Embora existam grandes lacunas no nosso conhecimento, é notável

2.3.3 COMO SABEMOS O CLIMA DO PASSADO?
Embora existam grandes lacunas no nosso conhecimento, é notável como os cientistas podem
descrever os climas do passado tal como o fazem na atualidade. Como era de se esperar,
quanto mais recuamos no tempo, menos detalhada é a informação existente em indicadores
como o registros geológicos.
Os dados instrumentais precisos são relativamente recentes. Os registos instrumentais da
temperatura começaram por volta de 1850. Os registos mais antigos de medições diretas da
concentração de carbono na atmosfera foram iniciados por Keeling, em 1958, no Observatório
de Mauna Loa, Havai.
Uma forma de mostrar as mudanças climáticas é através da temperatura média global do ar
perto da superfície da Terra e mares, o que não é uma tarefa fácil por uma série de razões.
Desde 1979, os satélites meteorológicos mediram a temperatura global atmosférica em
diferentes altitudes (fornecem dados com uma cobertura global mas, obviamente, isso nem
sempre foi possível). Antes os registos da temperatura de estações meteorológicas terrestres
tiveram que ter em conta a temperatura da superfície do mar proveniente das observações
feitas em navios. Outro problema é que as observações não são uniformemente distribuídas
ao longo do mundo, porque em algumas áreas as estações de observação são escassas.
Outra fonte de incertezas é a evolução dos instrumentos e procedimentos para medir a
temperatura durante os últimos dois séculos. No entanto, todos estes registos podem ser tidos
em conta no tratamento de dados e tem-se atingido um consenso entre análises efetuadas por
diferentes grupos de pesquisa em vários países.
A consistência encontrada entre as mudanças da temperatura das superfícies da terra e do
oceano, bem como entre os hemisférios norte e sul, é outra razão para a confiança na exatidão
desta análise.
Documentos históricos (diários, registos de agricultores e outros registos escritos sobre secas,
inundações e colheitas) fornecem informações valiosas sobre o clima. O crescimento anual de
anéis de árvores é outra fonte de dados climáticos. A partir da espessura do anel pode deduzirse a temperatura e precipitação em regiões que têm ciclos anuais. Através da observação das
sequências de anéis sobrepostos e espessuras de vida árvores, vigas e outros objetos de
madeira, tem sido possível obter padrões sobre a precipitação e a temperatura de milhares de
anos em várias regiões do mundo.
A rádio datação de carbono é uma técnica que utiliza o radioisótopo de ocorrência natural de
carbono chamado 14C (isótopos são formas diferentes do mesmo elemento, neste caso, de
carbono, que variam em sua massa atômica, pois este isótopo é 14) para determinar a idade
de restos orgânicos de achados arqueológicos. A técnica fornece uma boa estimativa da idade
da matéria orgânica formada nos últimos 50.000 anos. O carbono tem três isótopos: 12C (o
mais comum) e 13C, que são ambas estáveis, e 14C que é um isótopo instável. Quando as
plantas fixam o dióxido de carbono da atmosfera durante a fotossíntese eles incorporam
átomos de carbono na mesma concentração isotópica da que ocorre na atmosfera. Após as
plantas morrerem os radioativos de 14C decrescem a uma taxa constante. Assim a
comparação da fração restante de 14C de uma amostra com o esperado a partir da atmosfera,
permite estimar a idade dessa amostra.
O 14C é criado na atmosfera pelo impacto dos raios cósmicos sobre os átomos de nitrogênio
(que é um dos principais componentes do ar que respiramos). Partículas carregadas
produzidas pela radiação do sol defletem os raios cósmicos, de modo que a quantidade de
raios cósmicos a atingir a atmosfera e, por conseguinte, a taxa de produção de 14C podem ser
relacionados com a atividade da energia solar. Ao conhecer a idade de um tronco de árvore
por algum outro método, os anéis fornecem informação da atividade solar através da
concentração estimada do isótopo 14C.
Árvores - produzem pólen que criam depósitos sedimentares em lagos. O pólen decompõe-se
lentamente e cada espécie de pólen pode ser identificada pela sua forma característica. A
percentagem de pólen de uma determinada espécie fornece evidências para determinar as
condições do clima dos últimos 11 mil anos.
