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INSTITUTO NACIONAL DE PESQUISAS NA AMAZÔNIA
UNIVERSIDADE DO ESTADO DO AMAZONAS
Programa de Pós-Graduação em Clima e Ambiente
IMPACTOS DAS MUDANÇAS NA COBERTURA VEGETAL E USO DA
TERRA NA RECICLAGEM DE PRECIPITAÇÃO NA BACIA
AMAZÔNICA: UM ESTUDO DE MODELAGEM NUMÉRICA.
LUIZ GUSTAVO TEIXEIRA DA SILVEIRA
Manaus, Amazonas
Novembro, 2015
2
LUIZ GUSTAVO TEIXEIRA DA SILVEIRA
IMPACTOS DAS MUDANÇAS NA COBERTURA VEGETAL E USO DA
TERRA NA RECICLAGEM DE PRECIPITAÇÃO NA BACIA
AMAZÔNICA: UM ESTUDO DE MODELAGEM NUMÉRICA
LUIZ GUSTAVO TEIXEIRA DA SILVEIRA
Orientador: Dr. Francis Wagner Silva Correia
Manaus, Amazonas
Novembro, 2015
Dissertação de mestrado
apresentada ao Programa de
Pós-Graduação em Clima e
Ambiente do INPA/UEA como
parte dos requisitos para
obtenção do título de Mestre
em Clima e Ambiente, área de
concentração Interações Clima-
Biosfera da Amazônia.
3
Dedico aos meus pais, por serem exemplos
de superação e comprometimento em todos
os momentos de suas vidas.
4
Agradecimentos
Primeiramente a DEUS por ter me dado o dom da vida e ter me ensinado a nunca desistir dos
meus objetivos e sonhos.
Ao professor Dr. Francis Wagner Silva Correia pela orientação, dedicação, atenção e
perseverança, principalmente nos momentos mais difíceis em que o projeto sofria grandes
problemas. Obrigado.
Aos meus pais Luiz Celso e Socorro Silveira, pela força, apoio, compreensão e
principalmente por sempre estarem ao meu lado nos momentos em que mais precisei.
Ao Instituto Nacional de Pesquisas da Amazônia e a Universidade do Estado do Amazonas
que me proporcionaram a oportunidade de adentrar em um curso de mestrado e ainda me
deram toda a infraestrutura para a conclusão do mesmo.
A todo o corpo docente da Pós Graduação em Clima e Ambiente, pelos ensinamentos e
experiências repassadas.
A Lene Santos e a Jéssica Santos, que foram pessoas que passaram em minha vida e tiveram
grande importância, me dando forças e acima de tudo compreensão, carinho e amor.
Aos meus amigos/irmãos Marcos Vinícius, Niniv Mendonça, João Carlos, Eloy Barreto,
Amarílis Donald, Jessica Figueiredo, João Paulo, por todos os momentos de alegria, diversão
e ajuda na minha construção acadêmica e profissional.
Aos amigos que conquistei durante o tempo de curso, Vinicius Rocha, Leonardo Vergasta,
Weslley Brito, Aline Correa, Adriano Pedrosa e Rildo Moura, pelas trocas de informações,
conhecimentos, risos e companheirismo.
E ainda aos meus alunos do Colégio da Polícia Militar do Amazonas, Beatriz Fonseca,
Kamilla Mariah, Deborah Dourado, Ingrid Chaves, Thaís Shaianne, por confiarem nos meus
ensinamentos e ainda por todo o respeito e carinho como professor.
5
RESUMO
O modelo regional ETA do Centro de Previsão de Tempo e Estudos Climáticos
(CPTEC/INPE) foi utilizado a fim de avaliar os impactos decorrentes das mudanças na
cobertura vegetal e uso da terra (desflorestamento) nos componentes do balanço de água e
Reciclagem de Precipitação na Amazônia. De forma geral, a distribuição espacial e sazonal
dos componentes do balanço de água e reciclagem de precipitação sobre o continente foi bem
representada pelo modelo regional ETA nas estações úmida e seca. Entretanto, o modelo
subestimou a precipitação em grande parte do país na estação úmida, principalmente nas
porções central-leste da Amazonia e Nordeste do Brasil, e superestimou no extremo noroeste
do continente e sobre a Cordilheira dos Andes. Em relação aos impactos decorrentes das
mudanças nos usos da terra na Amazônia na temperatura do ar, nos componentes de balanço
de água e na reciclagem de precipitação, não se observou mudança significativa para o
desflorestamento do ano base de 2010. Entretanto, as mudanças mais siginificativas
ocorreram nos cenários de desflorestamento de 2050 e 2100. Na média, a temperatura do ar
apresentou aumento de 1,5oC, 3,0
oC e 4,5
oC para os cenários 2010, 2050 e 2100. A
precipitação sofreu reduções de até 13% para o cenário 2050 e de 35% em 2100. A
evapotranspiração e a convergência de umidade tiveram impactos de -13,3% e +7%
respectivamente, para o cenário 2050, e ainda de -36,7% e +14% para o cenário 2100,
respectivamente. Em ambos os casos predominou-se o mecanismo de retroalimentação
negativo no qual, a redução relativa na evapotranspiração na média foi maior que a redução
na precipitação (aumento na convergência de umidade), o que representa um melhor cenário
se comparado com mecanismo positivo, pois o mecanismo de retroalimentação negativo tem
o papel de restaurar a degradação gerada na cobertura vegetal se a degradação antropogênica
for eliminada. Com relação à reciclagem de precipitação, observaram-se reduções de 9% e
29%, respectivamente, para os cenários 2050 e 2100. Na estação úmida a reciclagem foi
reduzida de 7,8% e 22%, respectivamente; e na estação seca as reduções foram de 12% e 33%
para os mesmos cenários, mostrando que os maiores impactos na reciclagem de precipitação
ocorreram na estação seca da bacia. A intensa redução na reciclagem de precipitação na
estação seca é um resultado preocupante, pois as mudanças na taxa de precipitação produzida
localmente podem estar associadas a um período seco mais longo.
6
ABSTRACT
The regional model ETA for Weather Prediction and Climate Studies Center
(CPTEC/INPE) was used to assess the impacts of changes in vegetal cover and land use
(deforestation) in the components of the water balance and precipitation recycling in the
Amazon. In general, the spatial and seasonal distribution of the components of the water
balance and recycling of precipitation over the continent was well represented by ETA model
in wet and dry seasons. However, the model underestimated precipitation in much of the
country during the wet season, especially in the central-eastern portion of the Amazon and
Northeast regions of Brazil, and overestimated in the extreme northwest of the continent and
over the Andes Mountains. Regarding the impacts of changes in land use in the Amazon in air
temperature, the water balance components and recycling of rainfall, there was no significant
change to the base year of the deforestation of 2010. However, the most significant changes
occurred in deforestation scenarios 2050 and 2100. On average, the air temperature increased
by 1,5°C, 3,0°C and 4.5 °C for scenarios in 2010, 2050 and 2100. Precipitation suffered up to
13% reductions for the scene in 2050 and 35% in 2100. The evapotranspiration and moisture
convergence had impacts of -13.3% and + 7% respectively for the scene in 2050, and still -
36.7% and + 14% for scenario 2100, respectively. In both cases it predominated the negative
feedback mechanism in which the relative decrease in evaporation on average was greater
than the reduction in precipitation (increase in moisture convergence), which represents a best
case scenario compared with a positive mechanism for the negative feedback mechanism
plays a role in restoring the degradation generated in vegetation cover to anthropogenic
degradation is eliminated. Regarding the recycling of precipitation, 9% reductions were
observed and 29% respectively for scenarios in 2050 and 2100. In the wet season the
recycling was reduced from 7.8% and 22%, respectively; and in the dry season the reductions
were 12% and 33% for the same scenarios, showing that the greatest impacts on rainfall
recycling occurred in the dry season of the basin. The intense decrease in rainfall recycling in
the dry season is a troubling result because the changes in locally produced precipitation rate
may be associated with a longer dry period.
7
Sumário
LISTA DE FIGURAS.................................................................................................................9
LISTA DE TABELAS..............................................................................................................14
LISTA DE QUADROS.............................................................................................................15
CAPÍTULO 1............................................................................................................................16
INTRODUÇÃO............................................................................................................16
1.1 Hipótese.......................................................................................................20
1.2 Objetivo.......................................................................................................21
1.2.1 Objetivos específicos....................................................................21
CAPÍTULO 2............................................................................................................................23
REVISÃO BIBLIOGRÁFICA......................................................................................23
2.1 Características do clima amazônico............................................................23
2.2 Mecanismos de retroalimentação de umidade.............................................25
2.3 Reciclagem de precipitação: estudos observacionais e numéricos..............26
2.4 Desflorestamento: estudos observacionais e numéricos..............................31
CAPÍTULO 3............................................................................................................................36
MATERIAS E MÉTODOS...........................................................................................36
3.1 Área de estudo.............................................................................................36
3.2 Método utilizado para quantificar a reciclagem de precipitação.................37
3.2.1 Método proposto por Trenberth....................................................38
3.3 Modelo regional Eta....................................................................................40
3.3.1 Coordenada vertical......................................................................40
3.3.2 Grade horizontal...........................................................................41
3.3.3 Dinâmica.......................................................................................42
3.3.4 Processos físicos...........................................................................42
8
3.4 Cenários de mudanças nos usos da terra.....................................................43
3.5 Estratégia de integração numérica...............................................................45
3.6 Validação do modelo regional.....................................................................47
CAPÍTULO 4............................................................................................................................49
VALIDAÇÃO...............................................................................................................49
4.1 Precipitação.................................................................................................49
4.2 Evapotranspiração.......................................................................................56
4.3 Fluxo e Convergência de umidade..............................................................57
4.4 Balanço de umidade....................................................................................61
CAPÍTULO 5............................................................................................................................64
IMPACTOS REGIONAIS............................................................................................64
5.1 Temperatura do ar........................................................................................64
5.2 Evapotranspiração.......................................................................................66
5.3 Convergência e Fluxo de umidade..............................................................69
5.4 Precipitação.................................................................................................75
5.5 Mudanças Sazonais no Balanço de água.....................................................77
5.5.1 Bacia Amazônica..........................................................................78
5.5.2 Amazônia Sul................................................................................80
5.5.3 Amazônia Norte............................................................................83
5.6 Reciclagem de Precipitação.........................................................................85
5.7 Balanço de Umidade....................................................................................90
5.8 Impactos Remotos.......................................................................................96
CAPÍTULO 6..........................................................................................................................106
CONCLUSÕES...........................................................................................................106
6.1 Sugestões para Trabalhos Futuros.............................................................110
REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS....................................................................................111
9
LISTA DE FIGURAS
Figura 1.1– Taxa média do desflorestamento na Amazônia (km2ano
-1) para o período de 1988
a 2014........................................................................................................................................17
Figura 1.2 - Modelo conceitual de reciclagem de precipitação. Os termos Pm e Pa referem-se
às taxas de precipitação provenientes da evapotranspiração e do vapor d‟água advectados para
a região, respectivamente; Fine Fout são os fluxos de vapor d´água que entra e sai da região
considerada, respectivamente; E é a taxa de evapotranspiração e W é o armazenamento de
água na atmosfera (água precipitável)......................................................................................20
Figura 2.1 - Distribuição espacial e temporal da precipitaçãona região amazônica.................25
Figura 2.2 - Regiões onde foi calculada a reciclagem de precipitação apresentada na tabela
2.1. R é a reciclagem de precipitaçãp e CF é a fração continental de
precipitação...............................................................................................................................27
Figura 3.1 - O bioma amazônico de acordo com área de abrangência do respectivo estudo....37
Figura 3.2 - Modelo conceitual de reciclagem de precipitação. Os termos Pm e Pa referem-se
às taxas de precipitação provenientes da evapotranspiração e do vapor d‟água advectados para
a região, respectivamente; Fin e Fout são os fluxos de vapor d´água que entra e sai da região
considerada, respectivamente;E é a taxa de evapotranspiração e W é o armazenamento de
água na atmosfera (água precipitável)......................................................................................38
Figura 3.3 - Coordenada vertical eta (utilizada no modelo de área limitada ETA. Destaca-
se também na figura a coordenada vertical sigma (e a variação das coordenadas verticais
em relação a topografia.............................................................................................................41
Figura 3.4 - Grade E de Arakawa, H representa as variáveis de massa e V representa as
variáveis de vento......................................................................................................................41
Figura 3.5 - Cenários de cobertura vegetal a serem utilizados nas simulações com o modelo
regional ETA (a) Mapa de vegetação elaborado pelo Projeto ProVeg com áreas desflorestadas
10
(ano base 2000); (b) Cenário projetado para o ano de 2050 e c) Cenário projetado para o ano
de 2100. Ambos cenários futuros elaborados pelo modelo DINÂMICA. Resolução: 1x1 km.
Cores: Verde (floresta), Amarelo (Cerrado), Azul (Água) e Vermelho (Pastagem
degradada).................................................................................................................................44
Figura 4.1- Distribuição da precipitação (mm dia-1
) para o período de fevereiro-abril (FMA):
(a) Simulada pelo modelo regional ETA; (b) GPCP, (c) GPCC, (d) MERGE, (e) CMAP, (f)
(CRU). Bias (mm dia-1
): (g) GPCP-ETA, (h) GPCC-ETA, (i) MERGE-ETA, (j) CMAP-ETA,
(k) CRU-ETA; REMQ (mm dia-1
): (l) GPCP-ETA, (m) GPCC-ETA, (n), MERGE-ETA, (o)
CMAP-ETA, (p) CRU-ETA.Coeficiente de correlação: (q) GPCP-ETA, (r) GPCC-ETA, (s)
MERGE-ETA, (t) CMAP-ETA e (u) CRU-ETA......................................................................51
Figura 4.2- Distribuição da precipitação (mm dia-1
) para o período de fevereiro-abril (JAS):
(a) Simulada pelo modelo regional ETA;(b) GPCP, (c) GPCC, (d) MERGE, (e) CMAP, (f)
(CRU). Bias (mm dia-1
): (g) GPCP-ETA, (h) GPCC-ETA, (i) MERGE-ETA, (j) CMAP-ETA,
(k) CRU-ETA; REMQ (mm dia-1
): (l) GPCP-ETA, (m) GPCC-ETA, (n), MERGE-ETA, (o)
CMAP-ETA, (p) CRU-ETA. Coeficiente de correlação: (q) GPCP-ETA, (r) GPCC-ETA, (s)
MERGE-ETA, (t) CMAP-ETA e (u) CRU-ETA......................................................................53
Figura 4.3- Regiões utilizadas para avaliação da variação sazonal da precipitação. Toda a
bacia amazônica (rosa), porção norte da bacia amazônica (verde) e porção sul da bacia
amazônica (preto)......................................................................................................................54
Figura 4.4– Variação sazonal da precipitação (mm dia-1
) simulada pelo modelo ETA e
proveniente das diferentes fontes: GPCP, GPCC, MERGE, CMAP e CRU. (a) bacia
amazônica, (b) porção norte da bacia amazônica e (c) porção sul da bacia
amazônica..................................................................................................................................55
Figura 4.5- Distribuição da evapotranspiração (mm dia-1
) para o período de fevereiro-abril
(FMA): (a) Simulado pelo modelo regional ETA, (a) NCEP/NCAR; (c) bias (mm dia-1
); (d)
REMQ (mm dia-1
); (e) coeficiente de correlação. Distribuição da evapotranspiração (mm dia-
1) para o período de julho-setembro (JAS): (f) Simulado pelo modelo regional ETA, (g)
NCEP/NCAR; (h) bias (mm dia-1
); (i) REMQ e (j) coeficiente de
correlação..................................................................................................................................57
Figura 4.6- Média sazonal do fluxo de vapor d‟água integrado verticalmente (kg m-1
s-1
) para
a estação úmida (FMA): (a) simulada pelo modelo regional ETA, (b) reanálises do
NCEP/NCAR (c) bias (kg m-1
s-1
). Estação seca (JAS): (d) simulada pelo modelo regional
ETA, (e) reanálises do NCEP/NCAR, (f) bias (kg m-1
s-1
).......................................................60
11
Figura 4.7- Média sazonal da convergência do fluxo de umidade (mm dia-1
) para o a estação
úmida (FMA): (a) simulada pelo modelo regional ETA, (b) reanálises do NCEP/NCAR (c)
bias (mm dia-1
). Estação seca (JAS): (d) simulada pelo modelo regional ETA, (e) reanálises
do NCEP/NCAR, (f) bias (kg m-1
s-1
)........................................................................................61
Figura 5.1 – Impactos na temperatura do ar (°C) decorrentes dos cenários de mudanças nos
usos da terra para as estações úmida e seca. Verão: (A) Distribuição da temperaturapara o
cenário CNTRL; (B) Impactos na temperatura decorrentes do cenário 2010 em relação ao
CNTRL; (C) Impactos na temperatura decorrentes do cenário 2050 em relação ao CNTRL;
(D) Impactos na temperatura decorrentes do cenário 2100 em relação ao CNTRL. Inverno:
(E) Distribuição da temperatura para o cenário CNTRL; (F) Impactos na temperatura
decorrentes do cenário 2010 em relação ao CNTRL; (G) Impactos na temperatura decorrentes
do cenário 2050 em relação ao CNTRL; (H) Impactos na temperatura decorrentes do cenário
2100 em relação ao CNTRL.....................................................................................................66
Figura 5.2 - Impactos na evapotranspiração (mm dia-1
) decorrentes dos cenários de mudanças
nos usos da terra para as estações úmida e seca. Verão: (A) Distribuição de evapotranspiração
para o cenário CNTRL; (B) Impactos na evapotranspiração decorrentes do cenário 2010 em
relação ao CNTRL; (C) Impactos na evapotranspiração decorrentes do cenário 2050 em
relação ao CNTRL; (D) Impactos na evapotranspiração decorrentes do cenário 2100 em
relação ao CNTRL. Inverno: (E) Distribuição de evapotranspiração para o cenário CNTRL;
(F) Impactos na evapotranspiração decorrentes do cenário 2010 em relação ao CNTRL; (G)
Impactos na evapotranspiração decorrentes do cenário 2050 em relação ao CNTRL; (H)
Impactos na evapotranspiração decorrentes do cenário 2100 em relação ao
CNTRL......................................................................................................................................69
Figura 5.3 - Impactos na convergência de umidade (mm dia-1
) decorrentes dos cenários de
mudanças nos usos da terra para as estações úmida e seca. Verão: (A) Distribuição de
convergência de umidade para o cenário CNTRL; (B) Impactos na convergência de umidade
decorrentes do cenário 2010 em relação ao CNTRL; (C) Impactos na convergência de
umidade decorrentes do cenário 2050 em relação ao CNTRL; (D) Impactos na convergência
de umidade decorrentes do cenário 2100 em relação ao CNTRL. Inverno: (E) Distribuição de
convergência de umidade para o cenário CNTRL; (F) Impactos na convergência de umidade
decorrentes do cenário 2010 em relação ao CNTRL; (G) Impactos na convergência de
umidade decorrentes do cenário 2050 em relação ao CNTRL; (H) Impactos na convergência
de umidade decorrentes do cenário 2100 em relação ao CNTRL.............................................71
Figura 5.4 - Impactos no fluxo de umidade (kg m-1
.s-1
) decorrentes dos cenários de mudanças
nos usos da terra para as estações úmida e seca. Verão: (A) Distribuição do fluxo de umidade
para o cenário CNTRL; (B) Impactos no fluxo de umidade decorrente do cenário 2010 em
relação ao CNTRL; (C) Impactos no fluxo de umidade decorrente do cenário 2050 em relação
ao CNTRL; (D) Impactos no fluxo de umidade decorrentes do cenário 2100 em relação ao
CNTRL. Inverno: (E) Distribuição do fluxo de umidade para o cenário CNTRL; (F) Impactos
no fluxo de umidade decorrente do cenário 2010 em relação ao CNTRL; (G) Impactos no
12
fluxo de umidade decorrente do cenário 2050 em relação ao CNTRL; (H) Impactos no fluxo
de umidade decorrentes do cenário 2100 em relação ao CNTRL.............................................74
Figura 5.5– Impactos na precipitação (mm dia-1
) decorrentes dos cenários de mudanças nos
usos da terra para as estações úmida e seca. Verão: (A) Distribuição da precipitação para o
cenário CNTRL; (B) Impactos na precipitação decorrentes do cenário 2010 em relação ao
CNTRL; (C) Impactos na precipitação decorrentes do cenário 2050 em relação ao CNTRL;
(D) Impactos na precipitação decorrentes do cenário 2100 em relação ao CNTRL. Inverno:
(E) Distribuição de precipitação para o cenário CNTRL; (F) Impactos na precipitação
decorrentes do cenário 2010 em relação ao CNTRL; (G) Impactos na precipitação decorrentes
do cenário 2050 em relação ao CNTRL; (H) Impactos na precipitação decorrentes do cenário
2100 em relação ao CNTRL.....................................................................................................77
Figura 5.6 – Ciclo anual das variáveis do balanço de umidade para toda a região Amazônica
para o cenário CNTRL e os três cenários de mudanças no uso da terra 2010, 2050 e 2100: (A)
Precipitação (mm dia-1
); (B) Evapotranspiração (mm dia-1
); (C) Convergência de umidade
(mm dia-1
); (D) Fluxo de umidade (kg m-1
s-1
); (E) Escoamento superficial (mm dia-1
)..........79
Figura 5.7 – Ciclo anual das variáveis do balanço de umidade para a porção Sul da região
Amazônica para o cenário CNTRL e os três cenários de mudanças no uso da terra 2010, 2050
e 2100: (A) Precipitação (mm dia-1
); (B) Evapotranspiração (mm dia-1
); (C) Convergência de
umidade (mm dia-1
); (D) Fluxo de umidade (kg m-1
s-1
); (E) Escoamento superficial (mm dia-
1)................................................................................................................................................82
Figura 5.8 – Ciclo anual das variáveis do balanço de umidade para a porção Norte da região
Amazônica para o cenário CNTRL e os três cenários de mudanças no uso da terra 2010, 2050
e 2100: (A) Precipitação (mm dia-1
); (B) Evapotranspiração (mm dia-1
); (C) Convergência de
umidade (mm dia-1
); (D) Fluxo de umidade (kg m-1
.s-1
); (E) Escoamento superficial (mm dia-
1)................................................................................................................................................84
Figura 5.9 – Distribuição mensal da reciclagem de precipitação (%) para o Cenário CNTRL:
(A) Janeiro; (B) Fevereiro; (C) Março; (D) Abril; (E) Maio; (F) Junho; (G) Julho; (H) Agosto;
(I) Setembro; (J) Outubro; (K) Novembro; (L) Dezembro.......................................................87
Figura 5.10 - Distribuição sazonal da reciclagem de precipitação (%) para o cenário CNTRL;
(A) Trimestre Fevereiro-março-abril; (B) Trimestre Maio-Junho-Julho; (C) Trimestre Julho-
Agosto-Setembro; (D) Trimestre Outubro-Novembro-Dezembro...........................................88
13
Figura 5.11 - Impactos na reciclagem de precipitação (%) decorrentes dos cenários de
mudanças nos usos da terra para as estações úmida e seca. Verão: (A) Distribuição da
reciclagem de precipitação para o cenário CNTRL; (B) Impactos na reciclagem de
precipitação decorrentes do cenário 2010 em relação ao CNTRL; (C) Impactos na reciclagem
de precipitação decorrentes do cenário 2050 em relação ao CNTRL; (D) Impactos na
reciclagem de precipitação decorrentes do cenário 2100 em relação ao CNTRL. Inverno: (E)
Distribuição da reciclagem de precipitação para o cenário CNTRL; (F) Impactos na
reciclagem de precipitação decorrentes do cenário 2010 em relação ao CNTRL; (G) Impactos
na reciclagem de precipitação decorrentes do cenário 2050 em relação ao CNTRL; (H)
Impactos na reciclagem de precipitação decorrentes do cenário 2100 em relação ao
CNTRL......................................................................................................................................90
Figura 5.12 – Regiões selecionadas para avaliação dos impactos das mudanças nos usos da terra na
precipitação total, precipitação advectada e local. Rosa - região Amazônica; Preto – Nordeste
brasileiro; Amarelo – Sudeste brasileiro; Verde – Sul do Brasil; Vermelho – Bacia do Prata..............96
Figura 5.13 – Ciclo Anual da precipitação total (mm.dia-1
), local (mm.dia-1
) e advectada
(mm.dia-1
) para a região Amazônica, nos quatro cenários simulados pelo modelo regional
ETA. (A) Precipitação total, (B) Precipitação local e (C) Precipitação advectada.................101
Figura 5.14 – Ciclo Anual da precipitação total (mm.dia-1
), local (mm.dia-1
) e advectada
(mm.dia-1
) para a região Nordeste, nos quatro cenários simulados pelo modelo regional ETA.
