R e s u m e n E j e c u t i v o p r i m e r i n f o r m e d e e v a l u a c i ó n n a c i o n a l
V o l u m e n e s p e c i a l
Autores Principales
Tércio Ambrizzi – Universidad de São Paulo
Moacyr Araújo – Universidad Federal de Pernambuco
Autores Revisores
Pedro Leite da Silva Dias – Laboratorio Nacional de
Computación Científica – Petrópolis/RJ
Ilana Wainer – Universidad de São Paulo
I ntroduccIón
EvI dE ncIas obs E rvacIonalE s dE l as var Iac Ion E s cl I mátIc as
For z am I E nto r adIactIvo natu r al y antropog é n Ico
cIclos b Iog Eoquím Icos, b Iomas y r Ecu r sos Hídr Icos
cambIos ambIEntalEs dE corto y largo plazo: proyEccIonEs E IncErtIdumbrEs
r E F E r E ncIas
5
7
15
21
25
29
R e s u m e n
C arlos Afonso NobreP r e s i d e n t e d o C o n s e l h o D i r e t o r
Suzana K ahn R ibe i roP r e s i d e n t e d o C o m i t ê C i e n t í f i c o
Andrea Souza SantosS e c r e t á r i a E x e c u t i v a
Moac yr Cunha de Ar au jo F i lhoTerc io Ambr i zz iC o o r d e n a d o r e s d o G r u p o d e Tr a b a l h o 1
Dan ie l ly God iva Santana de SouzaA s s e s s o r a T é c n i c a d o G r u p o d e Tr a b a l h o 1
Er ico Le i vaAdr iane Mendes V i e i r a MotaFab i ana Soares Le i t eU n i d a d e d e A p o i o T é c n i c o d o G r u p o d e Tr a b a l h o 1
Tr aço Des ignP r o j e t o g r á f i c o
Pr inc i pa i s autores de todos os volumes :
Te m s i t i a p r a d o l e n i s s a m , s i c o m n i s p e l i s d o l o r s i n n o s s i o f f i c i d o l e s s i c u m s a m d o l u p t a i p i d m a x I n v e l e s t i b u s d a e n a t i b u s a p e l i a n d i n o n r e r o e v e n t i s e i u r ?
U t i u m q u i a r i b u s t , o f f i c t i u s d a e . I t a t e n i s e x c e r u m e v i t e n i t q u e c o m n i m a g n i o m n i m o l o r e s s i m e n d u s e t e n d u c i l i l m a x i m a g n i t e s v o l o r s a p i e t q u a s e t f a c c a b o . E t l a b o . Ta e r i b u s .
U n t e m e s e r n a t q u i s m o l u p t a e v o l u t a n d i s d i t e m . E t e s t e m f a c e p e r u p t a e p u d i s t i o r e s t o i p i c t u r a s a m a u t e l -l i s d o l o r a s i i l i t , a t e p o r i s a c e p e d q u a m f u g a . M e n i s q u u n t o r e m s i m i l l i t e t m i , c o m m o c o n s e q u a e s e q u e n a t u r a l i g n i s m o l o r e p e r n a t e m s e q u i r e m q u i a t h i t a s s e d u t q u i s c i i s d o l e s t i o d e t e u m q u a e . N e q u i q u i a s e s e q u o c o r e v o l u m q u e c o r e v e n t i i s e n d a n d u s v o l o r a l i s a c e p e d i p s u n t i u n t i o m n i m a x i m a v e l i g n i m p o r a s i t i o b l a b o . U t e t i u r s u n t , c u s a n t f u g i a e d o l e n d u s e t a u t e m p e r i o n s e n t l i t a c c u p t a t i s q u a t e x c e p e r c h i l i s d o l o r e s t r u n t e t , u l l o r s u m q u a t u s a n i t a i d u n t .
P u d i o f f i c i p s a n d e l i b u s d a m u t a u t o c c u m i m u s , s i m e x e r i s u n t o b e a q u i a q u o s e t v o l e c t o t e i p s u n t i i n v e n i a a u t u t e a q u o o d i c o n e x c e s s e q u a m r e n o s d o l e n d e b i s e n e c u l l a b o r e p r a t i o r m i n p r o b l a n t e m p o r u m q u a s n i t i b u s v o l u p -t a t e m q u i r e p e l e t l a t u r a n t o e a q u i d e a r i a m , s i n t a u t e m f u g i t e a t i o r i a s p e d e a r u m e t u s .
U t r e s t i i n t e m p o r e m q u a s a c c a e r e i u r a u t m o l o r u n t e m q u i c o n e e x e a q u i q u o v e l l a t i b u s a m e s s i n u l p a d i c i a e n i t a t e m e s t i a n d i o r e p e r u m r e n d e r f e r u m , q u i u t i s c i t i a n t u s t i u n t i -b u s a n d i t i o r e r o m o q u e d o l u p t a d o l e n t e t q u a t i s v o l u p t a -t e t q u i s d e n i s i d m o d i c t e m n u m q u a m e t r e r a t e n o n e s t i s r a n o n e u m i d e b i t , q u e p e r s p e d q u i s q u i u t q u i s s u m n o n c u s t i u r e s m i l i g e n t .
N a m , o m n i t e m . I t a s s i m a g n i m o d i p s a m n a m e x c e p r o r e n o n s e r r o r i b u s q u e s a p e r o d o l o r e p e l i q u e n i s e u m h i l i u m e s n o s s i n c t e c o r a t i a t i b e r e c e a n a t i u m q u e n o s s i t i o . M a g -n i m p e n o s s i t a t e t v o l o r e p u d i b e a q u i d q u i i p s a m q u o d i g -n a t i s m i n v e r n a t u r i o v o l u p t a a d i t a t e m q u i u t e n o s a p i t i b u s e t e t q u a s i m a g n i m e o m n i m u s n e c o r r o r e v o l e s d o l o r i b e a s o l u m q u i d e b i t a t i s t i s s a n i e n t i s t o t a q u o o d i t i n c i i s p a -r u n t v e n i s q u i a t q u i a e n i h i l l a b o r e p r o v i d u c i t i s m o l o r r o e i c i e t u r , n u s r e n d i s n i s e t a u t a e c t o t a t e n i s a l i t e s t , t o e t , s u n t q u e p o r e n e m p o s d o l u p t a m e o s t r u m a n t i o s e t e t u r s i m p o r r e p r e p e l e s t q u e d o l o r u n t i b u s d e s s i m a g n a t e m o l -o r r o v o l o r r o d o l e n d a s i t i t e s c i e n t l i b u s t e m o q u i d e l e s t o t e m o s s i o c c u s a l i q u i d i t e m o l e s a r i o r e m p o r e , q u u n t a l i a e t , s u m u t a l i a n d a m e q u a t a t i s a b o r u p t a t i o r p o s s u m f u g a . N a m c o r e h e n i s q u a s r e p e l m o d i u t l i s e s t , n i m e n d i t a t u r s o l u p t i n t i u s n e e t r e r o d o l u p i s s a q u i b e a a u t v e l e s c u l p a v o l u m e n t q u i a s a u t e t d o l u p t a e q u e v o l o r r o d e m e t u r e m . A b o . M u s a m e x p l a n d e n d i p s u m q u e v o l u p t a t q u e q u i a s p e -r u m v o l u p t i o s s u m a l i q u i s u t f u g i t v e r u m e c o n e n a t a t e m h i c t e t e o s e a r u m a u t a c e a s a p i t e t u l p a r u m r e h e n d a s i m e n i s u l l a m e n i t a t i a e m o s a e a u t a t e m i n
Traduzir texto dos créditos
El clima es controlado por varios factores, llamados agentes climáticos, que pueden ser naturales o provenientes de actividades
humanas (antropogénicas). Los Informes de Evaluación elaborados por el Grupo Intergubernamental de Expertos sobre el
Cambio Climático (IPCC) han tratado de evidenciar las diferentes contribuciones de estos dos agentes sobre el calentamiento
global. Este proceso, lejos de ser trivial, se basa en el análisis de grandes cantidades de datos de observación y en el uso de
modelos climáticos que, a pesar de que constituyen el estado-del-arte actual, todavía presentan, entre ellos, diferentes niveles
de incertidumbre en las predicciones de los futuros cambios en la temperatura, nubosidad, precipitación, y las consecuentes
respuestas de los biomas terrestres a estos cambios.
