação
cobriu os anos de 1895 a 1994 e as forçantes naturais analisadas foram o El Niño, a partir do índice
de oscilação sul, oscilação quasi-bienal e atividade solar, esta, a partir da série temporal de manchas
solares (Rz, com ciclo característico de aproximadamente 11 anos e Rz22, ciclo de
aproximadamente 22 anos, também denominado ciclo duplo de manchas solares). A análise
clássica mostrou que a precipitação, durante o período coberto pela análise, apresentou vários ciclos
de períodos curtos, entre 2,2 e 5,6 anos e períodos de 8,9 a 11,7 anos. A análise de ondeletas
identificou um ciclo intermitente com período de aproximadamente 2 a 8 anos. A análise de
potência cruzada mostrou que a precipitação e a oscilação quasi-bienal apresentaram correlação em
períodos de 2 a 3 anos de forma contínua ao longo do intervalo temporal analisado. A precipitação e
o índice de oscilação sul apresentou potências cruzadas maiores a redor de 4 a 8 anos, de forma
esporádica. O número de manchas solares (Rz) e a precipitação apresentaram alta potência cruzada
ao redor do período de 11 anos do ciclo solar, embora de forma esporádica, isto é, a potência
cruzada apresentou-se alta e baixa. Finalmente, com Rz22 (ciclo duplo de manchas solares), a
potência cruzada com a precipitação observada mostrou-se alta ao redor de 20 a 22 anos, com
duração mais persistente quando comparada ao ciclo de 11 anos. Os autores concluíram que a
principal forçante natural a influenciar a variabilidade da precipitação observada em Pelotas é o El
Niño, com aumento da quantidade de precipitação na região durante eventos de El Niño. A
dependência multi-linear simples entre a atividade solar, El Niño e oscilação quasi- bienal
explicaram apenas 30% da variabilidade observada. Os 70% restantes podem estar associados a
acoplamentos não lineares entre a atividade solar, El Niño, oscilação quasi-bienal, e outros fatores
ainda passíveis de investigação.
A influência de forçantes naturais sobre a espessura de anéis de crescimento de árvores também se
baseou em análise espectral e de ondeletas. As amostras analisadas foram coletadas no Brasil e no
Chile (Nordemann et al., 2005 e Rigozo et al., 2007) e apenas no Brasil (Rigozo et al., 2008). No
estudo de Nordemann e colaboradores, as árvores analisadas tinham 200 anos (brasileira) e 2500
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anos (chilena). No trabalho de Rigozo et al. (2007) as árvores analisadas tanto brasileiras quanto
chilenas correspondiam ao período entre 1837 e 1994. Finalmente, as árvores analisadas no trabalho
de Rigozo et al. (2008) representaram o período entre 1741 e 2004). As árvores brasileiras foram
coletadas em localidades do sul do país, mais especificamente dos estados de Santa Catarina e Rio
Grande do Sul. As forçantes naturais avaliadas foram a atividade solar, através do número de
manchas solares e o El Niño, a partir do índice de oscilação sul. Os resultados mostraram que as
árvores sofreram influência tanto da atividade solar quanto de efeitos mais locais, como o El Niño,
sendo que as árvores brasileiras são mais sensíveis à variação na atividade solar, ao passo que as
espécies chilenas apresentaram maior variabilidade associada aos períodos característicos do El
Niño. Vale ressaltar que a influência do número de manchas solares sobre o crescimento das árvores
ainda não é bem compreendida. A variabilidade na irradiância solar total em princípio é desprezível
no que diz respeito à atividade fotossintética e, por esse motivo, alguns autores discutem a
possibilidade de que variações na atividade solar causem alterações no padrão de precipitação ou do
perfil vertical de temperatura, afetando indiretamente o crescimento das árvores.
8.2.3 Evidências do aporte de aerossol mineral da África para o Brasil
Desde a década de 1980, vários autores discutiram o transporte de poeira do deserto do Saara para a
região amazônica (Prospero et al., 1981, Artaxo et al., 1990, Swap et al., 1992, entre outros), a partir
de medidas in situ ou a bordo de aeronaves. Neste capítulo, serão discutidos os principais resultados
de dois trabalhos que analisaram imagens de satélites para estudar esse transporte. O artigo de
Huang e colaboradores (2010) analisaram imagens de profundidade óptica do aerossol a partir de
medições realizadas pelo sensor MODIS (Moderate Resolution Imaging Spectroradiometer) a bordo
do satélite Aqua e de perfis verticais de poeira obtidos com o CALIPSO (Cloud-Aerosol Lidar and
Infrared Pathfinder Satellite Observation). As imagens analisadas foram obtidas durante os anos de
2003 a 2007. Os autores observaram que a pluma de poeira viaja a uma velocidade média de 1000
km por dia e atinge a América do Sul em média uma semana após sua emissão. Os eventos que
atingem a América do Sul são mais frequentes nos períodos de inverno e primavera do Hemisfério
Norte (entre dezembro e fevereiro e entre março a maio, respectivamente), e estão relacionados ao
movimento sazonal da ZCIT (Zona de Convergência Intertropical). Ben-Ami e colaboradores
(2010) analisaram um evento de transporte de poeira para a Amazônia, entre os dias 11 e 27 de
fevereiro de 2008. Nesse estudo, analisaram imagens dos satélites Terra, Aqua e CALIPSO e
concentração elementar a partir de amostras coletadas em filtros durante o experimento AMAZE-08
(Amazonian Aerosol Characterization Experiment), realizado entre 7 de fevereiro e 14 de março de
2008, em um sítio experimental localizado a 60 km a NNO de Manaus, em floresta tropical
primária. A partir da emissão, detectada a partir de imagens de satélite, acompanharam a pluma
durante o deslocamento sobre o oceano Atlântico, incluindo informações sobre a profundidade
óptica do aerossol obtida, ainda sobre o continente africano, em Ilorin, Nigéria, a partir de um
fotômetro da rede AERONET (Aerosol Robotic Network). Após a chegada da pluma sobre a
Amazônia, a análise elementar dos filtros permitiu a observação do aumento das concentrações de
metais traçadores de poeira, como Al, Si, Ti, Fe e Mn, em aproximadamente uma ordem de
magnitude. Finalmente análise de trajetórias obtidas com o modelo HYSPLIT (HYbrid SingleParticle Lagrangian Integrated Trajectory) confirmaram o trabalho de Koren et al. (2006) que
indicaram a origem das massas de ar sobre a depressão de Bodélé, uma das mais ativas fontes de
poeira, cuja emissão é máxima durante os meses de inverno do Hemisfério Norte. Cabe ressaltar
que, durante os meses de inverno do Hemisfério Norte, a região do Sahel produz grandes
quantidades de aerossol devido à queima de biomassa e, portanto, grande parte do transporte de
poeira chega à América do Sul misturada com a fumaça das queimadas. Em alguns casos, a
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contribuição de partículas oriundas das queimadas pode ser maior que a de poeira, conforme
Ansmann et al., (2009). Esses autores estudaram o transporte de partículas de aerossol de poeira e
de queimadas utilizando dois instrumentos Raman Lidar, um instalado em Praia, Cabo Verde, e o
segundo em Manaus, Brasil, também durante o mês de fevereiro de 2008. Na região de Cabo Verde,
a pluma de aerossóis consiste de várias camadas, atingindo altitudes de até 5,5 km. Com a chegada
de tais plumas, a profundidade óptica do aerossol, na região Amazônica, pode chegar a 0,3, no canal
de 550 nm, de forma mais uniforme e com altura máxima de 3,5 km.
Novamente, conforme mencionado no início desta discussão, não há trabalhos que efetivamente
estimaram a forçante radiativa natural sobre o Brasil. É evidente a dificuldade em atribuir a
variabilidade observada sobre a precipitação com forçantes naturais, em escalas de tempo que
caracterizam o clima de uma determinada região. Como discutido pelos autores (Echer et al., 2008),
particularmente para a região de Pelotas, isso pode ser devido a dependências não lineares entre as
forçantes naturais avaliadas (atividade solar, El Niño e oscilação quasi-bienal). Entretanto, a
influência de forçantes antrópicas não foi investigada. O mesmo se pode dizer com relação à análise
do crescimento de anéis de árvores e particularmente do transporte de poeira do deserto do Saara.
Como visto, o aporte de poeira pode conter contaminação importante de fumaça devido à ação
humana com a queima de biomassa na África. Essa mistura mostra que, mesmo neste caso, a
obtenção de uma estimativa da forçante radiativa direta sobre a região amazônica, devido ao
transporte de poeira, é dificultada pela presença da fumaça de queimadas.
8.2.4 O efeito radiativo de nuvens
Formalmente os efeitos radiativos de nuvens não se encaixarem na definição de FR segundo a
definição apresentada na seção 8.1.2 devido à incidência de processos de retroalimentação
climática. No entanto, esses efeitos radiativos naturais são fundamentais para o clima em escalas de
tempo de décadas a séculos, sendo um dos tópicos que mais necessitam de estudos e avanços
conceituais em modelos climáticos.
As nuvens constituem um dos principais componentes do sistema climático para a determinação da
quantidade de energia solar absorvida pela superfície terrestre, a radiação telúrica perdida para o
espaço e os processos de retroalimentação do sistema climático. Enquanto as nuvens controlam a
energia do sistema climático, elas são extremamente dependentes da superfície e das condições
atmosféricas que originam diferentes tipos de nuvens, com diferentes propriedades radiativas. A
convecção na região tropical é o principal mecanismo para exportar o excesso de energia para as
regiões com déficit de energia. Neelin e Held (1987) argumentam que a divergência do fluxo de
energia no topo da atmosfera é positiva se os fluxos na superfície (latente e sensível) são maiores
que o resfriamento radiativo da troposfera. Os fluxos na superfície são as principais fontes de
energia estática úmida na camada abaixo da nuvem para gerar movimentos ascendentes e formar
nuvens, e assim mudar os processos de resfriamento e aquecimento radiativo da atmosfera. Esse
complexo sistema radiativo é acoplado ao sistema dinâmico e termodinâmico que determinam a
dinâmica das nuvens. O conhecimento dos processos de interação das nuvens com a radiação e
vice-versa é fundamental para simular com precisão os diferentes cenários de mudanças climáticas.
Os processos de retroalimentação das nuvens e radiação dependem do conhecimento das nuvens, da
interação com os aerossóis naturais e antropogênicos (cf. seção 8.3.2 ) e os processos de formação
dos diferentes hidrometeoros.
O aquecimento global pode gerar uma mudança no comportamento e na distribuição das nuvens e
de suas propriedades, mudanças essas que podem ser significativas através de uma retroalimentação
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positiva ou negativa, favorecendo ainda mais o aquecimento, ou agindo como um termostato,
resfriando a temperatura do planeta compensando parcialmente o aumento devido os gases do
efeito estufa. Para a análise específica do efeito de retroalimentação das nuvens foram concebidos
vários sensores orbitais, como o ERBE (Earth Radiation Budget Experiment, cf. Barkstrom (1984)
para uma descrição detalhada). Os radiômetros desenvolvidos para esse fim medem basicamente a
radiação emergente no topo da atmosfera na banda das ondas curtas (a radiação solar refletida pelo
sistema terrestre) e no infravermelho (a radiação emitida pelo sistema terrestre). Atualmente o
radiômetro orbital que é a referência para esse tipo de estudo é o CERES (Clouds and the Earth's
Radiant Energy System) (Smith et al., 1994). Esse sensor está instalado nos satélites polares Terra,
Aqua e no satélite equatorial TRMM atualmente em órbita, e está previsto também para a próxima
geração de satélites NPP (National Polar-orbiting Operational Environmental Satellite System
(NPOESS) Preparatory Project). O GERG (Geostationary Earth Radiation Budget), (Harries et al.,
2005) é outro sensor do mesmo tipo, a bordo do satélite MSG (Meteosat Second Generation), sendo
o primeiro radiômetro para avaliação do balanço de radiação em um satélite geoestacionário,
portanto com medidas de uma grande resolução temporal comparadas a medidas efetuadas em
satélites polares. Além da questão da resolução temporal, que é muito importante no estudo do
balanço radiativo do planeta dado que o tempo de vida médio de nuvens varia entre minutos e
horas. Com base nas medidas disponíveis diversos grupos se esforçaram para compilar resultados
globais buscando avaliar o balanço de radiação do planeta e compreender os possíveis efeitos de
retroalimentação das nuvens. Dois conjuntos de dados podem ser considerados como os mais
importantes à disposição, o ISCCP (International Satellite Cloud Climatology Project) (Rossow e
Schiffer, 1983) e o ERBE (Wilicki e Green, 1989).
O efeito radiativo das nuvens pode ser analisado através da observação por satélites ou através da
combinação de propriedades médias das nuvens e da atmosfera e o uso de modelos radiativos. Esses
modelos permitem simular o balanço de radiação e estudar em detalhes o efeito de cada tipo de
nuvem e seus mecanismos de retroalimentação. Modelos de circulação geral da atmosfera (CGA)
descrevem as propriedades físicas da atmosfera e modelos radiativos acoplados aos modelos CGAs
permitem avaliar o efeito no clima devido mudanças antropogênicas ou naturais. Embora tenha
havido um significativo aumento no conhecimento que permita desenvolver tais modelos, ainda
existem muitas incógnitas para descrever com precisão os processos que controlam a interação da
radiação solar e telúrica com a superfície da terra, atmosfera e nuvens. Existem incoerências entre
observações e as simulações utilizando esses modelos radiativos. As nuvens são as principais fontes
de incertezas desses modelos principalmente na quantificação dos processos de gelo (cristais de
gelo com diferentes formatos e diferentes densidades) e na camada mista água-gelo, i.e. ainda há
divergências significativas na determinação e na parametrização dessa camada no interior de
nuvens. Além disso, os efeitos tridimensionais dos processos de espalhamento radiativo das nuvens
e sua interação com os outros campos de nuvens precisa ser ainda muito aprimorado (Cahalan et al.,
2005). Em menor efeito, mas também importante no balanço radiativo, mesmo a radiação de céu
claro no infravermelho, que apresenta significativo avanço em modelos radiativos (Turner et al.