(A) Precipitação total, (B) Precipitação local e (C) Precipitação advectada...........................102
Figura 5.15 – Ciclo Anual da precipitação total (mm.dia-1
), local (mm.dia-1
) e advectada
(mm.dia-1
) para a região Sudeste, nos quatro cenários simulados pelo modelo regional ETA.
(A) Precipitação total, (B) Precipitação local e (C) Precipitação advectada...........................103
Figura 5.16 – Ciclo Anual da precipitação total (mm.dia-1
), local (mm.dia-1
) e advectada
(mm.dia-1
) para a região Sul, nos quatro cenários simulados pelo modelo regional ETA. (A)
Precipitação total, (B) Precipitação local e (C) Precipitação advectada.................................104
Figura 5.17 – Ciclo Anual da precipitação total (mm.dia-1
), local (mm.dia-1
) e advectada
(mm.dia-1
) para a bacia do Prata, nos quatro cenários simulados pelo modelo regional ETA.
(A) Precipitação total, (B) Precipitação local e (C) Precipitação advectada...........................105
14
LISTA DE TABELAS
Tabela 1.1 - Taxa de desflorestamento anual (km²/ano) em todos os estados da Amazônia
brasileira....................................................................................................................................18
Tabela 2.1 - Média anual da reciclagem de precipitação para diferentes regiões.....................28
Tabela 2.2 - Comparação de resultados de alguns experimentos de desflorestamento
utilizando modelos de circulação geral da atmosfera (MCGA) e modelos regionais
(MR)..........................................................................................................................................35
Tabela 3.1– Parâmetros biofísicos dos modelos de biosfera utilizados de acordo com o tipo de
vegetação...................................................................................................................................45
Tabela 3.2– Características das integrações numéricas para cada experimento utilizando o
modelo regional ETA-CPTEC..................................................................................................46
Tabela 4.1 – Componentes do balanço de umidade (mm.dia-1
) simulados pelo modelo regional
ETA e estimativas de precipitação (MERGE) e reanálises do NCEP/NCAR: para a média
anual, estações úmida e seca, e também para toda a bacia, porções norte e porção sul. P –
precipitação; E – evapotranspiração; R – escoamento superficial; C – convergência de
umidade; incremento de análise e medida relativo do
balanço......................................................................................................................................63
Tabela 5.1 – Componentes do balanço de umidade simulados pelo modelo regional ETA para
os quatros cenários de mudanças do uso da terra CNTRL, 2010, 2050 e 2100: para a média
anual, período úmido e período seco para as regiões Amazônica, porção Norte e Sul da bacia
Amazônica. P – precipitação (mm.dia-1
); E - evapotranspiração (mm.dia-1
); C – convergência
de umidade (mm.dia-1
); F - fluxo de umidade (kg m-1
.s-1
); R – escoamento superficial
(mm.dia-1
); REC – reciclagem de precipitação (%)..................................................................95
15
Tabela 5.2 – Partição da precipitação segundo o modelo proposto por Trenberth simulados
pelo modelo regional ETA para os quatros cenários de mudanças do uso da terra CNTRL,
2010, 2050 e 2100 para a média anual, período úmido e período seco para as regiões
mostradas na figura 5.12. P – precipitação Total (mm.dia-1
); Pl - precipitação proveniente da
evapotrasnpiração local (mm.dia-1
); Pa – precipitação proveniente de outras regiões
(advectada) (mm.dia-1
)............................................................................................................100
LISTA DE QUADROS
Quadro 3.1 – Parametrizações incluídas no modelo regional ETA-CPTEC............................43
16
CAPÍTULO 1
1. Introdução
A Amazônia possui a maior floresta tropical úmida do mundo com uma área total de
aproximadamente 6,3 milhões de km2, com cerca de 5 milhões em território brasileiro, o que
representa 56% das florestas tropicais da Terra. A Amazônia está posicionada nos trópicos,
onde as trocas de energia, umidade e massa entre a superfície continental e a atmosfera são
bastante intensas, fornecendo uma série de serviços ambientais fundamentais, tais como:
manutenção da biodiversidade, o armazenamento e absorção do excesso de carbono da
atmosfera e o transporte de gases traço, aerossóis e vapor d‟água para outras regiões do país e,
principalmente, a reciclagem de precipitação, e dessa forma, contribuindo para manutenção
do clima em escalas regional e global (Fearnside, 2003 e 2005; Rocha et al., 2004).
Devido a sua grande extensão, a floresta amazônica desempenha papel importante nos
balanços globais de carbono e água entre a superfície e a atmosfera (Grace et al., 1996; Malhi
et al., 1998; Cox et al., 2004; Marengo, 2006a,b). Recentes medidas realizadas durante o
Experimento de Grande Escala da Biosfera Atmosfera na Amazônia – LBA (Avissar e Nobre,
2002) indicam forte tendência de que as florestas não perturbadas da Amazônia funcionam
como pequenos sumidouros do excesso de dióxido de carbono da atmosfera (Phillips et al.,
2008). Com relação ao balanço de água, a Amazônica atua como uma das fontes
indispensáveis de calor para a atmosfera global por meio de sua intensa evapotranspiração e
liberação de calor latente de condensação na média e alta troposfera em nuvens convectivas
tropicais, contribuindo para a geração e manutenção da circulação atmosférica em escalas
regional e global (Artaxo et al., 2005; Fearnside, 2005; Marengo, 2006; Malhi et al., 2008;
Nobre et al., 2009a,b; Satyamurty et al., 2013). No presente, a bacia amazônica comporta-se
como um sumidouro de umidade da atmosfera, recebendo vapor d‟água tanto da floresta
tropical por meio da intensa reciclagem de precipitação (Trenberth, 1999), quanto do
transporte de umidade proveniente do Oceano Atlântico tropical (Marengo, 2005 e 2006b).
No contexto da circulação regional, a floresta amazônica constitui-se uma importante fonte de
umidade para o Centro, Sudeste e Sul do Brasil, assim como para o norte da Argentina,
incluindo a bacia do Prata, contribuindo para a ocorrência de precipitação nessas regiões
(Vera et al., 2006; Correia et al., 2007; Satyamurty et al., 2013).
Entretanto, a floresta amazônica é sensível às variabilidades e mudanças no sistema
climático, devido tanto às variações naturais, inerentes ao próprio sistema (interações não
17
lineares), quanto às antropogênicas, tais como: o aumento na concentração dos gases do efeito
estufa (GEE) na atmosfera e as mudanças no uso da terra, por exemplo: desflorestamento,
atividades agrícolas e urbanização (Costa e Yanagi, 2006; Correia et al., 2007; Foley et al.,
2007; D‟Almeida et al., 2007; Betts et al., 2008; Malhi et al., 2008).
Segundo levantamento realizado pelo Instituto de Pesquisas Espaciais (INPE), a taxa
de desflorestamento na Amazônia foi aproximadamente 5.500 km² no período de 2014 a
2015, com um aumento de 14% em relação ao período anterior (2013-2014), sendo a região
do Estado do Mato Grosso a área mais afetada (Tabela 1.1). Considerando a série histórica do
monitoramento mostrado na Figura 1.1, o desflorestamento total na Amazônia foi de
aproximadamente 413506 km², aproximadamente 15% do total da floresta amazônica
brasileira, com uma média anual de 14.800 km² entre os anos de 1988 a 2015 (INPE, 2015). A
forma mais detectável de mudanças no uso da terra na Amazônia tem sido a conversão de
florestas de dosséis fechados em campos de pastagens e de cultivos (Correia, 2005). Outras
formas de mudanças no uso da terra, em geral não incluídas nos levantamentos, são os cortes
seletivos de árvores para exploração madeireira e a conversão de áreas de cerrado e floresta
em campos para cultivos (Fearnside, 2003).
FIGURA 1.1 – Taxa média do desflorestamento na Amazônia (km2ano
-1) para o período de
1988 a 2015. Fonte: PRODES (2015)
18
Tabela 1.1 - Taxa de desflorestamento anual (km²/ano) em todos os estados da Amazônia
brasileira.
Estado/ano 2004-2010
(km²)
2011
(km²)
2012
(km²)
2013
(km²)
2014
(km²)
2015
(km²)
Acre 2.582 280 305 221 309 279
Amazonas 5.009 502 523 583 500 769
Amapá 344 66 27 23 31 13
Maranhão 5.793 396 269 403 257 217
Mato Grosso 31148 1120 757 1139 1075 1508
Pará 39612 3008 1741 2346 1887 1881
Rondônia 12815 865 773 932 684 963
Roraima 1935 141 124 170 219 148
Tocantins 833 40 52 74 50 53
Amazônia Legal 100098 6418 4571 5891 5012 5831
A avaliação dos impactos do desflorestamento no clima, utilizando tanto dados
observados quanto modelos numéricos do sistema climático, têm sido realizados em
diferentes estudos propostos na literatura como: Voldoire e Royer, 2004; Correia et al., 2006;
Sampaio et al., 2007; Foley et al., 2007; D‟Almeida et al., 2007; Betts et al., 2008; Nobre et
al., 2009, Rocha e Correia, 2010). Von Randow et al. (2004) avaliaram o microclima de áreas
de floresta tropical (Rebio Jaru, Rondônia) e de pastagem (Fazenda Nossa Senhora,
Rondônia) na Amazônia utilizando medidas micrometeorológicas e de fluxos de radiação, de
energia e de CO2 no escopo do projeto LBA. Os autores observaram que na estação chuvosa a
fração de evaporação na pastagem é 17% menor do que na floresta, com esta diferença
aumentando para 24% na estação seca; a temperatura superficial apresenta pouca variação
durante o ano; a umidade específica e a precipitação são muito reduzidas durante a estação
seca nos dois sítios em comparação com a estação chuvosa; comparando os dois sítios há
grandes diferenças na precipitação, umidade específica e déficit de umidade específica.
19
Modelos numéricos de circulação geral da atmosfera (MCGA) e modelos regionais
(MR) têm sido aperfeiçoados e empregados, cada vez mais, em estudos que envolvam trocas
de energia, água e momentum entre a superfície e a atmosfera, bem como para avaliar as
consequências climáticas decorrentes do desflorestamento parcial e de grande escala na
Amazônia. De forma geral, os diferentes estudos de modelagem numérica mostram que o
desflorestamento de grande escala na Amazônia conduz a impactos significativos nos
balanços de radiação, de energia e de água, com aumento na temperatura da superfície (1-
3oC), redução na evapotranspiração (- 40%) e redução na precipitação total da ordem de 30%
(Nobre et al., 1991; Manzi e Planton, 1996; Voldoire e Royer, 2004, Correia et al., 2007). Um
resultado importante no cenário de desflorestamento de grande escala é a maior redução na
precipitação sobre a Amazônia em relação à correspondente redução na evapotranspiração,
significando que a convergência do fluxo de umidade pode diminuir como resultado do
desmatamento, conduzindo assim, a um período seco maior na região. Entretanto, o
desflorestamento na Amazônia pode produzir efeitos climáticos contrastantes dependendo da
escala espacial associada às mudanças na cobertura vegetal, com aumento na precipitação em
cenários de desflorestamento de pequena escala e redução na precipitação em cenários de
grande escala, conforme também observado em diferentes estudos com modelos de circulação
global e regional (Baidya Roy e Avissar, 2002; Correia et al., 2007; D‟Almeida et al., 2007,
Rocha e Correia, 2010).
Embora os diferentes estudos sobre as mudanças nos usos da terra na Amazônia
tenham produzido novos conhecimentos acerca da interação entre os processos de superfície e
o ciclo hidrológico na região, os efeitos dos desflorestamentos no mecanismo de reciclagem
de precipitação na Amazônia ainda não são completamente compreendidos. O conceito de
reciclagem de precipitação refere-se ao mecanismo de retroalimentação “feedback” entre o
sistema superfície-atmosfera onde a evapotranspiração local contribui, significativamente, na
precipitação total sobre uma região (Figura 2.1). Em outras palavras, a reciclagem de
precipitação pode ser definida como a quantidade de água que evapotranspirada da superfície
terrestre em uma determinada região retorna na forma de precipitação sobre a mesma região
(Brubaker et al., 1993; Eltahir e Bras, 1994; Trenberth, 1999).
20
Figura 1.2 – Modelo conceitual de reciclagem de precipitação. Os termos Pm e Pa referem-se
às taxas de precipitação provenientes da evapotranspiração e do vapor d‟água advectados para
a região, respectivamente; Fine Fout são os fluxos de vapor d´água que entra e sai da região
considerada, respectivamente; E é a taxa de evapotranspiração e W é o armazenamento de
água na atmosfera (água precipitável). Fonte: Adaptado de Brubaker et al. (1993).
A grande maioria dos estudos sobre reciclagem de precipitação tem demonstrado que a
quantificação desse mecanismo (reciclagem de precipitação) é um forte indicador da
importância dos processos de superfície e do clima no ciclo hidrológico, assim como um
indicador da sensibilidade climática relacionada às alterações nesses processos (Silva, 2009;
Van der Ent et al., 2010; Satyamurty et al., 2013). Além disso, esses e outros estudos também
têm demonstrado que esse mecanismo é fortemente influenciado pela precipitação total, pela
evapotranspiração da superfície e pelo transporte de vapor d‟água sobre a região (Nóbrega et
al., 2005; Trenberth, 1999; Brubaker et al., 1993).
Diante dos possíveis impactos regionais decorrentes das alterações nos usos da terra
(desflorestamento) no clima, uma questão importante que se destaca na comunidade cientifica
é: “De que maneira o desflorestamento pode modificar o balanço de água e,
consequentemente, a Reciclagem de Precipitação na Amazônia?” Visando responder a
pergunta acima, foi realizado um estudo de sensibilidade do clima decorrente das mudanças
nos usos da terra na Amazônia. Como ferramentas utilizou-se o modelo regional ETA do
Centro de Previsão de Tempo e Estudos Climáticos (CPTEC-INPE) e cenários de mudanças
nos usos da terra na Amazônia.
1.1 Hipótese
Com base nos trabalhos citados anteriormente, a hipótese considerada nesse estudo é:
As mudanças na cobertura vegetal e uso da terra, decorrente de ações antropogênicas, alteram
21
de forma significativa os componentes do balanço de água, e consequentemente, a reciclagem
de precipitação na Amazônia.
1.2 Objetivos
Para verificar essa hipótese, o objetivo deste trabalho é realizar um estudo de
modelagem numérica a fim de avaliar os impactos decorrentes das mudanças na cobertura
vegetal e uso da terra (desflorestamento) na Reciclagem de Precipitação na Amazônia. Para o
cálculo da reciclagem de precipitação será utilizado um método fundamentado no balanço de
umidade na atmosfera. Nas simulações numéricas será utilizado o modelo climático de área
limitada ETA do Centro de Previsão de Tempo e Estudos Climáticos (CPTEC/INPE) e
também cenários de mudanças nos usos da terra (desflorestamento) na Amazônia referentes
ao estado atual e projeções para cenários futuros.
1.2.1 Objetivos específicos:
a) Determinar o papel da variabilidade natural do clima no mecanismo de reciclagem de
precipitação na Amazônia;
b) Determinar a variabilidade espaço-temporal dos componentes do balanço de água
referentes ao estado atual e cenários futuros de desflorestamento na Amazônia;
c) Determinar a variabilidade espaço-temporal da reciclagem de precipitação referentes
ao estado atual e cenários futuros de desflorestamento na Amazônia;
d) Determinar o papel dos mecanismos físicos responsáveis no processo de reciclagem de
precipitação referentes ao estado atual e cenários futuros de desflorestamento na
Amazônia;
Este trabalho está estruturado da seguinte maneira: no Capítulo 2, é discutido o estado
da arte sobre o tema fazendo uma revisão do clima amazônico e os mecanismos de
retroalimentação envolvidos no processo de reciclagem de precipitação; revisão dos estudos
observacionais e de modelagem numérica realizados com o objetivo de quantificar a
reciclagem de precipitação em diferentes regiões do planeta e os estudos de modelagem
numérica dos impactos no clima decorrentes do desflorestamento parcial e de grande escala
na Amazônia. No Capítulo 3, apresentam-se as principais características da área de estudo; os
métodos selecionados para quantificar a reciclagem de precipitação na bacia amazônica e as
bases de dados que serão utilizadas na etapa observacional e no processo de validação do
modelo regional. Na etapa de modelagem, são descritos o modelo climático regional ETA, do
22
Centro de Previsão de Tempo e Estudos Climáticos – CPTEC/INPE*. Finalmente são
apresentadas a estratégia de simulação numérica e a metodologia de avaliação estatística que
será empregada no processo de validação do desempenho do modelo ETA-CPTEC. No
capítulo 4, apresentam-se a validação do modelo regional ETA. E finalmente no capítulo 5, os
impactos referetens às mudanças no uso da terra nos componentes do balanço de água e na
reciclagem de precipitação. Neste capítulo ainda se faz um estudo de como a ação
antropogênica na cobertura do solo impacta regiões remotas no regime de precipitação local e
advectada.
*INPE. Instituto Nacional de Pesquisas Espaciais. 2008. Monitoring the Brazilian Amazon forest by
satellite: 2006-2007. São José dos Campos.
23
CAPÍTULO 2
REVISÃO BIBLIOGRÁFICA
Neste capítulo são discutidas as principais características do clima da Amazônia, os
mecanismos de retroalimentação envolvidos no processo de reciclagem de precipitação; os
estudos observacionais e de modelagem numérica realizados para quantificar e avaliar a
reciclagem de precipitação em diferentes regiões, e finalmente, uma descrição geral dos
estudos observacionais e de modelagem numérica dos impactos no clima decorrentes do
desflorestamento parcial e de grande escala na Amazônia.
2.1 Características do clima amazônico
O clima atual da região Amazônica é uma combinação de vários fatores, sendo que o
mais importante é a disponibilidade de energia solar por meio do balanço de energia. A
Amazônia brasileira, situada na região entre 5oN e 10ºS recebe no topo da atmosfera um valor
máximo de radiação solar de 36,7 MJ.m-2
.dia-1
em dezembro-janeiro e um valor mínimo de
30,7 MJ.m-2
.dia-1
em junho-julho (Salati e Marques, 1984). Na Amazônia Central os maiores
valores de radiação que alcançam a superfície ocorrem nos meses de setembro-outubro com
os mínimos nos meses de dezembro a fevereiro, sendo controlada pela distribuição de
nebulosidade advinda da migração SE/NW da convecção (Fisch et al., 1998).
Na Amazônia a temperatura do ar a superfície apresenta uma pequena variação ao
longo do ano, decorrente dos altos valores de energia solar que incidem na superfície, com
exceção da parte mais ao sul da bacia (Rondônia, Mato Grosso e Acre), na qual sofre ação dos
sistemas frontais, denominados localmente de “friagens” comuns entre maio e setembro
(Fisch et al., 1998). As médias anuais mostram temperaturas variando entre 26 e 28°C na
região central equatorial e uma amplitude térmica sazonal é de 1-2°C (Marengo e Nobre,
2009). Na bacia, os climas predominantes são equatorial quente e úmido (Tipo Af) e clima de
monção (Tipo Am) de acordo com a classificação climática de Köppen (Alvares et al., 2014).
A precipitação média anual é de 2.300 mm apresentando intensa variabilidade espacial e
24
temporal sobre a bacia. O regime de precipitação é influenciado por sistemas meteorológicos
de diferentes escalas, que interagem entre si, sendo eles (Rocha, 2001):
a) Sistemas de grande escala: zonas de convergências ligadas a circulações térmicas
diretas (ramo ascendente da circulação de Hadley-Walker), que migram sazonalmente
de noroeste para sudeste provocando, por exemplo, o aquecimento diabático no verão
do Hemisfério Sul responsável pela formação da Alta da Bolívia (AB);
b) Sistemas de escala sinótica (cerca de 1000 km): formação de aglomerados convectivos
associados à Zona de Convergência do Atlântico Sul no oeste, sudeste e sul da
Amazônia;
c) Sistemas sub-sinóticos (menores que 500 km): aglomerados de cumulonimbus (Cb)
associados às linhas de instabilidade (LI), tipicamente surgindo na costa Atlântica
forçadas pela circulação da brisa marítima e propagando-se para sudoeste Amazônia
adentro;
d) Sistemas de mesoescala e pequena escala: aglomerados de Cb (aproximadamente 100
km) e célula isolada de Cb (de 10 a 20 km).
Na região amazônica os maiores picos de precipitação estão localizados na fronteira entre
Brasil, Colômbia e Venezuela; na região costeira (litoral do Pará ao Amapá); e na região
Central da Amazônia (próximo a 5º S). Na fronteira entre Brasil, Colômbia e Venezuela o
total anual é de 3500 mm/ano. Nessa região não há período de seca. Segundo Fisch (1998) o
alto valor de precipitação nessa região é devido à ascensão orográfica, pela Cordilheira dos
Andes, da umidade transportada pelos ventos alísios de leste da Zona de Convergência Inter-
Tropical (ZCIT). Na região costeira, a precipitação é alta e sem período de seca definido,
devido à influência das linhas de instabilidade que se formam ao longo da costa litorânea
durante o período da tarde e que são forçadas pela brisa marítima. O máximo de chuva que
ocorre na região central da Amazônia está associado com a penetração de sistemas frontais
advindo da região Sul, contribuindo assim para maior nebulosidade e precipitação (Figura
2.1).
25
Figura 2.1 - Distribuição espacial e temporal da precipitaçãona região amazônica.