Dadas las dimensiones continentales de Brasil y la diversidad de regímenes climáticos y de biomas asociados, queda
evidente el potencial de contribución del país a la comprensión de los cambios climáticos globales. En este sentido, y junto a
la necesidad de un enfoque nacional sobre el tema, los Ministerios de Ciencia, Tecnología e Innovación (MCTI) y del Medio
Ambiente (MMA) crearon el Grupo Brasileño de Cambios Climáticos (PBMC), que se institucionalizó en septiembre de 2009.
El PBMC tiene como objetivo proporcionar evaluaciones científicas sobre los cambios climáticos relevantes para Brasil,
incluyendo los impactos, vulnerabilidades y acciones de adaptación y mitigación. La información científica planteada por
PBMC es sistematizada a través de un proceso objetivo, abierto y transparente de organización de los estudios elaborados
por la comunidad científica sobre los aspectos ambientales, sociales y económicos de los cambios climáticos. Por lo tanto, el
Grupo tiene la intención de apoyar el proceso de formulación de políticas públicas y toma de decisiones para hacer frente a
los desafíos representados por estos cambios, sirviendo también como fuente de información de referencia para la sociedad.
El Primer Informe de Evaluación Nacional (RAN1) de PBMC, publicado en 2012, consta de tres volúmenes, correspon-
dientes a las actividades de cada Grupo de Trabajo, y un volumen sobre Metodologías de Inventario de Gases de Efecto
Invernadero, elaborado por la Fuerza Tarea (www.pbmc.coppe.ufrj.br). Este documento es el Resumen Ejecutivo de las prin-
cipales aportaciones del Grupo de Trabajo 1 (GT1) para el RAN1 - Bases Científicas de los Cambios Climáticos, cuyo objetivo
es evaluar los aspectos científicos del sistema climático y de sus cambios. Su estructura se basa en el escopo del PBMC-GT1,
que se determinó anteriormente, colectivamente, con los Autores Principales de los Capítulos. Las datos son el resultado de
una extensa investigación bibliográfica, cuando se buscó, por una parte, evidenciar las implicaciones para Brasil de los puntos
principales del IPCC-AR4, y por otra, registrar y discutir los principales trabajos científicos publicados después de 2007, espe-
cialmente los más directamente relacionados con los cambio climáticos en América del Sur y Brasil. El conjunto de información
generada y sintetizada en este Resumen forma la primera contribución del Grupo de Trabajo 1 (GT1) – Bases Científicas de
los Cambios Climáticos para el Primer Informe de Evaluación Nacional (RAN1) del Grupo Brasileño de Cambios Climáticos.
I n t r o d u c c i ó n
Introducción 5
Evidencias Observacionales de las Variaciones Climáticas 7
Ev idenc ias Observac ionales de l as Var iac iones Cl imát ic as
Un aspecto importante abordado en el GT1 se relaciona
con la identificación de las evidencias observacionales del
clima del pasado, que contribuyen a la comprensión de las
variabilidades climáticas observadas en el presente y para
la inferencia de escenarios de predicciones de cambios en
el clima de Brasil y América del Sur.
Los análisis realizados nos permiten afirmar que los
cambios en la insolación recibida por la Tierra en escala de
tiempo orbital fueron la principal causa de cambios en la
precipitación y en los ecosistemas de las regiones tropical
y subtropical de Brasil, principalmente las regiones bajo
la influencia del Sistema Monzónico de América del Sur.
Valores altos de insolación de verano en el hemisferio sur
se asociaron con periodos de fortalecimiento del Sistema
Monzónico de América del Sur y viceversa. En la escala
temporal milenaria, se observaron fluctuaciones fuertes
y abruptas en el gradiente de temperatura del Océano
Atlántico, así como en las precipitaciones asociadas con el
Sistema Monzónico de América del Sur y la Zona de Con-
vergencia Intertropical. La causa de estos cambios climáti-
cos abruptos reside, al parecer, en significativos cambios
en la intensidad de la Célula de Giro del Atlántico Sur.
Períodos de debilidad de esta célula se asociaron a un
aumento de las precipitaciones en las regiones tropicales
y subtropicales de Brasil.
Los resultados indican que los cambios marcados en
la circulación de la porción occidental del Atlántico Sur
fueron reconstruidos para el Último Máximo Glacial (de
23 a 19 ka cal AP = 23.000 a 19.000 años calibrados antes
del presente (cal = calibrado; ka = kilo annum; AP = Antes
del Presente)), la última desglaciación (de 19 a 11,7 cal ka
AP) y el Holoceno (de 11,7 a 0 cal ka AP). Los principales
cambios se refieren a: (i) una disminución en la profun-
didad de los contactos entre las masas de aguas interme-
dias y profundas durante el Último Máximo Glacial que se
caracterizó por una célula de giro que no fue significativa-
mente más débil, tampoco una versión significativamente
más fuerte, si comparada con su intensidad actual, (ii) un
calentamiento de las temperaturas superficiales del Atlán-
tico Sur durante eventos de disminución en la intensidad
de la Circulación de Renuevo Meridional del Atlántico
(también conocida como la “Circulación Termohalina”)
en momentos específicos de la última desglaciación (por
ejemplo, Heinrich Stadial 1 (entre ca. 18,1 y 14,7 cal ka AP)
e Younger Dryas (entre ca. 12,8 y 11,7 cal ka AP)); y (iii) el
establecimiento de una norma similar a la actual, acerca
de la circulación superficial en el margen continental sur
de Brasil, entre 5 y 4 cal ka AP.