2004), ainda apresenta discrepâncias devido ao complexo espectro de absorção do vapor d’água
(Patashnik et al. , 2004).
Para a região tropical Machado e Rossow (1993) apresentaram um estudo discutindo o efeito dos
sistemas convectivos nos mecanismos de retroalimentação das nuvens, levando em conta não
somente o efeito no topo da atmosfera como é comumente analisado, mas os efeitos do aquecimento
na coluna atmosférica que pode estabilizar ou instabilizar a coluna inibindo ou auxiliando o
desenvolvimento da convecção. Esses estudos concluem que o efeito radiativo médio diário das
nuvens no topo da atmosfera devido os sistemas convectivos são relativamente pequenos: a parcela
composta por nuvens cirrus contribui com um efeito radiativo positivo, mas nuvens convectivas e
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estratiformes apresentam efeitos negativos, resfriando o sistema terrestre. Essa ação média quase
nula é resultado de um ajuste de efeitos que aquecem e resfriam em diferentes níveis da atmosfera.
O efeito médio geral das nuvens de resfriarem a superfície e aquecerem a atmosfera contribui para a
estabilização da atmosfera e pode favorecer o decréscimo da incidência de nuvens rasas e assim
gerar um importante efeito de retroalimentação com o resfriamento do planeta.
Os perfis verticais de aquecimento e resfriamento radiativo podem ser importantes para sistemas
convectivos de longa duração. Por exemplo, o ciclo diurno da convecção nos oceanos, com máximo
no período da noite, pode ser explicado pelo efeito de aquecimento da coluna atmosfera e
resfriamento do topo da atmosfera gerando uma circulação direta (Gray e Jacobson, 1977). Chen e
Cotton (1982) mostraram que o efeito radiativo das nuvens pode ser importante para dinâmica dos
sistemas de mesoescala e consequentemente para a circulação geral do planeta. O efeito radiativo
do anvil (que corresponde à maior área do sistema convectivo) age para instabilizar as camadas
médias da atmosfera que reforça a circulação em mesoescala, que por sua vez sustenta uma maior
intensidade de convecção. Embora mencionado que o efeito radiativo líquido do sistema convectivo
no topo da atmosfera é praticamente nulo (um pequeno resfriamento), esses resultados foram
obtidos considerando as propriedades médias de nuvens e as mantendo durante todo o dia. Contudo,
esse efeito deve ser considerado regionalmente e em função do ciclo de vida do sistema convectivo
e do ciclo diurno. Sistemas noturnos tendem a ter um efeito radiativo líquido positivo, enquanto
nuvens diurnas tendem a apresentar efeitos radiativos negativos. Miller et al. (2011) estimaram o
efeito radiativo de diferentes tipos nuvens em diferentes regiões. Na região amazônica os cálculos
mostram que as nuvens contribuem com -76 Wm -2 para o balanço radiativo à superfície, +26 Wm -2
nas camadas atmosféricas médias e com +78 Wm-2 no topo da atmosfera.
8.3 Forçante radiativa antropogênica
Definições de forçantes radiativas antropogênicas.
Forçantes devido a:
gases de efeito estufa: CO2, CH4, N2O, Halocarbonos, CFCs
ozônio troposférico e estratosférico
mudança de uso da terra (albedo) – queimadas de florestas e cana de açúcar
aerossóis de black carbon sobre os Andes [impacto de albedo, relevante devido a
hidrologia ?]
efeitos diretos de aerossóis (absorção/espalhamento)
efeito direto de aerossóis (produção de radiação difusa: fotossíntese)
efeito de aerossóis sobre o albedo de nuvens [Twomey ou primeiro efeito indireto]
aviação [trilhas de condensação persistentes (albedo); injeção de vapor na estratosfera]
[O 4o. Relatório do IPCC não trata de forçantes devido a outros efeitos de aerossóis em
nuvens, como por exemplo a extensão do tempo de vida médio de nuvens (efeito Albrecht) ou o
efeito semi-direto, no qual o aquecimento de parcelas de ar devido a absorção de radiação por
aerossóis causa um efeito estabilizador que impede a formação de nuvens. A justificativa do 4o.
Relatório é que há muitas incertezas associadas a esses processos, então não seria possível
quantificar objetivamente essas forçantes. No entanto, esses efeitos são discutidos no relatório,
numa seção que discute interações ou acoplamentos. No 1o. RAN não haverá uma seção sobre
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interações.]
Introdução FORCANTE AEROSSOIS
A emissão de partículas de aerossóis de origem antropogênica, principalmente sulfatados e
“carbonaceous”, aumentou significativamente os níveis de concentração dos aerossóis na atmosfera
desde os níveis pré-industriais até hoje. Aerossóis podem afetar o sistema climático de três
diferentes maneiras. Primeiro, eles espalham e podem absorver radiação solar. Segundo, eles podem
espalhar, absorver e emitir radiação infravermelha. Estes dois mecanismos são conhecidos como
efeitos diretos.
Aerossóis também funcionam como núcleos de condensação de nuvens (CCN 1) e de gelo (IN2) e
podem alterar as propriedades microfísicas das nuvens e assim a interação destas com o campo de
radiação. Este terceiro mecanismo é chamado de efeito indireto, e é geralmente divididos em duas
componentes. No chamado primeiro efeito indireto, um aumento na concentração de aerossóis leva
a um aumento na concentração e redução do tamanho das gotas de nuvens (Twomey, 1974). Este é
também chamado de efeito sobre o albedo das nuvens ou efeito Twomey. No segundo efeito
indireto, a redução no tamanho das gotas afeta a eficiência de precipitação, aumentando o conteúdo
de água líquida e o tempo de vida (Albrecht, 1989), e aumentando também a espessura óptica da
nuvem (Pincus e Barker, 1994). Este é também chamado de efeito sobre o tempo de vida das
nuvens. Existe ainda o efeito semi-direto, quando o aerossol intersticial, tipicamente “black
carbon”, absorve radiação, esquentando a nuvem e provocando a evaporação das gotículas e
redução do tempo de vida ou até mesmo inibição de formação da nuvem.
Como pode-se notar, vários dos efeitos dos aerossóis no clima estão ligados a sua interação com as
nuvens. As nuvens são um dos mais importantes componentes do balanço de radiação do sistema
terrestre. Elas cobrem em torno de 60% da superfície e refletem 48Wm-2 de radiação solar de volta
para o espaço. Esta perda de energia é compensada parcialmente pelo aprisionamento de 30Wm-2
de radiação infravermelha que escaparia do sistema climático se não fosse interceptado pela
cobertura de nuvens. Ainda assim, o efeito resultante é de esfriamento, a partir do topo, o sistema
climático terrestre.
Desta forma, entender a interação aerossóis-nuvens-clima é fundamental. De fato, Collins et al.
(1994) mostraram, com dados do “Earth Radiation Budget Experiment” (ERBE), que pequenas
mudanças nas propriedades macroscópicas (cobertura e distribuição espacial) e/ou microscópicas
(distribuição de tamanho e fase termodinâmica) têm efeitos importantes no clima. Por exemplo,
Ramaswamy et al. (2001) estimaram que o resfriamento devido a um aumento de 5% na forçante de
onda curta das nuvens seria o suficiente para compensar o aumento de temperatura devido ao
aumento de gases de efeito estufa.
Apesar do interesse crescente na última década no clima e nas mudanças climáticas, o entendimento
1 Do inglês Cloud Condensation Nuclei
2 Do inglês Ice Nuclei
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dos possíveis impactos das forçantes climáticas nas nuvens, principalmente no que diz respeito aos
mecanismos de retroalimentação ligados aos aerossóis, permanecem como as maiores incertezas
nos modelos climáticos (Cess et al., 1990; Houghton et al., 1996). A maioria dos modelos
climáticos, usados para prever o clima futuro, incluem o esfriamento radiativo devido ao efeito
direto dos aerossóis, mas muitos ainda ignoram totalmente os efeitos indiretos ou consideram
apenas o efeito Twomey (Roeckner et al, 1999; Boer et al., 2000).
8.3.1 Forçante radiativa direta do aerossol antropogênico
Os efeitos climáticos diretos dos aerossóis são os mecanismos que afetam diretamente a radiação
solar através do espalhamento e da absorção desta, podendo levar tanto ao aquecimento quanto ao
resfriamento da superfície terrestre e da atmosfera, dependendo das propriedades ópticas destes
aerossóis. A forçante negativa dos aerossóis indica um aumento na saída de irradiância solar da
atmosfera terrestre quando comparado a um estado de referência, enquanto a forçante positiva
indica uma diminuição desta saída de irradiação. O estado de referência é um valor que pode variar
entre trabalhos distintos, dificultando a comparação entre eles. Os autores adotam diferentes
cenários, que variam desde uma comparação com uma atmosfera sem a presença de aerossóis a uma
atmosfera com concentração de fundo de aerossóis. Esta concentração de fundo é subjetiva, pois
pode ser a concentração da era pré-industrial (referência assumida no IPCC), que por sua vez
depende de várias considerações assumidas em modelos, ou pode ser a concentração natural dos
aerossóis na atmosfera, antes da perturbação imposta pela atividade antrópica em questão.
Observações por satélite com o uso de múltiplos sensores (MODIS, MISR e CERES, a bordo da
plataforma Terra) sobre a Região Amazônica foram utilizadas para a estimativa das médias diurnas
das forçantes radiativas diretas dos aerossóis no topo da atmosfera para dias sem nuvens (Patadia et
al., 2008). As forçantes foram encontradas pela diferença entre as irradiâncias obtidas pelo CERES
na ausência e na presença de aerossóis. Estes valores não podem ser obtidos simultaneamente para
um mesmo pixel, portanto foi utilizada uma aproximação para a irradiância quando a espessura
óptica dos aerossóis fosse zero, através da intercepção da linha de regressão entre as espessuras
ópticas e a irradiância solar na presença de aerossóis, obtidas, respectivamente, pelo MIRS e pelo
CERES. Foram analisadas observações de cinco anos entre 2000 a 2005 (com exceção de 2004) e
as forçantes radiativa dos aerossóis encontradas variaram entre -5,2 Wm-2 a - 9,4 Wm-2, com média
no período de -7,6 Wm-2. As espessuras ópticas dos aerossóis (560 nm) correspondentes variaram de
0,15 a 0,36, sendo a média dos cinco anos para os meses de agosto e setembro igual a 0,24.
Simulações com o modelo climático regional RegCM3 estimaram a distribuição espacial da
forçante radiativa direta dos aerossóis na Região Amazônica (Zhang et al., 2008). O sensor MODIS
e o modelo GOCART forneceram dados de entrada da distribuição espacial da espessura óptica dos
aerossóis (550 nm), do fator de assimetria e do albedo simples de espalhamento na Região
Amazônica para o período estudado, em setembro de 2002. As forçantes foram calculadas
assumindo-se a pluma de fumaça distribuída homogeneamente em uma camada de 3 km de altitude,
assumindo-se como estado de referência a ausência de aerossóis atmosféricos. Os resultados
apontam valores da forçante radiativa direta dos aerossóis sem a presença de nuvens variando entre
-4 a -8 Wm-2, no topo da atmosfera, e entre -15 a -35 Wm -2 na superfície. As eficiências dessas
forçantes radiativas diretas sem nuvens, definidas como as forçantes normalizadas pela espessura
óptica dos aerossóis (τ), foram de aproximadamente -10 a -15 Wm-2 τ-1 no topo da atmosfera, e de
-70 a -80 Wm-2 τ-1 na superfície.
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Cálculos realizados através do modelo climático regional acoplado ao modelo de transferência
radiativa na coluna atmosférica (ambos do NCAR), considerando como estado de referência a
espessura óptica dos aerossóis igual a zero, permitiram estimativas das forçantes radiativas dos
aerossóis sem a presença de nuvens e com a presença de nuvens para os meses de agosto e setembro
de 1995 na Região Amazônica (Liu, 2005). A forçante radiativa regional média no topo da
atmosfera para o caso sem a presença de nuvens foi de -16,5Wm -2, enquanto com a presença de
nuvens e considerando o feedback atmosférico foi de -9,8Wm-2. Nas simulações a pluma de fumaça
foi distribuída homogeneamente em uma camada de 2,5 km de altitude e a espessura óptica dos
aerossóis foi considerada constante e igual a 0,75 (no visível médio). Um albedo simples de
espalhamento de 0,88 (550 nm) foi assumido e a dependência espectral das propriedades ópticas
dos aerossóis foi determinada com base em polinômios de quarta ordem.