Fonte: Adaptado de Fisch et al. (1998).
2.2 Mecanismos de retroalimentação de umidade
A umidade que origina a precipitação sobre regiões continentais é proveniente de duas
fontes: (i) advecção de vapor d‟água oriundo de outras regiões por meio de movimentos de
massas de ar e (ii) o vapor d‟água local por meio da evapotranspiração da superfície da região.
A reciclagem de precipitação é definida como a água que evapora da superfície continental
dentro de um volume de controle e precipita no mesmo volume (Brubaker et al., 1993), ou
como o índice da razão da precipitação reciclada em relação à precipitação total.
A reciclagem de precipitação tem por característica uma relação não linear entre a
evapotranspiração, o transporte de umidade e a precipitação em uma região. A
evapotranspiração, por sua vez, depende da disponibilidade de umidade na área ou abaixo da
superfície (zona insaturada), que é evaporada diretamente ou através da transpiração da
vegetação. O transporte de umidade para a região depende da dinâmica atmosférica e das
fontes de origem da umidade. Consequentemente, qualquer alteração no uso e cobertura da
terra e também no clima que modifiquem esses processos pode afetar a quantidade de
precipitação sobre a região e também sua reciclagem.
26
Por meio de estudos observacionais e de experimentos numéricos sabe-se que a
evapotranspiração da superfície tem dois efeitos:
1. A evapotranspiração aumenta a umidade atmosférica, o que favorece mais
precipitação. Dados observacionais sobre a Amazônia e em outras regiões (Eltahir e
Bras, 1994; Trenberth, 1999) mostram uma contribuição significativa da
evapotranspiração local para a umidade atmosférica. A importância relativa depende
da quantidade de umidade advectada para a região, isto é, a evapotranspiração terá
efeito pronunciado quando a umidade advectada for pequena. Bosilovich e Schubert
(2001) calcularam uma taxa de reciclagem de precipitação 20% menor sobre a região
central dos Estados Unidos durante a inundação de 1993, quando uma grande
quantidade de umidade foi advectada para a região. Esta taxa é maior que 60% durante
o mesmo mês no ano seco de 1988, associada com menores quantidades de umidade
advectada;
2. A evapotranspiração altera a termodinâmica da coluna vertical de água, favorecendo
precipitações futuras. Maior evapotranspiração (associada com solos úmidos) reduz
tanto o albedo da superfície quanto a razão de Bowen (Brutsaert, 1982). Isto resulta
em maior saldo de radiação à superfície e aumento na transferência de calor para a
atmosfera, o que implica em aumento na energia estática úmida da camada limite. A
energia estática úmida desempenha um importante papel na dinâmica das tempestades
convectivas locais, o que fortalece a circulação de monção em grande escala (Schar et
al., 1999; Eltahir, 1998).
2.3 Reciclagem de precipitação: estudos observacionais e numéricos
Vários estudos observacionais e de modelagem numérica têm sido realizados com o
objetivo de quantificar e avaliar a reciclagem de precipitação em diferentes regiões do
planeta, como por exemplo os de: Budyko (1974), Molion (1975), Brubaker et al. (1993),
Elthair e Bras (1994 e 1996), Savenije (1995), Trenberth (1999), Bosilovich e Schubert
(2001), Nóbrega et al. (2005), Van der Ent et al. (2010) e Satyamurty et al. (2013).
Diversos trabalhos realizados estimaram diferentes taxas de reciclagem de
precipitação sobre uma mesma região. Isto ocorre, dentre outros fatores, devido ao método
27
utilizado para quantificar a reciclagem de precipitação, a fonte de dados utilizados e também o
período do ano considerado no estudo. Bosilovich e Schubert (2001), utilizando as reanálises
do National Aeronautics and Space Adrministration Goddard Earth Observing System
(GEOS-1), estimaram as taxas de reciclagem de precipitação sobre a região central dos
Estados Unidos em dois diferentes episódios de verão com dois métodos distintos: método
proposto por Brubaker et al. (1993) e o método proposto por Elthair e Bras (1996). Os autores
encontraram valores médios de reciclagem de precipitação da ordem de 25% e 36% para
ambos os períodos. A Tabela 2.1 apresenta os diferentes trabalhos propostos na literatura que
quantificam a reciclagem de precipitação média anual para algumas regiões. Os valores
médios encontrados nesses estudos podem ser também observados na Figura 2.2.
Figura 2.2 - Regiões onde foi calculada a reciclagem de precipitação apresentada na tabela
2.1. R é a reciclagem de precipitaçãp e CF é a fração continental de precipitação. Fonte:
Marengo (2006).
Budyko (1974) desenvolveu um modelo unidimensional para o cálculo da reciclagem
de precipitação a partir de dados de evapotranspiração e de umidade advectada para grandes
regiões. Neste estudo, o autor definiu a reciclagem de precipitação β como sendo a razão entre
28
a precipitação gerada localmente e a precipitação total. Budyko (1974) estimou um valor
médio de reciclagem de precipitação sobre a Eurásia de aproximadamente 11%.
Tabela 2.1 - Média anual da reciclagem de precipitação sobre diferentes regiões.
Bacia Amazônica Mississipi Oesta da
África
Eurasia Métodos e dados
Budyko
(1974)
11% Método unidimensional
de Budyko, e dados
observados de várias
fontes.
Molion
(1975)
Marques et al.
(1977)
56%
50%
Baseado na taxa total
de evaporação e
precipitação na
Amazônia.
Brubakeret al.
(1993)
24% 24% 31% 11% Método bi-dimensional
de Budyko, e dados
observados.
Eltahir e Bras
(1994)
25%
35%
Modelo numérico bi-
dimensional e duas
fontes de dados:
ECMWF e GFDL
Trenberth
(1999)
34% 21% Modelo de Brubakeret
al. (1993) com base na
escala de comprimento
L. Dados do CMAP,
NVAP e NCEP
Costa e Foley
(1999)
30% Modelo de Eltahir e
Bras (1994a) e
reanálises do
NCEP/NCAR (1976 -
1996)
Nóbrega et al.
(2005)
24% Modelo de Trenberth
(1999) e dados de
reanálises do
NCEP/NCAR (1978-
1998)
Silva (2009)
27% Modelo de Brubackeret
al. (1993) e as
reanálises do
NCEP/NCAR (1979-
2007)
Van der Ent et
al. (2010)
28% 27% 45% 28% Reanálises do ECMWF
(ERA-Interim, 1999-
2008)
Satyamurty et
al. (2013)
30% Reanálises do
NCEP/NCAR (1978-
2010)
29
Os estudos sobre o balanço de umidade na região amazônica foram inicialmente
realizados com observações de precipitação, vazões dos rios e dados de algumas poucas
estações de radiossondagem. Esses estudos mostraram que, em média, 50% da precipitação é
reciclada e volta à atmosfera por meio da evapotranspiração (Molion, 1975; Marques et al.,
1977). Outrossim, as pesquisas pioneiras consideraram que toda a evapotranspiração na bacia
era transformada em precipitação na própria região. No entanto, com base no estudo do
balanço dos isótopos de O18
do vapor d‟água que entra na região e nas águas do Rio
Amazonas, Salati et al. (1979) estimaram que grande parte do vapor que entra na região pelos
ventos alísios é transportado para fora da bacia e contribui para a geração de precipitação em
outras regiões. De acordo com os autores, esse fluxo de umidade é da ordem de
3 a 5 1012
m3 ano
-1 e parte desse vapor d‟água dirige-separa a região Centro-Sul do
continente sul-americano.
Brubaker et al. (1993) adaptaram o modelo desenvolvido por Budiko (1974) em duas
dimensões, com fluxos de umidade entrando e saindo em um volume de controle. Utilizando
dez anos de dados de vento e umidade observados, os autores determinaram a convergência
de vapor d‟água atmosférico e a fração da precipitação que tem origem local, sobre quatro
regiões continentais: Eurásia, África, América do Norte e Amazônia. De acordo com os
resultados obtidos, os autores verificaram que a contribuição da evapotranspiração para a
precipitação local varia sazonal e localmente. A reciclagem média anual determinada para as
quatro regiões foram: Eurásia – 11%; América do Norte – 24% e África Ocidental– 31%. Na
Amazônia, os valores máximo (32%) e mínimo (14%) foram estimados nos meses de
dezembro e junho, respectivamente.
Eltahir e Bras (1994) desenvolveram um modelo numérico bi-dimensional com dados
usados a partir de reanálises do ECMWF (European Centre for Medium-range Weather
Forecasts) e GDFL (Geophysical Fluid Dynamics Laboratory) para avaliar a reciclagem de
precipitação na Amazônia. Os autores encontraram que a contribuição da evapotranspiração
na precipitação local (média anual) para a Amazônia foi de 25% com dados do ECMWF e
35% com dados do GDFL. A diferença entre as duas estimativas fornece uma medida de erro
em torno das estimativas sobre a proporção da reciclagem, esses erros são na ordem de 10%
da precipitação total. O máximo de reciclagem de precipitação ocorreu no sudoeste da bacia
Amazônica com taxa de até 50%.
30
Trenberth (1999) utilizou o modelo proposto por Brubacker et al. (1993) e os dados do
CMAP (Climate Prediction Center Merged Analysis of Precipitation), NVAP (National
Aeronautics and Space Water Vapor Project) e dados de reanálise do NCEP/NCAR (National
Centers for Enviromental Prediction - National Center for Atmospheric Research), no
período de 1979-1995, para avaliar a distribuição espacial e sazonal da reciclagem de
precipitação em escala global. Os resultados encontrados mostraram que a reciclagem de
precipitação é dependente do parâmetro de escala de comprimento L. A reciclagem de
precipitação obtida para a região Amazônica neste estudo foi da ordem de 34%, enquanto que
no Mississipi foi em torno de 21%. Os autores descrevem que as maiores taxas de reciclagem
ocorrem nas regiões subtropicais, pois a evapotranspiração é alta nessas regiões e a
convergência de umidade é relativamente baixa. No entanto, sobre a bacia Amazônica a forte
advecção de umidade domina o fornecimento do vapor d'água sobre grande parte da região,
porém, a parte sul da bacia tem maior contribuição da evapotranspiração na reciclagem de
precipitação.
Costa e Foley (1999) avaliaram a variabilidade dos componentes do balanço de
umidade na bacia Amazônica no período de 1976-1996. Os autores utilizaram dados de
reanálise do NCEP/NCAR e verificaram que existe uma tendência de diminuição do
transporte de umidade, tanto de entrada como de saída para a região. Esta tendência está
relacionada a um enfraquecimento dos ventos alísios de sudeste, um enfraquecimento do
gradiente de pressão leste-oeste e um aumento da temperatura da superfície do mar (TSM) na
região equatorial do Atlântico Sul. Apesar disso, os autores mostraram (através do método
derivado de modelo de Eltahir e Bras (1994)) que, apesar de haver uma diminuição no
transporte de umidade para a região, há um aumento na reciclagem de precipitação interna.
Essa reciclagem de precipitação na região Amazônica foi estimada em 30% por Costa e Foley
(1999).
Nóbrega et al. (2005) utilizando dados de reanálises do NCEP/NCAR, referente ao
período de 1978 a 1998, analisaram os campos de fluxo de vapor d'água, evapotranspiração e
precipitação afim de estudar a variabilidade sazonal e interanual da reciclagem de
precipitação sobre a América do Sul. Os resultados mostraram valores de reciclagem de
precipitação relativamente pequenos sobre a Amazônia e Nordeste do Brasil, sendo maiores
na parte Central da América do Sul, com núcleos de até 50% durante o verão. Os aspectos
climatológicos da reciclagem de precipitação sobre a América do Sul indicam que a
contribuição da advecção de umidade é mais importante para a precipitação sobre a Amazônia
31
e Nordeste do Brasil, diferente das regiões Central e Sudeste, onde a evapotranspiração tem
um papel mais importante na precipitação. Nesse estudo a reciclagem média anual para a
bacia amazônica foi estimada em 24%.
Van der Ent et al. (2010) avaliaram a importância da circulação geral da atmosfera,
topografia e uso da terra nos padrões de reciclagem de precipitação sobre os continentes e na
distribuição mundial dos recursos hídricos. Através das reanálises do ECMWF (Era-Interim,
no período de 1998-2008), os autores quantificaram os índices globais de precipitação. Os
autores encontraram os seguintes resultados: na média 40% da precipitação sobre os
continentes têm origem na evapotranspiração da superfície terrestre; 57% de toda a
evapotranspiração da superfície retornam como precipitação sobre os continentes. Na
América do Sul, 70% dos recursos hídricos na bacia do Prata dependem da evapotranspiração
da floresta amazônica. Ainda na América do Sul o valor médio da reciclagem de precipitação
foi de 36%, sendo que na Amazônia obtiveram um valor de 28%.
Satyamurty et al. (2013) estimaram a reciclagem de precipitação para a região
Amazônica utilizando dados de reanálises do NCEP/NCAR para o período de 1978-2010. Os
autores avaliaram que cerca de 70% da umidade proveniente da evapotranspiração da região
Amazônica é advectada para outras regiões. Desse modo os 30% restantes são devolvidos
para a superfície na forma de precipitação. Os autores também observaram que as fontes de
umidade para a bacia Amazônia estão localizadas no Oceano Atlântico Tropical Norte e Sul e
que o transporte de umidade que alimenta a bacia ocorre de leste para oeste durante todas as
estações do ano.
2.4 Desflorestamento: estudos observacionais e numéricos
Von Randow et al. (2004) avaliaram o microclima de área e floresta e pastagem na
Amazônia utilizando dados micrometeorológicos e de fluxos de radiação, de energia e de CO2
Os autores observaram maiores quantidades de precipitação na floresta em relação a pastagem
durante o período de medidas. Na estação chuvosa a fração de evaporação na pastagem foi
17% menor do que na floresta, aumentando para 24% na estação seca. A temperatura da
superfície apresentou pouca variação durante o ano variando de 22°C a 27°C na área de
floresta e de pastagem. A umidade específica e a precipitação foram reduzidas de forma
significativa na estação seca, para ambos os sítios, em relação à estação chuvosa; entretanto,
32
observou-se grandes diferenças na precipitação, na umidade específica e no déficit de
umidade específica entre os sítios.
Nobre et al. (1991) utilizando do modelo de circulação geral da atmosfera (MCGA)
avaliaram o efeito do desflorestamento de grande da Amazônia no clima regional e global. Os
autores observaram que a substituição da floresta tropical por pastagem degradada conduz a
um aumento da temperatura da superfície em torno de 2,5ºC, assim como uma redução de
30% na evapotranspiração, de 25% na precipitação e de 20% no escoamento superfície na
região.
Dickinson e Kennedy (1992) utilizaram o modelo de circulação geral do NCAR
Community Climate Model para realizar simulações numéricas a fim de avaliar a resposta no
clima decorrente do desflorestamento em grande escala na Amazônia. Segundo os autores, a
precipitação reduziu aproximadamente 25% (1,4 mm dia-1
), enquanto que a evapotranspiração
e o escoamento superficial foram ambos reduzidos de 0,7 mm dia-1
.
Costa e Foley (2000) utilizaram o Modelo de Circulação Geral da Atmosfera
GENESIS acoplado ao Simulador Integrado da Biosfera (IBIS), para determinar os efeitos
combinados de desflorestamento em larga escala e o aumento da concentração de CO2 no clima
Amazônico. Os resultados mostraram que o desflorestamento conduz a uma redução de 0,73 mmdia-
1, como consequência da redução do movimento vertical acima da área desmatada. O efeito da
duplicação da concentração de CO2 na Amazônia implicou em um aumento de 0,28 mm dia-1
para a bacia. O efeito combinado do desflorestamento e aumento no CO2 é uma redução na
precipitação média da bacia da ordem de 0,42 mm dia-1
. Além disso, o efeito combinado do
desflorestamento com aumento da concentração de CO2 faz com que se tenha um aumento na
temperatura da superfície na bacia da ordem de 3,5 ºC.
Voldoire e Royer (2004) utilizaram o modelo ARPEGE-Climat GCM3 para avaliar os
impactos do desflorestamento na região amazônica com dois cenários de desflorestamento:
um cenário com cobertura vegetal atual e um cenário onde a floresta tropical foi substituída
por pastagem. Os autores observaram que há um intenso aumento na temperatura máxima e
uma diminuição na temperatura mínima durante a estação seca quando o estresse de água
domina. Valores diários de precipitação também indicam um enfraquecimento da atividade
convectiva. As condições termodinâmicas que favorecem a convecção é menos frequente, em
particular, na porção sul da Amazônia. Os resultados obtidos mostraram também que houve
33
uma moderada redução na evapotranspiração e uma redução na precipitação tendo assim um
impacto na reciclagem de precipitação, com maior impacto no nordeste da bacia Amazônica.
Gandu et al. (2004) utilizando o modelo regional RAMS (Regional Atmospheric
Modelling System) versão 4.4 forçado com reanálises do NCEP, avaliaram os impactos das
mudanças no uso da terra no balanço hidrológico na Amazônia. O estudo mostrou que houve
redução em 16% na precipitação nas áreas costeiras (do Amapá até o leste da ilha do Marajó)
decorrente da redução de convergência de umidade; assim como, uma redução de 10% na
precipitação na região central da bacia.
Correia et al. (2006) utilizaram o Modelo de Circulação Geral da Atmosfera do Centro
de Previsão de Tempo e Estudos Climáticos (CPTEC) acoplado ao esquema de superfície
Simplified Simple Biosphere Model (SSiB) para avaliar as consequências climáticas
decorrentes de modificações na cobertura vegetal na bacia Amazônica em três cenários
diferentes de desflorestamento: cenário atual, cenário de desmatamento para o ano de 2033 e
desflorestamento de grande escala na Amazônia. Em todos os cenários, um mecanismo de
retroalimentação negativo foi observado, pois o aumento na convergência de umidade agiu no
sentido de minimizar os efeitos da redução da evapotranspiração sobre as áreas desflorestadas.
Segundo os autores, isso é um melhor cenário se comparado ao mecanismo de
retroalimentação positivo. Quando a redução na precipitação é maior que a redução da
evapotranspiração (redução na convergência de umidade) a biosfera exerce um mecanismo
positivo na precipitação, fazendo com que haja novas degradações. No cenário atual, o
aumento na convergência de umidade sobrepujou a redução na evapotranspiração, conduzindo
um aumento na precipitação. Nos demais cenários, embora houvesse um aumento na
convergência de umidade, a redução na evapotranspiração foi mais significativa, conduzindo
um déficit de precipitação na região, principalmente na estação seca.
Sampaio et al. (2007), que utilizaram o Modelo Geral de Circulação da Atmosfera
(MCGA - CPTEC/INPE) e mapas de cobertura vegetal elaborados a partir do modelo de
vegetação dinâmica (Soares-Filho et al.,2006), as mudanças no uso da terra na Amazônia
fazem com que haja um aumento no albedo, aumento na temperatura da superfície e
diminuição da precipitação. Na Amazônia Oriental, onde as mudanças na cobertura do solo
deverão ser maiores, um aumento na temperatura da superfície e diminuição da
evapotranspiração e da precipitação serão observados, principalmente na estação seca. A
relação entre precipitação e desflorestamento mostra uma aceleração na diminuição da
34
precipitação devido ao desflorestamento em qualquer tipo de mudança no uso da terra. Houve
também uma diminuição da evapotranspiração decorrente da diminuição da rugosidade
aerodinâmica, ao índice de área foliar e a redução da profundidade das raízes.
Correia et al. (2007) avaliaram os impactos das mudanças na cobertura terrestre no
clima da Amazônia por meio do modelo de área limitada ETA acoplado com o Modelo
Simplificado de Biosfera Simples (SSiB) em quatro cenários de desflorestamento: a) nenhum
desmatamento; b) condições atuais; c) desflorestamento para o ano de 2033; d)
desflorestamento em grande escala. Em todos os cenários houve aumento na temperatura da
superfície com valores máximos da ordem de 2,8 ºC. Em todos os cenários foi observado um
mecanismo de retroalimentação negativo no ciclo hídrico, com maior quantidade de umidade
sendo transportada para as áreas desflorestadas. O aumento na convergência de umidade nos
dois últimos foi maior do que a redução na evapotranspiração, ocasionando um aumento na
precipitação. No entanto, no cenário de desflorestamento de grande escala houve um aumento
na convergência de umidade, mas não tão significativa quanto à redução na
evapotranspiração, ocasionando assim uma redução na precipitação. Os autores concluíram
que um desflorestamento parcial na Amazônia pode ocasionar um aumento na precipitação
local. Em contrapartida, um desflorestamento em grande escala pode fazer com que a situação
se torne insustentável levando a condições mais secas e, consequentemente, a redução na
precipitação.
A Tabela 2.2 mostra alguns resultados de estudos de desflorestamento na Amazônia
utilizando modelagem climática. Em geral, os diferentes estudos mostram redução na
precipitação, assim como redução na evapotranspiração. No entanto, não apresentam
nenhuma tendência na convergência de umidade, pois alguns trabalhos mostram aumento na
convergência de umidade e outros uma redução.
35
Tabela 2.2 - Comparação de resultados de alguns experimentos de desflorestamento utilizando modelos de circulação geral da atmosfera
(MCGA) e modelos regionais (MR).
Nobre
et al.
(1991)
Sudet al.
(1996a)
Sudetal.
(1996b)
Zhang e
Henderson-
Sellers
(1996)
Lean e
Rowntree
(1997)
Hahmann
e
Dickinson
(1997)
Costa e
Foley
(2000)
Voldoire
e Royer
(2004)
Gandu et
al.
(2004)
Correia et
al. (2006)
Sampaio
et al.
(2007
Nobre et
al. (2009)
NMC GLA GLA CCM1 UKMO CCM2 GENESIS ARPEGE BRAMS CPTEC CPTEC CGCM
Resolução(lat
x long)
2,5°
× 3,75°
4° × 5° 4° × 5° 4,5° × 7,4° 2,5°
× 3,75°
2,8°
× 2,8°
4,5°
× 7,5°
2,8°
× 2,8°
2,5°
× 2,5°
2° × 2° 2° × 2° 2,75°
× 3,75°
Esquema de
superfície
SSiB SSiB BATs Warrilowet
al. (1986)
BATs IBIS ISBA LEAF SSiB SSiB SSiB
Comprimento
da simulação
1 ano 3 anos 5 anos 25 anos 10 anos 10 anos 15 anos 29 anos 13 meses 3 anos 7 anos 90 anos
Comprimento
rugosidade(m)
2,65/0,08 2,65/0,85 2,00/0,20 2,10/0,026 2,00/0,05 1,51/0,05 2,8/1,0 2,35/0,05 2,55/0,020 2,55/0,020 2,55/0,020
Albedo 0,092/,014 - 0,12/0,19 0,13/0,18 0,12/0,19 0,135/0,17 0,13/0,17 0,13/0,18 0,13/0,18 0,13/0,19 0,13/0,18
∆P (mm/dia) -1,76 -1,5 -0,3 -1,1 -0,4 -1,0 -0,70 -0,4 -10 a
16%
-0,7 -2,4 -3,3
∆E (mm/dia) -1,36 -1,2 -1,2 -0,6 -0,8 -0,4 -0,60 -0,4 +6,0 -1,3 -0,8 -
∆R (mm/dia) -0,40 -0,3 +0,8 -0,5 +0,4 -0,6 -0,10 -0,01 - +0,6 -
∆T (ºC) +2,5 +2,0 +2,6 +0,3 +2,4 +1,0 +1,4 -0,1 +1 +2,2 +0,1 +2,0
∆ C (mm/dia) Redução Aumento Redução Aumento Redução Redução Redução Redução Aumento Redução Redução
36
CAPÍTULO 3
MATERIAIS E MÉTODOS
Uma vez que o seguinte trabalho envolve modelagem climática, apresentam-se
neste capítulo as principais características da área de estudo; o método selecionado para
quantificar a reciclagem de precipitação na bacia amazônica, fundamentado no balanço
de umidade na atmosfera, o modelo regional climático ETA do Centro de Previsão de
Tempo e Estudos Climáticos – CPTEC/INPE, os cenários de mudanças nos usos da
terra (desflorestamento) na Amazônia, e finalmente a estratégica de simulação numérica
e a metodologia de avaliação estatística empregada no processo de validação do
desempenho do modelo regional ETA.