El nivel relativo del mar en la costa de Brasil ha al-
canzado hasta 5 m sobre el nivel actual entre 6 y 5 cal ka
AP y disminuyó gradualmente hasta el comienzo de la
época industrial.
Análisis paleoantracológicos indican que, durante un
largo periodo del Cuaternario tardío, el fuego ha sido un
factor de gran perturbación en los ecosistemas tropicales y
subtropicales y, junto al clima, de suma importancia en la
determinación de la dinámica de la vegetación en el pasado
geológico. Aunque todavía hay importantes controversias
8 Grupo Brasileño de Cambios Climáticos Evidencias Observacionales de las Variaciones Climáticas 9
con respecto a cuestiones importantes relacionadas con la
ocupación humana de las Américas (por ejemplo, edad de las
primeras migraciones, cuántas oleadas migratorias ocurrieron,
por cuáles rutas se dieron las migraciones), se puede afirmar
que toda América del Sur ya estaba ocupada por el Homo
sapiens unos 12 cal ka AP y tales ocupaciones ya mostraban
distintos patrones de adaptación y economía. La aparente es-
tabilidad en la ocupación humana de Brasil fue interrumpida
entre ca. 8 y 2 cal ka AP, con significativo abandono de sitios
y de la población en escala regional, que deben estar asocia-
dos con cambios climáticos importantes. La Pequeña Edad de
Hielo (de ca. 1500 a 1850 AD) se caracterizó en la parte (sub)
tropical de América del Sur al sur del ecuador por un aumento
de las precipitaciones que, probablemente, está asociado a un
fortalecimiento del Sistema Monzónico de América del Sur y a
una debilitación de la Circulación de Renuevo Meridional del
Atlántico. Sin embargo, los mecanismos climáticos asociados
no están consolidados y el número de registros paleoclimáti-
cos y paleoceanográficos disponibles en ambientes (sub)
tropicales de este evento es particularmente bajo.
En general, se observa un número todavía muy limitado
de registros paleoclimáticos y paleoceanográficos de Brasil y
de la parte occidental del Atlántico Sur. De hecho, sólo en los
últimos años fueron publicados los primeros estudios (por
ejemplo, Cheng et al, 2009; Chiessi et al., 2009; Souto et al.,
2011; Laprida et al., 2011; Strikis et al., 2011) para algunas re-
giones (por ejemplo, el Centro-Oeste, Zona de Confluencia
Brasil-Malvinas) y temas (por ejemplo, temperatura de la
superficie del mar (TSM) para el Holoceno, variabilidad mul-
tidecenal y secular de las precipitaciones). En este sentido, es
fundamental que los huecos en esta área del conocimiento se
llenen en los próximos 10 años.
Teniendo en cuenta el pasado reciente, el análisis de los
resultados observacionales muestra el gran impacto de la vari-
abilidad interanual de los parámetros ambientales, que puede
producir cambios importantes en la temporada de lluvias en
algunas regiones como la Amazonia. En este sentido, la mayor
fuente de variabilidad interanual son los fenómenos El Niño y
La Niña. Las variaciones decenales / interdecenales muestran
menos diferencias entre las fases opuestas (cambios de hasta
un factor de dos), pero son relevantes para la adaptación, ya
que son persistentes y pueden causar sequías prolongadas o
décadas con más eventos extremos de lluvia.
Los modos de variabilidad interdecenal han producido
fuerte variación climática en la década de 1970, debido a la
superposición de los efectos de cambio de fase de diferentes
maneras en esta década. Por lo tanto, análisis de las tenden-
cias en series relativamente cortas de parámetros climáticos,
que incluyen los períodos antes y después de esta década,
son más sugestivos que concluyentes. Parte de las tendencias
observadas en la precipitación de Brasil puede explicarse por
cambios de fase en oscilaciones interdecenales. Sin embargo,
es posible que un porcentaje diferente ya sea resultado del
corriente calentamiento global observado. Por ejemplo, algu-
nas de las tendencias identificadas son consistentes con la va-
riación producida en la segunda mitad del siglo pasado por el
primer modo interdecenal de lluvias anuales, que se correla-
ciona significativamente con un modo de tendencia de TSM,
sino también con la Oscilación Multidecenal Atlántica (OMA) y
la Oscilación Pacífica Interdecenal. Estos resultados muestran
tendencias negativas en el norte y oeste de Amazonía, positi-
vas en el sur de Amazonía, positivas en las regiones Centro-
Oeste y Sur de Brasil, y ausencia de tendencia en la región
Nordeste. La tendencia de precipitación cada vez mayor entre
1950 y 2000 en el Sur de Brasil y otras partes de la baja Cuenca
del Paraná / del Plata, principalmente entre el período anterior
y posterior a la década de 1970, aparece en otros modos inter-
decenales, principalmente en el cuarto modo. Esta tendencia
es apoyada por series un poco más largas.
Para verificar si las tendencias asociadas con el 1er modo
interdecenal de precipitación son debidas solamente al cam-
bio de fase de la OMA o si forman parte de un comporta-
miento constante de un período de tiempo más largo, serían
necesarias: (i) series más largas de precipitación y (ii) coher-
encia entre estas tendencias y los cambios de precipitación
indicados en estas regiones por las proyecciones de cambios
climáticos hechas por numerosos modelos. Por lo tanto, es
necesario esperar algún tiempo para tener la certeza acerca
de las tendencias en las precipitaciones en Brasil y también
para comprobar su coherencia con las proyecciones del clima.
Del mismo modo, todavía es difícil de analizar lo tanto que los
cambios antropogénicos han influido en los eventos extre-
mos de precipitación, cuyas variaciones también pueden estar
más relacionados con las fluctuaciones climáticas naturales.
Los estudios de tendencia de la temperatura a partir de
datos de estación sobre América del Sur se limitan princi-
palmente al período comprendido entre 1960 y 2000. Los
resultados más significativos se refieren a cambios en los
índices basados en la temperatura mínima diaria, que in-
dican un aumento en las noches de calor y disminución de
noches frías en la mayor parte de América del Sur, con la
consiguiente disminución en la oscilación térmica diurna,
especialmente en la primavera y en el otoño. Estos resul-
tados son más sólidos para las estaciones situadas en las
costas este y oeste de los continentes y están confirmados
para series en períodos más largos.
Aunque se debe considerar la influencia de la variabilidad
de los océanos Atlántico y Pacífico en el comportamiento a
largo plazo de las temperaturas en América del Sur, la influen-
cia antropogénica en los extremos de la temperatura parece
ser más probable que la encontrada en los extremos de pre-
cipitación. La gran escasez de datos de estación en extensas
zonas tropicales como Amazonia, el Centro-Oeste y el este de
Brasil limitan el establecimiento de conclusiones exactas para
estas regiones utilizando datos de estación. Estudios recientes
han demostrado que factores como el cambio de uso del sue-
lo y la quema de biomasa pueden influir en la temperatura en
estas regiones, especialmente en Amazonia y en el Cerrado;
sin embargo, la magnitud y el alcance espacial de la señal de
largo plazo de estas influencias sobre la temperatura en su-
perficie todavía necesitan ser investigadas. Como se discutirá
en las secciones siguientes, el efecto del cambio de uso del
suelo y la liberación de calor antropogénico en los grandes
centros urbanos, conocida como isla de calor urbana, pueden
ser agentes importantes que contribuyen al aumento de la
temperatura media global.