Medidas de sensoriamento remoto obtidas através da AERONET e do sensor MODIS (plataforma
Terra) possibilitaram análises temporais e espaciais das forçantes radiativas dos aerossóis na Região
Amazônica (Procopio et al., 2004). Foi apresentada uma análise de sete anos (de 1993 a 1995 e de
1999 a 2002) das médias diárias das forçantes radiativas dos aerossóis sem a presença de nuvens
para dois locais impactados pelas partículas de queimadas. As forçantes diárias foram calculadas
com o modelo de transferência radiativa (SBDART), assumindo-se a condição de referência de
espessura óptica de 0,11 (500 nm), valor médio dos períodos de estação úmida obtido através da
AERONET, e com a pluma de fumaça distribuída homogeneamente em uma camada de 1,6 km de
altitude. As forçantes foram parametrizadas em função da espessura óptica dos aerossóis,
assumindo-se nos cálculos a dinâmica espectral das propriedades ópticas dos aerossóis. As médias
calculadas das forçantes dos aerossóis durante as estações seca (de agosto a outubro) variaram entre
-5,3 e -12,0 Wm-2, no topo da atmosfera, e entre -21,5 e -73,6 Wm -2, na superfície, para espessuras
ópticas médias observadas pela AERONET entre 0,52 e 1,83 (500 nm). A distribuição espacial das
forçantes derivadas das espessuras ópticas obtidas pelo MODIS sobre a Amazônia mostrou que a
área afetada é de 1,2 a 2,6 milhões de quilômetros quadrados.
Há poucos trabalhos que avaliam as forçantes radiativas diretas dos aerossóis sobre o Brasil. Ainda
assim, as discrepâncias observadas entre os valores estimados, que ocorrem principalmente em
função das diferentes metodologias assumidas nos estudos, ilustra a complexidade da determinação
deste impacto. Contudo, torna-se claro que na Região Amazônica a queima da biomassa afeta
significativamente o balanço regional de radiação solar, sendo importante que se dê continuidade às
pesquisas para possibilitar um melhor entendimento do funcionamento do ecossistema sob as
influências antropogênicas.
8.3.2 Forçante radiativa indireta do aerossol antropogênico
As incertezas na forçante radiativa pelos aerossóis e nuvens, devido aos efeitos indiretos estimados
por modelos climáticos é tão grande que os níveis de confiança dessas estimativas foram notadas
por serem extremamente baixas (IPCC, 1996; Hansen et al., 2000).
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Aerossóis funcionam como núcleos de condensação de nuvens (CCN3) e de gelo (IN4) e assim um
aumento na concentração ou propriedades dos aerossóis pode modificar as propriedades
microfísicas e radiativas das nuvens, bem como a eficiência de precipitação e portanto o tempo de
vida da nuvem.
Estes mecanismos são chamados coletivamente de efeito indireto, que é geralmente divididos em
duas componentes. No chamado primeiro efeito indireto, um aumento na concentração de aerossóis
leva a um aumento na concentração e redução do tamanho das gotas de nuvens (Twomey, 1974).
Este é também chamado de efeito sobre o albedo das nuvens ou efeito Twomey. No segundo efeito
indireto, a redução no tamanho das gotas afeta a eficiência de precipitação, aumentando o conteúdo
de água líquida e o tempo de vida (Albrecht, 1989), e aumentando também a espessura óptica da
nuvem (Pincus e Barker, 1994). Este é também chamado de efeito sobre o tempo de vida das
nuvens.
Existe ainda um terceiro efeito, onde a absorção de radiação pelos aerossóis leva a um aumento da
temperatura que pode levar a evaporação das gotas. Este efeito é conhecido como efeito semi-direto
(Garβl, 1979; Hansen et al., 1997). Tanto o segundo efeito indireto quando o semi-direto envolvem
mecanismos de retroalimentação com o ciclo hidrológico, pois afetam o tempo de vida, o conteúdo
de água líquida e a eficiência de precipitação. Portanto, não falamos de forçante radiativa para estes
efeitos, mas de uma perturbação no campo de radiação ou um efeito radiativo para estas forçantes.
Nesta seção tratamos apenas da forçante radiativa dos efeitos indiretos dos aerossóis no clima,
tendo por base quatro trabalhos de revisão que cobrem a literatura científica pertinente dos últimos
20 anos: Schwarttz e Slingo (1995), Haywood e Boucher (2000), Lohmann e Feichter (2005) e
(XXX Precisamos de um review de 2010!). Efeitos sobre o balanço de energia na superfície, sobre a
estabilidade da atmosfera e sobre a precipitação são tratados no capítulo XXX sobre os efeitos dos
aerossóis na microfísica das nuvens. Na seção k mostramos as evidências observacionais dos efeitos
indiretos dos aerossóis no clima. A seção k+1 discute a metodologia usada para estimar, a partir de
simulações com modelos climáticos, qual a perturbação no campo de radiação devido aos efeitos
indiretos. As seções k+2, k+3 e k+4 tratam respectivamente do primeiro e segundo efeito indireto e
do efeito semi-direto para nuvens quentes. Os efeitos dos aerossóis nas nuvens mistas e de gelo são
tratados nas seções k+5 e k+6, respectivamente. Estimativas do efeito indireto por sensoriamento
remoto e os efeitos dos aerossóis no ciclo hidrológico são discutidos nas seções k+7e k+8. A seção
k+9 faz uma revisão do estado da arte dos modelos climáticos no que diz respeito a modelagem dos
aerossóis e as estimativas do efeito indireto. As conclusões são apresentadas na última seção.
2.3.1 – EVIDÊNCIAS OBSERVACIONAIS
O efeito indireto dos aerossóis antropogênicos no albedo e tempo de vida das nuvens quentes foi
estimado a partir diferentes fontes de dados experimentais. Por exemplo, Schwarttz e Slingo (1995)
discutem diversas evidência experimentais e teóricas dos efeitos indiretos do aerossóis. Estas
evidência incluem, por exemplo, medidas da influência antrópica na concentração de CCN (Hegg et
al., 1993), correlações entre medidas simultâneas das concentrações de aerossóis e gotículas de
3 Do inglês Cloud Condensation Nuclei
4 Do inglês Ice Nuclei
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nuvens (Leaitch et al., 1992; Martin et al., 1994; Novakov et al., 1994) e estudos que mostraram que
as emissões de navios perturbam o campo de nuvens stratus (Coakley et al., 1987; Radke et al.,
1989), inclusive na costa da Califórnia (e.g. Ferek et al., 1998).
Brenguier et al (ACE2, 2000) e Schwartz et al. (2002) compararam nuvens formadas sobre massas
de ar de origem continental (poluído) e marítima (limpo) e encontraram uma concentração de
gotículas significativamente maior com tamanhos significativamente menores no caso poluído.
Entretanto, ambos os trabalhos também mostraram que as nuvens poluídas eram mais finas, o que
reduz o albedo e compensaria parcialmente o efeito da redução de tamanho. Posteriormente, o
mesmo também foi observado sobre regiões continentais (Feingold et al, 2003; Penner et al., 2004).
Esta compensação torna mais difícil detectar os efeitos indiretos dos aerossóis. De fato, estas
diferenças sistemáticas nas propriedades macroscópicas das nuvens poluídas e limpas afeta também
a correlação entre profundidade óptica e raio efetivo (Brenguier et al, 2003). Como sugerido por
Twomey (1977) está relação é negativa apenas se o conteúdo de água líquida em função da altura
permanece inalterado. Na atmosfera, entretanto, estes efeitos não acontecem isoladamente e
resultados de Brenguier et al. (2003) e Peng et al. (2002) mostram uma correlação positiva para
nuvens poluídas.
Feingold et al. (2003) estudaram o efeito indireto com sensoriamento remoto no sítio do
Atmospheric Radiation Measurement (ARM) em Oklahoma. Eles definiram a métrica para avaliar o
efeito indireto dos aerossóis como derivada parcial do logaritmo do raio efetivo pelo logaritmo do
coeficiente de extinção (medido com um Raman lidar em 355nm):
IE = -frac{\partial ln r_e}{\partial ln \alpha}
Os valores experimentais ficaram entre 0.07 e 0.11 para nuvens com LWP entre 100 e 130g m-2
sobre o sítio de Oklahoma. No caso de nuvens homogêneas e supondo constante o conteúdo de água
líquida, a profundidade óptica da nuvem depende apenas de Nd^1/3 e isto limita os valores de IE ao
intervalo 0 a 0.33 (Feingold et al., 2003). Esta derivação pode ser usada para validar os modelos,
como feito por Lohmann e Lesins (2003), que encontraram valores maiores para a inclinação que a
esperada, sugerindo um superestimativa do efeito indireto. Penner et al (2004) também usaram
dados do ARM mas compararam Oklahoma com o Alaska, concluíndo que há um efeito radiativo
devido ao efeito indireto dos aerossóis antropogênicos.
Outros trabalhos usaram dados de satélite sobre a Europa e a China e encontraram evidências para o
efeito semi-direto, i.e., redução do albedo devido a absorção de radiação pelos aerossóis e
consequente evaporação das gotas e redução da cobertura de nuvens. Kruger e Graβl (2002; 2004) e
Kuger et al. (2004) alegam que a maior quantidade de “soot” durante o inverno provoca uma
redução do albedo, enquanto a maior emissão de aerossóis sulfatados durante o verão provoca um
aumento (i.e. Efeito Twomey é mais importante).
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Entretanto, até o ano 2000 não haviam observações convincentes de que um aumento na
concentração de aerossóis aumente o albedo das nuvens em uma escala que pudesse alterar o
balanço de radiação (Haywood e Boucher, 2000). Apesar de um maior interesse científico no tema,
em 2005 a situação ainda não havia mudado. Lohmann e Feichter (2005) avaliaram que ainda
nenhuma das técnicas observacionais utilizadas até então permitiam estimar uma média global para
o efeito indireto dos aerossóis antropogênicos, sendo todas as estimativas globais dependentes das
simulações com modelos climáticos.
2.3.1.1 - LIMIARES
Alguns trabalhos estimaram os limites esperados para a forçante indireta dos aerossóis. Crutzen e
Ramanathan (2003) mostraram, assumindo que a variabilidade natural durante o antropoceno se
cancela, que o efeito total dos aerossóis pode ser deduzido do conhecimento da forçante dos gases
de efeito estufa e do aumento observado da temperatura e do calor armazenado pelo oceano. Eles
estimaram um efeito de esfriamento entre -0.7 e -1.7Wm-2. Sekiguchi et al. (2002) usaram
correlações entre o campo de aerossóis e parâmetros das nuvens derivados de observações por
satélite para estimar a amplitude do efeito indireto. Eles assumiram que a concentração observada
hoje seria 30% maior que as concentrações pré-industriais e assim estimaram um efeito indireto
sobre as nuvens quentes de -0.6 a -1.2Wm-2.
2.3.2 – OS MODELOS CLIMÁTICOS
Dos dois efeitos indiretos, apenas o efeito sobre o albedo das nuvens pode ser calculado de maneira
diagnóstica pelos modelos e, por tanto, ser comparada estritamente às estimativas de forçantes de
outros agentes (e.g. gases de efeito estufa). O segundo efeito indireto, por sua vez, requer que duas
simulações independentes sejam feitas: uma com a carga de aerossóis pré-industriais, i.e., onde se
assume nula a componente antropogênica, e outra com a carga atual de aerossóis. Alguns autores
então usam a diferença na forçante radiativa das nuvens entre as duas simulações como um
indicativo da forçante do segundo efeito indireto. Obviamente que as simulações devem ser longas
o suficiente (pelo menos 5 anos) para que se possa assumir que a variabilidade natural está sendo
cancelada. Isso não evita, entretanto, que todas estas estimativas incluam em alguma medida efeitos
de retroalimentação, por exemplo, com mudanças no campo de nuvens devido a alterações nos
perfis de temperatura e umidade. Não existe até hoje um estudo que mostre de maneira inequívoca
os efeitos radiativos do segundo efeito indireto, calculados de uma maneira em que possam ser
interpretados a luz da definição da forçante radiativa feita pelo IPCC.
Nas estimativas dos dois efeitos, a concentração em massa ou número dos aerossóis é relacionada a
concentração de gotas de nuvem de maneira empírica (Boucher e Lohmann, 1995; Menon et al.,
2002a) ou obtida usando uma parametrização física (Abdul-Razzak e Ghan, 2002; Nenes e Seinfeld,
2003). Nuvens quentes formam as gotas de chuva pelo processo de colisão e coalescência e nos
GCMs, que possuem uma microfísica simplificada, estes processos são divididos em coleção e
autoconversão, que é representada como uma função apenas do conteúdo de água líquida
(Sundqvist, 1978 CITAR ESQUEMA DO GLOBAL) ou também do tamanho e concentração da
gotículas (Khairoutdinov e Kogan, 2000; Liu et al., 2004). Neste segundo caso, apesar da
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parametrização ser mais robusta, o vínculo entre a taxa de autoconversão e o tamanho ou número de
gotículas significa que o primeiro e segundo efeitos indiretos não podem ser calculados de maneira
independente. Para estimar o efeito indireto, estes trabalhos têm então que usar de um artifício.
Alguns fixam a concentração de gotas (Lohmann et al., 2000), enquanto outros calculam a
concentração três vezes: uma para o efeito combinado, que é usada para a evolução temporal do
modelo, e as outras duas com as eficiências de precipitação atual e pré-industrial.
2.3.3 – PRIMEIRO EFEITO INDIRETO
Desde o IPCC (1996) a forçante radiativa devido ao efeito indireto dos aerossóis sulfatados recebeu
bastante atenção. O efeito Twomey, o primeiro a ser estudado, se refere ao aumento da reflexão da
radiação solar devido ao aumento do número e redução de tamanho das gotas em uma nuvem que
mantem constante o conteúdo de água líquida (Twomey, 1959). Enquanto o IPCC de 2001 estimou
uma forçante radiativa de 0 a -2Wm-2, compatível o valor de -0.3 a -1.8Wm-2 levantado na revisão
de Haywood e Boucher (2000), trabalhos posteriores a 2001 indicam valores mais restritos, entre
-0.5 e -1.9Wm-2 (Lohmann e Feichter, 2005). Já no IPCC 2007 ….