3.1 Área de estudo
A bacia amazônica possui uma área de 6,3 milhões de km2, sendo que
aproximadamente 5 milhões estão em território brasileiro e o restante distribuída entre
os países da Venezuela, Bolívia, Colômbia, Equador, Peru, Guiana, Suriname e Guiana
Francesa. O Brasil abrange cerca de três quartos dessa área, denominada de Amazônia
Legal, da qual fazem parte os estados do Pará (PA), Amazonas (AM), Rondônia (RO),
Roraima (RR), Acre (AC) e Amapá (AP) e parte dos territórios do Maranhão (MA),
Tocantins (TO) e Mato Grosso (MT) (Figura 3.1). No cinturão de máxima diversidade
biológica do planeta (aproximadamente um quarto das espécies animais e vegetais) a
Amazônia se destaca pela extraordinária continuidade de suas florestas, pela ordem de
grandeza de sua principal rede hidrográfica (a descarga média do rio Amazonas no
oceano Atlântico é cerca de 220.000 m3 s
-1, o que corresponde a 20% da descarga total
de água doce nos oceanos do mundo) e pelas sutis variações de seus ecossistemas, em
nível regional e de altitude (Ab‟Sáber, 2003 e 2008; Marengo e Nobre, 2009; Ross,
2011).
37
Figura 3.1: O Bioma Amazônia de acordo com área de abrangência do respectivo
estudo. Fonte: Sistema de Informações Geográficas (shapes) oriundos da plataforma
IBGE (2010) - estados, países e região, e plataforma ORE-HYBAM (2003) - rede
hidrográfica e bacia Amazônica. Elaborado por Donald e Silveira (neste trabalho).
3.2 Método utilizado para quantificar a reciclagem de precipitação
O mecanismo de reciclagem de precipitação (β) é definido na literatura com sendo a
razão entre a precipitação gerada localmente (Pl) pela precipitação total (P) em uma
determinada área, ou seja: β=Pl/P. Contudo, diferentes abordagens são utilizadas para
formular métodos a fim quantificar a reciclagem de precipitação: método do balanço de
umidade e método das moléculas de água. O método do balanço de umidade da
atmosfera (Budyko, 1974; Brubaker et al., 1993; Eltahir e Bras, 1994; Savenije, 1995;
Schar et al., 1999; Trenberth, 1999) faz uso de dados de estações meteorológicas,
reanálises ou simulações de modelos atmosféricos. Por outro lado, o segundo método
avalia a trajetória de moléculas de água na atmosfera desde sua fonte de origem até a
ocorrência de precipitação (Koster et al., 1986; Dirmeyer e Brubaker, 1999). Neste
estudo, o método selecionado para quantificar a reciclagem de precipitação na
Amazônia é fundamentado no balanço de umidade na atmosfera conforme descrito a
seguir.
38
3.2.1 Método proposto por Trenberth
O método descrito por Budyko (1974) e, posteriormente, reformulado por
Brubaker et al. (1993) e Trenberth (1999), define que, considerando a escala de
comprimento L(m), a evapotranspiração E (mm dia-1
) e a precipitação total P (mm dia-1
)
em uma determinada região, os fluxos de vapor d‟água que entra (Fin) e sai (Fout) nessa
região (Figura 3.2) podem ser determinados pela Equação 3.1:
Figura 3.2 – Modelo conceitual de reciclagem de precipitação. Os termos Pm e Pa
referem-se às taxas de precipitaçãoprovenientes da evapotranspiração e do vapor d‟água
advectados para a região, respectivamente; Fin e Fout são os fluxos de vapor d´água que
entra e sai da região considerada, respectivamente;E é a taxa de evapotranspiração e W é
o armazenamento de água na atmosfera (água precipitável). Fonte: Trenberth (1999).
LPEFF inout (3.1)
no qual o fluxo horizontal médio de vapor d‟água na área é definido como:
LPEFFFF inoutin 5,05,0 (3.2)
No método proposto por Trenberth (1999), a precipitação total (P) na região é
particionada em precipitação de origem local (Pl) e precipitação de origem advectiva
(Pa), ou seja:
al PPP (3.3)
Dessa forma, o fluxo horizontal médio proveniente da umidade advectada para a
região é dado por:
39
LPF ain 5,0 (3.4)
E o fluxo horizontal médio oriundo da evapotranspiração local é dado por:
LPE l5,0 (3.5)
Assumindo que a atmosfera é bem misturada, de maneira que a razão da
precipitação proveniente da advecção versus àquela decorrente da evapotranspiração é
proporcional à razão entre o fluxo de umidade advectado e o evapotranspirado, então,
tem-se a seguinte expressão:
LPE
LPF
P
P
l
ain
l
a
5,0
5,0
(3.6)
Logo, a reciclagem de umidade (β) pode ser determinada por:
in
l
FEL
EL
P
P
2
(3.7)
Utilizando a Equação 3.2, a reciclagem de umidade (β) pode ser reescrita da
seguinte forma:
FPL
EL
2
(3.8)
Portanto, o pressuposto básico deste método é que a atmosfera é bem misturada
e a mudança no armazenamento de umidade na atmosfera é desprezível em comparação
aos outros termos. Os resultados da reciclagem, obviamente, dependem do comprimento
do domínio (L) o que, de certo modo, pode dificultar a definição da extensão da área da
região. Trenberth (1999) e Brubaker et al. (1993) recomendam que seja utilizada para a
bacia amazônica a escala de comprimento L = 2.750 km no cálculo da reciclagem de
precipitação.
40
3.3 Modelo climático regional ETA
O ETA é um modelo atmosférico de área limitada (regional) que foi
desenvolvido pela Universidade de Belgrado e aprimorado ao longo dos anos por
pesquisadores do o Centro de Previsão de Tempo e Estudos Climáticos – Instituto
Nacional de Pesquisas Espaciais Climáticos (CPTEC/INPE) (Mesinger et al., 1988;
Black, 1994; Janjic, 1994; Chou et al., 2005 e 2012). O modelo ETA é designado para
pesquisa ou uso operacional em meteorologia, seu nome deriva da letra grega (, que
denota a coordenada vertical (Mesinger 1984), uma das características do modelo. O
modelo de área limitada se propõe a complementar e a aumentar o detalhamento do
modelo global sobre uma área de interesse. A maior resolução espacial permite prever
com maiores detalhes fenômenos associados a frentes, orografia, brisa marítima,
tempestades severas, etc., enfim, sistemas organizados em mesoescala.
3.3.1 Coordenada Vertical
O ETA é um modelo regional em ponto de grade baseado na coordenada vertical
(Mesinger, 1984), que é definida pela Equação 3.9:
tref
tsfcref
tsfc
t
pp
pZp
pp
pp
0
(3.9)
onde p é a pressão atmosférica e Z é a altitude. Os índices t e sfc referem-se ao topo da
atmosfera e à superfície, respectivamente. Do mesmo modo, o índice ref indica o valor
da pressão de uma atmosfera de referência. Portanto, a topografia é resolvida na forma
de degraus discretos, visto que a coordenada baseia-se em pressão, o que a torna
aproximadamente horizontal (Figura 3.3). Tal característica reduz consideravelmente os
problemas nos cálculos das derivadas horizontais próximas de regiões montanhosas,
como a Cordilheira dos Andes na América do Sul, e consequentemente o termo
importante da força do gradiente horizontal de pressão.
41
Figura 3.3– Coordenada vertical eta (utilizada no modelo de área limitada ETA.
Destaca-se também na figura a coordenada vertical sigma (e a variação das
coordenadas verticais em relação a topografia.
3.3.2 Grade horizontal
As equações do modelo ETA são discretizadas para a grade E de Arakawa. A
distância entre dois pontos adjacentes de massa ou de vento definem a resolução da
grade. A Figura 3.4 apresenta a distribuição dos pontos na grade E. A variável H
representa a posição das variáveis de massa e V representa a posição das componentes
horizontais do vento. Esta grade é regular em coordenadas esféricas, tendo o ponto de
interseção entre o equador e o meridiano de 0o transladado para o centro do domínio.
Figura 3.4 - Grade E de Arakawa, H representa as variáveis de massa e V representa as
variáveis de vento.
42
3.3.3 Dinâmica
As variáveis prognósticas são: temperatura do ar, componentes zonais e
meridionais do vento, umidade específica, pressão à superfície, energia cinética
turbulenta e água líquida ou gelo das nuvens, que são distribuídas sobre a grade E de
Arakawa. A integração no tempo utiliza a técnica de particionamento explícito “split-
explicit” (Gadd, 1978), onde os termos devido ao ajuste pelas ondas de gravidade
inerciais são integrados separadamente dos termos devido à advecção. Um esquema
“forward-backward” trata dos termos responsáveis por esse ajuste (Janjic, 1979),
enquanto o esquema “Euler-backward” modificado trata dos termos de advecção
horizontal e vertical. O esquema de diferenças finitas no espaço emprega o método de
Janjic (1984) que controla o falso escoamento de energia para as ondas mais curtas. A
desratização espacial é na forma de volume finito nas 3 dimensões e todas variáveis.
3.3.4 Processos Físicos
As parametrizações incluídas no modelo (Quadro 3.1) são: esquema de difusão
turbulenta na Camada Limite Planetária (CLP) descrito por Mellor-Yamada2.5 (Mellor
e Yamada, 1974); esquema de radiação de ondas curta e longa segundo Fels e
Schwarztkopf (1975) e Lacis e Hansen (1974), respectivamente; a precipitação no
modelo é produzida pelos esquemas de parametrização de cúmulos, proposto por Betts-
Miller-Janjic (Janjic, 1994), e microfísica de nuvem, descrito em Zhao et al. (1997); os
processos de superfície são parametrizados de acordo com o esquema NOAH (Ek et al.,
2003), que contém 4 camadas de solo (da superfície à camada mais profunda, os níveis
são: 10, 30, 60 e 100 cm) para a temperatura e umidade, assim como distingue 12 tipos
de vegetação e 7 tipos de textura de solo. O mapa de vegetação inclui as alterações
decorrentes da acentuada ação antropogênica que vem ocorrendo no bioma amazônico
nos últimos anos (Sestini et al., 2002).
No intuito de representar as mudanças no clima mais realísticas, algumas
modificações foram introduzidas no modelo regional. O modelo ETA foi adaptado para
utilizar a temperatura da superfície do mar (TSM) derivada das médias mensais do
modelo global ou de reanálises. Nesse sentido, o modelo atualiza diariamente a TSM
através de uma interpolação linear. A inclusão de CO2 no modelo ETA deve-se ao
43
trabalho de Schwarzkopf (2005), que desenvolveu novos perfis verticais de temperatura
compatíveis com concentrações 2CO2 e 4CO2. As alterações no código original do
modelo ETA foram realizadas para que a concentração de CO2 pudesse variar conforme
o modelo global ou as reanálises; então, a cada década uma interpolação linear é
realizada para os valores anuais de CO2 que foram gerados.
Quadro 3.1 – Parametrizações incluídas no modelo regional ETA-CPTEC.
Difusão turbulenta na CLP Mellor e Yamada (1974)
Radiação de onda curta Fels e Schwarztkopf (1975)
Radiação de onda longa Lacis e Hansen (1974)
Parametrização de cumulus Betts-Miller-Janjic (Janjic, 1994)
Microfísica de nuvem Zhao et al. (1997)
Esquema de superfície NOAH (Ek et al., 2003)
Mapa de vegetação Sestini et al. (2002)
3.4 – Cenários de mudanças nos usos da terra
Nesse item são descritos os cenários de mudanças nos usos da terra
(desflorestamento) na Amazônia referente ao estado atual e projeções para situações
futuras. No presente estudo foram utilizados 3 (três) cenários de desflorestamento da
Amazônia: a) mapa de cobertura vegetal referente ao ano de 2010, b) cenário projetado
para o ano de 2050 e c) cenário projetado para o ano de 2100 (Figura 3.5). No cenário
atual de desflorestamento considerou-se o mapa de vegetação elaborado pelo Projeto
ProVeg (Sestini et al., 2002). Esse mapa foi gerado a partir de dados do Projeto
RADAMBRASIL, que inclui 26 cartas na escala 1:1.000.000 e, ainda, do mapa de
vegetação para todo o Brasil na escala de 1:5.000.000 gerado pelo Instituto Brasileiro de
Geografia e Estatística, disponíveis em formato digital. Ressalta-se, que os mapas de
vegetação do IBGE e do RADAM, contêm áreas mapeadas como “contatos”. Estas são
áreas de tensões ecológicas, representadas por polígonos onde ocorre a combinação de
dois ou três biomas. Dados do Projeto de Estimativa do Desflorestamento Bruto da
Amazônia - PRODES-DIGITAL (INPE, 2008) foram utilizados para incluir as
alterações decorrentes da ação antropogênica que vem ocorrendo na região amazônica.
Nesse estudo, a cobertura vegetal pastagem degradada representa o desflorestamento na
44
Amazônia Legal. Para esse cenário, o mapeamento do desflorestamento foi realizado
considerando dados do ano base de 2010.
Os cenários futuros referentes aos anos de 2050 e 2100 foram elaborados a partir
do modelo de dinâmica da paisagem (Soares-Filho et al., 2004). O “DINAMICA” é um
modelo de simulação espacial do tipo autômato celular concebido para simular a
dinâmica das mudanças nos usos da terra na bacia amazônica, principalmente em áreas
ocupadas por pequenas fazendas. O modelo incorpora processos de decisão baseados
em práticas de uso do solo adotadas por colonos amazônicos e é parametrizado a partir
da assimilação maciça de dados obtidos de sensoriamento remoto. Após cada interação
o modelo DINAMICA produz um novo mapa de paisagem, mapas de probabilidades de
transição e mapas de variáveis dinâmicas. Seu modelo de transição pode ser acoplado a
um modelo construtor de estradas, que passa ao programa DINAMICA mapas
dinâmicos da rede viária, e a um gerador de mudanças que produz matrizes de transição
dinâmicas e as transfere ao programa DINAMICA, usando-se de sua ligação com o
software de modelagem (http://www.csr.ufmg.br/simamazonia/). As propriedades
físicas e fisiológicas da vegetação e solo para os principais biomas na Amazônia Legal
são apresentados na Tabela 3.1.
FIGURA 3.5– Cenários de cobertura vegetal a serem utilizados nas simulações com o
modelo regional ETA. (a) Mapa de vegetação elaborado pelo Projeto
ProVeg com áreas desflorestadas (ano base 2010); (b) Cenário projetado
para o ano de 2050 e c) Cenário projetado para o ano de 2100. Ambos
cenários elaborados pelo modelo DINÂMICA. Resolução: 1x1 km.
Cores: Verde (floresta), Amarelo (Cerrado), Azul (Agua) e Vermelho
(Pastagem degradada).
45
TABELA 3.1– Parâmetros biofísicos utilizados de acordo com o tipo de vegetação
Parâmetros Floresta Pastagem Cerrado
Albedo 0,13(1)
0,18(1)
0,18(2)
Emissividade 0,95 0,96 0,97
Índice de área foliar (IAF) 5,2(1)
2,7(1)
1,0(2)
Fração de cobertura vegetal (Vfrac) 0,98(3)
0,85(3)
0,50
Variação sazonal do Vfrac 0,05 0,10 0,30
Comprimento de rugosidade (m) 2,35(1)
0,05(1)
1,20(2)
Deslocamento do plano zero (m) 28,4(1)
0,3(1)
10,0(2)
Profundidade das raízes (m) 4,0(1)
1,0 2,0
Condutância estomática (mm s-1
) 0,0035(4)
0,0010(4)
0,0020(4)
Os índices referem-se aos seguintes estudos: (1) Wright et al. (1996); (2) Miranda et al.
(1996); (3) Silva Dias e Regnier (1996); (4) Freitas (1999). FONTE: Extraído de Gandu
et al. (2004).
3.5 Estratégiade integração numérica
Neste estudo foram realizados 4 (quatro) experimentos, denominados: CNTRL,
2010, 2050, 2100. No experimento CNTRL utilizou-se o mapa no qual a cobertura
vegetal da Amazônia está intacta, ou seja, sem desflorestamento. No experimento 2010
utilizou-se a representação da vegetação na região da Amazônia Legal elaborada pelo
projeto ProVeg (Sestini et al., 2002) considerando dados de desflorestamento para o ano
base de 2010. Nos experimentos 2050 e 2100, utilizou-se os cenários de
desflorestamento da Amazônia Legal projetados para o ano de 2050 e 2100,
respectivamente; ambos elaborados pelo modelo de dinâmica de vegetação DINAMICA
(Soares-Filho et al., 2004). Cada experimento consistirá de uma integração contínua de
20 anos, inicializada às 00h (TMG - Tempo Médio de Greenwith) de 01 de novembro
de 1989, com tempo de spin-up de um ano.
As condições iniciais e de contorno da atmosfera serão provenientes das
reanálises do ERA-Interim, a mais recente base de dados produzida pelo European
Centre for Medium-Range Weather Forecasts – ECMWF (Dee et al., 2011). As
46
reanálises na resolução de 1,0°1,0° para o domínio de 57°S – 79,5°N; -180W – 180E,
que abrange todos os continentes, exceto a Antártica, estão disponíveis para acesso em:
http://apps.ecmwf.int/datasets/. O modelo assimilará as reanálises a cada 6 horas de
integração, através do processo de downscaling dinâmico. Os valores da temperatura da
superfície do mar (TSM) serão fornecidos a partir das médias mensais das reanálises do
ECMWF, sendo atualizada diariamente através de uma interpolação linear. A condição
inicial da umidade do solo e o albedo da superfície são obtidos a partir da climatologia
referente ao primeiro mês de integração e da climatologia sazonal, respectivamente.
Para esse estudo, o modelo ETA será configurado com uma resolução horizontal de
40 km, 38 camadas verticais, passo de tempo de 90 segundos e domínio espacial de
15N-50S e 25W-90W. Durante as integrações numéricas, a concentração de CO2 no
modelo ETA-CPTEC será a mesma e se manterá constante no valor médio de
369 ppmv. Informações específicas a respeito das integrações numéricas encontram-se
resumidas na Tabela 3.2, a seguir.
TABELA 3.2 – Características das integrações para cada experimento utilizando o
modelo regional ETA-CPTEC.
Experimentos Integração Downscaling
Dinâmico
Cenários
Desflorestamento
TSM
CNTRL 240 Meses Era-Interim
ECMWF
Amazônia Intacta Média mensal
ECMWF
2010 240 Meses Era-Interim
ECMWF
2010 - Proveg Média mensal
ECMWF
2050 240 Meses Era-Interim
ECMWF
2050 - Dinâmica Média mensal
ECMWF
2100 240 Meses Era-Interim
ECMWF
2100 – Dinâmica Média mensal
ECMWF
47
TABELA 3.2 – continuação.
Experimentos Concentração
de CO2
Resolução
Espacial
Camadas
Vertical
CNTRL 369 ppmv*
40 km 38
2010 369 ppmv 40 km 38
2050 369 ppmv 40 km 38
2100 369 ppmv 40 km 38
*ppmv = Parte por milhão
3.4 Validação do modelo regional
Para avaliar o desempenho do modelo ETA na representação da precipitação na
bacia amazônica serão utilizadas as estimativas de precipitação do CRU – Climate
Research Unit (New et al., 2000), CMAP - CPC Merged Analysis of Precipitaion (Xie e
Arkin, 1997) e GPCP – Global Precipitation Climatology Project (Xie et al., 2003),
ambas as bases de dados para o período de 1990-2010. Para a validação do modelo
regional nesse período serão avaliados a distribuição espacial e o ciclo anual da taxa de
precipitação sobre a bacia amazônica. Para a avaliação quantitativa desses ciclos, serão
empregadas as seguintes métricas estatísticas: coeficiente de correlação, erro médio
quadrático e viés. Para o cálculo dos coeficientes de correlação entre as simulações „x‟ e
os dados observados e de reanálises „y‟ será utilizado o método de correlação linear de
Pearson, que é dado pela razão entre a covariância e o produto dos desvios padrão das
duas variáveis, como segue:
n
i
i
n
i
i
n
i
ii
yyxx
yyxx
r
1
2
1
2
1
)()(
))((
(3.10)
O método do erro médio quadrático (EMQ) também será utilizado para aferir a
precisão das simulações, no qual altos valores de EMQ indicam altos níveis de
discrepância entreas simulações ϕ e os dados observados e de reanálises ψ. A fórmula
do EMQ é dada por:
48
21
1
2)(1
N
i
iiN
EQM
(3.11)
O viés mostra a tendência sistemática das simulações, ou seja, se o viés for
maior que zero, na média, as previsões estão sendo superestimadas enquanto que se for
menor do que zero as previsões são subestimadas.
N
i
iiN
b1
)(1
(3.12)
49
CAPÍTULO 4
VALIDAÇÃO DO MODELO REGIONAL ETA
Neste capítulo é avaliado o desempenho do modelo regional ETA na representação
dos componentes do balanço de água na bacia amazônica utilizando dados de reanálise
e estimativas de precipitação para o período de janeiro de 1990 a dezembro de 2010.
Para a avaliação dos componentes: precipitação, evapotranspiração, fluxo e
convergência de umidade foram utilizados reanálises do National Center for
Environmental Prediction/National Center for Atmospheric Research - NCEP/NCAR
(Kalnay et al., 1996) e as estimativas de precipitação do CRU – Climate Research Unit
(New et al., 2000), CMAP – Merged Analysis of Precipitaion (Xie e Arkin, 1997),
GPCP - Global Precipitation Climatology Project (Xie et al., 2003), GPCC - (Beck et
al., 2005; Rudolf e Rubel, 2005) e MERGE (Vila et al., 2009). A avaliação
doscomponentes do balanço de água na Amazônia faz-se necessário uma vez que a
reciclagem de precipitação está diretamente associada a esses componentes e suas
variações espaço-temporal.