Datos de reanálisis, desde 1948, evidencian aumento
de temperatura en niveles bajos en la atmósfera más de-
stacadamente hacia los trópicos que en las regiones sub-
tropicales de América del Sur durante el verano austral. En
este caso, la temperatura media anual junto a la superficie
en los trópicos ha presentado tendencia positiva desde
entonces, mientras que en las zonas subtropicales hay ten-
dencia negativa desde mediados de la década de 1990.
El aumento de la temperatura también se registró en el
Atlántico Tropical, lo que sugiere que pueda haber ocurrido
cambios en el contraste océano-atmósfera y, por lo tanto,
en el desarrollo del sistema monzónico. Estos cambios pu-
eden causar alteraciones en el régimen de precipitaciones
y nubosidad, y crear “feedbacks” hasta ahora desconoci-
dos en la temperatura y en el clima local. Los cambios en
los campos medios globales y en la TSM, antes y después
del período conocido como “climate shift”1 en finales de
los años 70, pueden haber jugado un papel importante
en el régimen de temperaturas y respectivas tendencias, y
necesitan ser considerados para evaluarse adecuadamente
el efecto del calentamiento global sobre América del Sur.
No hay dudas de que la temperatura media global
de la atmósfera ha aumentado durante los últimos 30-40
años y, por lo tanto, contribuye al cambio climático. Sin
embargo, los océanos también participan en una manera
decisiva del equilibrio climático, en vista de su gran exten-
sión espacial, combinado con el alta capacidad térmica del
agua. El aumento del contenido de calor de los océanos
y el aumento del nivel del mar son, por eso, indicadores
consistentes del calentamiento del planeta.
A pesar de la gran dificultad de observación de los océa-
nos con la cobertura temporal y espacial necesaria para moni-
1. (NT) Significa “cambio climático” en inglês.
10 Grupo Brasileño de Cambios Climáticos Evidencias Observacionales de las Variaciones Climáticas 11
torear y comprender mejor los cambios en los océanos y las
respuestas de estos cambios en el clima, hay que reconocerse
un gran progreso obtenido en los últimos años. Observacio-
nes a distancia por satélite ya son realidad desde hace algunas
décadas y programas de observación in situ, tales como Argo,
han permitido obtener los conjuntos de datos valiosos desde
la superficie hasta profundidades intermedias del océano. Reci-
entemente, varios esfuerzos se han dedicado a la re-evaluación
de datos históricos, lo que permite interpretaciones más fiables
para periodos de tiempo más largos.
Basado en un número considerable de artículos publica-
dos en las últimas décadas, el Cuarto Informe de Evaluación
del Clima del IPCC (IPCC-AR4, 2007) llegó a la conclusión, de
manera inequívoca, que la temperatura global del océano ha
aumentado entre 1960 y 2006, y más recientemente, varios es-
tudios científicos han confirmado, indiscutiblemente, el calenta-
miento de las aguas oceánicas. La temperatura superficial del
mar (TSM) en el Océano Atlántico ha aumentado en las últimas
décadas. En el Atlántico Sur, este incremento se intensifica a par-
tir de la segunda mitad del siglo 20, posiblemente debido a los
cambios en la capa de ozono sobre el Polo Sur y al aumento de
gases de efecto invernadero. Con un clima más cálido, el ciclo
hidrológico también ha cambiado consistentemente, lo que se
refleja en los cambios en la salinidad de la superficie del mar.
Los estudios demuestran que la región subtropical del Atlántico
Sur se está volviendo más caliente y más salina.
Considerando los océanos globalmente, por debajo de la
superficie hay claras evidencias del incremento de la tempera-
tura en sus capas superiores. Los re-análisis de datos históricos,
obtenidos por batitermógrafos desechables (XBTs), muestran
una clara tendencia al calentamiento en los primeros 700 met-
ros de columna de agua. Los estudios independientes con datos
obtenidos hasta 2.000 metros de profundidad con perfiladores
Argo sugieren un calentamiento significativo también por deba-
jo de 700 metros. La Figura 1 (Tremberth, 2010) resume resul-
tados de estudios recientes basados en un amplio conjunto de
datos, inclusos de XBT, Argo y otros, en el periodo 1993 - 2008,
indicando claramente que el contenido de calor en la capa de 0
a 700 metros del océano global crece a un promedio, en todo
el planeta, de 0,64+/- 0,29 Wm-2 (Lyman et al., 2010).
F ig . 1
1994 1996 1998 2000 2002 2004 2006 2008 2010
Figura 1. Variación del contenido de calor en la capa de 0 a 700 m del océano global (línea negra). La tendencia positiva de 0,64 Wm-2 es un fuerte indicador
del calentamiento de la capa superior del océano. La línea azul representa la variación del contenido de calor para 0 a 2.000 m, basada en 6 años de datos
Argo. La tasa de crecimiento de 0,5 m-2 sugiere que una parte del calentamiento ocurre a profundidades superiores a 700 m (Trembert, 2010).
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-5
-10
Los estudios analizados por IPCC-AR4 y otros más recien-
tes también apuntan a variaciones en el contenido de calor y
aumento del nivel del mar en una escala global. Las variaciones
en estas propiedades promueven cambios en las características
de las diferentes masas de agua, lo que inevitablemente con-
duce a alteraciones en los patrones de circulación del océano.
A su vez, cambios en la circulación resultan en alteraciones en
el modo como el calor y otras propiedades biológicas, físicas y
químicas se redistribuyen en la superficie de la Tierra.
El nivel medio del mar también está aumentando. Gran
parte de las proyecciones de aumento del nivel del mar para
todo el siglo XXI debe ser alcanzada a lo largo de las primeras
décadas, lo que configura perspectivas más preocupantes que
aquellas divulgadas a principios del año 2.000. Variaciones de
20 a 30 cm, esperadas para que ocurrieran a lo largo de todo
el Siglo XXI, ya deben ser alcanzadas, en algunos lugares, a me-
diados del siglo o antes mismo. También deberá haber mayor
variabilidad espacial de la respuesta del nivel del mar entre los
diferentes lugares del globo. En la costa de Brasil, hay pocos
estudios realizados con base en observaciones in situ. Aun así,
las tasas de aumento del nivel del mar en la costa sur-sudeste
ya han sido reportadas por la comunidad científica brasileña
desde finales de los años 80 y principios de los 90.
El aumento del nivel del mar, así como aumento de tem-
peratura, cambios en el volumen y en la distribución de las
precipitaciones, y concentraciones de CO2, afectará de forma
variable el equilibrio ecológico de los humedales, dependiendo
de la magnitud de estos cambios y de las características locales
de sedimentación y el espacio de acomodación.