Sedimentos do fundo do oceano - Os cientistas têm vindo a perfurar o fundo do mar desde os
anos 70. Eles extraem profundos núcleos do material depositado durante longos períodos de
tempo. Os sedimentos contêm os resíduos de carbonato de cálcio da casca dos organismos
como o plâncton e foraminíferos bentónicos, que viviam no mar.
A maior parte do oxigénio no ar está na forma de isótopos 16O (massa atômica 16), mas uma
pequena fração (cerca de 1/1000) tem uma massa atómica de 18, designados por 18O. Ambos
os isótopos formam moléculas de água. Porque o 16O é mais leve do que o 18O, quando a
água do mar evapora, as moléculas contendo 18O tendem a ficar para trás. Os glaciares
desenvolvem-se pela precipitação de neve, que é mais rica em 16O que em 18O. Assim,
quando o derretimento glaciar se verifica, os oceanos que contenham menos água têm uma
maior concentração de 18O. Uma vez que os organismos vivos são fabricados a partir dos
átomos de oxigênio existentes no oceano, a relação 18O / 16O dentro das suas conchas
contém informações sobre o volume global de gelo.
Sedimentos oceânicos - contêm os chamados detritos de gelo-jangada removidos pela
superfície da terra por glaciares. Este material, depositado sobre o fundo do mar, quando os
icebergs se derretem, tem sido uma pista para a descoberta e datação de eventos Heinrich.
Figura 2.32 núcleo de gelo mostrando 11 camadas anuais (setas) comprimido entre as
camadas mais escura de inverno. De GISP site 2. Fonte: Wikimedia Commons
Núcleos verticais de gelo extraídos de folhas de gelo fornecem informações valiosas de climas
passados. Os núcleos de gelo têm vindo a ser perfurados principalmente na Groenlândia e na
Antártica, mas também em vários locais não-polares. O gelo é formado por camadas
sucessivas de quedas de neve ao longo de muitos anos, a neve re-cristalizou-se lentamente,
sob pressão, em gelo (ver Figura 2.32). O rácio de 18O / 16O dá informação da temperatura no
momento da congelação: neve relativamente quente é mais rica no isótopo mais pesado.
Em adição a padrões de temperatura, um núcleo de gelo fornece informações sobre a
composição atmosférica e atividade vulcânica.
Bolhas do ar ambiental - estão presas no gelo e, portanto, constituem um dado de longo prazo
da concentração de dióxido de carbono e outros gases na atmosfera. Ácidos vulcânicos em
camadas de neve, bem como depósitos de poeira fornecem indícios de atividade vulcânica e
climas de tempestade.
O núcleo de gelo mais famoso é o de Vostok, que fornece um registo de cerca de 420,000 anos
atrás. O nome vem de uma perfuração de 2,5 km de profundidade no bloco de gelo da
Antárctica pelos Russos na década de 1980 a 1990. Outro núcleo de gelo atinge uma
profundidade de 3,5 km e contém um registo de temperaturas e concentrações de dióxido de
carbono de há mais de meio milhão de anos.
Um dos resultados mais interessantes é a forte correlação entre a temperatura no passado e a
concentração atmosférica de dióxido de carbono e metano. Com um atraso de cerca de 1000
anos, as concentrações de gases de efeito estufa seguem as tendências da temperatura. Este
atraso sugere um processo de feedback positivo em que os gases de efeito estufa realçam a
mudança no clima. Quando os oceanos se tornam mais quentes, o dióxido de carbono é
libertado para a atmosfera e, inversamente, quando os oceanos se tornam mais frio, o dióxido
de carbono é absorvido. Isto acontece porque todo o gás solúvel em água torna-se mais
solúvel com a diminuição da temperatura.
No entanto, é evidente que as concentrações mais elevadas de dióxido de carbono na
atmosfera daTerra nos últimos 500 mil de anos eram de cerca de 300 partes por milhão em
volume (ver Figura 2.16) enquanto nos últimos 50 anos, eles passaram de 315,83 ppm, em
1959, para cerca de 380 ppm em 2005 (ver Figura painel inferior 2.15).
