Projeções climáticas para o século XXI: IPCC AR4, IPCC AR5

Projeções climáticas para o século XXI:
IPCC AR4, IPCC AR5
Grupo: Adriana Koumrouyan
Denilson da Silva Bezerra
Isabel Lopes Pilotto Domingues
Leandro Casagrande
Rita Márcia da Silva P. Vieira
Parte escrita do trabalho final realizado
como parte dos requisitos para
cumprimento da disciplina Mudanças
Climáticas Globais: Modelagem e
Observações, ministrada pelos Profs.
Drs. José Marengo e Gilvan Sampaio,
pelo Programa de Pós-Graduação do
Centro de Ciência do Sistema Terrestre.
São José dos Campos – SP
Dezembro de 2010
Este trabalho tem por objetivo ressaltar algumas considerações importantes a
respeito dos avanços do Quinto Relatório de Avaliação (AR5) do IPCC
(Intergovernmental Panel on Climate Change), com publicação prevista para 2013, em
relação ao Quarto Relatório de Avaliação (AR4) deste Painel, publicado em 2007.
1. Capacidade de previsão da freqüência de ocorrência de eventos
climáticos extremos
O Relatório de Síntese AR4 do IPCC define um evento extremo como “um
evento raro que ocorre em um determinado local e época do ano. A definição de “raro”
varia, mas um evento climático extremo seria normalmente considerado tão raro quanto
ou mais raro do que o percentil 10 ou 90 da função densidade de probabilidade. Por
definição, as características do que é chamado de tempo extremo pode variar de local
para local em um sentido absoluto. Eventos extremos isolados não podem ser
diretamente atribuídos a mudança climática antropogênica, pois o evento em questão
pode ter ocorrido naturalmente. Quando um padrão de evento de tempo extremo persiste
por algum tempo, como por exemplo, ao longo de uma estação do ano, esta pode ser
classificada como evento climático extremo, principalmente se o evento produzir uma
média ou total que é o próprio extremo (e. g., secas ou chuvas intensas durante a
estação)”.
Desde 1950 observa-se que os casos de ondas de calor tem aumentado, assim
como a frequência de noites quentes. A extensão das regiões afetadas pelas secas tem
aumentado, associado ao decréscimo marginal da precipitação e ao aumento da
evaporação devido as condições de aquecimento. Geralmente, o número de eventos de
precipitação diária intensa que geram inundações tem aumentado em algumas regiões.
A frequência de tempestades tropicais e furacões variam consideravelmente de ano para
ano, mas as evidências sugerem um aumento substancial na intensidade e duração desde
a década de 70. (IPCC, 2007).
A evolução dos modelos climáticos permitiu que o grau de confiança das
projeções climáticas aumentasse ao longo dos relatórios do IPCC, o que inclui a
previsão de eventos climáticos extremos. E espera-se que para os próximos relatórios
este grau de confiança aumente ainda mais com a melhoria dos modelos, que ocorrem
devido ao avanço científico e tecnológico. Essas melhorias incluem o aumento das
resoluções espaciais, melhor representação dos processos físicos e inclusão de processos
que antes não eram representados, como por exemplo, o ciclo do carbono. A maior
disponibilidade de dados também contribui para as melhorias das previsões. Além dos
modelos climáticos estarem avançando em diversos aspectos tanto físicos quanto
estruturais, o grande números de modelos, e portanto de simulações para o AR4
contribuíram para o aumento da precisão das estimativas das projeções climáticas.
Apesar dos modelos globais acoplados oceano-atmosfera usados no IPCC ainda
apresentarem erros sistemáticos e resoluções espaciais grosseiras, estes conseguem
simular as estatísticas dos extremos climáticos, embora estes eventos possuam curta
duração e sejam de uma escala espacial menor que os modelos conseguem resolver. Os
modelos apresentam um melhor desempenho nas previsões de extremos de temperatura
do que extremos de precipitação, principalmente porque a temperatura é uma variável
prognóstica no modelo, enquanto que a precipitação é parametrizada, o que aumenta a
sua incerteza. Com relação a simulação dos ciclones tropicais, os modelos conseguem
representar a sua distribuição e frequência no clima presente, enquanto que a
intensidade não é bem simulada por estes modelos.
1.1. Extremos de temperatura
Os dias frios, noites frias e geadas estão se tornando menos freqüentes, e as
ondas de calor mais freqüentes. Os modelos atuais em geral conseguem simular estes
extremos de temperatura que vem ocorrendo. Há estudos que mostram que as
simulações de extremos de temperatura de uma certa maneira se aproximam das
mudanças observadas, principalmente quando a forçante antropogênica é considerada
no modelo (Kiktev et al., 2003; Meehl et al., 2004; Meehl e Tebaldi, 2004; Kharin et
al., 2005; Vavrus et al., 2006).
Kiktev et al. (2003) compararam simulações do modelo atmosférico HadAM3
(Hadley Centre Atmospheric Model version 3) forçado sem e com forçantes radiativas
antropogênicas com dados observacionais de estações durante o período de 1950 a
1995. Os autores encontraram que o modelo forçado por forçantes antropogênicas
conseguiu representar melhor as mudanças ocorridas nos extremos de temperatura.
Meehl et al. (2004) utilizaram o modelo climático PCM (Parallel Climate
Model) para simular o número de dias com geada no período de 1948 a 1999 sobre os
Estados Unidos (EUA) e compararam os resutados com observações. Eles encontraram
que o modelo conseguiu simular o decréscimo de dias com geada observados sobre o
oeste dos EUA. No sudeste dos EUA, o modelo apresentou um sinal oposto ao
observado, ou seja, o modelo simulou um decréscimo nos dias com geada, enquanto as
observações indicavam um aumento. Os autores associaram este erro na simulação à
incapacidade do modelo em simular os impactos do El-Niño nos dias com geada nesta
região.
Meehl e Tabaldi (2004) compararam eventos de ondas de calor simulados pelo
modelo PCM com reanálises do NCEP (Kalnay et al., 1996) durante o período de 1961
a 1990. Os resultados mostraram que as simulações do modelo concordaram com as
reanálises.
Kharin et al. (2005) avaliaram os extremos de temperatura e precipitação dos
modelos atmosféricos que participaram da segunda fase do projeto AMIP (Atmospheric
Model Intercomparison Project) durante o período de 1979 a 1995. Em geral, os
modelos conseguiram representar os extremos de temperatura de reanálises (NCEP e
ERA-40), principalmente os extremos quentes. Os extremos de precipitação simulados e
das reanálises tiveram uma maior discordância em relação aos extremos de temperatura,
principalmente nos trópicos onde as parametrizações de convecção profunda afetam os
extremos de precipitação simulados.
Vavrus et al. (2006) utilizaram sete modelos para avaliar os surtos de ar frio e
encontraram que os modelos conseguiram simular o local e a magnitude destes eventos
durante o século XX. Os autores definiram surtos de ar frio como dois ou mais dias
consecutivos onde a temperatura média diária é no mínimo dois desvios padrão abaixo
da temperatura média do inverno. Há pesquisadores que tem associado as características
da circulação da grande escala com os eventos de surtos de ar frio ou ondas de calor.
1.2. Extremos de precipitação
Sun et al. (2006) utilizaram 18 modelos acoplados oceano-atmosfera com o
objetivo de avaliar a frequência e intensidade dos extremos de precipitação. Para a
precipitação leve (< 10 mm.dia-1), a maioria dos modelos superestimou a frequência e
representou bem a intensidade, enquanto que para a precipitação intensa (>10 mm.dia1
), a maioria dos modelos subestimou a intensidade e representou bem a frequência.
Kiktev et al. (2003) avaliaram os extremos de precipitação simulados pelo HadAM3 e
encontraram que este modelo não conseguiu simular corretamente os extremos
observados.
Alguns estudos mostraram que modelos com resoluções espaciais mais altas
simulam melhor os extremos diários de precipitação do que modelos com resoluções
mais baixas (Iorio et al., 2004; Kimoto et al., 2005; Emori et al., 2005). Emori et al.
(2005) sugeriram que a simulação dos extremos de precipitação pode ser fortemente
dependente da parametrização do modelo.
May (2004) e Durman et al. (2001) utilizaram modelos acoplados (ECHAM4 e
HadCM2, respectivamente) para avaliar os extremos de precipitação diária no clima
presente sobre a India e Europa, respectivamente. Ambos os estudos encontraram que os
modelos conseguiram representar bem os extremos observados, ao contrário dos
eventos de precipitação intensa.