A lo largo de la línea de costa brasileña, hay varias regiones
en erosión, distribuidas irregularmente y a menudo asociadas
con los dinámicos ambientes de desembocadura. Varias son
las áreas costeras densamente pobladas que se encuentran en
regiones planas y bajas, en las que los ya existentes problemas
de erosión, drenaje e inundaciones se amplifican en escenarios
de cambios climáticos.
Importantes masas de agua están cambiando. Las “aguas
modales” (aguas de 18º C) del Océano Sur y las Aguas Pro-
fundas Circumpolares se calentaron en el período de 1960 a
2000. Esta tendencia continúa en la década actual. Un calenta-
miento similar ocurrió en las aguas modales de la Corriente
del Golfo y de Kuroshio. Los giros subtropicales del Atlántico
Norte y Sur se han convertido en más cálidos y más salinos.
Como consecuencia, según la conclusión del IPCC-AR4 y de
estudios más recientes, es bastante probable que, por lo me-
nos hasta el final del siglo pasado, la Circulación de Renuevo
Meridional del Atlántico (CRMA) haya cambiado de manera
significativa en escalas de interanuales a decenales.
En el Atlántico Sur, varios estudios realizados en los últimos
años sugieren variaciones importantes en las propiedades físi-
cas y químicas de las capas superiores del océano, asociadas
con alteraciones en los patrones de circulación atmosférica.
Estos estudios muestran que, debido al desplazamiento de
rotación del viento hacia el polo, el transporte de aguas del
Océano Índico hasta el Atlántico Sur, fenómeno conocido
como el “vaciamiento de las Agujas”1, ha aumentado en los
últimos años. Análisis de datos obtenidos remotamente por
satélite e in situ muestran cambios en el giro subtropical del
Atlántico Sur, asociados con cambios en la salinidad de las
capas superiores. Resultados de observaciones y modelos
sugieren que el giro subtropical del Atlántico Sur está en ex-
pansión, con un desplazamiento hacia el sur de la región de
la Confluencia Brasil-Malvinas.
También hay una fuerte evidencia de que las caracter-
ísticas de los eventos El Niño en el Pacífico están cambiando
en las últimas décadas. En consecuencia, ha habido un cam-
bio en los modos de variabilidad de la TSM en el Atlántico
Sur. Estas alteraciones en los patrones de TSM favorecen
precipitaciones en el promedio o superiores al promedio
sobre el norte y nordeste brasileño y más lluvias en el sur
y sureste de Brasil. Resultados recientes de Rodrigues et al.
(2011), por ejemplo, sugieren que eventos de El Niño son
2. (NT) Traducción libre de la expresión en portugués “vazamento das Agulhas”, que hace referencia al “Cabo das Agulhas” (en español, Cabo de las Agujas), región
situada en Sudáfrica, el punto más meridional de África.
12 Grupo Brasileño de Cambios Climáticos Evidencias Observacionales de las Variaciones Climáticas 13
responsables por el desarrollo de anomalías de TSM en el
Atlántico, que, a su vez, determinan, junto a los cambios en
la circulación atmosférica causados por el propio El Niño, el
estándar de precipitación en Brasil. El Niños “Modoki” cau-
san anomalías de TSM positivas en el Atlántico Sur tropical
y anomalías negativas en el Atlántico Sur subtropical (Fig.
2). Este estándar configura la fase negativa del dipolo del
Atlántico Sur. De las 11 fases negativas del dipolo del At-
lántico Sur establecidas entre 1950 y 2005, 9 ocurrieron en
años de El Niño “Modoki”. Además, durante los El Niños
“Modoki”, la lengua de agua fría del Atlántico no si desar-
rolla (fase positiva del Atlántico Niño) y las anomalías de
TSM en el Atlántico Norte Tropical son negativas, estableci-
endo una fase negativa del modo meridional. Foltz y McPh-
aden (2010) confirman la existencia de interacción entre los
modos zonal (Atlántico Niño) y meridional en el Atlántico
Tropical. En consecuencia, aquellas anomalías de TSM en
el Atlántico Tropical permiten que la ZCIT si mueva hacia
el sur, trayendo lluvias al norte y nordeste brasileño. Ya El
Niños canónicos causan anomalías de TSM negativas en el
Atlántico Sur Tropical y anomalías positivas en el Atlántico
Norte Tropical, que cohíben la ZCIT de moverse hacia el sur
la y lluvia en nordeste. Se nota que los patrones de pre-
cipitación sobre Brasil en años de El Niños canónicos son
opuestos a aquellos en años de El Niños “Modoki” (paneles
a la derecha en la Fig. 2).
<-1 -0.8 -0.6 -0.4 -0.2 0 0.2 0.4 0.6 0.8 >1
Figura 2. Anomalías de TSM (°C) en diciembre-enero-febrero (DJF/DEF) y anomalías de precipitación (mm día-1) en marzo-abril-mayo (MAM)
para eventos de El Niño canónico (paneles superiores) y para eventos de El Niño Modoki (paneles inferiores). DEF es la época del año en que
los eventos El Niño alcanzan su pico (etapa de madurez) y MAM es la estación de lluvias en el norte / nordeste y cuando hay una gran influencia
sobre la precipitación en Brasil. Adaptado de Rodrigues et al. (2011).