Haywood e Boucher (2000) revisaram os estudos realizados entre 1994 e 2000, todos baseados em
modelos gerais de circulação da atmosfera (GCM5), e encontraram estimativas da forçante radiativa
para o primeiro efeito indireto que variavam de -0.3 a -1.8 Wm-2. Não foi observada nenhuma
relação entre a complexidade dos modelos e a magnitude da forçante. Lohmann e Feichter (2005)
analisaram os trabalhos com estimativas das forçantes indiretas publicados após o IPCC 2001,
encontrando uma forçante radiativa média de -1.2+-0.3Wm-2. Em ambos os casos, i.e., em mais de
15 anos de estudos científicos, encontra-se a mesma situação: o intervalo de variação encontrado
para as forçantes é praticamente o mesmo independente do método utilizado.
Aparte dos diferentes GCMs utilizados, os diversos estudos discutidos por Haywood e Boucher
(2000) também usam diferentes métodos para calcular a concentração de gotículas a partir da
concentração dos aerossóis sulfatados. Alguns autores usaram relações empíricas entre a massa de
sulfato e a concentração numérica de gotículas (Boucher e Lohmann, 1995), enquanto outros,
relações empíricas entre a concentração numérica de partículas e gotículas (Jones et al., 1994).
Neste caso, é preciso assumir uma distribuição de tamanhos e calcular a concentração em número a
partir do prognóstico de massa feito pelo modelo atmosférico ou químico, o que possivelmente leva
a uma maior incerteza. A partir do começo da década foram desenvolvidas parametrizações do
processo de nucleação, chamadas de mecanicistas, que ao considerar a variação do fluxo de massa
vertical, evitam usar uma relação única entre a massa de aerossóis e o número de gotas (Lohmann et
al, 2000; Ghan et al., 2001). Haywood e Boucher (2000) entretanto, ressaltam que apesar de mais
realista, esta abordagem mecanicista de um processo pouco conhecido introduz uma grau de
complexidade a mais nos modelos numéricos.
Os resultados dos diversos modelos analisados por Haywood e Boucher (2000) discordam não
apenas na intensidade da média global da forçante como também na distribuição espacial. Uma
medida disto é a razão entre as forçantes médias para o hemisfério norte e sul (NH:SH) cujas
5 Do inglês General Circulation Model
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estimativas variam entre 1.4 a 4. Esta razão é maior do que 1 devido a maior concentração das
fontes de material particulado e de áreas continentais no hemisfério norte. Já a razão entre a
forçante sobre o oceano e sobre o continente é em geral menor do que um (e.g. Boucher e
Lohmann, 1995; Jones e Slingo, 1997; Kiehl et al, 2000), mas alguns trabalhos encontraram valores
muito maiores, como 1.6 (Chuang et al, 1997) e 5.0 (Jones e Slingo, 1997). A partir da virada do
século houve uma tendência de se usar métodos interativos nestes experimentos de modelagem, i.e.,
acoplando o calculo da forçante diretamente ao modelo químico e usando concentrações
prognósticas ao invés de prescritas. Estudos feitos por Feichter et al. (1997) e Jones et al. (1999)
indicam que as primeiras estimativas do efeito indireto estavam superestimadas em 20 a 60% por
usarem médias mensais ou sazonais para as concentrações de aerossóis sulfatados.
Estimativas do efeito twomey em escala global feitas a partir de 2001 indicam uma forçante
radiativa de -0.5+-0.7Wm-2 no hemisfério sul e -1.7+-0.2Wm-2 no hemisfério norte, o que significa
uma razão SH:NH de 0.35+-0.20. A interpretação e comparação destes resultados deve ser feita
criteriosamente. Por exemplo, a razão NH:SH é maior nos trabalhos que consideram apenas o
aerosol sulfatado (e.g. Quaas et al., 2004) porque as emissões de queimada, predominantes no
hemisfério sul, são pobres em sulfato e ricas em carbono (Lohmann e Feichter, 2005). Além disso,
alguns trabalhos definem o efeito Twomey como a mudança no balanço de onda curta no topo da
atmosfera (Chuang et al., 2002; Rotstayn and Liu, 2003; Quaas et al., 2004), enquanto outros usam
a forçante radiativa das nuvens (Menon et al., 2002a). Os autores alegam que estas abordagens dão
resultados parecidos por dois motivos: primeiro, apenas uma fração muito pequena do efeito
Twomey se deve a radiação de onda longa; e segundo, se não há mudanças na temperatura e no
albedo da superfície, a fluxo de radiação de céu claro será constante. Entretanto, como ressaltado
por Lohmann e Feichter (2005), o segundo argumento não é válido quando processos de
retroalimentação são incluídos.
Lohmann e Feichter (2005) também indicam um efeito indireto dos aerossóis ligeiramente maior
sobre as regiões continentais, -1.8+-1.2Wm-2, do que sobre as regiões oceânicas, -1.4+-0.7Wm-2.
Apenas Rotstayn e Penner (2001) encontraram valores menores, que é explicado pela
parametrização utilizada para a concentração de gotículas em função da massa de sulfatos.
Entretanto, este comportamento médio dos modelos é oposto a idéia geral de que as nuvens
continentais são menos suscetíveis a um aumento de CCN antropogênico porque há mais CCNs
naturais.
A maioria das estimativas globais da forçante dos aerossóis discutidas até aqui são baseadas em
modelagem (Lohmann e Feichter, 2005; Haywood e Boucher, 2000). Mesmo as estimativas globais
da forçante direta envolvem um certo grau de hipóteses baseadas em modelos (Bellouin et al.,
2005; Kaufman et al., 2005a) ou estimam a forçante total, i.e. natural mais antropogênica
(Christopher and Zhang, 2004; Loeb and Manalo-Smith, 2005; Yu et al., 2006). Alguns estudos
estimaram a forçante indireta a partir de propriedades microfísicas derivadas de medidas com
satélites, mas incluem códigos de transferência radiativa (e.g., Kaufman and Fraser, 1997; Krüger
and Graßl, 2002; Sekiguchi et al., 2003; Matsui and Pielke, 2006).
Quaas et al. (2008) fizeram a primeira estimativa global dos efeitos dos aerossóis com uma
metodologia inteiramente observacional usando 5 anos de dados do CERES e do MODIS em
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resolução de 20 x 20km. Inicialmente foi derivado uma expressão teórica para o albedo planetário
(\alpha) em função da fração de cobertura (f) e albedo das nuvens, profundidade óptica dos
aerossóis (\tau_a), conteúdo de água líquida (L) e concentração de gotículas (N_d). A partir dos
dados de satélite, foram então calculadas as relações \del ln f / \del ln \tau_a, \del ln L / \del ln
\tau_a, \del ln N_d / \del ln \tau_a de maneira estatística, semelhante a trabalhos anteriores (e.g.,
Feingold et al., 2003; Quaas and Boucher, 2005), para 14 diferentes regiões do globo e 4 estações
do ano. O trabalho estimou uma forçante indireta global (60N-60S) de -0.2+-0.1Wm-2 para o efeito
Twomey, mais forte sobre o oceano (-0.2Wm-2) que sobre o continente (-0.1Wm-2), mesmo
estando as fontes de aerossóis antropogênicos localizadas principalmente sobre os continentes. A
forçante indireta também é mais forte sobre o hemisfério Norte (-0.3Wm-2) que sobre o Sul (0.1Wm-2). Estes valores são muito menores que as estimativas baseadas em modelagem, entretanto
são coerentes com os resultados mais recentes de modelagem onde se forçam os modelos com o
registro observado de mudanças climáticas (Anderson et al., 2003a) ou com dados de satélite
(Lohmann e Lesins, 2002; Quaas e Boucher, 2005).
2.3.3.1 – Efeitos regionais: Brasil, América do Sul e Oceanos adjacentes
Em escala regional, os efeitos dos aerossóis podem ser muito maiores. Kaufman et al. (2005)
estudaram os efeitos dos aerossóis nas nuvens rasas sobre o oceano Atlântico usando dados de
cobertura de nuvens e de aerossóis do MODIS entre junho e agosto de 2002. Análises do NCEPNCAR e uma regressão multi-variada foram utilizadas para separar a influência da meteorologia e
isolar o efeito dos aerossóis, e mostraram um aumento da cobertura de nuvens rasas associado ao
aumento de aerossóis. O efeito radiativo no topo da atmosfera devido ao efeito dos aerossóis nas
nuvens rasas e na absorção de radiação foi de -11+-2Wm-2, média sobre o oceano Atlântico durante
os três meses de dados, sendo 2/3 devido ao efeito indireto e 1/3 devido ao efeito direto. Na região
entre o Brasil e a Africa (20S-5N), que sofre grande influência de aerossóis de queimadas, Kaufman
et al. (2005) encontraram um aumento de 0.30+-0.07 na cobertura de nuvens rasas ao comparar os
casos poluídos e não poluídos. A forçante radiativa devido apenas ao primeiro efeito indireto foi
estimada em -1.5Wm-2. Incluindo-se também o aumento do conteúdo de água líquida e a mudança
na cobertura de nuvens rasas, o efeito indireto total chega a -9.5Wm-2 nesta região. Este
esfriamento é apenas parcialmente compensado pela absorção de 2.9Wm-2 devido ao efeito direto.
Um efeito semelhante pode ser esperado para regiões do Pacífico leste e da costa sudeste do Brasil
que sofrem influência das queimadas na Amazônia.
Zhang et al. (2008) estudaram o impacto da queimadas sobre as interações biosfera-atmosfera na
Amazônia. Eles realizaram dois conjuntos de simulações com o RegCM3 (Pal et al., 2007) para o
período da campanha LBA-SMOCC 2002, uma considerando os aerossóis de queimada e outra
excluindo-os. A diferença entre as simulações com e sem aerossóis para o fluxo resultante no topo
da atmosfera varia entre -8 e 0Wm2 correlacionado com distribuição espacial da profundidade
óptica de aerossóis. Os valores negativos indicam um esfriamento pelo efeito direto dos aerossóis.
Já para céu com nuvens, a diferença fica entre +5 a +15Wm-2 na parte sul do arco do
desmatamento, mostrando uma dominância do efeito das nuvens. A diferença entre os dois
resultados, i.e., a diferença na forçante radiativa das nuvens entre simulações com e sem aerossóis,
que os autores interpretam como o efeito indireto dos aerossóis, varia entre 5 a 25Wm-2 na região e
período estudados.
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Hoeve et al. (2010) usaram dados de profundidade óptica de aerossóis (AOD), nuvens, vapor de
água e temperatura do MODIS para examinar o impacto dos aerossóis nas nuvens durante a estação
de queimada na Amazônia (ago-set-out 2004 a 2007). Os resultados foram analisados
separadamente para diferentes conteúdos de água na coluna atmosférica para isolar o efeito dos
aerossóis do efeito meteorológico. Eles encontraram que a profundidade óptica das nuvens aumenta
com o AOD até AOD~0.25, devido ao primeiro efeito indireto. Acima deste limiar, a profundidade
óptica das nuvens diminui, devido a inibição de formação de gotas pelo efeito semi-direto. Os
autores, entretanto, não estimam a forçante radiativa.
No estudo de Quaas et al. (2008), onde foi feita a primeira estimativa global dos efeitos indiretos
dos aerossóis com uma metodologia inteiramente observacional, o globo foi divido em 14 regiões e
4 estações do ano foram analisadas. De particular interesse para o Brasil, foram: Pacífico tropical
(20S-20N), América do Sul, Atlântico tropical (20S-20N). A média anual da forçante direta sobre
estas regiões varia entre -5 a -0.02Wm-2 (Pacífico), -1 a -0.2 Wm-2 (América do Sul) e -5 a
-0.2Wm-2 (Atlântico). Já para o efeito Twomey, os intervalos são -0.5 a -0.01Wm-2 (Pacífico), -0.1
a -0.01 (América do Sul) e -5 a -0.05Wm-2 (Atlântico). O resultado é bastante diferente do obtido
por Zhang et al. (2008). Isso acontece em parte porque a média é anual e sobre toda a América do
sul, e não apenas sobre a estação de queimada da Amazônia; e em parte porque o modelo de Zhang
et al. Apresenta as mesmas limitações de outros modelos discutidos na seção anterior.
2.3.3.2 – EFEITO DE DISPERSÃO
Liu e Daum (2002) estimaram que a magnitude do efeito Twomey pode ser reduzida de 10 a 80%
quando se considera que o aumento do número e redução de tamanho das gotículas afeta a forma da
distribuição de tamanhos (efeito de dispersão), e não apenas o valor médio. Quando se inclui este
efeito nos modelos climáticos, a redução é menor, 15 a 35%, mas ainda considerável (Peng e
Lohmann, 2003; Rotstayn e Liu, 2003). De fator, o efeito de dispersão também deve reduzir o efeito
de aumento do tempo de vida das nuvens, mas ainda não há estimativas
2.3.4 – SEGUNDO EFEITO INDIRETO
A redução no tamanho das gotas provoca uma redução na eficiência de precipitação e, portanto,
aumentam o tempo de vida e a refletividade média (temporal). Este é o segundo efeito indireto ou
efeito sobre o tempo de vida das nuvens (Albrecht, 1989), que tem uma estimativa ainda mais
incerta que a do efeito Twomey.
As primeira estimativas do segundo efeito indireto são de Jones et al. (1999) e Rotstayn (1999), que
encontraram -0.53 a -2.29Wm-2 e -0.4 a -1.0Wm-2 respectivamente. Para a combinação do
primeiro e segundo efeitos, suas melhores estimativas são de -1.18 e -2.1Wm-2 respectivamente,
enquanto Lohmann et al. (2000) e Ghan et al. (2001) encontraram -0.4 e -1.7Wm-2. Estes últimos
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trabalhos usaram parametrizações mecanicistas, sendo a primeira com a distribuição de tamanhos
prescrita, e a segunda, prognóstica. É interessante notar que no trabalho de Rotstayn (1999) a
forçante devida aos dois efeitos considerados em conjunto é maior que a soma das forçantes quando
os efeitos são simulados separadamente. Já em Jones et al. (1999) a forçante combinada (-1.18Wm2) é menor que a soma (-1.57Wm-2). Estes resultados mostram que existem diferentes mecanismos
de retroalimentação entre os dois efeitos indiretos, e que estes mecanismos são diferentes nos
diferentes modelos.