4.1- Precipitação
O território brasileiro por se de grande extensão proporciona diferentes regimes de
precipitação durante o decorrer do ano. Na região Sul do Brasil os sistemas
responsáveis pela quantidade de chuva são os sistemas frontais que estão diretamente
relacionados ao posicionamento e intensidade do jato subtropical na América do Sul e
os sistemas convectivos de mesoescala (Oliveira, 1986). As regiões Sudeste e Centro-
Oeste são caracterizadas pela atuação de sistemas que associam características de
sistemas tropicais com sistemas típicos de latitudes médias. Durante os meses de maior
atividade convectiva, a Zona de Convergência do Atlântico Sul (ZCAS) é um dos
principais fenômenos que influenciam no regime de chuvas dessas regiões. A região
Nordeste têm a influência dos Anticiclones Subtropicais do Atlântico Sul (ASAS) e do
Atlântico Norte (ASAN) e do cavado equatorial, cujas variações sazonais de intensidade
e posicionamento determinam o regime de precipitação na região. Na região Norte o
regime de precipitação é influenciado por sistemas de diferentes escalas, tais como:
zonas de convergências ligadas a circulações térmicas diretas, formação de aglomerados
50
convectivos associados à Zona de Convergência do Atlântico Sul, aglomerados de
cumulusnimbus associados as linhas de instabilidades e a convecção local relacionado
ao aquecimento diurno (Rocha, 2001).
Para a validação do modelo regional ETA utilizaram-se as médias de 20 anos
(1990-2010) para os periodos de fevereiro-março-abril (FMA) e julho-agosto-setembro
(JAS) representando as estações úmida e seca da região amazônica, respectivamente. A
distribuição de precipitação nas duas estaçoes é bem representada pelo modelo, que
apresentou maiores valores durante o trimestre FMA, estando associado,
principalmente, a atuação do sistema de escala sinótica denominado Zona de
Convergência do Atlântico Sul - ZCAS (Figura 4.1); e tambem a valores baixos de
precipitação na região central e Sudeste do Brasil durante o trimestre JAS.No período
úmido a banda de precipitação que se estende desde o extremo norte do continente até a
região sudeste foi observada tanto nas estimativas de precipitação quanto nos valores
simulados. Essa linha de máxima precipitação deve-se ZCAS, que esta associada à
convergência de umidade em baixos níveis, sendo intensificado pelos sistemas frontais
que se deslocam em direção ao equador. Nesse período, há grande aquecimento das
porções tropicais e subtropicais do território brasileiro, gerando uma zona de baixa
pressão à superfície, havendo assim um ramo ascendente da circulação, tornando-se
condições favoráveis à formação de nuvens e precipitação, formando-se assim uma
banda contínua de precipitação orientada no sentido noroeste-sudeste.
Apesar do modelo representar bem a distribuição de precipitação sobre o
continente, observou-se que o modelo substima a precipitação em grande parte do país
na estação úmida, principalmente nas porções central-leste da Amazônia e Nordeste do
Brasil (3 a 4 mm dia-1
), e superestima no extremo noroeste do continente e sobre a
Cordilheira dos Andes (5 a 7 mm dia-1
). Observa-se ainda a presença de erros
sistemáticos na precipitação sobre os Andes, sobretudo na porção norte, devido ao efeito
topográfico. Isso mostra que o modelo apresenta dificuldade em simular a precipitação
em regiões ingrímes, tais como a Cordilheira dos Andes.O posicionamento da Zona de
Convergência Intertropical (ZCIT) e da banda de nebulosidade no Oceano Atlântico foi
bem representada pelo modelo; entretanto, apresentou valores inferiores em relação as
estimativas de precipitação do GPCC, MERGE e CRU, mostrando assim, que o modelo
substima a precipitação sobre a ZCIT.
51
Figura 4.1- Distribuição da precipitação (mm dia-1
) para o período de fevereiro-abril
(FMA): (a) Simulada pelo modelo regional ETA; (b) GPCP, (c) GPCC, (d) MERGE, (e)
CMAP, (f) (CRU). Bias (mm dia-1
): (g) GPCP-ETA, (h) GPCC-ETA, (i) MERGE-ETA,
(j) CMAP-ETA, (k) CRU-ETA; REMQ (mm dia-1
): (l) GPCP-ETA, (m) GPCC-ETA,
(n), MERGE-ETA, (o) CMAP-ETA, (p) CRU-ETA.Coeficiente de correlação: (q)
GPCP-ETA, (r) GPCC-ETA, (s) MERGE-ETA, (t) CMAP-ETA e (u) CRU-ETA.
No trimestre JAS (estação seca), a maior quantidade de precipitação sobre o
continente ocorre na porção norte da América do Sul, litoral leste do Nordeste e sul do
Brasil, como observado em todas as estimativas de precipitação (Figura 4.2). Esse
máximo de precipitação é ocasionado por diferentes fenômenos e escalas. Na porção
norte, a chuva é decorrente da convecção tropical e interações entre o aquecimento
continental e a convergência de grande escala. Na parte sul, a precipitação ocorre
principalmente pela passagem de sistemas frontais que organizam a convecção local e
se propagam em direção à zona equatorial. No litoral leste do Nordeste os máximos de
precipitação ocorrem devido as sistema meteorológicos de mesoescala formados por
52
cumulosnimbus de diversos tamanhos que se organizam e tambem pelo transporte de
umidade proveniente do Oceano Atlântico.
De forma geral, o modelo regional representou bem a distribuição de precipitação
sobre o continente na estação seca (Figura 4.2). Na parte norte do Amazonas (3 a 5
mm dia-1
) e sobre os Andes a quantidade de precipitação é superestimada pelo modelo
regional; entretanto, a climatologia mostra que chuvas abundantes são normalmente
verificadas nessa região (Figueroa e Nobre,1990). No extremo norte do continente o
modelo subestimou a precipitação com valores variando de 3 a 4 mm dia-1
. Também
nesse período observa-se a presença de erros sistemáticos sobre os Andes mostrando
mais uma vez que o modelo tem dificuldades em simular a precipitação nessa região. O
modelo simulou a Zona de Convergência Intertropical (ZCIT) no Atlântico abaixo da
sua posicao climatologia para esse período; no entanto, apresentou valores próximos
daqueles observados nas estimativas de precipitação.
53
Figura 4.2- Distribuição da precipitação (mm dia-1
) para o período de fevereiro-abril
(JAS): (a) Simulada pelo modelo regional ETA; (b) GPCP, (c) GPCC, (d) MERGE, (e)
CMAP, (f) (CRU). Bias (mm dia-1
): (g) GPCP-ETA, (h) GPCC-ETA, (i) MERGE-ETA,
(j) CMAP-ETA, (k) CRU-ETA; REMQ (mm dia-1
): (l) GPCP-ETA, (m) GPCC-ETA,
(n), MERGE-ETA, (o) CMAP-ETA, (p) CRU-ETA. Coeficiente de correlação: (q)
GPCP-ETA, (r) GPCC-ETA, (s) MERGE-ETA, (t) CMAP-ETA e (u) CRU-ETA.
Avaliou-se também a variação sazonal da precipitação para as porções norte, sul
e para toda a bacia amazônica conforme apresentado na Figura 4.3. Para isso utilizaram-
se as médias mensais de todos os meses do período de 1990 a 2010. A Figura 4.4
apresenta a variação sazonal da precipitação simulada e estimada pelas mesmas bases de
dados usados no item 4.1.1 (GPCP, GPCC, MERGE, CMAP e CRU) para as três
regiões destacadas. Na média da bacia e na porção sul observa-se um pronunciado ciclo
sazonal na precipitação que está associado à variação da circulação de monção e da
Zona de Convergência Intertropical (ZCIT) no continente sul-americano. Entretanto, na
porção norte da bacia não se observa um ciclo sazonal tão intenso. De forma geral, o
modelo conseguiu simular o ciclo sazonal da precipitação com maiores valores nos
54
meses de janeiro, fevereiro e março (6 mm dia-1
) e menores nos meses de julho e agosto
(1,5 mm dia-1
) na porção sul da bacia amazônica. Entretanto na porção sul e na média da
bacia o modelo subestimou a precipitação no período úmido (3 mm dia-1
), mas
conseguiu representar bem a precipitação na estação seca correspondendo os meses de
junho, julho e agosto. De forma geral, apesar de simular o ciclo anual da precipitação, o
modelo regional subestima a precipitação na estação úmida e superestima um pouco a
precipitação na estação seca em todas as regiões. Destaca-se que as diferenças entre os
valores simulados pelo modelo ETA e estimados podem estar associadas, além daqueles
decorrentes dos erros inerentes a parametrização de convecção e precipitação ao tempo
de integração realizada nesse estudo, fazendo com que o modelo ainda não alcançasse o
equilíbrio (spin up) durante as simulações.
Figura 4.3- Regiões utilizadas para avaliação da variação sazonal da precipitação. Toda
a bacia amazônica (rosa), porção norte da bacia amazônica (verde) e porção sul da bacia
amazônica (preto).
55
Figura 4.4– Variação sazonal da precipitação (mm dia-1
) simulada pelo modelo ETA
e proveniente das diferentes fontes: GPCP, GPCC, MERGE, CMAP e CRU. (a)
Bacia Amazônica, (b) porção norte da Bacia Amazônica e (c) porção sul da Bacia
Amazônica.
56
4.2 - Evapotranspiração
A Figura 4.5 apresenta a distribuição espacial e sazonal da evapotranspiração
simulada pelo modelo regional e obtida pelas reanálises do NCEP/NCAR para as estações
úmida (FMA) e seca (JAS) referente ao período de janeiro de 1990 a dezembro de 2010.
Também são apresentados o viés, a raiz do erro médio quadrático e o coeficiente de
correlação para avaliação do desempenho do modelo regional. A avaliação do desempenho
desse parâmetro é fundamental, pois também está diretamente associado ao processo de
reciclagem de precipitação sobre o continente. Além disso, a evapotranspiração proveniente
da floresta amazônica representa uma das principais fontes de vapor d´água para a bacia e
também para regiões remotas, desempenhando papel fundamental no processo de reciclagem
de água e na geração de precipitação.
A distribuição de evapotranspiração simulada pelo modelo e das reanálises
apresentam variação sazonal sobre a bacia amazônica, principalmente sobre a porção sul onde
a variação é mais intensificada, sendo influenciada diretamente pela disponibilidade de
energia e dos sistemas frontais que penetram na região proveniente do sul do continente. Na
estação úmida a evapotranspiração na bacia apresentou valor médio de 4,5 mm dia-1
, com
variações de 2,5 a 4,5 mm dia-1
entre as porções sul e norte, respectivamente. Esses valores
estão próximos daqueles encontrados por Marengo (2006). De forme geral, o modelo regional
representou bem distribuição da evapotranspiração sobre o continente durante a estação úmida
(FMA). Os maiores valores de evapotranspiração são observados região central-norte da
Amazônia na Colômbia e Peru com valores variando em torno de 5 mm dia-1
. Os menores
valores foram observados na região Nordeste do Brasil e no extremo nordeste do continente.
Observou-se que o modelo subestima a evapotranspiração na região Nordeste (-4 mm dia-1
) e
no nordeste do continente no estado do Amapá e a parte de Roraima (-3 a -4 mm dia-1
).
Na estação seca os maiores valores de evapotranspiração foram observados no
noroeste do Amazonas, no sul da Colômbia e norte do Peru. Semelhante à estação úmida, o
modelo regional subestimou a evapotranspiração no Nordeste do Brasil e no nordeste do
continente sul-americano com valores variando em torno de -5 mm dia-1
conforme mostrado
na Figura 4.5. O modelo também subestimou a evapotranspiração na região costeira que vai
desde o estado de Santa Catarina até o estado do Rio Grande do Norte (-1 a -2 mm dia-1
).
Observou-se valores altos do coeficiente de correlação entre os dados simulados e reanálises
mostrando assim boa correlação entre os valores simulados e das reanalises.
57
Figura 4.5- Distribuição da evapotranspiração (mm dia-1
) para o período de fevereiro-
abril (FMA): (a) Simulado pelo modelo regional ETA, (a) NCEP/NCAR; (c) bias
(mm dia-1
); (d) REMQ (mm dia-1
); (e) coeficiente de correlação. Distribuição da
evapotranspiração (mm dia-1
) para o período de julho-setembro (JAS): (f) Simulado
pelo modelo regional ETA, (g) NCEP/NCAR; (h) bias (mm dia-1
); (i) REMQ e (j)
coeficiente de correlação.
4.3 - Fluxo de umidade e Convergência de umidade
A avaliação do desempenho do modelo regional na representação da distribuição
espacial e sazonal do transporte e convergência de umidade é apresentada nesse item.
Para essa validação foram também utilizados os dados de reanálises do NCEP/NCAR
sobre a América do Sul para o período ao período de janeiro de 1990 a dezembro de
2010. A avaliação do desempenho do transporte e convergência de umidade é também
fundamental, pois estão diretamente associados ao processo de reciclagem de
precipitação sobre o continente.
58
As Figuras 4.6 e 4.7 apresentam a distribuição espaço-sazonal do transporte e
convergência de umidade sobre a América do Sul proveniente dos dados de reanálises e
simulada pelo modelo regional para as estações de verão (FMA) e inverno (JAS). O
continente sul-americano tropical é caracterizado por uma forte variação anual de
precipitação, apresentando grande quantidade de chuvas no verão austral e escassa
precipitação durante o inverno. Essa mudança sazonal no regime de precipitação está
associada à variação anual da circulação atmosférica (transporte de umidade) sobre o
continente. Durante o verão a circulação atmosférica mostra uma baixa térmica
persistente entre 20 e 30 °S sobre a região do Chaco, associada à máxima nebulosidade
sobre a Amazônia Central e o Altiplano da Bolívia, na época em que a Zona de
Convergência do Atlântico Sul (ZCAS) é mais ativa e intensa. Conforme mostrado na
Figura 4.6, um padrão importante da circulação equatorial são os ventos alísios que
transportam umidade do Atlântico Tropical para a Amazônia durante o verão e outono.
Esse fluxo de vapor d´água do Atlântico Equatorial é a principal fonte de umidade para
a Bacia Amazônica (Satyamurty et al., 2013). Quando os ventos alísios encontram os
Andes, são orientados para o sudeste, e a umidade por sua vez, é transportada da
Amazônia para as regiões centro-sul Brasil e norte da Argentina através do Jato de
Baixos Níveis (JBN). Nesse período, a intensa atividade convectiva e as chuvas sobre as
regiões sul e sudeste da Amazônia estão associadas à intensa convergência de umidade
decorrente do fluxo de umidade da Amazônia e também a ação dos sistemas frontais
que vêm do sul e organizam a convecção (Figura 4.7).
As características da circulação atmosférica observadas sobre a América do Sul
tropical e subtropical durante o verão austral (Figura 4.6) configuram o regime de
Monção de Verão da América do Sul – MVAS (Arraut e Satyamurty, 2009),
estabelecendo um padrão de intensa convergência de umidade na Amazônia e no Brasil
central. Entre o mês de novembro e final de fevereiro o regime de monção está em sua
fase madura; entretanto, a fase de decaimento se estabelece entre março e maio, isto é, a
convecção, e a convergência de umidade, se deslocam para o norte seguinte o
hemisfério de verão (Figura 4.7). Nesta fase, a precipitação se intensifica sobre a porção
norte da Amazônia e Nordeste do Brasil conforme apresentado na Figura 4.6. A
climatologia sazonal da circulação em baixos níveis mostra que durante a estação seca
existe uma convergência dos ventos alísios de sudeste e nordeste formando um fluxo em
direção à América Central, conduzindo umidade não apenas para esta região, mas
59
também para o leste do Nordeste do Brasil e noroeste da América do Sul, o que se
reflete nas precipitações sobre estas áreas. Nesse período caracteriza-se uma região de
divergência de umidade no sul da bacia amazônica e na porção central do continente
conduzindo a uma redução das atividades convectivas e da precipitação, estabelecendo
assim, a estação seca sobre o continente (Figuras 4.7).
O modelo representou de forma consistente a distribuição espacial do fluxo de
vapor d‟água sobre o continente. Observaram-se valores mais intensos sobre a porção
central da bacia na estação chuvosa e no norte da América do Sul na estação seca
(Figura 4.6). Quanto à convergência de umidade, o modelo também simulou bem a
variação sazonal com valores intensos na porção central-sul da bacia consistente com o
maior fluxo de umidade e a banda de intensa precipitação decorrente da Zona de
Convergência do Atlântico Sul – ZCAS (Figura 4.7). Sobre a bacia amazônica observa-
se um padrão de convergência de umidade simulado pelo modelo, mostrando que a
bacia comporta-se como um sumidouro de umidade apresentando taxa de precipitação
maior que de evapotranspiração. Esse mesmo padrão é observado utilizando os dados de
reanálises. Em ambas as estações o modelo superestimou o fluxo de umidade sobre o
continente, principalmente nas regiões leste e central da Amazônia. No verão, o modelo
superestimou o fluxo de umidade na região do Jato de Baixo Niveis em uma faixa que
compreende o Peru até o leste do Pará (120 a 150 km m-1
s-1
). Na estação seca, o
modelo também superestimou o fluxo de umidade na região do JBN, no entanto, com
valores menores do que os encontrado na estação úmida (Figura 4.7).
60
Figura 4.6- Média sazonal do fluxo de vapor d‟água integrado verticalmente (kg m-1
s-1
)
para a estação úmida (FMA): (a) simulada pelo modelo regional ETA, (b) reanálises do
NCEP/NCAR (c) bias (kg m-1
s-1
). Estação seca (JAS): (d) simulada pelo modelo
regional ETA, (e) reanálises do NCEP/NCAR, (f) bias (kg m-1
s-1
).
(A) (B) (C)
(D) (E) (F)
61
Figura 4.7- Média sazonal da convergência do fluxo de umidade (mm dia-1
) para o a
estação úmida (FMA): (a) simulada pelo modelo regional ETA, (b) reanálises do
NCEP/NCAR (c) bias (mm dia-1
). Estação seca (JAS): (d) simulada pelo modelo
regional ETA, (e) reanálises doNCEP/NCAR, (f) bias (kg m-1
s-1
).
4.4 - Balanço de umidade
A Tabela 4.1 apresenta os valores dos componentes do balanço de água
provenientes das reanálises do NCEP/NCAR e simulados pelo modelo ETA para as
estações úmida (FMA) e seca (JAS) e a média anual sobre as regiões apresentadas na
Figura 4.3. Os componentes avaliados foram: precipitação (P), evapotranspiração (E),
escoamento superficial (R), convergência de umidade (C), “incremento de análise”
definido por P-E-C (Zeng, 1999), que representa a medida absoluta do desbalanço, e a
medida relativa do desbalanço representado por: [(C/R)-1] apresentado por Marengo
(2005). A precipitação média anual proveniente do MERGE sobre a bacia inteira foi de
6,0 mm.dia-1
com valores mais intensos na estação úmida (9,0 mm.dia-1
) e menores na
(C) (B) (A)
(D) (E) (F)
62
estação seca (2,9 mm.dia-1
). Esses valores estão próximos daqueles encontrados por Xie
e Arkin (1996), Huffman et al. (1997) e Marengo (2005). A evapotranspiração
proveniente das reanálises apresentou pouca variação sazonal com valor médio na bacia
de 4,2 mm dia-1
com valor menos intenso na estação seca (3,5 mm.dia-1
). De modo geral,
o modelo apresentou deficiência na representação dos componentes do balanço de
umidade na Amazônia subestimando alguns dos componentes, tais como:
evapotranspiração (45%) e precipitação (55%) na bacia inteira no trimestre FMA.
Durante o período, a precipitação foi maior que a evapotranspiração (P>E) mostrando
que a Amazônia é um sumidouro de umidade, recebendo umidade principalmente do
Oceano Atlântico. Entretanto, em escala regional, a Amazônia comporta-se como fonte
de umidade para outras regiões da América do Sul (região centro-oeste e sudeste
brasileiro, além da Bacia do Prata na Argentina).
Ainda na Tabela 4.1 pode-se notar que o incremento de análise do desbalanço
relativo mostra um não fechamento do ciclo hidrológico na região Amazônica, tanto nos
dados de reanálises como nos dados simulados pelo modelo ETA, com desbalanço
maior ocorrendo nos dados de reanálises (27,8%). Esses resultados mostram que tanto
os dados de reanálises como os simulados apresentam erros e incertezas embutidos. Em
relação aos dados de reanálises os erros podem estar relacionados às incertezas nas
estimativas de precipitação e escoamento superficial, fazendo com que as reanálises não
representem de forma realística essas variáveis. Enquanto que nos resultados simulados,
essas incertezas podem estar relacionadas ao esquema de parametrização dos processos
físicos do modelo, e também pelo pouco tempo de “spin up” utilizado na realização da
integração numérica, conduzindo assim a um desbalanço de umidade na bacia
amazônica.
63
Tabela 4.1 – Componentes do balanço de umidade (mm.dia-1
) simulados pelo modelo
regional ETA e estimativas de precipitação (MERGE) e reanálises do NCEP/NCAR:
para a média anual, estações úmida e seca, e também para toda a bacia, porções norte e
porção sul. P – precipitação; E – evapotranspiração; R – escoamento superficial; C –
convergência de umidade; incremento de análise e medida relativo do balanço.
64
CAPÍTULO 5
IMPACTOS REGIONAIS
O impacto na reciclagem de precipitação decorrente dos desflorestamentos é a
principal abordagem desse estudo, entretanto, como a reciclagem é dependente dos
componentes do balanço de água, faz-se necessário, primeiramente, avaliar e
quantificadar as mudanças nesses componentes na bacia amazônica (precipitação,
evapotranspiração, convergência de umidade, fluxo de umidade e o escoamento
superficial). Para tal avaliação foram produzidos quatro cenários de mudanças nos usos
da terra para o período de janeiro de 1990 a dezembro de 2010. Conforme mostrado no
Capítulo 3, esses cenários foram classificados da seguinte forma: CNTRL - cenário
controle, no qual a floresta amazônica não apresenta áreas desflorestadas; 2010 -
cenário de desflorestamento para o ano de 2010; 2050 - cenário de desflorestamento
para o ano de 2050 e 2100 – cenário para o ano de 2100.
Nesse capítulo apresentam-se os resultados dos impactos na temperatura do ar,
nos componentes do balanço de água e na reciclagem de precipitação para os quatro
cenários de desflorestamento referente à média para o período das simulações. Além
disso, é importante avaliar as mudanças nos períodos contrastantes (seco e úmido), uma
vez que, alterações na sazonalidade podem ter importantes efeitos nos ecossistemas
(Zhang e Henderson-Sellers, 1996). Por exemplo, Figueroa e Nobre (1990) e Nobre et
al. (1991) sugerem que se a precipitação anual permanecesse a mesma após o
desflorestamento, mas o período seco fosse aumentado e a precipitação reduzida, com
pequeno aumento da precipitação no período chuvoso, os ecossistemas locais poderiam
ser afetados, embora houvesse pequena ou nenhuma mudança na média anual.