GT1_RAN1_Draft_2_Cap.3
35 Data: 23/11/2011
1368 Figura 3.10.1. Anomalias de TSM (°C) em Dezembro-Janeiro-Fevereiro (DJF) e anomalias de 1369 precipitação (mm dia-1) em Março-Abril-Maio (MAM) para eventos de El Niño canônico (painéis 1370 de cima) e para eventos de El Niño Modoki (painéis de baixo). DJF é a estação do ano em que os 1371 eventos de El Niño atingem seu pico (fase matura) e MAM é a estação chuvosa sobre o 1372 norte/nordeste e quando tem uma influência grande na precipitação do Brasil. Adaptado de 1373 Rodrigues et al. (2011). 1374
3.11 Relações entre Mudanças Climáticas e os primeiros níveis da rede 1375 trófica marinha 1376
3.11.1 Introdução 1377
A Convenção da Diversidade Biológica realizada em outubro de 2010 em Nagoya, Japão, apontou 1378 que em 40 anos se perdeu 30% da biodiversidade global, o que implica em perdas anuais entre US$ 1379 2 trilhões e US$ 4,5 trilhões que não são computados nos cálculos do produto interno bruto (PIB) 1380 de cada país (PNUMA, 2010). Os ecossistemas marinhos representam um dos setores em que tais 1381 perdas têm se tornado mais evidente. O I Censo Marinho Global aponta para um grande 1382 desconhecimento das espécies, sendo que, até o momento, foram identificadas cerca de 250 mil 1383 espécies marinhas sendo estimadas em mais 750 mil as espécies ainda a serem identificadas. Não 1384 estão computados neste cálculo milhões de espécies de microorganismos, que representam 90% da 1385 biodiversidade oceânica. A falta de proteção das zonas costeiras e marinhas torna a situação ainda 1386 mais grave, uma vez que milhares de espécies podem vir a desaparecer sem mesmo terem sido 1387 conhecidas. No Brasil, apenas cerca de 1,5% da área costeira é protegida e menos de 10% das 1388 espécies marinhas são conhecidas, sem que os microorganismos entrem nesse cômputo. 1389
3.11.2 O papel do fitoplâncton na rede trófica marinha e no “bombeamento 1390 biológico” 1391
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35 Data: 23/11/2011
1368 Figura 3.10.1. Anomalias de TSM (°C) em Dezembro-Janeiro-Fevereiro (DJF) e anomalias de 1369 precipitação (mm dia-1) em Março-Abril-Maio (MAM) para eventos de El Niño canônico (painéis 1370 de cima) e para eventos de El Niño Modoki (painéis de baixo). DJF é a estação do ano em que os 1371 eventos de El Niño atingem seu pico (fase matura) e MAM é a estação chuvosa sobre o 1372 norte/nordeste e quando tem uma influência grande na precipitação do Brasil. Adaptado de 1373 Rodrigues et al. (2011). 1374
3.11 Relações entre Mudanças Climáticas e os primeiros níveis da rede 1375 trófica marinha 1376
3.11.1 Introdução 1377
A Convenção da Diversidade Biológica realizada em outubro de 2010 em Nagoya, Japão, apontou 1378 que em 40 anos se perdeu 30% da biodiversidade global, o que implica em perdas anuais entre US$ 1379 2 trilhões e US$ 4,5 trilhões que não são computados nos cálculos do produto interno bruto (PIB) 1380 de cada país (PNUMA, 2010). Os ecossistemas marinhos representam um dos setores em que tais 1381 perdas têm se tornado mais evidente. O I Censo Marinho Global aponta para um grande 1382 desconhecimento das espécies, sendo que, até o momento, foram identificadas cerca de 250 mil 1383 espécies marinhas sendo estimadas em mais 750 mil as espécies ainda a serem identificadas. Não 1384 estão computados neste cálculo milhões de espécies de microorganismos, que representam 90% da 1385 biodiversidade oceânica. A falta de proteção das zonas costeiras e marinhas torna a situação ainda 1386 mais grave, uma vez que milhares de espécies podem vir a desaparecer sem mesmo terem sido 1387 conhecidas. No Brasil, apenas cerca de 1,5% da área costeira é protegida e menos de 10% das 1388 espécies marinhas são conhecidas, sem que os microorganismos entrem nesse cômputo. 1389
3.11.2 O papel do fitoplâncton na rede trófica marinha e no “bombeamento 1390 biológico” 1391
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35 Data: 23/11/2011
1368 Figura 3.10.1. Anomalias de TSM (°C) em Dezembro-Janeiro-Fevereiro (DJF) e anomalias de 1369 precipitação (mm dia-1) em Março-Abril-Maio (MAM) para eventos de El Niño canônico (painéis 1370 de cima) e para eventos de El Niño Modoki (painéis de baixo). DJF é a estação do ano em que os 1371 eventos de El Niño atingem seu pico (fase matura) e MAM é a estação chuvosa sobre o 1372 norte/nordeste e quando tem uma influência grande na precipitação do Brasil. Adaptado de 1373 Rodrigues et al. (2011). 1374
3.11 Relações entre Mudanças Climáticas e os primeiros níveis da rede 1375 trófica marinha 1376
3.11.1 Introdução 1377
A Convenção da Diversidade Biológica realizada em outubro de 2010 em Nagoya, Japão, apontou 1378 que em 40 anos se perdeu 30% da biodiversidade global, o que implica em perdas anuais entre US$ 1379 2 trilhões e US$ 4,5 trilhões que não são computados nos cálculos do produto interno bruto (PIB) 1380 de cada país (PNUMA, 2010). Os ecossistemas marinhos representam um dos setores em que tais 1381 perdas têm se tornado mais evidente. O I Censo Marinho Global aponta para um grande 1382 desconhecimento das espécies, sendo que, até o momento, foram identificadas cerca de 250 mil 1383 espécies marinhas sendo estimadas em mais 750 mil as espécies ainda a serem identificadas. Não 1384 estão computados neste cálculo milhões de espécies de microorganismos, que representam 90% da 1385 biodiversidade oceânica. A falta de proteção das zonas costeiras e marinhas torna a situação ainda 1386 mais grave, uma vez que milhares de espécies podem vir a desaparecer sem mesmo terem sido 1387 conhecidas. No Brasil, apenas cerca de 1,5% da área costeira é protegida e menos de 10% das 1388 espécies marinhas são conhecidas, sem que os microorganismos entrem nesse cômputo. 1389
3.11.2 O papel do fitoplâncton na rede trófica marinha e no “bombeamento 1390 biológico” 1391
El N iño C anôn ico Temper atur a DJ F Prec i p i tação MAM
El N iño Modok i Temper atur a DJ F Prec i p i tação MAM
160ºE 160ºW 120ºW 80ºW 40ºW 0º 40ºW 0º
15ºN
0º
15ºS
30ºS
45ºS
15ºN
0º
15ºS
30ºS
45ºS
F ig . 2
En general, las sequías al sur / sudeste eran acompa-
ñadas de lluvia intensas al norte / nordeste en años de
La Niña. En los últimos eventos de La Niña en 2007/08
y 2010/11, se pudo observar un inversión en estos pa-
trones, por lo menos al sur / sudeste de Brasil. Teniendo
en cuenta que la mayoría de los eventos extremos en
Brasil está relacionada a eventos de El Niño y La Nina, los
cambios de comportamiento del El Niño-Oscilación Sur
(ENSO ) son extremadamente importantes. Si continúa
el aumento de frecuencia de El Niños “Modoki” debido
al calentamiento global, de acuerdo con Rodrigues et al.
(2011), habrá el desarrollo más frecuente de: (i) fases
negativas de modo dipolo del Atlántico Sur (polo ecuato-
rial caliente y polo subtropical frío), (ii) anomalías calien-
tes de TSM en el Atlántico Ecuatorial, caracterizando una
fase positiva del Atlántico Niño; y (iii) anomalías menos
calientes o neutras de TSM en el Atlántico Norte Tropical,
caracterizando una fase negativa del modo meridional
(gradiente meridional de TSM negativo). Sin embargo,
todavía no hay un pronóstico de que sucederá con even-
tos de La Niña que potencialmente tendrán el efecto
opuesto. Los últimos eventos de La Niña de 2005/06
y 2010/11 ya resultaron sequías extremas en Amazonia
(Lewis et al. 2011). La sequía de 2005/06 había sido
considerada un evento que sucede una vez a cada 100
años (Marengo et al. 2008). Con todo, ya sucedieron dos
eventos de magnitudes comparables en el intervalo de 3
años (Lewis et al. 2011; Marengo et al. 2011).