Isto também acontece em trabalhos mais recentes, por exemplo, enquanto Kristjánsson (2002) e
Williams et al. (2001) concluem que o segundo efeito indireto é 4 vezes menor que o efeito
Twomey, Lohmann et al. (2000), Ghan et al. (2001) e Quass et al. (2004) concluem que ele é 10 a
30% maior. Em média, estes trabalhos simularam um efeito radiativo para o segundo efeito indireto
de -0.7+-0.4Wm-2, o que corresponde há apenas (70+-40)% do valor atribuído ao primeiro efeito
indireto. Lohmann e Feichter (2005) mostraram que o efeito indireto combinado simulado por estes
trabalhos é menor em termos absolutos para os trabalhos que incluem uma maior variedade de
aerossóis antropogênicos. Outra diferença entre os trabalhos é o tratamento dos aerossóis de
“background”. Testes de sensibilidade feitos por Lohmann et al. (2000) mostraram que ao reduzir a
concentração de gotículas (i.e. do background de aerossóis) de 40cm-3 para 10cm-3 aumentava a
estimativa do efeito indireto de -1.1Wm-2 para -1.9Wm-2. Uma terceira razão para a discrepância
entre os resultados é a sensibilidade do efeito indireto à parametrização de microfísica, em
particular a taxa de autoconversão (Lohmann and Feichter, 1997; Jones et al., 2001; Menon et al.,
2003). Fica claro que calcular a forçante indireta como a diferença entre simulações independentes
e/ou comparar modelos baseados em diferentes hipóteses resulta em uma representação bastante
imperfeita do segundo efeito indireto.
2.3.5 – EFEITO SEMI-DIRETO
A absorção de radiação pelos aerossóis leva a um aumento da temperatura que pode levar a
evaporação das gotas. Este efeito é conhecido como efeito semi-direto (Garβl, 1979; Hansen et al.,
1997) e tanto pode ser positivo quanto negativo, dependendo da localização do “black carbon” em
relação a nuvem.
O efeito semi-direto é ainda pouco estudado. Lohmann e Feichter (2001), Kristjánsson (2002) e
Penner et al. (2003) concluíram que o efeito tem pouca importância para o balanço de radiação no
topo da atmosfera, enquanto o estudo de Jacobson (2002) mostrou que o efeito do BC é importante
e positivo. Lohmann e Feichter (2005) ressaltam que o efeito do BC é dominado pela absorção da
radiação solar na troposfera, o que leve a uma grande forçante negativa na superfície.
2.3.6 – NUVENS MISTAS
2.3.6.1 – NUVENS DE GRANDE ESCALA
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O congelamento homogêneo de gotículas em nuvens super esfriadas só ocorre abaixo de -35oC.
Acima deste limiar, é preciso a superfície de um aerossol para iniciar a fase de gelo e a precipitação,
ou seja, partículas de aerossóis podem modificar a formação de núcleos de gelo (IN). Este
mecanismo ainda é pouco compreendido devido a grande variedade de modos de nucleação de
cristais de gelo, contudo, sabemos que aerossóis podem servir de IN. Por exemplo, ao entrar em
contato com uma gota super esfriada e provocar o congelamento por contato. Maiores detalhes
sobre os efeitos dos aerossóis na microfísica das nuvens é dado na capítulo XX.
Em uma nuvem super esfriada, se algumas gotículas congelarem haverá um crescimento dos cristais
de gelo e evaporação das gotículas, pois a pressão de saturação é menor sobre o gelo que sobre a
água (efeito Bergeron-Findeisen). Isto levará a uma rápida glaciação da nuvem e, como a
precipitação pela fase gelada é mais eficiente que pela fase líquida, levará a uma redução no tempo
de vida (Rogers e Yau, 1989). Lohmann (2002a) mostrou, ao considerar parte dos “soot” aerossóis
como IN entre 0 e -35oC, que um aumento na concentração de aerossóis antropogênicos implicaria
em um novo efeito indireto, o efeito de glaciação. Com mais IN na atmosfera, a frequência de
glaciação de nuvens super esfriadas será maior e a quantidade de precipitação pela fase de gelo irá
aumentar. Isto reduziria o tempo de vida, a cobertura de nuvens e a profundidade óptica de nuvens
médias em latitudes médias e altas, e aumentaria a absorção de radiação no sistema climático.
Existem evidências de “soot” hidrofóbico agindo como IN em laboratório (Gorbunov et al., 2001) e
em campanhas de campo (DeMott et al., 2003). Também já foi observada a glaciação de nuvens
parcialmente super esfriadas, -5 a -9oC, associadas a intrusão de poeira do Saara.
Entretanto, ainda não há uma quantificação, regional ou global do efeito sobre o balanço de
radiação devido a este novo mecanismo.
2.3.6.2 – NUVENS CONVECTIVAS
Durante o experimento TOGA-COARE, foi observado uma redução de até 2um no raio efetivo e
um aumento de 5 a 20m-3 na concentração de gotículas associado a um aumento na carga de
aerossóis sulfatados (Andronache et al., 1999). A diferença no balanço de radiação de onda curta
logo acima das nuvens foi estimado em -1.5Wm-2 com uma grande variação temporal e espacial. Já
para onda longa, apenas o balanço a baixo das nuvens foi afetado, de -10 a +10Wm-2 para
variações de 10 a 20% no conteúdo de água líquida.
A partir de medidas in-situ e de sensoriamento remoto, Rosenfeld (1999) e Rosenfeld e Woodley
(2000) sugeriram que aerossóis antropogênicos poderiam suprimir a precipitação pela redução no
tamanho das gotículas. Khain et al. (2001) confirmaram esta hipótese através de um estudo de
modelagem. Eles mostraram que só era possível reproduzir a quantidade de água super esfriada
nestas nuvens convectivas profundas se houvesse um grande número de pequenas gotículas, i.e.
assumindo uma nuvem poluída. Nober et al. (2003) incluíram estes efeitos em um modelo de
circulação globa, através de uma microfísica simplificada para a fase quente. Eles encontraram que
uma maior quantidade de aerossóis reduzia a fase quente da precipitação, mas as mudanças no total
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acumulado na superfície dependia de outros mecanismos de retroalimentação e por isso não
estimaram uma forçante indireta para as nuvens convectivas.
Também usando simulações, Khain et al. (2004) mostrou que gotículas menores levam a uma
redução na formação de garoa (drizzle drops). Estas gotas então permanecem na nuvem e atingem o
nível de congelamento, liberando calor latente e tornando a convecção mais vigorosa e aumentando
a precipitação. O efeito oposto acontece em nuvens limpas. Zhang et al. (2005) e Seifert e Beheng
(2005) também encontraram um aumento da precipitação em nuvens convectivas profundas em
diferentes simulações.
Ao mesmo tempo, simulações usando CRMs (cloud resolving models) para representar nuvens
rasas de fase mista mostraram uma redução da eficiência de precipitação com o aumento das
concentrações de CCN devido a predominância de chuva quente neste tipo de nuvem (Phyllips et
al., 2002).
Sherwood (2002) observou que a emissão de aerossóis de queimadas na região tropical leva a uma
redução no tamanho dos cristais de gelo em nuvens convectivas profundas. Estes cristais de gelo
menores e mais abundantes espalham a radiação de maneira mais efetiva, promovendo um efeito
Twomey como para as nuvens quentes. Ele não estimou uma forçante associada a este efeito, mas
usou os resultados para explicar o aumento do vapor de água estratosférico, que provocaria uma
forçante radiativa positiva.
Estes resultados mostram o quão complexo são as interações entre as diversas forçantes que
precisam ser entendidas e quantificadas, e as dificuldades em separã-las dos mecanismos de
retroalimentação.
2.3.7 – NUVENS DE GELO
Trilhas de condensação (contrails) são formadas quando ar quente e úmido sai das turbinas dos
aviões e se mistura a ar ambiente com baixa pressão de saturação e baixa temperatura. Contrails são
como nuvens cirrus, só podendo ser distinguidas enquanto mantem sua forma linear.
O relatório do IPCC sobre aviação (Pener et al., 1999) identificou os efeitos da aviação em nuvens
cirrus como um potencialmente importante forçante climático. Um aspecto desta interação pode ser
considerado como um efeito direto, pela formação de “contrails”, e outro como indireto, com um
aumento no núcleos de gelo em altos níveis devido a emissão de material particulado pelos aviões,
afetando a formação de nuvens cirrus naturais.
“Contrails” são nuvens de gelo parecidas com cirrus que se formam em alguns condições
termodinâmicas quando uma aeronave passa na alta troposfera. O formato linear destas nuvens pode
ser identificado em dados de satélite e alguns estudos (Bakan et al., 1994; Mannstein et al., 1999)
indicam uma cobertura de 0.5 a 2% em algumas regiões da Europa e da costa leste americana.
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Usando estas estimativas e informações do tráfego aéreo, Sausen et al. (1998) estimou uma
cobertura média global de contrails em 0.1%. Segundo Minnis et al. (1999) está cobertura
representa uma forçante radiativa de 0.005 a 0.08Wm-2, devido a grande incerteza nas estimativas
envolvidas.
Outros efeitos antropogênicos relacionados aos contrails são o aumento da ocorrência e cobertura
de nuvens cirrus em regiões de alto tráfego aéreo (Boucher, 1999; Fahey et al., 1999), e o
surgimento de cirrus sub-visíveis remanescentes de contrails, invisíveis mas que absorvem a
radiação de onda longa (Smith et al, 1998). Fahey et al. (1999), analisando 25 anos de tendências na
cobertura de cirrus, estimou entre 0 e 0.04Wm-2 a forçante indireta devido a nuvens cirrus
induzidas pelo tráfego aéreo.
Além disso, o tráfego aéreo também modifica as propriedades microfísicas das nuvens cirrus que
existem naturalmente. Medidas feitas por Strom e Ohlsson (1998) mostraram um número duas
vezes maior de cristais de gelo em regiões afetadas por emissões de aviação. Wyser e Strom (1998)
estimaram esta forçante em 0.3Wm-2 assumindo que o tamanho dos cristais seria reduzido em 20%.
Contudo, ainda não há uma estimativa global desta forçante. Por fim, a emissão antropogênica de
ICN pode alterar a formação da fase de gelo tanto em nuvens convectivas (Carrió et al., 2006)
quanto em nuvens cirrus (Jensen e Toon, 1997; Laaksonen et al, 1997). Não há ainda estimativas do
efeito radiativo destes mecanismos.
2.3.7.1 – CONTRAILS
Minnis et al. (2004) usou 25 anos de dados e confirmou um aumento da cobertura de cirrus sobre os
oceanos do hemisfério norte e sobre os Estados Unidos. Zerefos et al. (2003), usando dados do
Internationa Satellite Cloud Climatology Projetct (ISCCP), encontraram um aumento
estatisticamente significativo de 2% por década na cobertura de cirrus durante o verão sobre o
oceano Atlântico norte e sobre a América do Norte durante o inverno. O mesmo aumento de 2% por
década foi encontrado em um estudo de Sordal et al. (2004) com dados do ISCCP sobre a Europa.
Lohmann e Kärcher (2002) parametrizaram o congelamento homogêneo de aerossóis super
esfriados e sugerem que os efeitos das emissões de aerossóis sulfatados na propriedades dos cirrus é
desprezível. Hendricks et al. (2004) fizeram um estudo semelhante, mas consideraram a emissão de
BC e também encontraram que o impacto é pequeno, em massa, mas considerável, em número,
inclusive para material particulado heterogêneo que pode funcionar como núcleos de gelo.
2.3.7.2 – CIRRUS
Um aumento no número de cristais de gelo em nuvens cirrus deveria exercer o mesmo efeito
Twomey das nuvens quentes. Além disso, uma modificação no conteúdo de água líquida produziria
um efeito radiativo no infravermelho. A magnitude destes efeitos em um escala global ainda não é
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bem conhecida, mas Lohman e Kärcher (2002) concluíram que o efeito deveria ser pequeno nas
latitudes médias e altas. Já nas regiões tropicais, onde o número de cristais de gelo é limitado pelo
número de núcleos de gelo, o efeito poderia ser importante. Este é um argumento fraco, entretanto,
pois há poucas, ou quase nenhuma, medidas da fase de gelo nas regiões tropicais.
2.3.8 – SENSORIAMENTO REMOTO DO EFEITO INDIRETO
Devido a sua cobertura global, observações por satélite podem dar ajudar na identificação e
quantificação dos efeitos indiretos dos aerossóis. Han et al. (1994) usaram as radiâncias do AVHRR
para recuperar o raio da gotas de nuvens baixas. Eles encontraram uma importante diferença entre
os hemisférios norte e sul, tanto sobre regiões continentais quanto oceânicas. Boucher (1995)
mostrou que se esta diferença for totalmente devida aos aerossóis antropogênicos então existe uma
diferença de 1Wm-2 na forçante indireta entre os dois hemisférios. Assumindo ainda uma razão
NH:SH de 2:1, como sugerida pelos estudos de modelagem e pelas medidas das concentrações de
aerossóis, isto se traduziria em uma forçante média de -1.5Wm-2. Outros resultados observacionais
como Bréon e Goloub (1998) e Bréon et al. (1999) também mediram menores tamanhos de gotas no
hemisfério norte em relação ao sul e nas regiões vento abaixo das regiões fonte de aerossóis
antropogênicos. Já Rosenfeld (1999, 2000) usaram uma combinação de AVHRR e TRMM
(“Tropical Rainfall Measuring Mission”) para investigar o efeito dos aerossóis na precipitação. Ele
mostrou evidências da supressão da precipitação em nuvens fortemente afetadas por altos níveis de
poluição, seja ele de queimada ou industrial.