5.1 – Temperatura do ar
A distribuição espacial de temperatura do ar próximo à superfície é apresentada
na Figura 5.1. De forma geral, observa-se pouca variação de temperatura na bacia
amazônica decorrente da intensa disponibilidade de energia solar durante o ciclo anual
na região. Na média a temperatura variou entre 25oC a 27
oC sobre a bacia com valores
mais baixos na porção sul durante o inverno devido a penetração dos sistema sinóticos
65
(frentes frias) nessa região. A temperatura do ar apresentou aumento em todos os
cenarios de desflorestamento, com valores médios mais significativos nos cenários de
2050 e 2100, conforme apresentado na Figura 5.1. Na média, os valores variaram entre
1,5oC, 3,0
oC e 4,5
oC para os cenários 2010, 2050 e 2100, respectivamente. Esses
valores de temperatura são mais acentuados que os encontrados por Von Randow et al.
(2004) quando avaliaram medidas micrometeorológicas tomadas em sítios de floresta e
de pastagem na Amazônia. Contudo, simulações com modelos de circulação geral da
atmosfera (MCGA) e regional (MR) realizadas, respectivamente, por Correia et al.
(2007) e Gandu et al. (2004) têm mostrado aumento de temperatura similar a encontrada
no presente estudo. A maioria dos estudos utilizou os parâmetros referentes à savana
(cerrado) para representar as áreas desflorestadas nos trópicos, enquanto que no presente
estudo utilizaram-se parâmetros referentes à pastagem degradada na Amazônia.
As maiores mudanças ocorreram no nordeste da bacia e em Rondônia no ano de
2010, no Pará e leste do Amazonas no cenário 2050 e sobre toda a bacia amazônica no
cenário de 2100, com aumento da temperatura estendendo-se além dos limites onde não
houve mudanças na cobertura. Isso indica que a atmosfera ficou mais quente na região
desflorestada, conduzindo a um aumento na tempertura do ar. Essas mudanças, que
ocorrem além da região de domínio da cobertura vegetal, pode ser um indicativo de que
a estrutura dinâmica da atmosfera tenha sido modificada devido às mudanças nos
parâmetros da superfície. De forma geral, observou-se que a intensidade do aumento de
temperatura está diretamente associada ao grau de desflorestamento na bacia
amazônica, sendo mais intenso à medida que se expande as mudanças nos usos da terra.
Entretanto, diferente do observado em outros estudos de desflorestamento, as mudanças
mais intensas estão presentes na estação úmida e não na estão seca, com valores
máximos da ordem de 3,0oC e 5,5
oC nos cenários de 2050 e 2100, respectivamente.
O aquecimento sobre a região desflorestada é decorrente da redução na
evapotranspiração e na redução do comprimento de rugosidade, uma vez que a
rugosidade da superfície tem papel fundamental na modulação dos fluxos turbulentos de
calor e de umidade entre o continente e a atmosfera. A redução do comprimento de
rugosidade (variando de 2,55 m na floresta para 0,02 m na pastagem degradada) reduziu
a eficiência da transferência turbulenta de energia na superfície; assim sendo, um valor
mais alto de temperatura é necessário para remover o excesso de energia da superfície.
Além disso, o menor índice de área foliar e a reduzida capacidade de armazenar
66
umidade do solo na pastagem degradada têm o efeito de reduzir a taxa de transpiração;
também na pastagem, menos precipitação é interceptada e reevaporada quando o
comprimento de rugosidade é relativamente menor.
Figura 5.1 – Impactos na temperatura do ar (°C) decorrentes dos cenários de mudanças
nos usos da terra para as estações úmida e seca. Verão: (A) Distribuição da
temperaturapara o cenário CNTRL; (B) Impactos na temperatura decorrentes do cenário
2010 em relação ao CNTRL; (C) Impactos na temperatura decorrentes do cenário 2050
em relação ao CNTRL; (D) Impactos na temperatura decorrentes do cenário 2100 em
relação ao CNTRL. Inverno: (E) Distribuição da temperatura para o cenário CNTRL;
(F) Impactos na temperatura decorrentes do cenário 2010 em relação ao CNTRL; (G)
Impactos na temperatura decorrentes do cenário 2050 em relação ao CNTRL; (H)
Impactos na temperatura decorrentes do cenário 2100 em relação ao CNTRL.
5.2 Evapotranspiração
A evapotranspiração é o componente do balanço de umidade que tem influência
direta na precipitação local e também na reciclagem de precipitação, além de ser
influenciada pelas mudanças nos usos e cobertura da terra, principalmente aquelas
decorrentes do desflorestamento. Além disso, a evapotranspiração proveniente da
floresta amazônica representa uma das principais fontes de vapor d‟água para a bacia e
67
também para regiões remotas, desempenhando papel fundamental no processo de
geração de precipitação em outras regiões do país. Reduzindo a evapotranspiração
espera-se, a princípio, que haja redução na precipitação; entretanto, devido à
complexidade do sistema atmosfera-biosfera e das contínuas interações dos processos
dinâmicos e hidrológicos, a redução na evaporação pode ser compensada por um
aumento na convergência de umidade. Isso provavelmente acontece se houver uma
relativa queda da pressão atmosférica à superfície sobre a área desflorestada e
consequente ascensão do ar e maior fluxo de umidade proveniente do oceano adjacente
sobre a região (Nobre et al., 1991).
As Figuras 5.2(A) e 5.2(E) apresentam a distribuição espacial de
evapotranspiração para as estações chuvosa e seca, respectivamente. Na estação úmida,
observa-se uma região de valores intensos de evapotranspiração (3,0 a 5,0 mm dia-1
)
estendendo-se do oeste da Amazônia ao extremo sul do Brasil. Na estação seca os
maiores valores estão concentrados na porção central e oeste da bacia amazônica com
valores variando de 2,5 a 4,0 mm dia-1
, enquanto que na porção central da bacia valores
mínimos estão presentes. Em todos os períodos observaram-se valores inferiores sobre o
nordeste do Brasil. De forma geral, observaram-se reduções significativas na
evapotranspiração nos cenários 2050 e 2100; entretanto, para o ano de 2010, não se
observou mudança na evapotranspiração (Figura 5.2). As mudanças mais intensas
ocorreram sobre a parte central-norte da bacia amazônica com valores variando de -
1,5 mm dia-1
no cenário de 2050 e -2,5 mm dia-1
para o cenário 2100. A redução na
evapotranspiração é devido à diminuição na transpiração e na evaporação da água
interceptada pela planta, uma vez que se observou aumento na evaporação direta do solo
(não mostrado). Nesse estudo, observou-se maior redução da evapotranspiração na
estação seca, sendo a redução na transpiração a principal contribuinte, uma vez que uma
menor quantidade de água no solo estava disponível para a planta, devido ao menor
comprimento das raízes na pastagem degradada. As mudanças acentuadas na estação
seca estão relacionadas ao estresse de água no solo nesse período, fazendo com que
menos água esteja disponível para a transpiração, uma vez que, as raízes são reduzidas
na substituição de floresta para pastagem degradada. Resultados semelhantes a esses
foram encontrados em outros experimentos de desflorestamento utilizando modelos de
circulação geral da atmosfera (Kleidon e Heimann, 1999; 2000).
68
No período úmido, à disponibilidade de umidade no solo fez com que não
houvesse deficiência hídrica, e consequentemente, a redução no fluxo de calor latente
(evapotranspiração) foi menos intensa. A redução na evapotranspiração, entre outros
fatores, depende da combinação de dois efeitos, isto é, primeiro, da redução na água
interceptada pelas plantas, devido à menor capacidade de interceptação do dossel e da
rugosidade na pastagem; segundo, o ciclo anual da transpiração da floresta e da
pastagem será diferente, uma vez que a pastagem apresenta uma distribuição de raízes
mais rasa que a da floresta, apresentando redução significativa na evapotranspiração na
estação seca.
Essa redução na evapotranspiração é uma característica comum observada em
vários experimentos de desflorestamento já realizados, apresentando apenas variações
na magnitude da redução em cada estudo (Correia et al., 2007; Rocha et al., 2015). A
redução na evapotranspiração observada neste estudo está próxima daquela encontrada
em diferentes trabalhos, como, por exemplo, o de Dickinson e Kennedy (1992), que
encontram redução de 20%, de Lean e Rowntree (1993), cuja redução foi de 24%, dos
de Zhang e Henderson-Sellers (1996) e de Lean e Rowntree (1997), que observaram
redução de 18% no evapotranspiração. As diferenças podem estar relacionadas ao total
da área considerada para a média das variáveis e, principalmente, do desempenho dos
esquemas de superfície e dos cálculos da energia disponível e da precipitação.
69
Figura 5.2 - Impactos na evapotranspiração (mm dia-1
) decorrentes dos cenários de
mudanças nos usos da terra para as estações úmida e seca. Verão: (A) Distribuição de
evapotranspiração para o cenário CNTRL; (B) Impactos na evapotranspiração
decorrentes do cenário 2010 em relação ao CNTRL; (C) Impactos na evapotranspiração
decorrentes do cenário 2050 em relação ao CNTRL; (D) Impactos na evapotranspiração
decorrentes do cenário 2100 em relação ao CNTRL. Inverno: (E) Distribuição de
evapotranspiração para o cenário CNTRL; (F) Impactos na evapotranspiração
decorrentes do cenário 2010 em relação ao CNTRL; (G) Impactos na evapotranspiração
decorrentes do cenário 2050 em relação ao CNTRL; (H) Impactos na evapotranspiração
decorrentes do cenário 2100 em relação ao CNTRL.
5.3 – Convergência e Fluxo de Umidade
Outro componente do balanço de umidade que tem influência direta na
precipitação total e na reciclagem de precipitação é a convergência de umidade. As
Figuras 5.3 e 5.4 apresentam a distribuição espacial da convergência de umidade e
transporte de umidade, e seus respectivos impactos decorrentes das mudanças nos usos
da terra para as estações seca e úmida. O continente sul-americano tropical é
70
caracterizado por uma forte variação anual de precipitação, apresentando grande
quantidade de chuvas no verão austral e escassa precipitação durante o inverno. Essa
mudança sazonal no regime de precipitação está associada à variação anual da
circulação atmosférica e no transporte de vapor d‟água sobre o continente. Durante o
verão, se apresenta uma baixa térmica persistente entre 20° e 30°S sobre a região do
Chaco, associada à máxima nebulosidade sobre a Amazônia Central e o Antiplano da
Bolívia, na época em que a Zona de Convergência do Atlântico Sul (ZCAS) é mais
ativa e intensa. Conforme mostrado na Figura 5.5 o padrão importante da circulação
equatorial são os ventos alísios, que transportam umidade do Oceano Atlântico Tropical
para a Amazônia, associados à maior pressão atmosférica no Atlântico Tropical Norte
durante o verão e outono. Esse fluxo de vapor d‟água do Atlântico Equatorial é a
principal fonte de umidade para a Bacia Amazônica (Satyamurty et al., 2013). Quando
os ventos alísios encontram os Andes, então o fluxo de vapor d‟água é desviado para o
sudeste, e a umidade, por sua vez, transportada da Amazônia para o centro-sul do Brasil,
para a bacia do Prata e o norte da Argentina. Nesse período, a intensa atividade
convectiva e as chuvas sobre as regiões sul e sudeste da Amazônia estão associadas à
intensa convergência de umidade decorrente do fluxo de umidade da Amazônia através
do Jato de Baixo Niveis (JBN) e também devido à ação dos sistemas frontais que vêm
do sul e organizam a convecção.
71
Figura 5.3 - Impactos na convergência de umidade (mm dia-1
) decorrentes dos cenários
de mudanças nos usos da terra para as estações úmida e seca. Verão: (A) Distribuição de
convergência de umidade para o cenário CNTRL; (B) Impactos na convergência de
umidade decorrentes do cenário 2010 em relação ao CNTRL; (C) Impactos na
convergência de umidade decorrentes do cenário 2050 em relação ao CNTRL; (D)
Impactos na convergência de umidade decorrentes do cenário 2100 em relação ao
CNTRL. Inverno: (E) Distribuição de convergência de umidade para o cenário CNTRL;
(F) Impactos na convergência de umidade decorrentes do cenário 2010 em relação ao
CNTRL; (G) Impactos na convergência de umidade decorrentes do cenário 2050 em
relação ao CNTRL; (H) Impactos na convergência de umidade decorrentes do cenário
2100 em relação ao CNTRL.
As características da circulação atmosférica observadas sobre a América do Sul
tropical e subtropical durante o verão austral (Figura 5.4) configuram o regime de
Monção de Verão da América do Sul – MVAS (Arraut e Satyamurty, 2009),
estabelecendo um padrão de intensa convergência de umidade na Amazônia e no Brasil
central. Entre o mês de novembro e final de fevereiro o regime de monção está em sua
72
fase madura; entretanto, a fase de decaimento se estabelece entre março e maio, isto é, a
convecção, e a convergência de umidade, vão progredindo em direção ao norte. Nesta
fase, a precipitação se intensifica sobre a seção norte da Amazônia e Nordeste do Brasil
conforme apresentado na Figura 5.4. A climatologia sazonal da circulação em baixos
níveis mostra que durante a estação seca existe uma convergência dos ventos alísios de
sudeste e nordeste formando um fluxo em direção à América Central, conduzindo
umidade não apenas para esta região, mas também para o leste do Nordeste do Brasil e
noroeste da América do Sul, o que se reflete nas precipitações sobre estas áreas. Nesse
período caracteriza-se uma região de divergência de umidade no sul da Bacia
Amazônica e na porção central do continente conduzindo a uma redução das atividades
convectivas e da precipitação, estabelecendo assim, a estação seca sobre o continente
(Figuras 5.3 e 5.5).
Embora a maior parte da umidade necessária para gerar as chuvas na bacia
amazônica seja proveniente de fora da região, conforme observado em vários estudos na
literatura, a contribuição da evapotranspiração local para a precipitação sobre a bacia
amazônica – reciclagem de precipitação – representa uma porção significativa do
balanço de água regional e desempenha um importante papel no ciclo hidrológico
amazônico, influenciando os padrões espaciais de umidade do solo, a produtividade e a
ocorrência de eventos extremos, tais como enchentes e secas. De forma geral, observa-
se que a bacia amazônica comporta-se como uma região de convergência de umidade
com valores variando de -2 a -6 mm dia-1
na estação úmida e de -1 a -4 mm.dia-1
na
estação seca (Figura 5.3). Isso mostra que durante todo o ano a precipitação é maior que
a evapotranspiração (P > E), indicando que a bacia amazônica comporta-se como
sumidouro de umidade. Esse resultado também é observado em outros estudos sobre
transporte de umidade na Amazonia (Marengo et al., 2005; Marengo, 2006; Satyamurty
et al. 2013).
Com relação às mudanças decorrentes dos cenários de desflorestamento observa-
se que os impactos mais significativos na convergencia de umidade ocorreram nos
cenários de 2050 e 2100, enquanto que no ano de 2010 poucas mudanças foram
observadas (Figura 5.3). Para a situação mais atual observou-se pequeno aumento na
convergência de umidade no leste do Pará e em Rondônia estando posicionados sobre a
região de maior taxa de desflorestamento. Entretanto, esse aumento na convergência
não foi intenso suficiente para gerar precipitação nessas regiões. Esses resultados
73
diferem daqueles encontrados em outros estudos na literatura (Correia et al. 2007;
Rocha et al., 2015). Por exemplo, Correia et al. (2007) avaliando os impactos dos
desflorestamento utilizando modelos de circulação geral e regional da atmosfera
observaram mudanças significativas na convergência de umidade e na precipitação no
cenário atual de desflorestamento na Amazônia. Os autores encontraram aumento da
precipitação e convergência de umidade para cenário atual e redução em ambas
variáveis nos cenários de desflorestamento de grande escala. Nos cenários de 2050 e
2100 observaram-se aumentos e reduções na convergência de umidade ao longo da
bacia e em regiões fora da Amazônia. De forma geral, aumento da convergência de
umidade na porção mais ao sul e redução na convergência na porção central oeste da
bacia foram observados em ambos cenários durante a estação úmida. Na estação seca,
as mudanças na convergência de umidade foram mais intensas que aquelas observadas
na estação úmida. Esse resultado indica que o desflorestamento em diferentes escalas
pode contribuir para modificar a estrutura dinâmica da atmosfera e, consequentemente,
gerar uma circulação local (mesoescala) ocasionada por um aquecimento diferencial
relacionada à heterogeneidade da superfície, uma vez que, as características térmicas e
radiativas da cobertura vegetal foram modificadas.
Semelhante à convergência de umidade, não se observou mudanças
significativas no transporte de umidade no ano de 2010. No cenário de 2050 observou-
se redução do fluxo de vapor d‟água na região central da Amazonia (-20 kg.m-1
s-1
), que
se estendeu do nordeste da bacia ao oeste do Amazonas na estação úmida. No cenário
de 2100 observaram-se redução (-40 kg.m-1
s-1
) no norte da bacia e aumento na porção
mais ao sul em ambas as estações. Além disso, observou-se nesses cenários redução no
transporte de umidade sobre a região do Jato de Baixos Níveis – JBN (Figura 5.4),
caracterizada por uma região de intenso fluxo de vapor d´água que é responsável pelo
transporte de umidade da Amazônia para as regiões, central e sul do Brasil, e também
para a Bacia do Plata. Essas mudanças na convergência e no transporte de umidade
também podem indicar que as mudanças nos usos da terra na Amazônia contribuem
para modificar a estrutura dinâmica da atmosfera e, conseqüentemente, produzir
circulação local (mesoescala) ocasionada por um aquecimento diferencial.
74
Figura 5.4 - Impactos no fluxo de umidade (kg m-1
s-1
) decorrentes dos cenários de
mudanças nos usos da terra para as estações úmida e seca. Verão: (A) Distribuição do
fluxo de umidade para o cenário CNTRL; (B) Impactos no fluxo de umidade decorrente
do cenário 2010 em relação ao CNTRL; (C) Impactos no fluxo de umidade decorrente
do cenário 2050 em relação ao CNTRL; (D) Impactos no fluxo de umidade decorrentes
do cenário 2100 em relação ao CNTRL. Inverno: (E) Distribuição do fluxo de umidade
para o cenário CNTRL; (F) Impactos no fluxo de umidade decorrente do cenário 2010
em relação ao CNTRL; (G) Impactos no fluxo de umidade decorrente do cenário 2050
em relação ao CNTRL; (H) Impactos no fluxo de umidade decorrentes do cenário 2100
em relação ao CNTRL.
75
5.4 – Precipitação
A Figura 5.5 apresenta distribuição espacial da precipitação para as estações
úmidas e secas no cenário controle e os respectivos impactos relacionados aos cenários
de desflorestamento. Na estação úmida o modelo representou os maiores valores de
precipitação sobre o continente nos meses de fevereiro-março-abril, estando associado,
principalmente, a atuação do sistema de escala sinótica denominado Zona de
Convergência do Atlântico Sul – ZCAS. Os valores mais baixos são observados na
região central e Sudeste do Brasil durante o trimestre julho-agosto-setembro. No
período úmido a banda de precipitação se estendeu desde o extremo norte do continente
até a região sudeste conforme observado no padrão climatológico para o período
(Marengo et al., 2005).
Semelhante à convergência de umidade e a evapotranspiração, não se observam
mudanças significativas na precipitação para o ano de 2010 em ambas as estações, com
mudanças mais acetuadas observadas somente nos cenários de 2050 e 2100. Na estação
úmida observaram-se reduções da ordem de 3 mm dia-1
e 5 mm dia-1
nos cenários 2050
e 2100, respectivamente; enquanto que, na estação seca as reduções foram 2 mm dia-1
e
3,5 mm dia-1
. Em todos os cenários, as reduções na precipitação estavam concentradas
na porção central-norte da bacia amazônica, estendendo-se desde o Maranhão ao
extremo noroeste do continuente sul-americano. Reduções na precipitação sobre a Zona
de Convergência Intertropical (ZCIT) também foram observadas no cenário de 2100. De
forma contrária, observou-se aumento na precipitação sobre os Andes em todos os
cenáriose estações. Esses aumentos e reduções da precipitação em diferentes locais na
região amazônica podem indicar que o desflorestamento contribui para modificar a
circulação regional; provavelmente causado pelo aquecimento da superfície devido às
mudanças nas características da cobertura vegetal.
Entretanto em termos relativos, os maiores impactos ocorreram na estação na
estação úmida no cenário 2050 com redução de 12%, enquanto que no cenário 2100 as
maiores mudancas aconteceram na estação seca com redução de aproximadamente 30%.
Avaliando o cenário 2050 no período úmido observa-se que a reduçao na precipitação
foi decorrente da redução na evapotranspiração, uma vez que, não se observaram
mudanças na convergência de umidade na média da bacia. De forma contrária, na
76
estação seca, embora observado aumento na convergência de umidade (0,3 mm dia-1
),
essa não foi intensa o suficiente para balancear e sobrepujar a redução na
evapotransnpiração, conduzindo assim a uma redução na precipitação (0,3 mm dia-1
).
Isso mostra mais uma vez que esse cenário de desflorestamento contribuiram para
modificar a circulação regional, gerando uma circulação que favorece a convergência
regional de umidade, estando relacionada ao aumento do aquecimento na superfície e as
mudanças nas características da cobertura vegetal.
No cenário de 2100, observa-se que a redução na precipitação no período úmido
tambem foi determinada pela redução na evapotranspiração, uma vez que, não se
observaram mudanças na convergência de umidade na média da bacia. Entretanto na
estação seca, embora havendo aumento na convergência de umidade (0,5 mm dia-1
), a
precipitação foi reduzida (1,1 mm dia-1
) devido à maior redução na evapotranspiração.
Esse resultado mostra que, apesar do aumento na convergência de umidade, essa não foi
intensa o suficiente para balancear e sobrepujar a redução na evapotranspiração,
conduzindo a uma redução na precipitação. Esses resultados confirmam o que foi
observado no cenário 2050, e também em outros estudos propostos na literatura
(Correia, 2007; Sampaio et al., 2007; Nobre et al., 2009), isto é, a atmosfera agiu no
sentido de minimizar os efeitos da redução na evaporação; contudo nesses cenários
observou-se redução na precipitação na estação seca, devido à redução significativa na
evapotranspiração sobre a região. Além disso, na média da bacia a intensidade das
mudanças na precipitação está diretamente associda ao grau de desflorestamento com
valores variando 0,7 mm dia-1
(cenário 2050) e 1,7 mm dia-1
(cenário 2100) na estação
úmida, e com valores variando de 0,3 mm dia-1
(cenário 2050) e 1,1 mm dia-1
(cenário
2100) na estação seca. Diante desses resultados, a seguinte hipótese pode ser levantada:
até certo ponto o estado do desflorestamento pode não conduzir a mudanças
significativas na precipitação em escala local e regional, entretanto, esse panorama não
permanecerá se a degradação antropogênica continuar a expandir como vem acorrendo
nas últimas décadas na Amazônia. Isso pode significar que, à medida que aumenta o
grau do desflorestamento, a convergência de umidade não seja intensa o suficiente para
balancear o aumento na redução da evaporação, conduzindo desta maneira, a uma
atmosfera mais seca e com menos precipitação.