Forzamiento Radiactivo Natural y Antropogénico 15
F o r z a m i e n t o R a d i a c t i v o N at u r a l y A n t r o p o g é n i c o
El clima es controlado por varios factores, llamados agentes
climáticos, que pueden ser naturales o provenientes de activi-
dades humanas (antropogénicos). Un dicho agente climático
puede contribuir para calentar el planeta, tales como los gases
de efecto invernadero antropogénicos, mientras que otro
agente puede tender a enfriar el planeta, como las nubes.
En la toma de decisiones, sería útil saber cuál es la influencia
cuantitativa de cada agente climático. Por ejemplo, conocer
cuál es la contribución de cada agente para las variaciones de
temperatura en la superficie del planeta, o mismo en Brasil.
Sin embargo, los modelos climáticos que constituyen el estado
del arte de hoy, en todo el mundo, todavía requieren años
de desarrollo para proporcionar resultados confiables y con-
sistentes para las previsiones de cambios climáticos: todavía
hay grandes discrepancias entre las previsiones de tempera-
tura, cobertura de nubes, precipitación, etc., elaboradas con
modelos diferentes.
El concepto de forzamiento radiactivo, que se define en
el Panel S1, es un paso intermediario que no requiere, en
principio, modelos climáticos para su cálculo, por lo que los
valores de forzamiento radiactivo pueden ser interpretables
más objetivamente. Un forzamiento radiactivo positivo sig-
nifica que un agente tiende a calentar el planeta, mientras que
los valores negativos indican una tendencia de enfriamiento.
Un inconveniente del concepto de forzamiento radiactivo es
que se expresa generalmente en términos de Wm-2 (vatios
por metro cuadrado), que es una unidad menos familiar que
grados Celsius, por ejemplo. Si un agente climático repre-
senta un forzamiento radiactivo de +2 Wm-2, esto indica que
él tiende a calentar el planeta. Una vez que se determine el
valor del forzamiento radiactivo de un agente, se puede utili-
zar este valor en modelos climáticos que intentarán traducirlo,
por ejemplo, como cambios de temperatura en la superficie,
o cambios en el volumen de lluvias, etc. Como los modelos
climáticos aún muestran resultados muy diferentes, un mismo
valor de forzamiento puede llevar a diferentes previsiones,
dependiendo del modelo climático elegido y de las condicio-
nes bajo las cuales se utiliza. En este contexto, el concepto de
forzamiento radiactivo proporciona un medio de comparación
entre diferentes agentes climáticos, independientemente de la
precisión de los modelos climáticos actuales. La cuantificación
numérica de la intensidad del forzamiento radiactivo permite
al tomador de decisiones verificar los agentes más significa-
tivos, clasificándolos en orden de magnitud relativa. Calcular
el forzamiento radiactivo de un agente climático es establecer
una escala estándar, que permite la posibilidad de estimarse la
intensidad de su interferencia sobre el clima de algún lugar o
región del mundo.
Además de los agentes climáticos independientes, tam-
bién hay casos de interdependencia entre los agentes, lla-
mados procesos de retroalimentación, que hacen aún más
compleja la comprensión del efecto climático final de un deter-
minado agente. Algunos agentes climáticos pueden influir en
el ciclo hidrológico. Por ejemplo, algunos investigadores dicen
que el humo que se desprende de los incendios en la Ama-
zonia puede alterar el funcionamiento natural de las nubes,
reduciendo el volumen de lluvia que estas nubes pueden pro-
ducir. Si esto sucede, entonces la menor ocurrencia de lluvias
puede favorecer la ocurrencia de un número aún mayor de
los incendios, y así se establece un ciclo de retroalimentación.
En estos ciclos de retroalimentación, las relaciones de causa y
efecto son complejas y, por lo tanto, la evaluación del impacto
sobre el clima no se denomina un forzamiento radiactivo sino
un efecto radiactivo.
16 Grupo Brasileño de Cambios Climáticos Forzamiento Radiactivo Natural y Antropogénico 17
4. (NT) Non-methane volatile organic compounds
panEl s1 – dEFInIcIón dE ForzamIEnto radIactIvo
El forzamiento radiactivo debido a un agente climático se define como la diferencia en radiación neta en
la tropopausa, entre un estado de referencia y un estado perturbado debido al agente climático. las tem-
peraturas de superficie y de la troposfera se mantienen fijas, pero se permite que la estratosfera alcance el
equilibrio radiactivo. El estado de referencia puede ser la ausencia del agente climático o su impacto en una
situación o época específica, como, por ejemplo, al comienzo de la revolución Industrial (ca. 1750) adop-
tado por el Ipcc, Grupo Intergubernamental de Expertos sobre el Cambio Climático (Forster et al., 2007).
Es importante tener en cuenta escalas de tiempo y espacio.
Los cambios climáticos que ocurren en largo plazo, en escalas
de miles a millones de años, son controlados por variaciones
orbitales del planeta. Sin embargo, en una escala de cientos
de años, los cambios orbitales son prácticamente irrelevantes,
y predominan otros factores. Un ejemplo es la influencia an-
trópica sobre el clima debido a la emisión de gases de efecto
invernadero, lo que ha provocado un aumento anómalo de la
temperatura media en la superficie del planeta.
También es necesario tener en cuenta las definiciones
formales de forzamiento radiactivo, del potencial de calenta-
miento global y del potencial de temperatura global, que son
grandezas que se utilizan para estandarizar una metodología
de comparación, y que nos permiten estimar cuantitativamente
los efectos de diferentes agentes climáticos.
Los efectos climáticos más significativos en escalas de de-
cenas a cientos de años, en Brasil, son los efectos radiactivos
de las nubes, el forzamiento radiactivo de gases de efecto in-
vernadero, el forzamiento de cambio de uso del suelo, y los
aerosoles (humo), emitidos en quemada por fuentes antropo-
génicas. La Tabla S1 presenta una compilación de resultados,
encontrados en la literatura científica, acerca de los principales
efectos radiactivos de agentes climáticos en Brasil.
Las nubes ejercen un efecto naturalmente radioactivo, pero
sus propiedades pueden ser alteradas por la acción humana
(por ejemplo, efectos indirectos de los aerosoles, cambios en
las propiedades de la superficie, entre otros). Estas alteraciones
pueden abarcar procesos de retroalimentación, con posibles
impactos sobre el ciclo hidrológico, provocando cambios en
la disponibilidad de agua dulce, o la frecuencia de ocurrencia
de eventos extremos de precipitación, como sequías o tor-
mentas severas. Los resultados copilados muestran que las
nubes constituyen el agente climático más importante desde
el punto de vista del equilibrio de radiación sobre la Amazonia,
reduciendo en hasta 110 Wm-2 la radiación en la superficie, y
contribuyendo con cerca de +26 Wm-2 en la parte superior de
la atmósfera. Esto significa que las nubes en Amazonia actúan
causando, en media, un enfriamiento de la superficie, pero el
calentamiento del planeta. Cabe señalar que la forma como los
estudios consideran las nubes distribuidas verticalmente juega
un papel clave en los resultados obtenidos: nubes altas tienden
a contribuir con un efecto de calentamiento del planeta, mien-
tras que las nubes bajas tienden a enfriarlo. Por lo tanto, es
importante destacar que este resultado no puede ser automáti-
camente extendido a otras regiones, con patrones de nubes y
características de superficie diferentes de la región amazónica.