Outros resultados, entretanto, mostram um cenário mais complexo. Um estudo de Han et al. (1998a)
com dados do “International Satellite Cloud Climatology Programme” (ISCCP) mostrou que o
albedo das nuvens aumenta com a redução do tamanho das gotas para as nuvens continentais ou
com grande espessura óptica, mas diminui para nuvens finas sobre o oceano. Kaufman e Nakajima
(1993) já haviam encontrado efeito semelhante em nuvens quentes durante a estação de queimadas
no Brasil. Eles observaram que tanto o tamanho das gotas quanto a refletividade das nuvens
diminuíam com o aumento da profundidade óptica da pluma de queimada, mas atribuíram o efeito a
absorção de radiação pelo “black carbon” intersticial dentro da nuvem. Em contra partida, Kaufman
e Fraser (1997) também usaram dados AVHRR e mostraram que a fumaça proveniente das
queimadas reduz o tamanho das gotas e aumenta o albedo das nuvens se a profundidade óptica da
fumaça é menor que 0.8. Eles estimaram uma média para a forçante radiativa indireta da fumaça de
queimada na região amazônica de -2Wm-2 durante os 3 meses da estação de queimadas. Os poucos
trabalhos na área mostram a dificuldade em se quantificar o efeito dos aerossóis no tempo de vida
das nuvens através de medidas com satélites em uma escala global.
2.3.9 – EFEITOS SOBRE O CICLO HIDROLÓGICO
A emissão antropogênica de aerossóis causa uma redução no fluxo de radiação de onda curta na
superfície (“solar dimming”) estimada em -1.8 a -4Wm-2 (Ramanathan et al., 2001a; Lohmann e
Feichter, 2001; Liepert et al., 2004). Esta redução foi observada em regiões industriais do
hemisfério norte (Gilgen et al., 1998; Stanhill and Cohen, 2001; Wild et al., 2004a) e segundo
Liepert (2002) correspondeu a 1.3% por década entre 1961 e 1990. De acordo com as simulações de
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Liepert et al. (2004) e Feichter et al. (2004) esta redução no fluxo de radiação na superfície devido
aos efeitos diretos e indiretos dos aerossóis antrópicos é mais importante no controle do balanço de
radiação da superfície do que o aumento de temperatura devido ao aumento dos gases de efeito
estufa. Pelo princípio de conservação da energia, os fluxos de calor sensível e latente são
conseqüentemente reduzidos. Em uma escala global, como a evaporação deve igualar a
precipitação, esta redução no fluxo de calor latente leva a uma redução na precipitação. Outro
argumento para a redução da precipitação global é o aumento da absorção da radiação na atmosfera
pelo efeito direto dos aerossóis, que reduz o aquecimento em baixos níveis e aumenta em níveis
médios, levando a uma maior estabilidade da atmosfera (Hu, 1996; Feichter et al., 2004; Barbosa et
al., 2008). Vale ressaltar que após 1990 o controle das emissões nos países desenvolvidos reverteu o
cenário de declínio na radiação solar (Wild et al., 2004b). Assim, o aumento dos gases de efeito
estufa deixou de ser mascarado pelo esfriamento dos aerossóis levando a um aquecimento acelerado
no década de 90 (Lohmann e Feichter, 2005).
Regionalmente, observou-se que queimadas de cana de açúcar e florestas reduzem o tamanho das
gotas de nuvem e tendem a inibir a precipitação (Warner and Twomey, 1967; Warner, 1968; Eagan
et al., 1974). Grandes plumas de queimada sobre a Amazônia também mostraram o mesmo efeito:
aumento da concentração e diminuição do tamanho das gotas de nuvem (Reid et al., 1999; Andreae
et al., 2004). Andreae et al. (2004) sugerem que isso atrasa o início da precipitação de 1.5km acima
da base da nuvens, típica da precipitação quente Amazônica, para 5km em nuvens poluídas e para
mais de 7km em pirocumulus. A liberação de calor latente em níveis mais altos tornaria a convecção
mais vigorosa provocando tempestades de raio e formação de granizo.
Rosenfeld (2000) observou, com dados de satélite, menores tamanhos de gotas e supressão de
precipitação em áreas atingidas por plumas de poluição de áreas urbanas. Entretanto, quando se
observa nuvens sobre o oceano sobre a influência de um nível similar de contaminação, o efeito
sobre a precipitação é muito menor. Feingold et al. (1999) e Rosenfeld et al. (2002) sugerem que
partículas de sal marinho podem funcionar como CCN gigantes, conta balançando o efeito dos
aerossóis.
Koren et al. (2004) usou dados do MODIS e encontrou uma forte correlação negativa entre a
cobertura de nuvens e a profundidade óptica dos aerossóis sobre a Amazônia, sugerindo que os
aerossóis de queimada são responsáveis pela evaporação de gotas e supressão da precipitação.
Os efeitos dos aerossóis na precipitação dependem, de uma maneira não linear (Carrió e Cotton,
2011), da concentração de aerossóis, e também das forçantes macroscópicas como topografia,
presença ou não de brisa, grau de instabilidade. Os autores mostram ainda que uma convecção mais
vigorosa com o aumento de poluição acontece até um certo nível de poluição, em algumas células
individuais, mas que a mudança na média de toda a área é pequena ou desprezível. Acima deste
nível começa a haver uma supressão da precipitação.
2.3.10 – INCERTEZAS NOS MODELOS CLIMÁTICOS
2.3.10.1. REPRESENTAÇÃO DOS AEROSSÓIS
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Os primeiros trabalhos de modelagem da química e dos aerossóis na atmosfera (Langner e Rodhe,
1991) usavam médias climatológicas dos campo meteorológicos e modelos de transporte químico
de baixa resolução. Houve uma grande evolução com o acoplamento dos modelos de emissão,
formação e dinâmica de aerossóis e químico, ao modelo de transporte, i.e. o modelo atmosférico
(Schulz et al., 1998; Adams e Seinfeld, 2002; Longo et al., 2010). Atualmente é possível
prognosticar não apenas a massa, mas também o número de partículas de aerossóis. O tratamento da
dinâmica dos aerossóis pode ser feito com o esquema modal, onde prognostica-se momentos da
distribuição de tamanhos (e.g. Walko et al., 1995), ou com método bin (Tzivion et al., 1987), onde a
distribuição de tamanhos é discretizada e as equações resolvidas em cada intervalo. Estas
abordagens já foram utilizadas para poeira mineral (e.g. Schulz et al., 1998; Tegen e Fung, 1994),
sulfatos (e.g. Wilson et al, 2001; Spracklen et al., 2005), “soot” (e.g. Ghan et al., 2001) e sal
marinho (e.g. Vignati et al., 2004).
Já nos modelos climáticos, a maioria dos estudos iniciais dos efeitos dos aerossóis no clima usaram
aerossóis sulfatados para representar todos os aerossóis antropogênicos (e.g. Jones et al., 1994).
Atualmente, a maioria dos modelos incluem também sal marinho, “soot”, “black carbon” e algum
tipo de aerossol orgânico. Um dos principais problemas, neste caso, é a falta de inventários de
emissão confiáveis (Bond et al., 2004). Recentemente houve uma melhora na representação
(Hoelzmann et al., 2004, 2007) dos inventários de queimada, principalmente sobre a América do
Sul, mas ainda é uma grande fonte de incertezas. Outro problema é a crescente evidência de que
partículas de aerossóis são compostos principalmente de aglomerados de diferentes substâncias
químicas misturadas (Murphy e Thompson, 1997; Kojima et al., 2004). Apesar disso, a maioria dos
modelos ainda considerar a distribuição de aerossóis atmosféricos como uma mistura heterogênea
de aerossóis homogêneos (i.e. aerossóis misturados externamente), ao invés de uma mistura
homogênea de aerossóis heterogêneos (i.e. aerossóis misturados internamente). Este estado de
mistura é crucial na determinação e suas propriedades ópticas (Haywood e Shine, 1995; Lesins et
al., 2002) e na sua habilidade de funcionar como um CCN (Lohmann et al., 2004).
Alguns poucos modelos climáticos e mesmo regionais incluem corretamente o grau de mistura dos
aerossóis (Ghan et al., 2001; Easter et al., 2004; Longo et al., 2010; Freitas et al., 2010), algo que
precisa ser feito por todos os modelos para melhorar a descrição da interação aerossol-radiação e
aerossol-nuvens. Além disso, nos modelos que usam o método dos momentos, é fundamental
prognosticar não apenas a massa, como também o número de partículas de aerossol (Ghan et al,
2001; Stier et al., 2004).
2.3.10.2. FORMAÇÃO DE GOTAS DE NUVEM
Nas estimativas da forçante indireta, o link mais fraco é provavelmente a relação entre a
concentração de aerossóis e o número de gotas de nuvem. Para tratar a formação de gotas de nuvem
de maneira apropriada, é necessário conhecer a concentração numérica e a composição química do
aerossol, além da velocidade vertical na escala da nuvem, e não na escala da resolução espacial dos
modelo climáticos globais.
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AbdulRazzak e Ghan (2000) desenvolveram uma parametrização que descreve a formação de gotas
para um aerosol multi-modal. Esta abordagem foi estendida por Nenes e Seinfeld (2003) para
incluir efeitos cinéticos, e por Abdul-Razzak e Ghan (2004) para incluir aerossóis orgânicos com
superfície ativa. Para aplicar este tipo de parametrização, a velocidade de “updraft” precisa ser
conhecida. Enquanto alguns modelos assumem uma distribuição gaussiana (e.g. Chuang et al.,
1997), outros usam a energia cinética turbulenta (Lohmann et al, 1999), mas a maioria dos modelos
usa simplesmente uma relação empírica entre a massa ou número de aerossóis e o número de gotas.
Os métodos paramétricos não são piores que os métodos mecanicistas, pelo menos para as
simulações do clima atual (Menon et al, 2003). Contudo, devido a generalidade dos métodos com
base física e pensando em simulações do clima futuro, onde as correlações existentes hoje podem
não se manter, estas devem ser preferidas pelos modelos climáticos.
2.3.10.3. TRATAMENTO DE NUVENS
Desde os primeiros relatórios do IPCC, grandes avanços na descrição microfísica de nuvens de
grande escala foram conseguidos. Enquanto os primeiros estudos diagnosticavam apenas a fração
de cobertura com base na umidade relativa e velocidade vertical, os modelos climáticos mais
recentes fazem o prognóstico do material condensado. O grau de sofisticação varia desde a previsão
da soma do total de água e gelo (Rasch e Kristjánsson, 1998) até a previsão separada para água,
gelo, neve e chuva (Fowler et al., 1996).
Como o primeiro efeito indireto é baseado na concentração em número, alguns modelos climáticos
também predizem a concentração numérica além da concentração em massa (Lohmann et al., 1999).
Para nuvens mistas e de gelo, seria preciso predizer também o número de cristais de gelo (Ghan et
al., 1997b). Métodos de dois-momentos conseguem representar adequadamente os processos em
nuvens mistas (Carrió e Nicolini, 1999), mas são inferiores a métodos que resolvem toda a
distribuição de tamanhos (modelos tipo “bin”). Entretanto, hoje em dia apenas modelos de um
momento são computacionalmente viáveis para simulações multi-seculares com modelos climáticos
globais.
Há hoje uma grande diferença entre a sofisticação do tratamento dado as nuvens de grande escala e
a falta de sofisticação do tratamento das nuvens convectivas, ainda dependente das parametrizações
de fluxo de massa da década de 1970 (Arakawa e Schubert, 1974), ainda que esta tenham sido
refinadas (Grell e Dévényi, 2002). Existem evidências experimentais que mostram que a queima de
biomassa afeta a convecção profunda (Rosenfeld, 1999; Roberts et al., 2003) o que requer um
aperfeiçoamento das parametrizações de convecção. (Freitas et al., 2006) incluíram a formação de
pirocumulus, um efeito sub-grade, introduzindo um modelo de pluma forçado pelo calor produzido
na queima de biomassa. Apenas com a inclusão deste efeito foi possível injetar aerossóis no nível
correto na atmosfera e obter valores comparáveis entre as observações de profundidade ópticas do
MODIS e aquelas preditas pelo modelo CATT-BRAMS (Longo et al., 2010).
Nober et al. (2003) incluíram o efeito indireto dos aerossóis na parametrização de convecção
alterando a eficiência de precipitação em função da concentração de gotículas. Zhang et al. (2005)
incluíram ainda processos como autoconversão, congelamento e agregação, que já eram
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considerados para as nuvens de grande escala, nas nuvens convectivas. Uma alternativa para tratar a
convecção profunda de maneria realista é utilizar um modelo de alta resolução, inserido em cada
coluna atmosférica de um modelo climático global, para resolver as nuvens e representar a pequena
escala, a chamada super parametrização (Grabowski, 2004).
Todas estas alternativas, entretanto, estão apenas começando a ser viáveis para simulações
multisseculares com modelos climáticos globais. Além disso, apenas alguns dos modelos incluem
este tipo de refinamento.