77
Figura 5.5– Impactos na precipitação (mm dia-1
) decorrentes dos cenários de mudanças
nos usos da terra para as estações úmida e seca. Verão: (A) Distribuição da precipitação
para o cenário CNTRL; (B) Impactos na precipitação decorrentes do cenário 2010 em
relação ao CNTRL; (C) Impactos na precipitação decorrentes do cenário 2050 em
relação ao CNTRL; (D) Impactos na precipitação decorrentes do cenário 2100 em
relação ao CNTRL. Inverno: (E) Distribuição de precipitação para o cenário CNTRL;
(F) Impactos na precipitação decorrentes do cenário 2010 em relação ao CNTRL; (G)
Impactos na precipitação decorrentes do cenário 2050 em relação ao CNTRL; (H)
Impactos na precipitação decorrentes do cenário 2100 em relação ao CNTRL.
5.5 – Mudanças Sazonais no Balanço de Água
Nesta seção, avaliaram-se as variações sazonais nos componentes do balanço de
água e seus impactos para os cenários de desflorestamento na bacia amazônica. Para
isso utilizaram-se as médias mensais da precipitação, evapotranspiração, convergência
de umidade, fluxo de umidade e escoamento superficial para três regiões: bacia
amazônica, porção norte e porção sul da bacia, conforme mostrado na Figura 4.3.
Quando se avalia o impacto do desflorestamento no clima regional é importante
examinar as mudanças ocorridas durante o ciclo sazonal, uma vez que alterações na
78
sazonalidade podem ter importantes efeitos nos ecossistemas (Zhang e Henderson-
Sellers, 1996).
5.5.1 – Bacia Amazônica
A região Amazônica é caracterizada por um forte ciclo anual da precipitação,
com valores mais intensos acompanhando o deslocamento meridional do aquecimento
solar (Figura 5.6). O período de chuvas ou forte atividade convectiva na região é
compreendido entre novembro e março, enquanto o período seco vai de maio a
setembro. Os meses de abril a outubro são meses de transição entre um regime eoutro.
Durante o trimestre dezembro-janeiro-fevereiro observa-se uma região de alta
precipitação situada na parte oeste e central da Amazônia, estando à mesma em conexão
com a posição geográfica da Alta da Bolívia. Por outro lado, no trimestre junho-julho-
agosto o centro de máxima precipitação desloca-se para o norte e se situa sobre a
América Central. Nessa estacão, a região amazônica, principalmente na parte central,
está sob o domínio do ramo descendente da Célula de Hadley, induzindo a um período
seco bem característico. Essa variação sazonal no clima da região amazônica pode
conduzir a resultados diferentes quando se avalia o impacto do desflorestamento nos
períodos úmido e seco da região.
A evapotranspiração apresentou pouca variação sazonal com valores variando
em torno de 3 mm dia-1
, estando bem próximo daquele encontrado por Marengo et al
(1995) e Marengo (2006). Os menores valores foram observados durante a estação seca
devido à redução na disponibilidade de água no solo nesse período, fazendo com que
menos água esteja disponível para os processos de transpiração e evaporação (Figura
5.6). A convergência de umidade e o escoamento superficial apresentaram ciclo sazonal
similar ao da precipitação com valores mais intensos na estação chuvosa e valores mais
baixos na estacao seca. Entretanto não se observou variações sazonais significativas no
transporte de umidade sobre a bacia com valores em torno de 150 kg m-1
s-1
, entretanto
o fluxo pode ter comportamento diferente quando se avaliar as porções norte e sul da
bacia separadamente.
79
Figura 5.6 – Ciclo anual das variáveis do balanço de umidade para toda a região
Amazônica para o cenário CNTRL e os três cenários de mudanças no uso da terra 2010,
2050 e 2100: (A) Precipitação (mm dia-1
); (B) Evapotranspiração (mm dia-1
); (C)
Convergência de umidade (mm dia-1
); (D) Fluxo de umidade (kg m-1
s-1
); (E)
Escoamento superficial (mm dia-1
).
80
Avaliando os impactos dos desflorestamentos no ciclo sazonal dos componentes
do balanço de água observou-se que não existem mudanças significativas no
desflorestamento para o ano de 2010, entretanto os impactos somente foram observados
para os cenários de 2050 e 2100, conforme apresentado na Figura 5.6. De forma geral,
reduções na precipitação durante todo o período foram observadas nesses cenários, com
valores mais intensos no cenário de 2100. Entretanto, as mudanças foram mais
significativas na estação seca no cenário de 2100 e na estacao úmida para o cenário
2050. Portanto, o cenário de desflorestamento 2100 pode conduzir a um aumento do
período seco, levando, por sua vez, a sérias implicações aos ecossistemas e aumento
potencial do fogo, retardando a regeneração da floresta secundária. A convergência de
umidade apresentou aumento significativo na estação seca com valores de 33% e 56%
para os cenários de 2050 e 2100, respectivamente. Para evapotranspiração também
observam reduções significaticas durante todo período em ambos cenários, com valores
maiores no cenário de 2100 e na estação seca (37%), quando a evapotranspiração foi
limitada pela redução na disponibilidade de água no solo devido à redução das raízes
profundas na pastagem degradada. O escoamento superficial segue o mesmo padrão da
precipitação e evapotranspiração, entretanto, as maiores reduções acontecaram durante a
estação úmida, e na estação seca, com reduções da ordem de 12% e 32% para os
cenários de 2050 e 2100, respectivamente.
5.5.2 – Amazônia Sul
A porção sul da bacia é caracterizada por ciclo sazonal mais pronunciado na
precipitação, evapotranspiração, convergência de umidade e escoamento superficial,
com valores mais baixos nos meses de junho-julho-agosto e mais intensos nos meses
dezembro-janeiro-fevereiro acompanhando o deslocamento sazonal do aquecimento
solar (Figura 5.8). Na média a precipitação na porção sul da bacia tem valores mais
abaixos daqueles encontrados na porção norte, entretanto a sazonalidade é menor nessa
região. Isso acontece pela maior influência da Zona de Convergência Intertropical
(ITCZ) na porção norte, pois mesmo no período seco da bacia, altos índices de
preciptação são observados nessa região.
Avaliando os impactos dos desflorestamentos no ciclo sazonal dos componentes
do balanço de água na porcão sul observou-se também que não existem mudanças
significativas no desflorestamento para o ano de 2010, entretanto os impactos somente
81
foram observados para o cenário 2100, conforme apresentado na Figura 5.8. As
reduções na precipitação ocorreram entre os meses de agosto a fevereiro para 2100
englobando tanto a estações seca e úmida na região, mas com maiores reduções na
estação seca. No entanto, para o cenário 2050 não se observou mudança significativa na
precipitação em ambas às estações. Conforme citado anteriormente, o cenário de
desflorestamento 2100 pode conduzir a um aumento do período seco, conduzindo a
sérias implicações aos ecossistemas da Amazônia.
A convergência de umidade apresentou aumento significativo na estação úmida
com valores de 38% e 46% para os cenários de 2050 e 2100, respectivamente. Para
evapotranspiração também se observam reduções durante todo período para o cenário
2100, com valores maiores na estação seca (23%), quando a evapotranspiração foi
limitada pela redução na disponibilidade de água no solo devido à redução das raízes
profundas na pastagem degradada. Para o cenário de 2050 não se observou mudança
significativa em ambas às estações. O escoamento superficial apresentou
comportamento diferente entre as porções norte e sul da bacia, conforme apresentado
nas Figuras 5.8 e 5.9. Na porção sul o escoamento superficial aumento no período de
janeiro a julho e reduziu entre agosto e dezembro, com impactos mais intensos para o
cenário de 2100. As mudanças das propriedades físicas do solo na área desflorestada
(pastagem degradada), que resultam em redução da condutividade hidráulica e da taxa
de infiltração, implicaram num aumento do escoamento superficial sobre a área
desflorestada.
82
Figura 5.7 – Ciclo anual das variáveis do balanço de umidade para a porção Sul da
região Amazônica para o cenário CNTRL e os três cenários de mudanças no uso da
terra 2010, 2050 e 2100: (A) Precipitação (mm dia-1
); (B) Evapotranspiração (mm dia-
1); (C) Convergência de umidade (mm dia
-1); (D) Fluxo de umidade (kg m
-1.s
-1); (E)
Escoamento superficial (mm dia-1
).
83
5.5.3 – Amazônia Norte
A porção norte da bacia é caracterizada por ciclo sazonal menos pronunciado na
precipitação, evapotranspiração, convergência de umidade e escoamento superficial,
conforme apresentado na Figura 5.9. Também nessa porção não existem mudanças
significativas no desflorestamento para o ano de 2010, entretanto os impactos somente
foram observados para os cenários 2050 e 2100. De forma geral, reduções na
precipitação durante todo o período foram observadas em ambos cenários, com valores
mais intensos no cenário de 2100. Entretanto, as mudanças foram mais significativas na
estação úmida com reduções da ordem de 16% para o cenário 2050 e de 36% para 2100.
Para evapotranspiração também se observaram reduções significaticas durante todo
período em ambos cenários, com valores maiores no cenário de 2100 em ambas as
estações úmida (34%) e seca (33%). Finalmente, o escoamento superficial reduziu
praticamente durante todo o período, com impactos mais intensos para o cenário de
2100. O aumento no escoamento superficial foi decorrente das mudanças na distribuição
e intensidade da precipitração e também as mudanças das propriedades físicas do solo
na área desflorestada, reduzindo a condutividade hidráulica e a taxa de infiltração.
84
Figura 5.8 – Ciclo anual das variáveis do balanço de umidade para a porção Norte da
região Amazônica para o cenário CNTRL e os três cenários de mudanças no uso da
terra 2010, 2050 e 2100: (A) Precipitação (mm dia-1
); (B) Evapotranspiração (mm dia-
1); (C) Convergência de umidade (mm dia
-1); (D) Fluxo de umidade (kg m
-1.s
-1); (E)
Escoamento superficial (mm dia-1
).
85
5.6 – Reciclagem de Precipitação
O principal objetivo desse estudo foi avaliar o papel das mudanças nos usos da
terra na reciclagem de precipitação na bacia amazônica. Avalia-se neste item, a
distribuição sazonal e espacial da reciclagem de precipitação obtida a partir do modelo
de balanço de umidade proposto por Trenberth (1999) e os parâmetros obtidos das
simulações realizadas com o modelo regional ETA, assim como, os impactos
decorrentes dos cenários de desflorestamento na Amazônia. As Figuras 5.9 e 5.10
apresentam as distribuições espaciais e temporais (sazonal) da reciclagem de
precipitação na América do Sul. Avaliando o ciclo anual observaram-se valores médios
de reciclagem variando de 5% a 50% sobre o continente sul-americano com valores
extremos da ordem de 80 a 90% sobre os Andes. Sazonalmente os valores diminuem do
verão para o inverno, com valores mais altos no verão. De forma geral, os maiores
valores de reciclagem de precipitação estão localizados nas regiões onde o fluxo de
vapor d‟água é menos intenso para todas as estações. Por outro lado, os valores mais
intensos estão nas regiões onde o efeito da evapotranspiração é preponderante. Os
maiores valores apresentam-se na porção central e sudoeste da América do Sul, e
sazonalmente os valores reduzem da estação de verão para inverno, com maiores
valores durante o verão. Na bacia amazônica, os valores de reciclagem de precipitação
tendem a aumentar de sudeste para norte-noroeste, com valores variando entre 20%
(norte) a 40% (sul); estando diretamente relacionados à intensidade do fluxo de vapor
d‟água que também tende a se desintensificar para oeste. Esses valores de reciclagem
estão próximos daqueles observados na literatura mostrando que o modelo regional
ETA consegue representar bem esse mecanismo e suas variações espacial e temporal
sobre o continente (Nobrega et al., 2005; Trenberth, 1999; Brubaker, 1993). Na média
da bacia a reciclagem de precipitação apresentou um valor da ordem de 20%. Esse
resultado mostra que, segunda a definição de reciclagem, do total de precipitação na
bacia amazônica aproximadamente 20% é decorrente do processo de evapotranspiração
local.
Durante os meses de fevereiro-março-abril, os maiores valores de reciclagem
ocorreram em uma faixa que se estende desde o extremo sul-sudeste do Brasil (40%) até
a porção oeste da bacia amazônica (20 - 30%). Nessa região foram observados fluxos
86
menos intenso de vapor d‟água (Figura 5.10), associados à intensificação da baixa do
Chaco, que tem como característica convergência em baixos níveis e por sua vez está
associado às altas subtropicais do Atlântico Sul e do Pacífico Sul. Em outras partes do
norte da América do Sul a reciclagem foi mínima com valores abaixo de 10%, com
exceção da parte noroeste da Colômbia na qual foi observado fluxo de vapor dágua
menos intenso associado ao cavado equatorial. Apesar da evapotranspiração ter
apresentado valores relativamente altos sobre a região amazônica, os processos
advectivos foram mais importantes para a reciclagem de precipitação durante essa
estação. Nesse período, o fluxo de vapor d‟água mais intenso no norte da Amazônia fez
com que ocorressem valores de reciclagem inferiores a 20%. Também se observaram
centros intensos de reciclagem próximo ao pantanal associados ao transporte de vapor
d‟água e a evapotranspiração, observados na Figura 5.3b. Esse resultado está de acordo
com Trenberth (1999), onde afirma que, em zonas de convergências próximas as altas
subtropicais, cujo fluxo de umidade advectiva é pequeno, a reciclagem de precipitação
pode ser maior que 30%.
Apesar dos valores de evapotranspiração sobre a Amazônia durante o inverno ter
sido maiores que no outono, a reciclagem de precipitação foi menor nessa região, o que
indica que os processos advectivos foram mais importantes para a precipitação. Durante
o inverno, foram observados os menores valores de reciclagem e distribuição espacial
mais uniforme sobre a América do Sul. Apesar dos processos advectivos terem sido
favoráveis em parte na região central do Brasil e também sobre parte da Argentina,
Bolívia, Peru e Chile, durante esse período a evapotranspiração observada foi menor
nessas regiões, conduzindo a valores relativamente baixos de reciclagem de
precipitação.
87
Figura 5.9 – Distribuição mensal da reciclagem de precipitação (%) para o Cenário
CNTRL: (A) Janeiro; (B) Fevereiro; (C) Março; (D) Abril; (E) Maio; (F) Junho; (G)
Julho; (H) Agosto; (I) Setembro; (J) Outubro; (K) Novembro; (L) Dezembro.
88
Figura 5.10 - Distribuição sazonal da reciclagem de precipitação (%) para o cenário
CNTRL; (A) Trimestre Fevereiro-março-abril; (B) Trimestre Maio-Junho-Julho; (C)
Trimestre Julho-Agosto-Setembro; (D) Trimestre Outubro-Novembro-Dezembro.
89
Para se entender os impactos das mudanças nos usos da terra na reciclagem de
precipitação na Amazônia faz-se necessário, primeiramente, o entendimento dessas
mudanças nos campos de precipitação, evapotranspiração e fluxo de umidade, uma vez
que, a reciclagem e suas mudanças estão associadas a essas variáveis. Para isso avaliou-
se anteriormente o papel do desflorestamento nesses componentes. Avaliando os
impactos dos cenários de desflorestamento na reciclagem de precipitação observou-se
que as mudanças mais significativas ocorreram nos cenários de 2050 e 2100, enquanto
que no ano de 2010 poucas mudanças foram observadas (Figura 5.11). Para a situação
mais atual, pequena redução no leste do Pará, no Mato Grosso e Rondônia estando
posicionados sobre a região de maior taxa de desflorestamento. Entretanto, essa redução
na reciclagem não foi intensa suficiente para afetar o regime de precipitação na região
conforme observado na Figura 5.5.
Os cenários de 2050 e 2100 apresentam reduções na maior parte da bacia e
também em outras regiões fora da Amazônia, com impactos negativos tornando-se mais
intensos à medida que se aumenta o percentual do desflorestamento nos cenários, e
também durante a estação seca. No cenário 2050 as maiores reduções foram observadas
no sul da bacia durante a estação chuvosa (-7%), enquanto que na estação seca as
reduções estão presentes na parte central e norte da bacia (-8%). Em ambos os casos a
redução na evapotranspiração foi o principal mecanismo que conduziu a redução na
reciclagem de precipitação. No cenário 2100 observa-se um padrão diferente com
reduções praticamente em toda a bacia, tanto na estação úmida quanto na seca,
apresentando mudanças mais intensas na estação seca (-10%). Diferente do cenário de
2050, a redução na evapotranspiração e o aumento no transporte de umidade
conduziram a redução na reciclagem no cenário 2100. Esse resultado indica que, à
condição de estresse do solo tem papel fundamental no processo de reciclagem de
precipitação, isto é, com o desflorestamento, seus efeitos conduzem a impactos mais
significativos. Entretanto, mesmo na estação seca, temos intensas reduções na porção
sul-sudeste da bacia amazônica, mostrando que, os impactos na reciclagem de
precipitação são sempre maiores na região onde o papel da evapotranspiração é mais
preponderante para a reciclagem. Em outras palavras, o efeito do desflorestamento
sobre a reciclagem é mais significativo em regiões onde fluxo de vapor d‟água é
pequeno e onde a evapotranspiração tem mais influência sobre o mecanismo de
reciclagem de precipitação. Além das reduções, também se pode obervar regiões onde a
90
reciclagem de precipitação aumentou como a porção noroeste da bacia. Nesse caso o
aumento na reciclagem deve-se exclusivamente a redução no transporte de umidade e
precipitação, uma vez que, a evapotranspiração foi reduzida nessa região.
Figura 5.11 - Impactos na reciclagem de precipitação (%) decorrentes dos cenários de
mudanças nos usos da terra para as estações úmida e seca. Verão: (A) Distribuição da
reciclagem de precipitação para o cenário CNTRL; (B) Impactos na reciclagem de
precipitação decorrentes do cenário 2010 em relação ao CNTRL; (C) Impactos na
reciclagem de precipitação decorrentes do cenário 2050 em relação ao CNTRL; (D)
Impactos na reciclagem de precipitação decorrentes do cenário 2100 em relação ao
CNTRL. Inverno: (E) Distribuição da reciclagem de precipitação para o cenário
CNTRL; (F) Impactos na reciclagem de precipitação decorrentes do cenário 2010 em
relação ao CNTRL; (G) Impactos na reciclagem de precipitação decorrentes do cenário
2050 em relação ao CNTRL; (H) Impactos na reciclagem de precipitação decorrentes do
cenário 2100 em relação ao CNTRL.
5.7 Balanço de Água na Amazônia
Neste item é apresentado os resultados das mudanças decorrentes do
desflorestamento nos componentes do balanço de água (precipitação, evapotranspiração,
convergência de umidade, fluxo de umidade e escoamento superficial) e reciclagem de
precitação em toda a bacia amazônica, nas porções norte e sul e nas estações seca,
úmida e na média anual. As diferentes mudanças no balanço de água estão diretamente
relacionadas aos cenários de desflorestamento na Amazônia. De forma geral, as
91
mudanças nos componentes do balanço de água estão diretamente associadas ao
aumento na taxa de desflorestamento sobre a bacia, conforme apresentado na Tabela
5.1. Para o ano de 2010 não se observaram mudanças significativa nos componentes do
balanço de água e na reciclagem de precipitação sobre a bacia para as estações seca e
úmida e na média anual. Isso mostra que a atual taxa de desflorestamento na Amazônia
não apresenta influência sobre o balanço de água, na reciclagem de precipitação, e
consequentemente, no clima em escalas local e regional. Semelhante ao que foi
apresentado anteriormente, esse resultado difere de outros estudos de mudanças nos uso
da terra na Amazonia utilizando modelos numéricos regionais, no qual, observou-se
mudança no regime de precipitação para situação atual de desflorestamento na
Amazonia (Correia, Rocha, 2015). Entretanto para os cenários de 2050 e 2100 as
mudanças foram significativas conforme mostrado na Tabela 5.1. No cenário de 2050,
observou-se redução de 13% na precipitação, 13,3% na evapotranspiração e aumento de
7% na convergência de umidade na média anual. Nesse caso, tanto na média anual
quanto na estação seca, a convergência de umidade e a evapotranspiração agiram em
sentidos contrários, ou seja, a redução na evapotranspiração sobrepujou a aumento na
convergência de umidade, conduzindo dessa forma, a uma redução precipitação. Nesse
caso, a redução na precipitação pode ser explicada pelo mecanismo de
evapotranspiração. Segundo esse mecanismo, o desflorestamento reduz a área
vegetada; logo a transpiração diminui. Além disso, o desflorestamento diminui a
interceptação, ou seja, a evaporação da água interceptada diminui. As reduções desses
componentes conduzem a uma redução na evapotranspiração, deixando a baixa
troposfera mais seca. No desenvolvimento de sistemas convectivos sobre a região, uma
menor quantidade de vapor estará disponível para ser transportada verticalmente e gerar
precipitação. Essa redução de precipitação leva a uma redução na umidade do solo, o
que tende a diminuir, ainda mais, a evapotranspiração.
Ainda com relação ao cenário 2050, observou-se a predominância de um
mecanismo de retroalimentação negativo na estação seca e na média anual, no qual, a
redução relativa na evapotranspiração na média foi maior que a redução na precipitação
(aumento na convergência de umidade), o que representa um melhor cenário se
comparado com mecanismo positivo. O mecanismo de retroalimentação positivo produz
uma instabilidade no sistema, conduzindo a novas degradações da biosfera, conforme
deduzido por Xue e Shukla (1993), quando avaliaram a influência das propriedades da
92
superfície no clima de Sahel. De outro modo, o mecanismo de retroalimentação
negativo tem o papel de restaurar a degradação gerada na cobertura vegetal se a
degradação antropogênica for eliminada. Contudo, se as atividades antropogênicas não
permitirem que haja a regeneração ambiental, devido à construção de estradas de
rodagem, prédios e uso da terra para pasto e agricultura, o mecanismo de
retroalimentação negativo produzirá excesso de água na superfície, causando aumento
do escoamento, enchentes em áreas de baixios e outros desastres hidrológicos (Sud et
al., 1996a).
No cenário de 2100, observou-se redução de 35% na precipitação, 36,7% na
evapotranspiração e aumento de 14% na convergência de umidade na média anual. Na
estação seca, observou-se redução de 30,5% na precipitação, 37% na evapotranspiração
e aumento de 55% na convergência de umidade. Semelhante ao cenário anterior (2050),
tanto na média anual quanto na estação seca, a convergência de umidade e a
evapotranspiração também atuaram em sentidos opostos, ou seja, a redução na
evapotranspiração sobrepujou a aumento na convergência de umidade, conduzindo
dessa forma, a uma redução precipitação. Nesse cenário também predominiu o
mecanismo de retroalimentação negativo na estação seca e na média anual, no qual, a
redução relativa na evapotranspiração na média foi maior que a redução na precipitação
(aumento na convergência de umidade), o que representa um melhor cenário se
comparado com mecanismo positivo. Entretanto, na estação úmida para os cenários de
desflorestamento 2050 e 2100 não se observou mudança na convergência de umidade
sobre a bacia, sendo que a redução na precipitação foi determinada unicamente pela
redução na evapotranspiração.