Dai et al. (2004) aplicaram o Índice de Palmer nos dados de precipitação do
Climate Prediction Center
NCEP (Chen et al. 2002) no período 1948-2003 e
encontraram um aumento de 20 a 38% desde 1972 nas áreas secas ou úmidas no
planeta, com o aquecimento da superfície sendo a principal causa a partir de meados de
80. Burke et al. (2006) utilizaram os modelos HadAM3 e HadCM3 e descobriram que
quando a forçante antropogênica é incluída, os modelos conseguem simular a tendência
de seca observada (decréscimo do Índice de Palmer). Entretanto, os modelos não
conseguiram representar corretamente a distribuição de áreas secas e úmidas.
1.3. Ciclones tropicais
Os modelos acoplados oceano-atmosfera utilizados no AR4 do IPCC
não
apresentam resoluções espaciais altas o suficiente para representarem os ciclones
tropicais, principalmente a sua intensidade. Portanto, para realizar projeções climáticas
de ciclones tropicais a comunidade científica utiliza as condições de contorno de TSM
de uma rodada de cenário de mudança climática para forçar um modelo de circulação
geral atmosférico (MCGA) de resolução mais alta (Sugi et al., 2002; Camargo et al.,
2005; McDonald et al., 2005; Bengtsson et al., 2006; Oouchi et al., 2006; Yoshimura et
al., 2006). Uma outra solução que se tem adotado é a utilização de um modelo regional
de alta resolução aninhado a um modelo acoplado de resolução mais baixa (Knutson e
Tuleya, 1999; Walsh et al., 2004).
Bengtsson et al. (2006) encontraram que o ECHAM5 conseguiu reproduzir as
métricas globais e a intensidade dos ciclones tropicais em ambos os hemisférios.
Entretanto, há erros encontrados na simulação da frequência e intensidade de
tempestades tropicais em alguns modelos (e.g., GFDL GAMDT, 2004; Camargo et al.,
2005). No AR4 também foi colocado que a simulação de ciclones tropicais parece ser
sensível a parametrização da convecção adotada pelo modelo, como foi encontrado por
Knutson e Tuleya (2004).
Oouchi et al. (2006) utilizaram o modelo global atmosférico MRI/JMA com
resolução espacial de 20 km para simular a distribuição, frequência e intensidade dos
ciclones tropicais no clima presente (1979-1988). Eles encontraram que o modelo em
geral simulou bem a distribuição espacial e a frequência dos ciclones, entretanto a
intensidade não se aproximou da observação para o clima presente.
2. Construção de cenários de emissões e suas incertezas
A palavra ‘cenário’ foi emprestada das performances teatrais, referindo-se à
sequência de elementos de um roteiro como a ação dos atores ou as mudanças na fase de
definição. Após a Segunda Guerra Mundial, planejadores estratégicos foram os
primeiros a utilizarem cenários para descrever um método de análise de jogos de guerra
(Alcamo, 2001). De acordo com Raskin et al. (2005), “cenários são estórias sobre como
o futuro pode se desdobrar, e podem ser ditos em palavras e números. Cenários não são
previsões, projeções, predições ou recomendações. Eles tratam sobre o vislumbre de
caminhos futuros e a contabilização de incertezas críticas.”
Atualmente, os cenários têm sido aplicados a diversos contextos, como negócios,
comunitários, políticos e de pesquisas com os mais variados objetivos. Eles podem
possuir um olhar prospectivo, que explora desdobramentos para o futuro a partir das
condições atuais e incertezas (exploratório), ou retrospectivo, começando por uma
determinada visão do futuro e perguntando se há um caminho plausível para alcançá-la
(normativo). A construção dos cenários também pode ser um processo participativo,
envolvendo a comunidade interessada que será atingida pelas consequências das
decisões a serem tomadas (stakeholders), as pessoas/organizações que atuam no objeto
analisado (porque têm poder, mas não necessariamente recebem as conseqüências das
mesmas – atores), e as pessoas com conhecimento específico em algum dos aspectos
relevantes ao tema em questão no cenário (especialistas); ou pode ser um processo
deliberativo, envolvendo apenas especialistas e simulações quantitativas por grupos de
modeladores (Wollenberg et al., 2000; Raskin et al., 2005).
De acordo com o IPCC, cenários são imagens do futuro, ou futuros alternativos,
que não são previsões nem predições, mas uma imagem alternativa sobre como o futuro
pode se desdobrar (Nakicenovic et al., 2000, apud Alcamo, 2001). Para Alcamo (2001),
os principais elementos de um típico cenário ambiental são a descrição passo a passo
das mudanças, as forçantes, o ano-base, o horizonte temporal, os passos de tempo e o
enredo (storyline), sendo que os cenários podem ser classificados nas categorias:
• qualitativo versus quantitativo, onde o primeiro descreve os futuros
possíveis em forma de palavras ou símbolos visuais e são descritos
principalmente em textos que formam um enredo (storyline), e o segundo
provê informações numéricas necessárias na forma de tabelas e gráficos;
• exploratório versus antecipatório, descritos rapidamente acima, onde o
primeiro, também denominado ‘descritivo’, começa no presente e
explora tendências para o futuro, e o segundo, também chamado
‘prescritivo’ ou ‘normativo’, começa com uma visão do futuro
preestabelecida e então como proceder para visualizar a emergência deste
futuro; e
• referência versus político, onde o primeiro, também conhecido como
cenário de ‘linha de base’ ou de ‘não-intervenção’, apresenta um estado
futuro da sociedade e do meio ambiente no qual as políticas ambientais
ainda não existem ou não têm uma influência discernível na sociedade ou
no ambiente, enquanto os cenários do segundo tipo descrevem os futuros
efeitos das políticas de proteção ambiental, sendo também conhecidos
como cenários de ‘mitigação’, de ‘controle da poluição’ e de
‘intervenção’.
Em pesquisas de mudanças climáticas, os principais cenários utilizados são os
cenários de emissões, os cenários climáticos, os cenários ambientais e os cenários de
vulnerabilidade. Os cenários de emissões são as descrições de potenciais descargas
futuras para a atmosfera de substâncias que afetam o balanço de radiação da Terra, tais
como gases de efeito estufa e aerossóis. Junto com informações sobre outras condições
relacionadas, tais como uso e cobertura da terra, fornecem insumos para os modelos
climáticos. Eles são produzidos a partir de modelos integrados de avaliação com base
em pressupostos sobre forçantes radiativas, como os padrões econômicos e crescimento
da população, desenvolvimento, tecnologia e outros fatores. Ao longo do tempo, a
informação fornecida pelos modelos integrados de avaliação e usada em modelos
climáticos tornou-se cada vez mais abrangente, incluindo as emissões em função do
tempo de gases radiativamente importantes e partículas, compostos precursores de
poluentes, e cobertura/uso do solo. Além disso, os cenários de emissões são capazes de
estimar os possíveis impactos econômicos das mudanças climáticas e os custos e
benefícios da mitigação, além de simular retroalimentações (feedbacks), permitindo a
exploração de mudanças na tecnologia, no desenvolvimento econômico e na política
(Moss et al., 2010).
Os quatro cenários básicos do IPCC (desde a publicação do SRES até o AR4)
foram divididos entre as famílias A1, A2, B1 e B2, onde ‘A’ e ‘B’ significam,
respectivamente, baixo e alto comprometimento com o desenvolvimento sustentável, e
‘1’ e ‘2’ significam a integração ou fragmentação regional, respectivamente. Desta
forma, o A1 é um mundo integrado não sustentável, de rápido crescimento econômico,
de populações a serem estabilizadas, de rápidas mudanças tecnológicas e de
convergência entre regiões. Este cenário possui três variantes que assumem diferentes
misturas de fontes de energia: (1) A1F1, no qual a ênfase tecnológica se dá por meio da
intensificação do uso de combustíveis fósseis; (2) A1T, onde prevalecem as fontes
energéticas não-fósseis; e (3) A1B, onde há um equilíbrio entre todas as fontes (Raskin
et al., 2005; Barker et al., 2007).
A2 é um mundo fragmentado e não sustentável no qual as regiões e nações
apresentam auto-suficiência e preservação de identidades locais com um crescimento
populacional relativamente alto. B1 é um mundo integrado e sustentável que apresenta
uma rápida mudança para uma economia de serviços e de tecnologias limpas, e a busca
de soluções globais para problemas econômicos, sociais e ambientais (excluindo
mudanças climáticas). E finalmente, B2 é um mundo fragmentado e sustentável no qual
as regiões e nações buscam vários modelos de desenvolvimento com diversas iniciativas
locais que balanceiam objetivos econômicos, sociais e ambientais (Raskin et al., 2005).