8.4 Efeitos da química atmosférica na composição e distribuição de
gases de efeito estufa e aerossóis
Os poluentes atmosféricos (gases ou material particulado) costumam ser divididos em duas
categorias: poluentes primários ou poluentes secundários. Poluentes primários são aqueles
diretamente emitidos por uma fonte. O “Black carbon” e o monóxido de carbono (CO), por
exemplo, são poluentes primários, ambos resultantes diretos de processos de combustão de matéria
orgânica. Já os poluentes secundários são aqueles formados na atmosfera através de reações
químicas entre poluentes primários e/ou componentes naturais da atmosfera. O ozônio, um
importante gás de efeito estufa, é um dos principais poluentes secundários, resultante de reações
químicas que envolvem óxidos de nitrogênio (NOx) e compostos orgânicos voláteis (COVs) na
presença de luz solar. Material particulado secundário também pode ser formado na atmosfera a
partir reações químicas que envolvem gases como dióxido de enxofre (SO2), NOx e COVs.
A concentração dos poluentes dependerá, portanto, de vários fatores: emissões, química das fases
gasosa e aquosa, conversão gás-partícula, crescimento do aerossol por condensação ou dissolução,
nucleação homogênea e heterogênea, coagulação, transportes advectivo, convectivo e turbulento e
remoções seca e úmida. No Brasil, esses processos físico-químicos da atmosfera têm sido estudados
tanto através de modelos numéricos de dispersão e qualidade do ar quanto em campanhas
experimentais.
As campanhas experimentais focam em diferentes ambientes: região amazônica (Chen et al., 2010;
Gatti et al., 2010; Carmo et al., 2006; Artaxo et al., 2005 ... ), área urbana (Albuquerque et al., 2011;
Andrade et al., 2010; Miranda et al., 2010; Sanchez-Ccoyllo et al., 2008, Martins et al., 2008;
Paulino et al., 2010), região industrial (Quiterio et al., 2004), áreas de cultivo de cana-de-açúcar
(Lara et al., 2005), cerrado (Metay et al., 2007), entre outras. Nestas campanhas, monitoram-se
gases traço (CO, NOx, O3, COVs, SO2, CO2, CH4, N2O) e/ou o material particulado é coletado e
submetido a diferentes análises físico-químicas. Em geral, são campanhas de relativamente curta
duração, com objetivo de caracterizar os gases traço e partículas de aerossóis locais.
Os modelos numéricos, por sua vez, permitem uma visão mais ampla da evolução dos poluentes,
i.e., maior cobertura tanto no espaço quanto no tempo. Esta evolução é realizada através da solução
numérica da equação da continuidade; na qual a concentração de uma espécie química é função da
sua dispersão pelo vento, sua produção (ou consumo), emissão e remoção. Atualmente, os modelos
numéricos de dispersão e/ou qualidade do ar têm sido divididos em modelos acoplados (on-line) ou
não acoplados (off-line).
Normalmente, nos modelos não acoplados, o campo de vento e outras propriedades que descrevem
a atmosfera são fornecidos por um modelo numérico meteorológico “externo”. O modelo de
dispersão e/ou qualidade do ar resolve, então, numericamente a equação da continuidade,
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considerando emissões, dispersão, reações químicas (para os modelos de qualidade do ar) e
processos de remoção. Os primeiros estudos numéricos de qualidade do ar para a Região
Metropolitana de São Paulo (RMSP) foram realizados no final da década de 90 com o modelo
fotoquímico (não acoplado) CIT (desenvolvido na Califórnia Institute of Technology) apenas para
os poluentes gasosos. No estudo de Martins (2006), o modelo CIT, alimentado com as saídas
meteorológicas dos modelos RAMS (Regional Atmospheric Modelling System,
http://rams.atmos.colostate.edu/) e BRAMS ((Brazilian developments on the Regional Atmospheric
Modelling System, http://brams.cptec.inpe.br/), foi utilizado para avaliar a sensibilidade da
formação do ozônio troposférico às emissões veiculares de COVs e NOx na RMSP. O modelo
CMAQ (Community Multiscale Air Quality, http://www.cmaq-model.org/) é o modelo de qualidade
do ar atualmente recomendado pela Agência de Proteção Ambiental dos Estados Unidos para a
descrição da formação de partículas e ozônio troposférico. O CMAQ é um modelo não acoplado
que utiliza as saídas meteorológicas do modelo WRF (Weather Research and Forecasting Model,
http://wrf-model.org) e as emissões geradas pelo modelo SMOKE (Sparse Matrix Operator Kernel
Emissions, http://smoke-model.org). Sua estrutura é composta de um modelo de transporte químico
(CMAQ Chemical Transport Model – CCTM), responsável pela simulação dos processos químicos,
de transporte e deposição envolvidos na modelagem da qualidade do ar. São considerados: as
reações químicas na fase gasosa; influência de nuvens no transporte, química da fase aquosa e
remoção úmida dos gases e aerossóis, modelagem do aerossol (nucleação, condensação,
coagulação, distribuição de tamanho, composição química, deposição seca e úmida). Albuquerque
(2010) utilizou este modelo para avaliar a sensibilidade da formação dos aerossóis inorgânicos finos
na Região Metropolitana de São Paulo (RMSP) ao controle da emissão de seus precursores, os
gases SO2, NOx e NH3.
Os modelos não acoplados são ferramentas importantes no estudo de reatividade atmosférica,
considerando principalmente uma escala espacial mais regional e uma escala de tempo da ordem de
dias. Entretanto, nestes modelos, o efeito da variação das concentrações dos gases e dos aerossóis
não é incorporado à simulação meteorológica. O modelo SPM-BRAMS (Simple Photochemical
Module, FREITAS et al., 2005) é um modelo on-line que realiza as reações químicas na fase gasosa
simultaneamente aos processos atmosféricos. Balbino (2008) fez um estudo do impacto de intensa
atividade convectiva ou períodos secos nas concentrações simuladas e Carvalho (2010) aplicou-o às
Regiões Metropolitanas de São Paulo e Rio de Janeiro. O CATT-BRAMS (Coupled Aerosol and
Tracer Transport model to the Brazilian developments on the Regional Atmospheric Modelling
System, http://meioambiente.cptec.inpe.br/modelo_cattbrams.php?lang=pt) é um modelo de
transporte 3D acoplado com um modelo de emissões. As emissões de Material Particulado Fino
(PM2,5) e de CO oriundas de queimadas são alocadas conforme os focos de queimadas obtidos por
imagens de satélite. Como a temperatura das queimadas pode chegar a 1800 K, um esquema
especial de levantamento de plumas foi desenvolvido para considerar este alto empuxo (Freitas et
al., 2006). Um estudo sobre o impacto dos aerossóis na precipitação (efeito direto dos aerossóis)
utilizando o CATT-BRAMS é apresentado por Freitas et al. (2009). Neste mesmo trabalho, são
apresentados resultados obtidos com um mecanismo químico da fase gasosa, mostrando a formação
de ozônio a partir dos precursores emitidos tanto em queimadas quanto em regiões urbanas.
Finalmente, o WRF-CHEM é o modelo meteorológico WRF acoplado à química
(http://www.acd.ucar.edu/wrf-chem/). O modelo simula a emissão, transporte, mistura e
transformações químicas de gases traço e aerossóis simultaneamente à meteorologia, desde escala
de nuvens a escala regional. Silva Júnior (2009) utilizou o WRF-CHEM para avaliar o impacto na
simulação dos poluentes fotoquímicos do uso de diferentes parametrizações da Camada Limite
Planetária na RMSP. Este modelo também pode ser utilizado para o estudo de processos
importantes para as mudanças climáticas globais, incluindo as forçantes direta e indireta dos
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aerossóis, entretanto o custo computacional para isto ainda é alto. É interessante notar que o
esquema de levantamento de plumas desenvolvido por Freitas et al. (2006) foi incluído no modelo
WRF-CHEM para as simulações de queimadas.
Até o momento, os trabalhos têm se limitado à aplicação dos modelos em regiões delimitadas
(CATT-BRAMS para a América do Sul e Oceano Atlântico, SPM-BRAMS e WRF-CHEM para
regiões Sul e Sudeste do Brasil) e simulações da ordem de dias. Como se tratam de modelos de
qualidade do ar, focam-se as espécies que têm algum impacto à saúde humana como os poluentes
O3, CO, NOx, SOx, COV´s e aerossóis. Os gases de efeito estufa, com exceção do ozônio, são
considerados pouco reativos (daí sua longevidade na atmosfera e maior impacto no clima), desta
forma, sua dispersão seria o principal processo ao qual seria submetido. Além disso, o domínio
vertical dos modelos normalmente se restringe à troposfera, sendo poucos os estudos numéricos
realizados com relação à interação com a estratosfera/camada de ozônio, outro fator determinante
no clima.
Os principais problemas apontados pelos estudos realizados no Brasil são: a falta de um inventário
de emissões com alta resolução espacial e temporal para as várias espécies químicas (gases de efeito
estufa, especiação dos compostos de carbono orgânico voláteis, caracterização química dos
aerossóis, em especial sua composição orgânica; produtos dos vários processos de combustão,
especiação das emissões biogênicas); alto custo computacional dos módulos responsáveis pelas
reações químicas, módulo aerossol e interação do aerossol com a radiação; observações para validar
os resultados dos modelos com maior abrangência espacial e temporal.
8.5 Expressões espaciais e temporais da forçante radiativa
Cálculos da forçante radiativa sobre o Brasil, regionalização;
[Identificar regiões bem estudadas e ainda pouco estudadas]
[No 4o. Relatório do IPCC uma seção sobre cálculos regionais da forçante era necessária porque
todas as análises anteriores referiam-se a médias globais. No nosso caso já estaremos nos
concentrando sobre o Brasil, então cabe repensar se precisamos dessa sub-seção. Por outro lado, os
agentes causadores das forçantes (aerossóis, gases, mudança do uso do solo, vulcões, etc) têm
padrões de variabilidade temporal e espacial bem diferentes, então uma possibilidade seria usar esse
espaço para classificar as forçantes desses agentes de acordo com sua intensidade em escalas
regionais de tempo e espaço.]
8.6 Métricas e medidas do efeito de gases de efeito estufa
Métricas de emissão
[Global Warming Potential – GWP; Global Temperature Change Potential – GTP]
[Efeito do metano emitido em represas associadas a hidrelétricas, aterros sanitários]
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[Quantificação de emissões de GEE – inventário Brasileiro]
O impacto de gases de efeito estufa (GEE) no sistema climático pode ser expresso em termos de
métricas de emissões, as quais avaliam simultaneamente a quantidade de gás emitido e seu
potencial impacto climático global. Estimativa do volume emitido de cada GEE é apenas um
indicativo quantitativo da presença de gases na atmosfera, e a contribuição efetiva de cada gás na
atmosfera deve ser ponderada pelo peso molecular, tempo médio de permanência na atmosfera e
efeito de aquecimento acumulativo de cada gás. As métricas de emissão permitem comparar o efeito
potencial da emissão de vários gases de efeito estufa e auxiliam nas formulações de políticas
públicas em relação às mudanças do clima. Diferentes formulações de métricas de emissão são
apresentadas na literatura (Kandlikar, 1996; Manne e Richels, 2001, Shine et al., 2005), e aquelas
utilizadas em inventários e relatórios oficias brasileiros são apresentada no Box 1. Estas métricas
contabilizam as emissões dos GEE, e expressam os seus valores em indicadores comuns no sentido
de facilitar comparações internacionais.
Há um grande esforço nacional de estimar a emissão de GEE no território brasileiro. O Brasil como
signatário da convenção-quatro das Nações Unidas sobre Mudanças Climáticas tem como suas
principais obrigações à elaboração e atualização periódica do Inventário Nacional de Emissões e
Remoção Antropogênica de Gases de Efeito Estufa. O primeiro inventário brasileiro de GEE foi
publicado em 2004 (Brasil, 2004), e incluía dados de emissão e sequestro de GEE para o período
entre 1990 e 1994. Dados recentes sobre emissões e sequestro de GEE estão sendo compilados 6 e
farão parte do Segundo Inventário Nacional. O inventário em fase de compilação tem como o ano
base de 2000, e apresenta valores referentes aos anos de 1990 e 2005. O inventário considera a
metodologia do Painel Intergovernamental de Mudanças Climáticas (IPCC) e da Convenção
Quadro das Nações Unidas sobre Mudanças Climáticas (UNFCCC). Os gases de efeito estufa
incluídos neste inventário são aqueles internacionalmente reconhecidos pelo Protocolo de Kyoto:
dióxido de carbono (CO2), metano (CH4), óxido nitroso (N2O), hexafluoreto de enxofre (SF6),
hidrofluorcarbonos (HFCs) e perfluorcarbonos (PFCs).7 A Figura 1 apresenta os dados preliminares
do inventário de emissões de GEE em termos dos setores socioeconômicos. Referente ao ano base
de 2005, os dados mostram que o setor mudança que mais contribui para o lançamento de gases de
efeito estufa no Brasil foi o uso da terra e floresta (58% das emissões totais do país). O segundo
setor é a agricultura (22% do total), seguido pelos setores energético (16%), tratamento de resíduos
(2%) e industriais (2%).
Outro esforço nacional para contabilizar a emissão de GEE é o Programa Brasileiro GHG Protocol,
implementado em 2008. Este programa, uma iniciativa do Centro de Estudos em Sustentabilidade,
da Fundação Getulio Vargas, e do World Resources Institute (WRI) 8, em parceria com o Ministério
do Meio Ambiente, o Conselho Empresarial Brasileiro para o Desenvolvimento Sustentável e o
World Business Council for Sustainable Development, tem o objetivo de promover, por meio de
engajamento e capacitação técnica e institucional, uma cultura corporativa de caráter voluntário
para a identificação, o cálculo e a elaboração de inventários de emissões de GEE (ref).