2.4 MODELOS CLIMÁTICOS
O objetivo é o entendimento dos processo físicos que produzem o clima e prever os efeitos
das suas mudanças e interações. Estas interações operam em diferentes escalas (no espaço e
no tempo, por ex. os processos atmosféricos têm uma escala de tempo diferente da dos
oceanos). Por isso, existe uma variedade de modelos de clima, dependendo dos diferentes
processos incluídos e dos intervalos de tempo considerados. Tal não significa que modelos que
incluam menor nº desses processos sejam menos fiáveis do que os mais complexos, o
importante é o objetivo em particular.
2.4.1 MODELOS DE BALANÇO DE ENERGIA
Energy balance models (EBMs) - determinar a evolução da temperatura do ar da superfície
devido a mudanças no equilíbrio radiativo global (T).
O EBM mais simples é o 0-D (zero dimensional) que tem em conta a Terra como uma esfera
uniforme. A taxa de variação da temperatura da superfície é proporcional à diferença entre a
energia recebida e a energia emitida pela terra (equilíbrio surge quando a energia recebida e
emitida são iguais).
A energia emitida (por unidade de área) é dada pela fórmula a radiação de corpo negro.
A energia recebida é a fração da radiação solar, que não é refletida pela superfície (albedo –
dependente da temperatura). Encontrar uma forma particular para esta ligação é a maneira
mais simples de parametrização.
A parametrização é uma descrição simplificada de um caso ou fenómeno cujo espaço de escala
é menor do que o espaço mínimo de escala que o modelo pretende resolver.
Neste exemplo, um albedo global é usado como um valor médio de albedo de diferentes
regiões da Terra, pois o modelo não é aplicável ao nível de albedos regionais.
A parametrização também pode ser incerta, uma vez que as descrições simplificadas do
modelo dependem das assunções do criador do mesmo.
O modelo o-D é útil para calcular as respostas da temperatura média global às mudanças nos
forcings radiativos.
Outro modelo é o 1-D (modelo de média zonal) – neste a Terra é divida por zonas e latitudes
(não como esfera uniforme), logo, pode ligar-se a dependência do albedo quer à latitude como
á temperatura. Para além da energia emitida para o espaço, a transferência de energia de uma
zona latitudinal para outra mais fria também é considerada.
A energia emitida para o espaço é parametrizada como função linear da temperatura, tendo
também em conta a absorção da radiação de onda de comprimento longo emitido por nuvens
e aerossóis na atmosfera.
A transferência de energia para uma zona vizinha é feita como sendo proporcional à diferença
entre a temperatura ambiente e uma temperatura média global.
2.4.2 MODELOS RADIATIVOS-CONVECTIVOS
É um tipo de modelo 1-D. Neste a dimensão de referência é a altitude em relação ao nível do
solo, em que a atmosfera é estudada por camadas (não necessariamente da mesma espessura)
e cada uma irradia para cima e para baixo como um corpo negro (o solo irradia para cima).
Cada camada é caracterizada pela absorvidade e é o balanço radiativo desses fluxos que
permite o perfil da temperatura, verticalmente.
Aqui, são identificados gradientes verticais superiores ao lapso da taxa adiabática lapso
(gradiente de temperatura acima do qual a atmosfera não pode mecanicamente estável pela
flutuabilidade de forças). Assim, os movimentos de gases atmosféricos entre as camadas
transferem energia para restaurar a estabilidade, por convecção.
Estes modelos têm sido utilizados para o desenvolvimento de esquemas para a formação e
evolução de nuvens (as nuvens aumentam o albedo e, por conseguinte, tendem a produzir
uma redução da radiação recebida, levando a uma menor temperatura média, por outro lado,
retêm a radiação vertical do solo, produzindo um efeito de estufa).
Modelos 2D (bidimensionais) – consideram quer a latitude quer a altitude. Assim, existem
fluxos de radiação horizontal entre colunas adjacentes e fluxos verticais entre as camadas
dentro da mesma coluna.
Também são necessários fluxos convectivos para restaurar o lapso da taxa adiabática que
atuam horizontal bem como verticalmente.