Os cenários de emissões nas pesquisas de mudanças climáticas – até o AR4 –
não acompanham as flutuações de curto prazo, como os ciclos de negócios ou a
volatilidade dos preços de mercado do petróleo. Eles focam as tendências de longo
prazo (décadas a séculos) nos padrões de energia e uso da terra, devido à lentidão de
resposta do sistema climático (séculos) para alterar as concentrações de gases de efeito
estufa. O foco em longo prazo também reflete o horizonte de longo prazo para substituir
as matrizes energéticas e a infra-estrutura econômica. A incerteza nos cenários de
emissões é resultado inerente às incertezas do futuro das condições sócio-econômicas e
da tecnologia, das políticas ambientais, e das diferenças nas representações dos
processos e das relações entre os modelos integrados de avaliação. Uma questão chave é
saber se as probabilidades podem ser utilmente associadas aos cenários ou os diferentes
níveis de forçamento radiativo; por exemplo, a probabilidade de que as concentrações se
estabilizem acima ou abaixo de um determinado nível (Moss et al., 2010).
O último conjunto de cenários do IPCC, contido no Relatório Especial sobre
Cenários de Emissões (SRES), publicado em 2000 e utilizado até o AR4, investigava a
incerteza das emissões futuras de gases de efeito estufa e poluentes de curta duração
dada uma ampla gama de forçantes. Alguns dos casos exploravam as implicações da
convergência econômica entre países desenvolvidos e em desenvolvimento. Às
projeções quantitativas dos cenários de gerações anteriores (SA90, IS92), foram
acrescentadas storylines (enredos ou narrativas) do futuro, o que facilitou a
interpretação dos cenários. Além disso, envolveu muitas equipes diferentes de
modeladores, ao invés de serem alimentados por apenas um ou dois modelos como nos
anteriores. No entanto, estes cenários ainda assumem que não existem ações políticas
para mitigar as mudanças climáticas (Moss et al., 2010).
Os cenários utilizados nas pesquisas em mudança do clima têm sido
tradicionalmente desenvolvidos através de um processo sequencial, seguido passo a
passo com lenta troca de informações entre as disciplinas. Para o Quinto Relatório de
Avaliação (AR5) do IPCC, com publicação prevista para 2013, os pesquisadores de
mudança do clima de diferentes disciplinas têm estabelecido um processo paralelo de
nova coordenação para o desenvolvimento de cenários. O processo paralelo começa
com quatro cenários futuros de forçantes radiativas, os RCPs – Caminhos
Representativos de Concentrações –, onde a palavra ‘representativos’ refere-se a um de
muitos cenários possíveis, e a palavra ‘caminhos’, aos níveis de concentrações de
interesse que não apenas a concentração de longo prazo, mas a trajetória ao longo do
tempo para alcançar tal resultado (Moss et al., 2010). Tal abordagem de cenários de
emissões, agora não mais na categoria de cenários exploratórios, mas em cenários
normativos (e.g., Alcamo, 2001), proporcionarão um quadro para a modelagem nas
próximas etapas de investigação baseadas em cenários (Moss et al., 2010).
Cada família de cenário receberá um número ao lado da sigla RCP, que indica a
forçante radiativa de interesse em 2100 para as pesquisas climáticas ligadas ao IPCC.
Por exemplo, agora existirão os cenários básicos: (1) RCP 8.5, onde o forçamento
radiativo é maior do que 8,5 W m-2 e a concentração de CO2 equivalente maior do que
1.370 ppm.; (2) RCP 6.0, onde o forçamento radiativo será de cerca de 6 W m-2 e a
concentração de CO2 equivalente em torno de 650 ppm.; (3) RCP 4.5, onde o
forçamento radiativo será aproximadamente de 4,5 W m-2 e a concentração de CO2
equivalente girará em torno de 650 ppm; e (4) RCP 2.6, onde o forçamento radiativo
ficará em torno de 3 W m-2 e a concentração de CO2 equivalente atingirá um pico de
cerca de 490 ppm antes de 2100 e então declinará (Moss et al., 2010).
Utilizando este ponto de partida, o processo paralelo incentiva a investigação
que caracterizará uma ampla gama de possíveis condições climáticas futuras, tendo em
conta as recentes observações climáticas e novas informações sobre os processos do
sistema climático. Os estudos avaliarão melhor as necessidades e estratégias de
adaptação, explorando opções de mitigação e melhorando a compreensão dos feedbacks
potencialmente grandes. O conceito de que os quatro caminhos de forçantes radiativas
podem ser atingidos por uma gama diversificada de variáveis socioeconômicas e de
cenários de desenvolvimento tecnológico é central ao novo processo paralelo. A
consequente colaboração intensificada entre as pesquisas em avaliações de impactos,
adaptação e vulnerabilidades melhorará a análise das questões complexas, como os
custos, riscos e benefícios de diferentes opções políticas e o futuro climático e sócioeconômico. Sendo assim, o processo paralelo reduzirá as defasagens entre a criação de
cenários de emissões, seu uso em modelagem climática, e a aplicação do resultado de
cenários climáticos em pesquisas sobre impactos, adaptação e vulnerabilidade (Moss et
al., 2010).
Na prática, a partir dos cenários, pode ser calculada a previsão da evolução da
temperatura média global ao longo deste século. É muito difícil hoje estabelecer qual
dos cenários do IPCC prevalecerá, por isso é importante ter em mente que eles devem
ser utilizados como guia geral e não como valores que serão certamente alcançados.
Qualquer que seja o quadro futuro, até mesmo se a emissão de gases de efeito estufa for
zero, observaríamos um aumento de temperatura da ordem de 0,3 °C devido à inércia do
sistema climático. As incertezas são ainda maiores em se tratando de avaliações
regionais do aumento de temperatura. Estudos mostram que essa elevação será desigual
para as várias regiões do globo, onde áreas de altas latitudes sofrerão aquecimento mais
pronunciado, e as regiões continentais sofrerão aquecimento maior do que as oceânicas.
A região ártica em particular poderá se aquecer em torno de 7 °C ao longo deste século.
Regiões da África também podem sofrer alterações expressivas, com aumentos de
temperatura de 4 a 5 °C ao longo deste século. Na América do Sul, a temperatura pode
aumentar em 5 °C, significando provavelmente uma quebra da estabilidade climática
para o ecossistema amazônico em particular (Artaxo, 2008).
De acordo com Artaxo (2008), pesquisadores da Universidade Federal de Minas
Gerais ligados ao Programa de Grande Escala da Biosfera-Atmosfera da Amazônia
(LBA), estudando cenários futuros de desmatamento nas taxas atuais e com as mesmas
políticas de ocupação, a área desmatada na Amazônia poderia chegar a 2.698.735 km²,
correspondendo a aproximadamente 45% da Amazônia brasileira. Tal desmatamento
emitiria cerca de 33 milhões de toneladas de carbono (Gt C) para a atmosfera, o que
corresponde a mais de 5 anos de todo o combustível fóssil queimado no planeta. O
mesmo estudo apresentou uma simulação de desmatamento até 2050 caso uma política
efetiva de governança fosse implantada na região Amazônica. Neste caso, a emissão de
carbono seria reduzida para 17 Gt C, e a área desmatada seria da ordem de 1.655.734
km². Mesmo no cenário mais positivo, ainda se prevê um desmatamento expressivo da
região.
O mesmo autor ainda cita que o Centro de Previsão de Tempo e Estudos
Climáticos do Instituto Nacional de Pesquisas Espaciais (CPTEC/INPE), por intermédio
do trabalho de José Marengo e Carlos Nobre, realizou uma análise “downscalling” para
o contexto do Brasil, e pôde ser observado que, no cenário B2 do IPCC, a temperatura
poderia aumentar de 3 a 4 °C em algumas regiões durante o período chuvoso na
Amazônia, mas o crescimento médio possivelmente seria da ordem de 2 graus. Para o
cenário A2, o aumento de temperatura para algumas regiões poderia girar em torno de 5
a 6 °C, particularmente no leste amazônico. Isto tornaria o ecossistema amazônico mais
suscetível a queimadas, razão pela qual algumas regiões da parte leste poderiam sofrer
uma perda considerável de área florestal. Com menor disponibilidade de água, maiores
temperaturas e maior evapotranspiração, seria provavelmente impossível manter
ecologicamente uma floresta tropical chuvosa, ocorrendo então um processo de
savanização. No entanto, as limitações dos modelos climáticos ainda são grandes e
novos conhecimentos podem alterar os resultados destes cenários.