Avaliando a reciclagem de precipitação na bacia amazônica observa-se que não
existem mudanças significativas no desflorestamento para o ano de 2010, conforme
citado anteriormente. Entretanto nos demais cenários as mudanças foram significativas,
conforme apresentando a seguir. Nos cenários de 2050 e 2100 observaram-se reduções
de 9% e 29% na média anual, respectivamente. Na estação úmida a reciclagem foi
reduzida de 7,8% e 22%, respectivamente; e na estação seca as reduções foram de 12%
e 33% para os mesmos cenários. Isso mostra que os maiores impactos na reciclagem de
precipitação ocorreram na estação seca da bacia. A intensa redução na reciclagem de
precipitação na estação seca é um resultado preocupante, pois as mudanças na taxa de
precipitação produzida localmente podem estar associadas a um período seco mais
93
longo. Na média anual e na estação úmida sobre a bacia as reduções na reciclagem de
precipitação em todos os cenários foram explicadas pela redução na evapotranspiração,
uma vez que, observou-se redução na precipitação total e no fluxo de umidade na bacia.
Entretanto, na estação seca, as reduções na reciclagem de precipitação em todos os
cenários foram explicadas pela redução na evapotranspiração e no fluxo de umidade,
uma vez que, observou-se redução na precipitação total. Esse reultado está diretamente
relacionado diretamente à estimativa de reciclagem proposta no modelo de Trenberth
(1999) no qual, a taxa de reciclagem é diretamente proporcional a evapotranspiração e
inversamente proporcional a precipitação total e a transporte de umidade na atmosfera
(ver Capitulo 3).
Considerando as mudanças em diferentes regiões na bacia amazônica observa-se
que os maiores reduções aconteceram na porção sul para o cenário 2050; enquanto que,
no cenário 2100 as mudanças mais intensas ocorreram em ambas porçoes norte na
média anual, enquanto que nas estações seca e úmida não se observam diferenças
significativas. No cenário 2050 as reduções na reciclagem de precipitação na porção sul
da bacia foram determinadas por dois fatores: o aumento no fluxo de umidade e redução
na evapotranspiração em todas as estações. Na porção norte, as reduções na reciclagem
de precipitação foram devidas a redução na evapotranspiração, pois se observou redução
no fluxo de umidade e na precipitação. Com relação ao cenário 2100, as reduções na
reciclagem de precipitação na porção sul foram devidas as reduções na
evapotranspiração e aumento no transporte de umidade. De forma contrária, na porção
norte a redução na reciclagem foi devido unicamente à redução na evapotranspiração.
Considerando os resultados obtidos, a hipótese de um limite potencial na
sobrevivência da floresta Amazônica deve ser levantada, uma vez que o grau de
desflorestamento pode trazer conseqüências irreversíveis. As previstas reduções na
precipitação, na evapotranspiração, na reciclagem de precipitação e o aumento na
temperatura do ar, e um possível período seco mais longo, pode conduzir a um novo
estado de equilíbrio, no qual um diferente tipo de vegetação (provavelmente cerrado) se
adaptaria às condições climáticas observadas no desflorestamento. Duas características
de tal vegetação fazem dela o tipo perfeitamente adaptável ao novo estado climático:
resistência a um período seco de seis meses e adaptabilidade às condições de
queimadas. Isso indica, mais uma vez, que a completa e rápida destruição da floresta
podem tornar-se um processo irreversível, pois mudanças significativas no ciclo
94
hidrológico e na relação solo-planta-atmosfera seriam tão significativas que, uma vez
destruída, a mesma não seria capaz de restabelecer-se por si só, conforme também
ressaltaram Shukla et al., 1990 e Nobre et al., 1991.
95
Tabela 5.1 – Componentes do balanço de água e reciclagem de precipitação simulados pelo modelo regional ETA para os quatros cenários de mudanças no uso
da terra na Amazônia: CNTRL, 2010, 2050 e 2100 para a média anual, período úmido e período seco para bacia amazônica, porções norte e sul. P – precipitação
(mm.dia-1
); E - evapotranspiração (mm.dia-1
); C – convergência de umidade (mm.dia-1
); F - fluxo de umidade (kg m-1
.s-1
); R – escoamento superficial (mm.dia-1
);
REC – reciclagem de precipitação (%).
96
5.8 Impactos Remotos
Quando se avalia os impactos do desflorestamento tropical, em escalas local e
regional, utilizando modelos numéricos climáticos, uma questão desafiadora, ainda não
bem respondida, é se as mudanças nos usos da terra podem modificar os componentes
do balanço de água e a reciclagem de precipitação em regiões remotas ao local do
desflorestamento. Para isso, avaliaram-se nesse item os impactos dos desflorestamentos
na bacia amazônica nesses componentes e na reciclagem de precipitação em regiões
remotas: Região Nordeste, Região Sudeste, Região Sul e bacia do Prata, conforme
mostrado na Figura 5.13. Por meio da reciclagem de precipitação calculou-se a
precipitação de origem advectada e local, e tambem seus respectivos impactos
referentes aos cenários de desflorestamento. A precipitação local é a aquela gerada a
partir da evapotranspiração dessa mesma região, enquanto a precipitação advectada é a
aquela oriunda do transporte de umidade proveniente de outras regiões.
Figura 5.12 – Regiões selecionadas para avaliação dos impactos das mudanças nos usos da terra
na precipitação total, precipitação advectada e local. Rosa - região Amazônica; Preto – Nordeste
brasileiro; Amarelo – Sudeste brasileiro; Verde – Sul do Brasil; Vermelho – Bacia do Prata.
A Tabela 5.2 apresenta os valores da precipitação total, advectada e local para as
regiões selecionadas acima, assim como, os impactos decorrentes dos desflorestamentos
na Amazônia. De forma geral, a precipitação de origem local na bacia amazônica foi da
ordem de 22% da precipitação total, sendo o complemento proveniente da advecção de
97
umidade de outras regiões (78%). Isso está de acordo com os valores de reciclagem de
precipitação calculados anteriormente sobre a bacia (ver item 5.7). Avaliando os
impactos para 2010, observa-se que na bacia amazônica, embora não houvesse
mudanças significativas na precipitação total e advectada, observou-se redução da
ordem de 10% e 12,5% na precipitação local para a média anual e estação seca,
respectivamente (Figura 5.13). De forma contraria não se observaram os mesmos
resultados para os cenários de 2050 e 2100, no qual, a redução na precipitação total
(13% para 2050 e 35% para 2100) foi determinada por reduções na precipitação local e
de origem advectada, sendo que, a redução da precipitação advectada (67% para 2050 e
68% para 2100) teve papel mais significativo na redução da precipitação total do que a
precipitação local. Esses resultados podem indicar que os cenários de desflorestamentos
podem modificar a estrutura termodinâmica da atmosfera conduzindo a mudanças na
circulação atmosférica em escala local/regional e, consequentemente, no transporte e
convergência de umidade, e finalmente, alterando o regime de precipitação sobre a
região.
Na Região Nordeste a precipitação de origem local foi da ordem de 8% da
precipitação total, com isso a maior contribuição para a precipitação total foi
proveniente da precipitação advectada (92%). Na estação seca a contribuição de
precipitação de origem local aumentou para 16%. Para o ano de 2010 não se
observaram mudanças na precipitação total, local e advectada sobre a região. Para o
cenário de 2050 as mudanças na precipitação total ocorrem nas estações úmida e seca da
região, com reduções da ordem de 9% e 8%, respectivamente, sendo determinda
principalmente pela redução da precipitação local e advectada na estação úmida, e pela
precipitação local na estação seca (100%) (Figura 5.14). Esse resultado pode ser
explicado pelo fato que parte da área desflorestada nesse cenário está presente no
nordeste do Brasil, conforme apresentado na Figura 3.5. No cenário de 2100 a redução
na precipitação total anual (14%) foi determinada por reduções na precipitação local e
de origem advectada, sendo que, a redução da precipitação advectada (90%) teve papel
mais significativo na redução da precipitação total do que a precipitação local (10%),
sendo que nesse caso, os impactos foram mais intensos na estação seca.
Na Região Sudeste a precipitação de origem local foi da ordem de 23% da
precipitação total, sendo que a maior contribuição para a precipitação total foi
proveniente da precipitação advectada (77%). Na estação seca a contribuição de
98
precipitação de origem local reduziu para 16% devido às reduções na disponibilidade de
água no solo e na evapotranspiração. Para o ano de 2010 não se observaram mudanças
na precipitação total, entretanto um pequeno aumento na precipitação local foi
observado sobre a região. No cenário de 2050 as mudanças mais significativas ocorrem
na estação seca da região, com redução da ordem de 8,3% na precipitação total, sendo
que, essa redução foi determinada exclusivamente pela redução da precipitação
advectada (10%), conforme mostrado na Figura 5.15. Para o cenário 2100 redução na
precipitação total anual (11%) foi determinada por reduções na precipitação local e de
origem advectada, sendo que, a redução da precipitação advectada (67%) teve papel
mais significativo na redução da precipitação total do que a precipitação local (33%).
Entretanto, na estação seca observou-se outro comportamento, no qual, a redução na
precipitação total foi decorrente exclusivamente da precipitação advectada (100%), uma
vez que não se detectou mudanças na precipitação local.
Na Região Sul a precipitação de origem local foi da ordem de 26% da
precipitação total, sendo que a maior contribuição para a precipitação total foi
proveniente da precipitação advectada (74%). Para o desflorestamento de 2010, se
observaram mudanças na precipitação total, local e advectada sobre a região em
nenhuma estação. Para o cenário de 2050 as mudanças na precipitação total ocorrem na
estaçoes úmida e seca, com reduções da ordem de 7% e 5%, respectivamente, sendo
determinada pela redução da precipitação local e advectada, entretanto, essa última teve
maior influência na redução da precipitação total (Figura 5.16). Para o cenário 2100 a
redução na precipitação total anual (13%) foi determinada por reduções na precipitação
local e de origem advectada, sendo que, a redução da precipitação advectada (83%) teve
papel mais significativo na redução da precipitação total (17%) do que a precipitação
local. Entretanto observaram-se mudanças mais intensas na estação seca com redução
na precipitação total de 16%, sendo determinada principalmente pela redução na
precipitação advectada.
Na bacia do Prata a precipitação de origem local foi da ordem de 23% da
precipitação total, sendo que a maior contribuição para a precipitação total foi
proveniente da precipitação advectada (77%). Semelhante aos resultados anteriores, no
desflorestamento de 2010 não se observaram mudanças na precipitação total, local e
advectada sobre a região em nenhuma estação. Para o cenário de 2050 as mudanças
mais significativas na precipitação ocorreram nas estações seca, com redução da ordem
99
de 5,3% na precipitação total, sendo determinada exclusivamente pela redução da
precipitação advectada (100%). Para o cenário 2100 a redução na precipitação total
anual (10%) foi determinada por reduções na precipitação local e de origem advectada,
sendo que, a redução da precipitação advectada (67%) teve papel mais significativo na
redução da precipitação total (33%) do que a precipitação local. Mudanças mais
intensas foram observadas na estação seca com redução de 21% na precipitação total
decorrente das reduções na precipitação local (25%) e de origem advectada (75%)
(Figura 5.17).
100
Tabela 5.2 - Partição da precipitação segundo o modelo proposto por Trenberth simulados pelo modelo regional ETA para os quatros cenários de mudanças do
uso da terra CNTRL, 2010, 2050 e 2100: para a média anual, período úmido e período seco para as regiões mostradas na figura 5.12. P – precipitação Total
(mm.dia-1
); Pl - precipitação proveniente da evapotrasnpiração local (mm.dia-1
); Pa – precipitação proveniente de outras regiões (advectada) (mm.dia-1
). A
coluna (%) representa o erro relativo entre o cenário de desflorestamento e o CNTRL para a região usada. No cenário CNTRL os espaços em branco são
devidos a não haver erros relativos, já que esse é o cenário a ser comparado com os outros.
101
Figura 5.13 – Ciclo Anual da precipitação total (mm.dia-1
), local (mm.dia-1
) e advectada
(mm.dia-1
) para a região Amazônica, nos quatro cenários simulados pelo modelo
regional ETA. (A) Precipitação total, (B) Precipitação local e (C) Precipitação
advectada.
102
Figura 5.14 – Ciclo Anual da precipitação total (mm.dia-1
), local (mm.dia-1
) e
advectada (mm.dia-1
) para a região Nordeste, nos quatro cenários simulados pelo
modelo regional ETA. (A) Precipitação total, (B) Precipitação local e (C)
Precipitação advectada.
103
Figura 5.15 – Ciclo Anual da precipitação total (mm.dia-1
), local (mm.dia-1
) e
advectada (mm.dia-1
) para a região Sudeste, nos quatro cenários simulados pelo
modelo regional ETA. (A) Precipitação total, (B) Precipitação local e (C)
Precipitação advectada.
104
Figura 5.16 – Ciclo Anual da precipitação total (mm.dia-1
), local (mm.dia-1
) e
advectada (mm.dia-1
) para a região Sul, nos quatro cenários simulados pelo modelo
regional ETA. (A) Precipitação total, (B) Precipitação local e (C) Precipitação
advectada.
105
Figura 5.18 – Ciclo Anual da precipitação total (mm.dia-1
), local (mm.dia-1
) e
advectada (mm.dia-1
) para a bacia do Prata, nos quatro cenários simulados pelo
modelo regional ETA. (A) Precipitação total, (B) Precipitação local e (C)
Precipitação advectada.
106
Capítulo 6
CONCLUSÕES
Realizou-se nesse trabalho um estudo de modelagem numérica a fim de avaliar os
impactos decorrentes das mudanças nos usos da terra (desflorestamento) nos
componentes do balanço de água e Reciclagem de Precipitação na Amazônia. Utilizou-
se, para isso, o modelo de área limitada – modelo regional ETA do Centro de Previsão
de Tempo e Estudos Climáticos – CPTEC/INPE, e também cenários de mudanças nos
usos da terra na bacia amazônica referentes ao estado atual e projeções para situações
futuras. O método do balanço de umidade da atmosfera proposto por Trenberth (1999) e
Brubaker et al. (1993) foi utilizado para o cálculo da reciclagem de precipitação, no
qual leva em consideração a evapotranspiração, a precipitação total e o transporte de
vapor d‟água na região. Com o modelo regional ETA realizaram-se simulações para o
período de 20 anos utilizando condição atual de desflorestamento para o ano base de
2010 e também cenários futuros de desflorestamento referentes os anos de 2050 e 2100.
De forma geral, a distribuição espacial e sazonal dos componentes do balanço de
água e reciclagem de precipitação sobre o continente foi bem representada pelo modelo
regional ETA nas estações úmida e seca. Entretanto, o modelo substimou a precipitação
em grande parte do país na estação úmida, principalmente nas porções central-leste da
Amazonia e Nordeste do Brasil, e superestimou no extremo noroeste do continente e
sobre a Cordilheira dos Andes. Erros sistemáticos na estimativa de precipitação sobre os
Andes foram observados estando relacionados ao efeito topográfico. Esse resultado
mostra que o modelo regional ETA tem dificuldade em representar a precipitação
próxima a regiões íngremes, tais como a Cordilheira dos Andes. Durante todo o período
a precipitação foi maior que a evapotranspiração mostrando que a Amazônia comporta-
se como um sumidouro de umidade, recebendo umidade principalmente do Oceano
Atlântico. Entretanto, em escala regional, a Amazônia comportou-se como fonte de
umidade transportando vapor d‟água para outras regiões da América do Sul.
O modelo representou bem a distribuição espacial e temporal de reciclagem de
precipitação na América do Sul, com valores próximos daqueles encontrados na
107
literatura. Sobre o continente sul-americano valores médios de reciclagem variaram de
5% a 50%, diminuem do verão para o inverno, com valores mais altos no verão. De
forma geral, os maiores valores de reciclagem de precipitação estão localizados nas
regiões onde o fluxo de vapor d‟água é menor. Por outro lado, os valores mais intensos
estão nas regiões onde o efeito da evapotranspiração é preponderante. Sobre o
continente, os maiores valores apresentam-se na porção central e sudoeste da América
do Sul, e sazonalmente os valores reduzem da estação de verão para inverno. Na bacia
amazônica, os valores de reciclagem de precipitação tendem a aumentar de sudeste para
norte-noroeste, com valores variando entre 20% (norte) a 40% (sul); estando
diretamente relacionados à intensidade do fluxo de vapor dágua que também tende a se
desintensificar para oeste.
Na avaliação dos impactos decorrentes das mudanças nos usos da terra na
Amazônia na temperatura do ar, nos componentes de balanço de água e na reciclagem
de precipitação, não se observou mudança significativa para o desflorestamento do ano
base de 2010. Isso mostra que, na situação presente, as mudanças nos usos da terra na
Amazônia não conduziram a impactos na temperatura do ar e no ciclo hidrológico, e
consequentemente, em mudanças no clima em escalas local e regional, principalmente
em outras regiões da América do Sul. Entretanto, as mudanças mais siginificativas
ocorreram nos cenários de desflorestamento de 2050 e 2100. Na média, a temperatura
do ar apresentou aumento de 1,5oC, 3,0
oC e 4,5
oC para os cenários 2010, 2050 e 2100,
respectivamente, mostrando que, a intensidade do aumento está diretamente associada
ao grau de desflorestamento na bacia amazônica, sendo mais intenso à medida que se
expande as mudanças nos usos da terra.
No cenário de 2050, observou-se redução de 13% na precipitação, 13,3% na
evapotranspiração e aumento de 7% na convergência de umidade na média anual,
mostrando que, a convergência de umidade e a evapotranspiração agiram em sentidos
opostos, ou seja, a redução na evapotranspiração sobrepujou a aumento na convergência
de umidade, conduzindo dessa forma, a uma redução precipitação. Nesse caso
predominou-se o mecanismo de retroalimentação negativo no qual, a redução relativa
na evapotranspiração na média foi maior que a redução na precipitação (aumento na
convergência de umidade), o que representa um melhor cenário se comparado com
mecanismo positivo, pois o mecanismo de retroalimentação negativo tem o papel de
restaurar a degradação gerada na cobertura vegetal se a degradação antropogênica for
108
eliminada. Entretanto, se as atividades antropogênicas não permitirem que haja a
regeneração ambiental, devido à construção de estradas de rodagem, prédios e uso da
terra para pasto e agricultura, o mecanismo de retroalimentação negativo produzirá
excesso de água na superfície, causando aumento do escoamento, enchentes em áreas de
baixios e outros desastres hidrológicos. No cenário de 2100, observou-se redução de
35% na precipitação, 36,7% na evapotranspiração e aumento de 14% na convergência
de umidade. Nesse cenário também predominou o mecanismo de retroalimentação
negativo.
Com relação à reciclagem de precipitação, observaram-se reduções de 9% e 29%,
respectivamente, para os cenários 2050 e 2100. Na estação úmida a reciclagem foi
reduzida de 7,8% e 22%, respectivamente; e na estação seca as reduções foram de 12%
e 33% para os mesmos cenários, mostrando que os maiores impactos na reciclagem de
precipitação ocorreram na estação seca da bacia. A intensa redução na reciclagem de
precipitação na estação seca é um resultado preocupante, pois as mudanças na taxa de
precipitação produzida localmente podem estar associadas a um período seco mais
longo. De forma geral, na média sobre a bacia as reduções na reciclagem de
precipitação em todos os cenários foram explicadas pela redução na evapotranspiração,
uma vez que, observou-se redução na precipitação total e no fluxo de umidade na bacia.
Entretanto na estação seca, as reduções na reciclagem de precipitação em todos os
cenários foram explicadas pela redução na evapotranspiração e no fluxo de umidade,
uma vez que, observou-se redução na precipitação total.
Por meio da reciclagem de precipitação calculou-se a precipitação de origem
advectada e local, e tambem seus respectivos impactos na Amazônia e também em
regiões remotas. Na bacia amazônica, a precipitação de origem local foi da ordem de
22% da precipitação total, sendo o complemento proveniente da advecção de umidade
de outras regiões (78%), estando de acordo com os valores de reciclagem de
precipitação calculados nesse estudo. Nos cenários de 2050 e 2100 a redução na
precipitação total foi determinada por reduções na precipitação local e de origem
advectada, sendo que, a redução da precipitação advectada teve papel mais significativo
na redução da precipitação total. Isso indica que os cenários de desflorestamentos
podem modificar a estrutura termodinâmica da atmosfera conduzindo a mudanças na
circulação atmosférica em escala local/regional e, conseqüentemente, no transporte e
109
convergência de umidade, e finalmente, alterando o regime de precipitação sobre a
região.
Nas regiões remotas as mudanças apresentaram comportamento peculiar para cada
situação. No cenário de 2010 não se observaram mudanças na precipitação total, local e
advectada em nenhuma região remota. Na Região Nordeste a redução na precipitação
total para o cenário de 2100 foi determinada por reduções na precipitação local e de
origem advectada, sendo que, a redução da precipitação advectada teve papel mais
significativo. Nas Regiões Sudeste e Sul e bacia do Prata, a redução na precipitação
total nos cenários de 2050 e 2100 foi determinada sobretudo por reduções na
precipitação de origem advectada, mostrando que as mudanças nos usos da terra na
região amazônica para ambos os cenários podem influenciar o regime hidrológico, e
consequentemente o clima, de outras regiões da America do Sul.
Considerando os resultados obtidos nesse estudo, a hipótese de um limite potencial
na sobrevivência da floresta Amazônica deve ser levantada, uma vez que o grau de
desflorestamento pode trazer conseqüências irreversíveis. As previstas reduções na
precipitação (total, local e advectada), na evapotranspiração, na reciclagem de
precipitação e o aumento na temperatura do ar, e um possível período seco mais longo,
pode conduzir a um novo estado de equilíbrio, no qual um diferente tipo de vegetação se
adaptaria às condições climáticas observadas no desflorestamento. Duas características
de tal vegetação fazem dela o tipo perfeitamente adaptável ao novo estado climático:
resistência a um período seco de seis meses e adaptabilidade às condições de
queimadas. Isso indica, mais uma vez, que a completa e rápida destruição da floresta
podem tornar-se um processo irreversível, pois mudanças significativas na reciclagem
de precipitação, no ciclo hidrológico e na relação solo-planta-atmosfera seriam tão
significativas que, uma vez destruída, a mesma não seria capaz de restabelecer-se por si
só.
110
6.1 – Sugestões para Trabalhos Futuros
Como sugestões para trabalhos futuros sugerem-se
a) Avaliar os impactos decorrentes das mudanças nos usos da terra nos
componentes do balanço de água e reciclagem de precipitação na Amazônia
utilizando outros cenários de desflorestamento;
b) Avaliar os impactos decorrentes das mudanças nos usos da terra nos
componentes do balanço de água e reciclagem de precipitação na Amazônia
utilizando período mais longo de integração;
c) Avaliar os impactos decorrentes das mudanças nos usos da terra nos
componentes do balanço de água e reciclagem de precipitação na Amazônia
utilizando modelo de circulação geral da atmosfera (MCGA);
d) Avaliar os impactos decorrentes das mudanças nos usos da terra nos
componentes do balanço de água e reciclagem de precipitação na Amazônia em
outras regiões da América do Sul;
111
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