6
A conclusão prevista é 31 de Março de 2011, data legal em que o inventario deverá ser submetido à Segunda
Comunicação Nacional à Convenção do Clima. Sendo assim, os resultados apresentados neste estudo em relação são
preliminares e estão sujeitos a complementação.
7 Os gases que possuem influência nas reações químicas que ocorrem na atmosfera, como monóxido de carbono
(CO), óxidos de nitrogênio (NOx) e outros compostos orgânicos voláteis não metânicos (NMVOC), também serão
incluídos no inventário brasileiro quando disponíveis.
8 O WRI é referência internacional para elaboração de inventários corporativos de gases de efeito estufa. Os
inventários corporativos têm como principal relator as indústrias (privadas ou publicas) de diversos setores
econômicos.
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Associado ao desenvolvimento metodológico (Brasil et al., 2007; Brasil et al. 2008, Carvalho et al.,
2007), elaboração e atualização de inventários para estimar a quantidade de emissão e remoção de
GEE (MCT, 2000), existe um grande esforço da comunidade cientifica brasileira de identificar e
estudar o perfil das fontes de emissão dos GEE. Neste documento são apresentados alguns destes
trabalhos.
As fontes de emissões de GEE
Os resultados comunicados pelos inventários de emissões de GEE indicam que o Brasil é um dos
maiores emissores de gases de efeito estufa no mundo. As fontes de emissões advêm principalmente
de reservatórios hidrelétricos, mudança e uso de cobertura do solo. NO contexto geral, a emissão
total de GEE em equivalente em CO2 aumentou em 17% durante o período de 1994-2005 (Cerri et
al., 2009), sendo o CO2 responsável por 72,3% do total. De acordo com os autores houve uma
pequena diminuição em relação aos outros GEE, uma vez que em 1994 sua participação foi de
74,1%. O aumento de todas as fontes dos GEE, excluída mudança do uso da terra e reflorestamento,
foi de 41,3% durante o período de 1994-2005. Climate Analysis Indicators Tool (CAIT) - World
Resources Institute (WRI) estimaram um crescimento maior que o inventario de 48,9% das
emissões em 2009, classificando o Brasil na 69a posição no ranking mundial de emissores (WRI,
2009). O total de emissão e de 1005 Mt CO2-eq, incluindo as emissões de CH4 e N2O, mas
excluindo LUCF (desflorestamento).
[Sintetizar nas próximas seções, os estudos realizados no âmbito das principais fontes de emissão
no Brasil, sendo que as principais fontes são identificadas na tabela 1]
Reservatórios hidrelétricos
Reservatórios de hidroelétricas são sistemas aquáticos artificiais, que têm sido identificados como
emissores de quantidades significativas de gases de efeito estufa (Rudd et al. 1993; St Louis et al.
2000, Novo e Tundisi, 1994; Lima et al., 2000; St. Louis et al., 2000; Fearnside, 2002.; Santos et al.,
2005), principalmente o dióxido de carbono (CO2) e metano (CH4). O dióxido de carbono é
produzido nos reservatórios devido à decomposição aeróbica de biomassa de floresta morta, e o
metano é produzido principalmente por bactérias que participam do ciclo de decomposição
subaquática do carbono existente na matéria orgânica remanescente da época da formação da
represa ou levada, na forma de sedimentos, pelos rios que deságuam no reservatório (Giles 2006;
Rosa et al., 2004). O metano permanece dissolvido na água, principalmente nas camadas mais
profundas do lago, e escapa para a atmosfera quando passa pelas turbinas e pelos vertedouros de
usinas hidrelétricas. As estimativas oficiais brasileiras apenas consideram as emissões que ocorrem
na área superficial da represa, a qual representa é relativamente pequena do impacto total do gás
(Fearnside et al., 2004). Rosa (2000) apresenta uma metodologia para contabilizar as emissões de
GEE derivadas de diferentes reservatórios hidrelétricos brasileiros e extrapolar os valores para o
parque hidrelétrico do país. As estimativas das taxas de emissão foram baseadas em dados
observacionais experimentais realizados em sete hidrelétricas brasileiras com características
distintas. O estudo mostrou que a fonte de emissão advinda de hidrelétricas varia de acordo com o
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tipo de ecossistema inundado pré- existente (ex. floresta, cerrado, caatinga etc), idade do logo
(anos), potencia (MW) e densidade de potencia de funcionamento (W/m2). A metodologia usada
foi por amostragem em diversos pontos da represa e extrapolada para toda represa.
Diversos estudos têm concentrado particularmente na emissão de gases de efeito estufa nos
afluentes do Rio Amazonas (Junk et al., 1985, Devol et al., 1988, Richey et al, 1982 and 2002, Rosa
et al., 1996). Devol et al. (1988) mediu fluxos de CH4 em áreas de alongamento pelo Rio Amazonas
durante o inicio do período chuvoso. A emissão média encontrada foi de 75 kg C/km2/dia em área
de floresta alagada, 90 kg C/km2/dia em lagos e 590 kg C/km2/dia em áreas de plantas flutuantes.
Muitas questões foram levantadas durante as campanhas experimentais, entre estas destacam-se as
seguintes questões: a extrapolação de um dado para outra área do reservatório e de um reservatório
para outro, o comportamento das emissões no tempo, as emissões liquidas versus emissões brutas, a
origem da matéria orgânica (autoctone ou aloctone), dentre outras. Santos et al.(2008) examinaram
o comportamento dinâmica das emissões de CH4 e CO2 e avaliaram as emissões naturais
anteriores à construção da barragem para que estes pudessem ser reduzidos das emissões futuras
atribuídas ao reservatório (emissões liquidas).
[Adicionar mais detalhes de acordo do paper de Santos et AL. (2008)]
Mudanças no uso e cobertura do Solo
A maior parcela de emissões de CO2 no Brasil é devido a mudanças no uso e cobertura do solo (76
% das emissões totais de CO2), em particular associada à conversão da floresta em agropecuária
(MCT, 2004 e 2009). O desmatamento é causado pelo processo de derrubamento de arvores e por
incêndios florestais.
Incêndios florestais por queimadas antrópicas do bioma da Amazônia têm provocado a emissão de
grandes quantidades de gases do efeito estufa para a atmosfera. Barbosa e Fearnside (1999)
mostraram que aproximadamente 18 x 106 toneladas de carbono em unidade de Co2 equivalente foi
liberado em um grande incêndio florestal em ??? Roraima.
Comentários Finais
Os estudos e dados obtidos pela comunidade cientifica têm contribuído para o conhecimento dos
perfil das fontes de emissão e também para a elaboração do inventário nacional de emissões de
GEE, coordenado pelo Ministério da Ciência e Tecnologia. O conhecimento do perfil de emissões
de GEE ajuda a estabelecer estratégias, metas e planos para redução e gestão das emissões.
A metodologia adotada para contabilizar as emissões de GEE são baseadas em observações
experimentais locais/regionais durante alguns dias do ano, e são extrapolados para todo o país. Estas
restrições não permitem uma análise temporal do comportamento das emissões. Adicionalmente,
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observou-se que os inventários não apresentam as incertezas associadas às emissões. Os dados de
emissão e suas incertezas são importantes para identificar e avaliar o perfil das fontes de emissões e
também para projetar as futuras emissões e ou reduções das concentrações de GEE. As estimativas
das emissões irão contribuir na análise da escolha de medidas mitigadoras (escolha de tecnologia de
controle, avaliação de custo de abatimento, ponderação da participação de cada fonte e de cada país
nas emissões globais etc.) (OECD, 1991).
As incertezas associadas às emissões são informações importantes para aperfeiçoar e aumentar a
confiabilidade das projeções climáticas futuras e também para mitigar o efeito das emissões futuras.
A elaboração de inventários periódicos associada ao monitoramento continuo das taxas de emissões
são essenciais para que o perfil e comportamento das emissões sejam melhor caracterizados.
•
VER
http://www.mct.gov.br/index.php/content/view/20233.html
(OECD, 1991)
O inventario nacional de GEE, elaborado e coordenado pelo Ministério da Ciência e Tecnologia, é o
resultado da contribuição de diversas empresas e instituições nacionais. A ELETROBRAS, através
do Departamento de Engenharia e Meio Ambiente, coordenou o trabalho emissões de dióxido de
carbono e metano pelos reservatórios hidrelétricos brasileiros (Rosa, 2000).
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Box 1 - Métricas de Emissão: Definições e Formulações
Na literatura diferentes formulações de métricas de emissão são encontradas. As
adotadas pelo IPCC são apresentadas abaixo.
Potencial de Aquecimento Global (em inglês, Global Warming Potential, geralmente
identificado como GWP) é uma métrica de emissão que estima o quanto um determinado
volume de gás de efeito estufa contribui fisicamente para o aquecimento global. Esta
métrica representa uma medida relativa que compara o potencial de aquecimento de um gás
em questão à mesma quantidade de um gás de referência, geralmente CO2, cujo GWP é
definido como 1.
[incluir a fórmula do GWP]
O Potencial de Aquecimento Global é calculado sobre um intervalo de tempo específico, o
qual deve ser declarado juntamente com o valor de GWP. A tabela abaixo apresenta os
GPM dos principais gases de efeito estufa para diferente intervalo de tempo. Como pode
ser observar o potencial de aquecimento global do gás metano em 100 anos é 21 vezes
maior do que o potencial do CO2, o que significa que 1 tonelada de metano absorve 21
vezes mais radiação do que 1 tonelada de CO 2. Interessante observar que o GWP do óxido
nitroso (N2O) é 310.
[incluir a tabela com os GPM dos diferentes gases]
Potencial de temperatura global (em inglês, Global Temperature Potential, GTP) indica
o potencial de emissão de um determinado gás em termos de mudança de temperatura da
superfície global tendo como referencia a emissão de outro gás, como exemplo CO2 (Shine
et al., 2005).
[incluir a fórmula do GTP]
Dióxido de carbono equivalente (em inglês, Carbon Dioxide Equivalent CO2-e) é uma
métrica obtida através da multiplicação das toneladas emitidas de GEE por seu potencial de
aquecimento global. Está métrica é utilizada para comparar as emissões de vários gases de
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efeito estufa baseado no potencial de aquecimento
global de cada gás em um horizonte de tempo determinado. Figura 1 indica dados
preliminares do MCT das emissões brasileiras de gases de efeito estufa em CO2
equivalente.
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Tabela 1 - Gases responsáveis pelo efeito estufa no Brasil e suas respectivas fontes de emissão.
Fontes de Emissão
Gases de Efeito Estufa
CO2
 Mudança no uso da Terra e Florestas
 Queima de Combustíveis Fósseis (uso de combustíveis fosseis principalmente pelos
setores enérgico, industrial, e de transportes)
 Emissões Fugitivas (mineração de carvão, extração e transporte de petróleo e gás
natural)
 Processos industriais (produção de cimento, cal, amônia, alumínio)
CH4
 Mudança Uso da Terra e Florestas
 Queima de Combustíveis Fósseis (uso de combustíveis fosseis
principalmente pelos setores energético, industrial e de transportes)
 Agropecuária (fermentação entérica, manejo de dejetos de animais,
cultura de arroz, queima de Resíduos Agrícolas)
 Tratamento de Resíduos (Lixo e esgoto industrial e doméstico)
 Emissões Fugitivas (mineração de carvão, extração e transporte de
petróleo e gás natural)
 Processos Indústrias (Indústria Química)
N2O
Mudança Uso da Terra e Florestas
Queima de Combustíveis Fósseis (uso de combustíveis fósseis principalmente nos setor
Industrial)
Processos Indústrias (indústria química - produção de Ácido Nítrico e Adípico)
Agropecuária (principalmente associado ao manejo de dejetos de animais, solos agrícolas,
queima de resíduos agrícolas)
Tratamento de Resíduos (Esgoto doméstico)
HFC,
PFC
e SF6
 Estes gases não existem originalmente na natureza, sendo produzidos em processos
industriais, principalmente no consumo em equipamentos de refrigeração e elétricos, e
na produção de alumínio.
Gases de Efeito Estufa Indireto9
CO
9
Gases de efeito estufa indireto são aqueles que influenciam as reações químicas na troposfera, e que indiretamente
exercem aquecimento da atmosfera.
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 Queima de Combustíveis Fósseis (uso combustíveis fósseis principalmente pelos
setores energético, industrial, de transporte e residencial)
 Processos Industriais (indústria química, Indústria de Alumínio e papel e celulose)
 Agropecuária (cana de açúcar e algodão)
NOx
 Queima de Combustíveis Fósseis (uso energético de combustíveis fósseis
principalmente nos setores energético, Industrial, Transporte e residencial)
 Processos Industriais
 Agropecuária (queima de resíduos de cana de açúcar e algodão)
NMVOC
 Queima de Combustíveis Fósseis (uso energético de combustíveis fósseis
principalmente nos setores energético, industrial, de transporte e residencial )
 Processos Industriais (indústria química, de Alumínio, papel e celulose e de
alimentos e bebidas)
 Uso de Solventes
•
Porcentagem das Emissões de Gases de Efeito Estufa em CO2 equivalente
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Figura - Dados preliminares do Ministério da Ciência e Tecnologia das emissões de gases de
efeito estufa em CO2 equivalente. (Fonte: MCT, 2009)
8.7 Observações finais e recomendações
[É necessário interagir bastante com o cap. 7 – Aerossóis atmosféricos e nuvens para evitar
duplicações e manter o texto coerente]
[Ao final do capítulo deve haver uma conclusão ponderando as informações compiladas sobre as
forçantes no Brasil]
[Identificar questões pouco abordadas na literatura]
[Identificar itens que não foram cobertos neste draft]
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