Para concluir este capítulo, é importante ressaltar que a nova abordagem na
produção dos cenários é um esforço em direção à redução de tais incertezas e à maior e
mais eficaz integração entre as pesquisas das diferentes equipes ligadas ao IPCC.
3. Forçantes radiativas naturais e antropogênicas
Mudanças da quantidade de gases causadores do efeito estufa e aerossóis na
atmosfera, variações da radiação solar e na propriedade da superfície da terra, alteram o
equilíbrio energético do sistema climático. Estas mudanças são expressas como uma
força radiativa (Figura 3.1).
A força radiativa mede a influência que um fator tem para alterar o equilíbrio da
energia que entra e sai do sistema atmosférico terrestre e também é um medidor da
importância deste fator como um potencial mecanismo na mudança climática. As
mudanças observadas são expressas como uma força radiativa que é usada para
comparar como uma gama de fatores humanos e naturais influencia o aquecimento ou
esfriamento do clima global.
Desde o terceiro relatório do IPCC (TAR) e outras avaliações, tem-se concluído
que a forçante radiativa (RF) é uma ferramenta útil para estimar em primeira ordem a
relação global entre impactos do clima e diferentes mecanismos de mudança climática
(Ramaswamy et al., 2001). O valor da forçante radiativa pode ser usado para estimar o
equilíbrio global relativo à mudança da temperatura média da superfície em função dos
diferentes agentes que atuam no sistema. No entanto, a forçante radiativa não mede
outros aspectos das alterações climáticas ou do papel das emissões. Estudos anteriores
indicaram que os parâmetros de sensibilidade do Modelo Global de Circulação do
Clima (GCM) eram aproximadamente constantes (variação menor do que 25%) entre os
mecanismos (Ramaswamy et al., 2001). No entanto, este nível de concordância não foi
encontrado para certos mecanismos, como as variações do ozônio em algumas altitudes
e as mudanças na absorção dos aerossóis, porque as respostas do clima exibidas por
GCMs podem variam muito mais de 25%. Ramaswamy et al. (2001) concluíram que a
RF é a medida mais simples para a avaliação quantitativa dos mecanismos de mudança
climática, especialmente para os “gases de vida longa” (Long-lived Greenhouses –
LLGHGs). Os LLGHGs são os gases à base de flúor, como o Hexafluoreto de Enxofre
(Sfe), o Tetrafluormetano (PFC-14) e o Perfluoretano (PFC-116); com vida de 3200,
50000 e 10000 anos, respectivamente.
No AR4, os valores da força radiativa são de 2005, tendo como base o ano de
1750, que foi adotado como referência inicial dos estudos do IPCC, e são expressas em
Watts por metro quadrado (W m-2).
A compreensão dos processos físicos e químicos que afetam a composição da
atmosfera, bem como a interação entre eles, é de fundamental importância no
entendimento das mudanças climáticas globais.
Figura 3.1 – Processos físicos e químicos que alteram a composição da atmosfera.
De forma geral, as emissões provenientes das mais variadas origens – naturais
ou antropogênicas – como emissões industriais, emissões de vulcões,
emissão da
vegetação e dos oceanos; estas são transportadas para a atmosfera, sofrem alterações
físicas e químicas, e interagem com a radiação solar, criando a composição da
atmosfera.
No relatório do AR4, a comunidade científica passou a ter um entendimento
maior sobre a influência das atividades humanas no aquecimento ou no resfriamento do
clima. Constatou-se, a partir das análises dos resultados, com maior exatidão, que as
atividades humanas têm contribuído para o aumento da concentração de gases de efeito
estufa na atmosfera.
Considerando uma retrospectiva histórica do Brasil desde 1850, em termos de
emissão de gases, as mudanças de uso do solo passaram a ter uma expressiva relevância,
principalmente nos últimos 15 anos. A quantidade total de carbono liberada por este
processo é razoavelmente constante, enquanto as emissões de combustíveis fósseis
tiveram um aumento representativo, principalmente nos últimos 50 anos, sendo ainda a
maior fonte de gás de efeito estufa – excluindo o vapor d’água – para a atmosfera.
Analisando o Gráfico 3.1 é possível observar que, antes da revolução industrial,
a concentração de carbono era da ordem de 280 ppm; até 2005, atingiu cerca de 375
ppm, o que corresponde ao aumento médio na concentração deste gás de 33%. No que
diz respeito às concentrações de metano, estas mais do que dobraram nos últimos 150
anos, de tal maneira que as atividades humanas começaram a controlar a composição da
atmosfera, o que era um privilégio somente dos processos naturais até 150 anos atrás.
Gráfico 3.1 – Concentração do dióxido de carbono e metano.
O Gráfico 3.2 demonstra a concentração de dióxido de carbono nos últimos dez
mil anos, que corresponde ao período em que temos as variabilidades naturais da
concentração deste gás. Nos últimos 150 anos, constatou-se um aumento significativo
das concentrações de dióxido de carbono. Isso foi observado para o dióxido de carbono,
para o metano e para o terceiro gás em importância de efeito estufa, que é o óxido
nitroso (N2O). O dióxido de carbono é emitido principalmente pela queima de
combustível fóssil e pelo desmatamento em regiões tropicais. O metano é emitido
principalmente pelo gado, seguido pelo cultivo de arroz irrigado, o que mostra sua
associação com a agropecuária. Seguida destas principais atividades emissoras de
metano, vem a exploração e o envasamento de gás natural. O óxido nitroso é um gás
emitido basicamente quando se adiciona uréia e fertilizantes ao solo. Ele é processado
pelas bactérias do solo e emite quantidades significativas de N2O, estando também
associado às atividades agrícolas.
Gráfico 3.2 – Concentração de CO2 , CH4 e N2O nos últimos 10.000 anos.
O Gráfico 3.3 ilustra a concentração de CO2 em vermelho, ao longo dos últimos
650 mil anos; em azul, a concentração de metano e, em preto, uma medida da
temperatura neste mesmo período. É possível notar que, quando aumenta a
concentração de CO2 e de metano, existe um correspondente aumento da temperatura do
planeta nessa escala temporal, o que mostra claramente que a concentração de gás de
efeito estufa, pelo menos nessa escala, está diretamente vinculada à temperatura do
planeta.
Gráfico 3.3 – Concentração de CO2, CH4, e N2O nos últimos 650 mil anos.
Para a evolução da ciência do clima, foi de extrema importância constatar que o
sistema climático e os gases de efeito estufa retêm uma parte da radiação térmica que
nosso planeta irradiaria para o espaço, no entanto, o mais importante não é saber o valor
absoluto dessa radiação e sim mensurar o seu crescimento em relação ao ano de 1750,
para que se possa quantificar a influência dos fenômenos naturais e antropogênicos no
aumento da radiação em excesso absorvida pelo sistema climático.
Desta forma, a Figura 3.2 apresenta simplificadamente os cálculos relativos às
forçantes radiativas dos diversos fatores que impactam o clima terrestre. Analisando os
valores podemos observar que, quando o valor é positivo, está contribuindo para o
aquecimento do sistema climático. Já quando a forçante aparece com valor negativo,
impacta no sentido de resfriar.
Figura 3.2 – Média global das forçantes radiativas e seus intervalos de 90% de
confiança em 2005 para os principais agentes causadores das forçantes.
A forçante radiativa climática total, resultante destes vários fatores, é de 1,6
-
W m ² – o que acarretou em um aumento médio na temperatura de cerca de 0,76 ºC,
globalmente, no período entre os anos de 1750 e 2005.
Gases de Efeito Estufa de Longa Vida – Observa-se que a elevação da
concentração de gás carbônico (CO2) desde 1750 aumentou a retenção de radiação
infravermelha em 1,66 W m-2, enquanto que o incremento devido ao metano (CH4) foi
de 0,48 W m-². Já os valores para o óxido nitroso (N2O) e os clorofluorcarbonos (CFCs)
foram de 0,16 W m-2 e 0,34 W m-2, respectivamente. O aumento destes gases ocorreu
em escala global.
Ozônio – Este gás tem forte efeito no aquecimento, quando presente na baixa
troposfera. Suas concentrações têm aumentado significativamente nos últimos 250 anos
(com maior incremento a partir da década de 1980). Desta forma, é uma forçante
positiva de 0,35 W m-2. Porém, quando observamos o impacto das mudanças na
concentração do ozônio que ocorreram na estratosfera, a tendência é de resfriamento
(-0,05 W m-2), pois bloqueia os raios ultravioleta da radiação solar, e sua quantidade foi
reduzida a partir de 1750. Tal movimentação aconteceu em uma escala continental a
global.
Vapor de água oriundo do metano – A forçante radiativa relativa ao vapor
d’água estratosférico foi positiva em 0,07 W m-2, contribuindo pouco para o
aquecimento global. Este aumento aconteceu em nível global.
Albedo de superfície – A alteração do albedo terrestre (relação entre a energia
irradiada e o total absorvido) devido à mudança de uso no solo tem uma forçante
radiativa negativa de -0,02 W m-2, colaborando para o resfriamento do sistema
climático. Já o albedo associado ao carbono grafite sobre a neve apresentou valor
positivo de 0,1 W m-2 (contribuição para o aquecimento). Essas mudanças aconteceram
em níveis locais e continentais.
Aerossóis – O aumento da concentração de partículas de aerossóis causou um
resfriamento de -0,5 W m-2, devido ao seu efeito direto no clima, e de -0,7 W m-2 por
seu efeito indireto (por meio das alterações químicas na propriedade das nuvens de
absorver a energia, o albedo das nuvens). Assim, nota-se que o total do resfriamento por
aerossóis é de -1,2 W m-2, anulando uma parte do aquecimento devido ao CO2. Isso
acontece em escala continental a global.
Rastros lineares (deixados por objetos que se deslocam na atmosfera) –
Apresentaram uma forçante com um valor positivo de 0,01 W m-2. O aumento ocorreu
em escala continental.
Radiação solar – Já a alteração natural no brilho do Sol nestes 250 anos causou
aquecimento correspondente a uma forçante radiativa de 0,12 W m-2. Certamente, essa
alteração ocorreu em nível global.
Como mostra o resultado dos cálculos das forçantes radiativas realizados pelo
IPCC 2007, são os gases de efeito estufa os principais responsáveis pelo aumento da
temperatura da Terra, em especial, o CO2. O aumento das concentrações de gases de
efeito estufa e seus conseqüentes efeitos são melhor compreendidos neste relatório
(AR4) em relação aos anteriores, devido a uma melhor medição in situ, por meio de
satélites, estações de coletas de dados na superfície e um melhor conhecimento dos
modelos, embora ainda existam incertezas de como este complexo sistema funcione e
como poderá se comportar no futuro.
3.1. Forçantes verticais e alterações no equilíbrio da energia de superfície
A estrutura vertical de uma forçante radiativa tem importância no efeito da
resposta do clima, em particular para a avaliação regional de padrões verticais da
mudança de temperatura e também mudanças no ciclo hidrológico. Por exemplo, para
absorção de aerossóis, as forçantes de superfície são, indiscutivelmente, uma medida
mais útil (particularmente para o ciclo hidrológico) do que a RF (Ramanathan et al.,
2001; Menon et al., 2002). Note que uma perturbação no balanço da energia de
superfície envolve fluxos de calor sensível e calor latente, além da radiação de onda
longa, portanto, pode ser quantitativamente diferente em comparação com a RF
calculada na tropopausa e, portanto, não é representativo da perturbação do balanço de
energia na troposfera. Embora as forçantes derivadas da superfície acrescentem uma
descrição global da perturbação total provocada por um agente, este valor não pode ser
comparado diretamente, nem deve ser considerado isoladamente para avaliar a resposta
do clima. Portanto, forçantes de superfície são apresentadas como uma ferramenta
importante e útil para o diagnóstico que ajuda a compreender a resposta do clima.
3.2. Padrão Espacial das forçantes radiativas
Cada agente de uma forçante radiativa tem um padrão espacial único. Ao
combinar os agentes de RF, não se pode considerar a média mundial. Por exemplo,
mesmo com uma RF global média a partir do ano zero (ano de 1750, referência inicial
dos estudos do IPCC), significantes RFs regionais podem estar presentes e estas afetam
a resposta da média global da temperatura. Os padrões espaciais de RF também
influenciam o padrão de resposta do clima. No entanto, é importante ressaltar que, em
primeira ordem, padrões muito diferentes de RF podem ter padrões similares na
superfície; a localização de máxima RF raramente é coincidente com a localização do
máxima de resposta na superfície (ou seja, uma forçante de superfície raramente causa
uma RF sobre o mesmo local). A identificação dos diferentes padrões de resposta é
particularmente importante para a atribuição das alterações do clima do passado através
de medições indiretas, e também é importante para a previsão de padrões regionais de
mudanças climáticas futuras.
3.3. Efeito do forçamento radiativo
Efeito (E) é definido como a relação entre a sensibilidade do clima para um
determinado agente (λi), em relação à sensibilidade climática às emissões de CO2, ou
seja, Ei = λi / λCO2 (Joshi et al., 2003). Desta forma, o efeito de um determinado agente
é transformado em efeito de CO2 equivalente. Estudos preliminares constataram que os
valores de efeito para um número de forçantes mostram menor dependência do modelo
do que os valores de sensibilidade climática (Joshi et al., 2003). Efeitos das RF têm sido
utilizados para obter um passo a mais na intenção de estimar a provável resposta da
temperatura da superfície em relação ao que pode ser obtido através do valor RF
sozinho.
4. Potencial de reversibilidade de mudanças ambientais em termos de
efeitos climáticos
A partir do último relatório do IPCC (AR4), foi possível afirmar que o sistema
climático está em processo de aquecimento, e que este é inequívoco (IPCC, 2007).
Como elemento ilustrativo desta realidade, o AR4 faz referência às observações dos
aumentos das temperaturas médias globais do ar e dos oceanos, derretimento
generalizado da neve e do gelo e da elevação do nível global médio do mar, conforme
pode ser visualizado na Figura 4.1.
Figura 4.1 – Mudanças observadas na temperatura média global (a), média global do
nível do mar (b) e na cobertura de neve no hemisfério norte (c) durante o período de
1850 a 2000. Fonte: IPCC (2007).
Outro ponto importante a ser ressaltado é que o AR4 demonstrou claramente que
é muito provável1 que a maior parte do aquecimento observado nas temperaturas globais
médias desde meados do século XX está relacionada às emissões antrópicas de gases de
efeito estufa.
Através das premissas expostas até o momento, pode-se inferir que o sistema
terrestre como um todo pode ser impactado e, desta forma, apresentar implicações
negativas para os sistemas naturais e antrópicos.
1
Refere-se a uma margem de certeza acima de 90%.
Com relação a prejuízos aos sistemas humanos, o AR4 demonstra como
exemplo uma onda de calor que ocorreu na Europa no ano de 2003 entre junho a julho
de 2003, onde as temperaturas máximas variaram de 35 a 40 oC. O que chamou atenção
para este caso foi que o padrão da anomalia de calor observado na Europa apresentou
um padrão semelhante às simulações projetadas por modelos climáticos regionais para
as temperaturas de verão para o final do século XXI, no contexto do cenário A2.
Desta forma, é forte a evidência de que o aquecimento antropogênico já pode
aumentar o risco de ondas de calor como a observada na Europa em 2003, e que
ocasionou o falecimento de aproximadamente 35 mil pessoas, onde a maior parte das
vítimas foi eram idosos.
Como exemplo do prejuízo já observado para sistemas ambientais, pode-se
mencionar a pesquisa de Blaustein e Dobson (2006), onde os autores indicam que cerca
de dois terços das espécies de anfíbios (do gênero Atelopus, ver Figura 4.2) já foram
extintas (por volta de 74 espécies). E como explicação a pesquisa indica alterações no
padrão de infecção por fungo (Batrachochytrium dendrobatidis) decorrente de
mudanças nas taxas de temperatura.
Figura 4.2 – A Rã Dourada do Panamá é uma das 110 espécies ameaçadas.
Fonte: Blaustein e Dobson (2006).
Além da constatação dos impactos já presentes e potenciais em decorrência do
aquecimento global e da grande contribuição humana por meio dos gases de efeito
estufa para este processo, o AR4 trouxe outro expressivo avanço no contexto das
mudanças climáticas em relação ao terceiro relatório de avaliação (TAR), sendo
representado pelo maior número de simulações disponíveis feitas com um maior
número de modelos, além da existência informações adicionais obtidas por observações.
Neste sentido, cabe mencionar também que as simulações dos modelos cobrem
uma faixa de futuros possíveis, inclusive suposições idealizadas de emissão ou
concentração. Entre estas estão os cenários marcadores ilustrativos do SRES para o
período de 2000 a 2100 e experimentos de modelos com concentrações de gases de
efeito estufa e aerossóis mantidos constantes após 2000 a 2100.
Dado o avanço nas simulações dos modelos, foi possível constatar que o
aquecimento antrópico e a elevação do nível do mar continuariam durante séculos em
razão das escalas de tempo associadas aos processos climáticos e realimentações,
mesmo que as concentrações de gases de efeito estufa se estabilizassem. Ou seja,
através do AR4 foi possível averiguar a irreversibilidade (pelo menos para a escala de
vida humana) dos efeitos das mudanças climáticas. A seguir são listados alguns
impactos ambientais que são esperados ao longo do século XXI e até após este:
• Se o forçamento radiativo se estabilizasse em 2100 nos níveis dos cenários B1
ou A1B1, um aumento adicional na temperatura média global de cerca de 0,5 °C
ainda seria esperado, principalmente até 2200;
• Com base nas simulações atuais dos modelos, é muito provável que a célula de
revolvimento meridional (CRM) da circulação do Oceano Atlântico fique mais
lenta durante o século XXI;
• Tanto as emissões antrópicas de dióxido de carbono passadas quanto as futuras
continuarão contribuindo para o aquecimento e a elevação do nível do mar por
mais de um milênio, em razão das escalas de tempo necessárias para a remoção
desse gás da atmosfera;
• Projeta-se que a contração do manto de gelo da Groenlândia continue a
contribuir para a elevação do nível do mar após 2100;
• Se o forçamento radiativo se estabilizasse em 2100 nos níveis do cenário A1B, a
expansão térmica sozinha acarretaria uma elevação do nível do mar de 0,3 a 0,8
m até 2300 (relativa a 1980-1999). A expansão térmica continuaria por muitos
séculos, em razão do tempo necessário para transportar o calor às profundezas
do oceano;
• Se o forçamento radiativo se estabilizasse em 2100 nos níveis dos cenários B1
ou A1B, um aumento adicional na temperatura média global de cerca de 0,5°C
ainda seria esperado, principalmente até 2200.
4.1. Como o potencial de irreversibilidade será abordado no AR5?
O potencial de reversibilidade das mudanças ambientais decorrentes das
alterações climáticas no AR5 deve ser pautado no melhor entendimento dos
mecanismos da inércia térmica dos oceanos, assim como em suas implicações e “efeitos
colaterais” para os demais sistemas naturais e antrópicos.
Como exemplo ilustrativo de tal realidade, pode-se mencionar o estudo de
Solomon et al. (2009), onde os autores demonstram que o problema do aquecimento
global não deve ser pautado unicamente na magnitude dos impactos, mas também no
seu caráter de irreversibilidade, pelo menos em grande parte para os 1.000 anos após
cessar os atuais padrões de emissões de gases de efeito estufa antrópico. Ainda segundo
os mesmos autores, se as emissões atuais, que são de aproximadamente 385 ppm,
chegarem a valores entre 400 a 1200 ppm (ver Figura 4.3), é provável que se
apresentem determinados impactos irreversíveis para o próximo século como redução
de chuvas, aumento do nível do mar (de 0,4-1,0 m para emissões de 600 ppm e de 0,61,9 m se as emissões se aproximarem de 1000 ppm), aquecimento irreversível, dentre
outros.
Figura 4.3 – Simulação de valores de diferentes valores de emissões de dióxido de
carbono e os impactos inerentes aos mesmos quando as emissões são reduzidas a zero
(de 1890 ao ano 3000). Fonte: Solomon et al., 2009.
Outros estudos como o de Pattner et al. (2008) e Frolicher e Joos (2010),
também demonstram o potencial de irreversibilidade das mudanças ambientais
decorrentes do aquecimento global antropogênico mesmo quando os atuais padrões de
emissões são estabilizados ou mesmo zerados, fato que evidencia a maior complexidade
que envolverá o AR5.
5. Projeções climáticas regionais
No quarto relatório do IPCC (AR4), as projeções climáticas regionais estão mais
confiáveis devido ao avanço na modelagem e a compreensão dos processos físicos do
sistema climático. A partir de então, uma série conclusões importantes surgiram:
• O aquecimento de várias áreas é maior que a média global, apresentando relação
com a menor disponibilidade de água para a evaporação;
• O aquecimento geral aumenta a variabilidade espacial da precipitação,
contribuindo para a redução de chuvas nas regiões subtropicais e aumenta nas
latitudes elevadas e em partes dos trópicos;
• A maioria das projeções regionais de redução na precipitação para o século XXI
estão associadas a áreas adjacentes a estas altas subtropicais; e
• Há uma tendência de que a circulação das monções resultem num incremento da
precipitação devido à maior umidade de convergência, apesar de uma tendência
no sentido do enfraquecimento do fluxo das monções.
Os modelos de circulação geral atmosfera-oceano permanecem a principal fonte
de informação para as projeções climáticas regionais. Uma imagem mais clara e robusta
dos aspectos da mudança do clima regional emergiu devido à melhoria da resolução dos
modelos, ampliando a possibilidade de simulação dos principais processos.
Projeções de mudanças climáticas regionais apresentadas no AR4, representam
avaliação de informações em quatro fontes potenciais: simulações do Modelo Global de
Circulação Oceano-Atmosfera (AOGCM); diminuição da escala na simulação de
AOGCM utilizando técnicas para aperfeiçoar os detalhes regionais; compreensão física
dos processos que regem as respostas regionais; e as recentes alterações climáticas
históricas. Desta forma, a avaliação regional da mudança na precipitação depende da
convergência dos modelos globais e da diminuição da escala juntamente com as
percepções físicas dos processos.
Nas médias e altas latitudes, onde há unanimidade entre os modelos com bons
argumentos físicos, estes fatores reforçam a probabilidade de mudanças climáticas
regionais e, em alguns casos, apenas a compreenção física indica claramente a direção
das mudanças futuras.
O sumário das possibilidades demontra que a projeção regional do clima segue:
• Projeções de temperatura: estas são comparáveis com o TAR, porém a ordem de
grandeza e confiança das projeções regionais é agora maior, devido a um maior
número e variedade de simulações e melhoria dos modelos e uma compreensão
melhorada do papel das deficiências dos modelos e mais análises detalhadas dos
resultados. O aquecimento provável de todos os continentes muitas vezes é
maior que a média global.
• Projeções de precipitação: os padrões globais são comparáveis com o TAR,
porém com maior confiança nas projeções para algumas regiões. Para outras, há
razões para afirmar que as mudanças na precipitação projetada são prováveis a
muito prováveis, sendo que há também regiões em que a confiança projetada
ainda permanece muito fraca.
• Extremos: houve um grande aumento na disposição de análises de eventos
extremos. Em relação a este aspecto, as melhorias mais notáveis em termos de
grau de confiança estão relacionadas às ondas de calor, inundações e secas.
Apesar destes avanços, os modelos não são disponíveis para algumas regiões.
Em geral, projeções sobre eventos extremos nos trópicos permanecem incertas.
A dificuldade nas projeções da distribuição dos ciclones tropicais aumenta essa
incerteza. Mudanças nos ciclones extratropicais são dependentes de detalhes da
resposta da circulação atmosférica regional, que também ainda permanece
incerta em várias regiões.
5.1. Sumário para as regiões continentais
De forma geral, todas as áreas continentais apresentaram probabilidade de
aquecimento acima da média global. A figura 5.1 apresenta um quadro resumido da
magnitude das projeções de aquecimento para os continentes, e a figura 5.2 apresenta
algumas regiões onde é provável que ocorram algumas das mudanças mais
significativas do ciclo hidrológico.
Figura 5.1 – Variação da temperatura para as 6 regiões continentais para o intervalo de
1906 a 2005 e projeção por modelos MMD, incorporando forçantes conhecidas para
projeções de 2001 a 2100; considerando os cenários A1B (barra laranja), B1 (barra
Azul) e A2 (barra vermelha). As barras no final dos gráficos representam as projeções
previstas para o intervalo de 2091 a 2100. (Fonte: IPCC AR4).
Figura 5.2 – Apresenta algumas regiões onde é provável que ocorram algumas das
mudanças mais significativas do ciclo hidrológico, com dois painéis correspondentes
aos meses de junho, julho e agosto (JJA); e dezembro, janeiro e fevereiro (DJF). As
cores de fundo destas figuras representam a fração da AOGCMs (21 modelos), que
prevêem as variações prováveis na precipitação média em cada célula da grade (usando
o cenário A1B e comparando o período 2080-2099 com o período de controle de 1980 a
1999).
5.1.1. África
É muito provável que o aquecimento seja maior que a média global em todo o
continente e em todas as estações, com regime mais seco nas regiões subtropicais. A
precipitação anual é suscetível de diminuir em grande parte da África, Mediterrâneo e
Norte do Saara.
Existe suscetibilidade de diminuição das chuvas na região Sul e chuvas de
inverno nas margens ocidentais. Não é provável o aumento da precipitação média anual
na região oriental. Não existe consenso sobre como as chuvas na região do Sahel e Sul
do Saara devem evoluir neste século.
5.1.2. Europa e mediterrâneo
As temperaturas médias globais na Europa tendem a aumentar mais do que a
média global. O aquecimento no norte da Europa é suscetível de ser maior no inverno,
sendo que no verão o Mediterrâneo deverá ter aquecimento maior.
As temperaturas mais baixas no inverno tendem a aumentar mais do que a
temperatura média no inverno da região norte, e as mais elevadas temperaturas de verão
são suscetíveis de aumento no verão da região central e meridional.
É muito provável que a precipitação anual aumente na parte norte da Europa e
entre em queda na região do Mediterrâneo. Na Europa Central, a precipitação tende a
aumentar no inverno, porém diminui no verão. Extremos de precipitação diária são
muito suscetíveis de aumentar no norte da Europa. O número anual de dias de
precipitação tende a diminuir no Mediterrâneo. O risco de seca do verão tende a
aumentar na Europa Central e na zona do Mediterrâneo.
5.1.3. Ásia
É muito provável que o aquecimento na região da Ásia Central, Ásia Norte e
Planalto Tibetano seja maior do que a média global durante este século, e similar à
média global no Sudeste Asiático. É também muito provável que ondas de calor no leste
da Ásia sejam de longa duração, mais intensas e mais freqüentes. Devem haver menos
dias de muito frio no leste e sul asiático.
É muito provável que a precipitação de inverno na região Boreal aumente no
norte da Ásia e no Planalto Tibetano, e deve aumentar na Ásia Oriental e partes do sul
do sudeste da Ásia. É provável o aumento da precipitação de verão no norte, leste, sul e
sudeste da Ásia, porém é provável a diminuição na Ásia Central. Um Aumento na
freqüência de eventos de precipitação intensa em algumas partes do sul e leste da Ásia.
5.1.4. América do Norte
É muito provável que a maioria as regiões da América do Norte tenham
aquecimento maior do que a média global. Na região norte, o aquecimento é suscetível
de ser maior no inverno, e na maior parte do sudoeste dos EUA, no verão.
As menores temperaturas de inverno tendem a aumentar mais do que a
temperatura média no inverno no norte da América do Norte, e as mais elevadas
temperaturas de verão são suscetíveis de aumentar mais do que a temperatura média do
verão no sudoeste dos EUA.
É muito provável que a precipitação média anual aumente no Canadá e no
nordeste dos EUA, diminuindo no sudoeste dos EUA. No sul do Canadá, a precipitação
tende a aumentar no inverno e na primavera, mas diminui no verão.
5.1.5. América central e América do Sul
É muito provável que o aquecimento seja semelhante à média global no sul da
América do Sul, porém maior do que a média global no resto da região. É provável a
queda na precipitação anual na maior parte da América Central, com primavera boreal
relativamente seca. A precipitação anual é suscetível de diminuir no Sul dos Andes,
com mudanças na precipitação sendo maior no verão. A precipitação provavelmente
deve aumentar em “Tierra del Fuego” no inverno, e no sudoeste da América do Sul
durante o verão. É incerto como a precipitação média sazonal anual deve mudar ao
longo do norte da América do Sul, incluindo a floresta amazônica. Em algumas regiões,
existe uma coerência qualitativa entre as simulações (precipitação aumentando no
Equador e no norte do Peru, e diminuindo na ponta norte do continente e no nordeste do
Sul do Brasil).
5.1.6. Austrália e Nova Zelândia
É muito provável que o aquecimento nesta região tenha amplitude um pouco
maior do que os oceanos ao seu redor, mas compatível com a média do aquecimento
global. O aquecimento deve ser menor no sul, especialmente no inverno, a temperatura
na Ilha Sul da Nova Zelândia deverá manter-se menor do que a média global. Deve
haver um provável aumento da freqüência de temperaturas extremas e altas
temperaturas diárias na Austrália e Nova Zelândia, e diminuição na freqüência de frio
extremo. A precipitação é suscetível de diminuir no sul da Austrália no inverno e
primavera. É muito provável a diminuição da precipitação no sudoeste da Austrália no
inverno. A precipitação tende a aumentar no oeste e Sul Ilha da Nova Zelândia.
Mudanças na precipitação na Austrália do norte e central são incertas.
5.2. Regiões polares
As projeções indicam que é muito provável ocorrer um aquecimento durante este
século na maior parte do Ártico e também é muito provável que o aquecimento médio
anual ultrapasse o aquecimento médio global. Segundo as projeções para esta região, o
aquecimento será maior durante o inverno e menor no verão. Para a precipitação anual
no Ártico, é muito provável que haja um aumento mais significativo no inverno e menos
no verão. As projeções para esta região indicam que é muito provável que ocorra um
decréscimo na extensão e espessura do gelo marinho. Não há um consenso de como será
alterada a circulação no Oceano Ártico. Na Antártica é provável que ocorra
aquecimento e que a precipitação aumente sobre o continente. Não há uma certeza nas
projeções para as regiões polares das frequências de extremos de temperatura e
precipitação.
As regiões polares apresentam incertezas em suas projeções climáticas, que
estão associadas às variabilidades naturais que ocorrem nestas regiões, as interações de
processos e feedbacks, o que torna difícil a modelagem e também a falta de dados
observacionais. Além disso, a resolução dos modelos globais ainda não consegue
resolver alguns processos importantes. Para o AR5, acredita-se que as projeções irão
melhorar para as regiões polares, pois haverá estudos com modelos regionais (maior
resolução) e os modelos globais estarão mais evoluídos, ou seja, resolverão mais
processos, do que os modelos usados no AR4.
5.3. Pequenas ilhas
As projeções indicam que é provável que o nível do mar continue a subir neste
século em torno das pequenas ilhas do Mar do Caribe, Oceanos Índico e Pacífico Norte
e Sul. Para estas regiões é muito provável que ocorra aquecimento durante este século.
Este aquecimento é provável que seja um pouco menor do que o aquecimento global
médio anual em todas as estações do ano. É provável que as chuvas no verão diminuam
nos arredores das Grandes Antilhas. As projeções de precipitação em outras localidades
das Ilhas do Caribe e no inverno são incertas. Sobre o Oceano Índico Norte e Pacífico
equatorial, a precipitação anual provavelmente irá aumentar.
As projeções climáticas para pequenas ilhas apresentam muita incertezas, pois a
maioria dos modelos globais acoplados não tem resolução suficiente para representar
essas ilhas como continente e sim como oceano, e também porque existem poucos
estudos de downscalling para estas regiões. Além disso, há processos ainda
desconhecidos e informações insuficientes sobre as mudanças na TSM para determinar
a distribuição regional das mudanças de ciclones. Há uma discordância entre os
modelos quanto à distribuição regional da elevação do nível do mar e um número
limitado de modelos que estudam tempestades.
6. Referências Bibliográficas
Alcamo, J.; e Co-autores. In: Climate Change 1994. Radiative Forcing of Climate
Change and an Evaluation of the IPCC IS92 Emission Scenarios (eds. Houghton, J. T.
et al.) 247–304 (Cambridge Univ. Press, 1995).
Alcamo, J. Scenarios as tools for international environmental assessments.
Environmental issue report. Centre for Environmental Systems Research. University of
Kassel, Germany. 2001. 31 pp.
Alley, R.; e Co-autores. IPCC, Painel Intergovernamental sobre Mudança Do Clima.
Mudança do Clima 2007: As Bases das Ciências Físicas - Contribuição do Grupo de
Trabalho I ao Quarto Relatório de Avaliação do IPCC- Sumário para os Formuladores
de Políticas, Tradução: Anexandra de Ávila Ribeiro. Revisão da tradução: Serviço de
Tradução do Senado Federal. 2007.
Artaxo, P. 2008. Mudanças climáticas globais: cenários para o planeta e a
Amazônia. Artigo de internet. Endereço: www.mudancasclimaticas.andi.org.br.
Acesso em: 28/111/2010.
Artaxo, P. Encontro de Estudos: Mudanças Climáticas. Brasília: Presidência da
República, Gabinete de Segurança Institucional, 2007. 17-52p.
Avila, A.M.H. 2007. Uma Síntese do Quarto Relatório do IPCC. Revista
Multiciencia. Ed 8. Campinas 2007. 163-168p.
Barker, T.; e Co-autores. IPCC, Painel Intergovernamental sobre Mudança Do Clima.
Mudança do Clima 2007: Impactos, Adaptação e Vulnerabilidade - Contribuição do
Grupo de Trabalho III ao Quarto Relatório de Avaliação do IPCC- Sumário para os
Formuladores de Políticas, Tradução: Anexandra de Ávila Ribeiro. 2007.
Bengtsson, L.K., I. Hodges, and E. Roeckner. 2006. Storm tracks and climate change.
J. Clim., 19, 3518–3543.
Blaustein,A.R. and A. Dobson. 2006. Extinctions: A message from the frogs. Nature
439:143-144.
Burke, E.J., S.J. Brown, and N. Christidis. 2006. Modelling the recent evolution of
global drought and projections for the 21st century with the Hadley Centre climate
model. J. Hydrometeorol., 7, 1113–1125.
Camargo, S., A.G. Barnston, and S.E. Zebiak. 2005. A statistical assessment of
tropical cyclone activity in atmospheric general circulation models. Tellus, 57A,
589–604.
Chen, M., P. Xie, J. E. Janowiak, and P. A. Arkin. 2002. Global land precipitation: A
50-yr monthly analysis based on gauge observations. J. Hydrometeor., 3, 249–266.
Dai, A., K.E. Trenberth, and T. Qian. 2004. A global data set of Palmer Drought
Severity Index for 1870-2002: Relationship with soil moisture and effects of surface
warming. J. Hydrometeorol., 5, 1117–1130. PDSI data:
http://www.cgd.ucar.edu/cas/catalog/climind/pdsi.html.
Durman, C.F.; e Co-autores. 2001. A comparison of extreme European daily
precipitation simulated by a global model and regional climate model for present
and future climates. Q. J. R. Meteorol. Soc., 127, 1005–1015.
Emori, S., A. Hasegawa, T. Suzuki, and K. Dairaku. 2005. Validation,
parameterization dependence and future projection of daily precipitation
simulated with an atmospheric GCM. Geophys. Res. Lett., 32, L06708,
doi:10.1029/2004GL022306.
Forster P; e Co-autores. 2007. In: Climate Change 2007: The Physical Science Basis,
Changes in atmospheric constituents and in radiative forcing, ed Solomon S, et al.
(Cambridge Univ Press, Cambridge, UK, and New York), pp 747–845.
Forster, P.; e Co-autores. 2007 in Climate Change 2007: The Physical Science Basis,
Changes in atmospheric constituents and in radiative forcing, ed Solomon S, et al.
(Cambridge Univ Press, Cambridge, UK, and New York), pp 747–845.
Frolicher, T. L.; Joos, F. 2010. Reversible and Irreversible Impacts of Greenhouse
Gas Emissions in Multi-century Projections with the NCAR Global Coupled
Carbon Cycle-climate Model. Clim Dyn, 35: 1439-1459.
GFDL GAMDT - The GFDL Global Atmospheric Model Development Team. 2004.
The new GFDL global atmosphere and land model AM2-LM2: Evaluation with
prescribed SST simulations. J. Clim., 17, 4641–4673.
Intergovernmental Panel on Climate Change (IPCC). Climate Change, 2007: the
physical science basis (summary for policymakers). Gênova: IPCC Secretariat, 2007.
18p.
Iorio, J.P.; e Co-autores. 2004. Effects of model resolution and subgrid scale physics
on the simulation of precipitation in the continental United States. Clim. Dyn., 23,
243–258, doi:10.1007/s00382-004-0440-y.
Joshi, M.M.; K.P. Shine. 2003. A GCM study of volcanic eruptions as a cause of
increased stratospheric water vapor. J. Clim., 16, 3525–3534.
Kalnay, E.; e Co-autores. 1996. The NCEP/NCAR 40-year reanalysis project. Bull.
Am. Meteorol. Soc., 77, 437–471.
Kharin, V.V.; F.W. Zwiers; X. Zhang. 2005. Intercomparison of near surface
temperature and precipitation extremes in AMIP-2 simulations, reanalyses and
observations. J. Clim., 18(24), 5201–5223.
Kiktev, D., D.M.H. Sexton, L. Alexander, and C.K. Folland. 2003. Comparison of
modeled and observed trends in indices of daily climate extremes. J. Clim., 16(22),
3560–3571.
Kimoto, M., N. Yasutomi, C. Yokoyama, and S. Emori. 2005. Projected changes in
precipitation characteristics near Japan under the global warming. Scientifi c
Online Letters on the Atmosphere, 1, 85–88, doi: 10.2151/sola.2005-023.
Knutson, T.R., and R.E. Tuleya. 1999. Increased hurricane intensities with CO2induced global warming as simulated using the GFDL hurricane prediction
system. Clim. Dyn., 15(7), 503–519.
Knutson, T.R., and R.E. Tuleya. 2004. Impact of CO2-induced warming on simulated
hurricane intensity and precipitation: Sensitivity to the choice of climate model
and convective parameterization. J. Clim., 17, 3477–3495.
Le Treut, H.; e Co-autores. 2007: Historical Overview of Climate Change. In:
Climate Change 2007: The Physical Science Basis. Contribution of Working Group I to
the Fourth Assessment Report of the Intergovernmental Panel on Climate Change
[Solomon, S., D. Qin, M. Manning, Z. Chen, M. Marquis, K.B. Averyt, M. Tignor
and.L. Miller (eds.)]. Cambridge University Press, Cambridge, United Kingdom and
New York, NY, USA.
May, W. 2004. Simulation of the variability and extremes of daily rainfall during
the Indian summer monsoon for present and future times in a global time-slice
experiment. Clim. Dyn., 22, 183–204.
McDonald, R.E.; e Co-autores. 2005. Tropical storms: representation and diagnosis
in climate models and the impacts of climate change. Clim. Dyn., 25, 19–36.
Meehl, G.A., and C. Tebaldi. 2004. More intense, more frequent, and longer lasting
heat waves in the 21st century. Science, 305, 994–997.
Meehl, G.A., C. Tebaldi, and D. Nychka. 2004. Changes in frost days in simulations
of twenty-first century climate. Clim. Dyn., 23, 495–511.
Menon, S., J. Hansen, L. Nazarenko, and Y. Luo. 2002. Climate effects of black
carbon aerosols in China and India. Science, 297, 2250–2253.
Moss, R. H.; e Co-autores. 2010. The next generation of scenarios for climate change
research and assessment. Nature. Vol. 463 (11): 747-756.
Oouchi, K.; e Co-autores. 2006. Tropical cyclone climatology in a global-warming
climate as simulated in a 20 km-mesh global atmospheric model: Frequency and
wind intensity analyses. J. Meteorol. Soc. Japan, 84, 259–276.
Plattner, G.-K.; e Co-autores, 2008. Long-Term Climate Commitments Projected
with Climate–Carbon Cycle Models. J. Climate, 21, 2721–2751.
Ramanathan, V., P.J. Crutzen, J.T. Kiehl, and D. Rosenfeld, 2001: Atmosphere:
aerosols, climate, and the hydrological cycle. Science, 294, 2119–2124.
Ramaswamy, V.; e Co-autores. 2001. Radiative forcing of climate change. In: Climate
Change 2001: The Scientifi c Basis. Contribution of Working Group I to the Third
Assessment Report of the Intergovernmental Panel on Climate Change [Houghton, J.T.,
et al. (eds.)]. Cambridge University Press, Cambridge, United Kingdom and New York,
NY, USA, pp. 349– 416.
Raskin, P.; e Co-autores. Global Scenarios in Historical Perspective. Cap. 2. In:
Ecosystems and Human Well-being: Scenarios. 2005.
Solomon, S.; e Co-autores, 2009. Irreversible climate chance due to carbon dioxide
emissions. The National Academy of Science of The USA, vol. 106, no. 6, 1704-1709.
Sun, Y., S. Solomon, A. Dai, and R. Portmann. 2006. How often does it rain? J. Clim.,
19, 916–934.
Vavrus, S., J.E. Walsh, W.L. Chapman, and D. Portis. 2006. The behavior of extreme
cold air outbreaks under greenhouse warming. Int. J. Climatol., 26, 1133–1147.
Walsh, K.J.E., K.C. Nguyen and J.L. McGregor. 2004. Fine-resolution regional
climate model simulations of the impact of climate change on tropical cyclones
near Australia. Clim. Dyn., 22, 47–56.
Wollenberg, E.; e Co-autores. Anticipating Change:Scenarios as a tool for adaptive
forest management, a guide. Center for International Forestry Research. Bogor,
Indonesia. 2000. 44 pp.
Yoshimura, J., M. Sugi, and A. Noda. 2006 Influence of greenhouse warming on
tropical cyclone frequency. J. Meteorol. Soc. Japan, 84, 405–428.