Aerosoles antropogénicos, emitidos principalmente en
incendios, pueden absorber y reflejar la luz del Sol. Esta inter-
acción directa entre aerosoles y la luz (radiación) solar define
el forzamiento radiactivo directo de aerosoles. Varios estudios
han cuantificado este forzamiento de aerosoles antropogénic-
os, especialmente en la Amazonia. Un promedio ponderado de
algunos de los resultados compilados resultó en un forzamien-
to radiactivo de -8,0 ± 0,5 Wm-2, lo que indica que, en media,
el humo que se desprende de los incendios contribuye para
enfriar el planeta, contraponiéndose en parte al calentamiento
causado por los gases antropogénicos de efecto invernadero.
Es muy importante, sin embargo, destacar que aerosoles y
los gases tienen escalas de tiempo y espacio muy distintas:
mientras los gases de efecto invernadero tienden a extenderse
aproximadamente de manera uniforme sobre el planeta, y por
lo general tienen vida media de cientos de años, aerosoles
emitidos en los incendios en Amazonia se extienden por gran
parte del continente de América del Sur, y tienen vida media de
días (son retirados de la atmósfera y se depositan sobre la su-
perficie). Así, no se puede hacer directamente la comparación
entre los forzamientos de aerosoles y de gases.
Los cambios antropogénicos en el uso del suelo, como,
por ejemplo, el proceso de urbanización a largo plazo de las
ciudades brasileñas, o de conversión de florestas para la ag-
ropecuaria en la región amazónica desde 1970, resultaron en
cambios de propiedades de la superficie vegetal, como, por
ejemplo, el albedo (reflectividad de la superficie). En el caso de
la Amazonia, en general, se sustituye una superficie más oscura
(floresta), por superficies más brillantes (por ejemplo, planta-
ciones, carreteras, construcciones etc.), lo que implica una más
grande fracción de la luz solar se reflejando de nuevo al espa-
cio. Se ha encontrado una investigación acerca del cambio de
albedo en regiones deforestadas desde 1970 en la Amazonia,
que estimó en -7,3±0,9 Wm-2 la magnitud de estos forzamien-
tos antropogénicos. Importante notar que este valor es similar
al forzamiento de aerosoles antropogénicos, pero es impor-
tante tener en cuenta que la deforestación en la Amazonia tiene
un carácter casi “permanente” (es decir, la mayoría de las zo-
nas degradadas, en general, no resultan ser recompuesta como
floresta primaria), mientras que aerosoles de incendio tienen
vida media del orden de días. Estas observaciones indican la
necesidad de realizar estudios más profundados sobre este
forzamiento de origen en los procesos de cambio del uso de la
tierra – en particular, incluyéndose el efecto de la urbanización
histórica y de la expansión agropecuaria en nivel nacional y en
diversas escalas de tiempo. Los aerosoles también interactúan
con las nubes, modificando sus propiedades. Las nubes modi-
ficadas, a su vez, interactúan con la radiación solar. De esta
manera, se define el forzamiento indirecto (es decir, mediado
por la interacción con nubes) de aerosoles. Las estimativas de
forzamiento radiactivo para los efectos indirectos de aerosoles
encontradas en la literatura presentaron una amplia gama de
valores. La mayoría de los resultados tiene un señal negativa,
variando entre alrededor de -9,5 a -0,02 Wm-2 para diferen-
tes tipos de superficie, indicando condiciones de enfriamiento
climático. Este es un tema que todavía necesita más estudios de
caracterización y verificaciones independientes, para que este
componente de forzamiento antropogénico sobre Brasil pueda
estar adecuadamente representado en modelos climáticos. No
se encontraron investigaciones que evalúen el forzamiento ra-
diactivo en Brasil debido a los aerosoles de origen urbano, al
aerosol natural de polvo oriundo de África, a las erupciones vol-
cánicas o a la formación de estelas de condensación de las ac-
tividades de aviación comercial. Estos forzamientos radiactivos,
de momento desconocidos, pueden o no ser comparables a
aquellos debidos a los gases de efecto invernadero y a los aero-
soles antropogénicos. Investigaciones analizadas evidencian la
existencia de huecos significativos en estudios de forzamientos
radiactivos en Brasil. Conocer la magnitud exacta de estos forza-
mientos, y primorear la comprensión de sus impactos, resultará
en mejoras en los modelos de previsión de tiempo y clima.
Estos modelos son herramientas importantes para equipar a
la toma de decisiones políticas y económicas ante los cambios
climáticos que están sucediendo en el país.
En Brasil, la principal fuente de gases de efecto invernadero
(GEI) y aerosoles antropogénicos es la quema de biomasa, que
se utiliza como práctica agrícola o en el cambio de uso del suelo.
Como técnica agrícola, los incendios se utilizan en el control de
plagas y limpieza de los cultivos con el fin de facilitar la cosecha,
como en el cultivo de la caña de azúcar. El uso de incendios
para cambio de uso del suelo se observa especialmente en la
región amazónica. En el caso de los gases de efecto inverna-
dero, una gran parte del esfuerzo de investigaciones en Brasil
se centra ahora en la elaboración de inventarios de emisiones.
No hay en la literatura científica estimativas de cálculos del
forzamiento radiactivo de estos gases teniendo en cuenta las
condiciones de las emisiones brasileñas. Los GEI incluidos en
los inventarios oficiales se encuentran en la Tabla S2, junto con
sus principales fuentes de emisión. Estos GEIs son los recono-
cidos internacionalmente mediante la ratificación del Protocolo
de Kioto: dióxido de carbono (CO2), metano (CH4), óxido ni-
troso (N2O), hexafluoruro de azufre (SF6), hidrofluorocarbonos
(HFC) y perfluorocarbonos (PFC). Otros gases que influyen en
las reacciones químicas que ocurren en la atmósfera, como
monóxido de carbono (CO), óxidos de nitrógeno (NOx) y com-
puestos orgánicos volátiles que no contienen metano (NMVOC,
de la sigla en inglés)4, también podrán ser incluidos en el inven-
tario brasileño futuramente.
18 Grupo Brasileño de Cambios Climáticos Forzamiento Radiactivo Natural y Antropogénico 19
Agente Reg ión Condicióna Valorb (Wm-2) Fuente de datos Referenc ia
Nubes
Amazôn ia SU P , 24h e [ -110 ; -5 0 ] Modelo climático, satélite Be t t s e t a l . , 200 9
-76Amazon ia
SU P ,24h e
Mode lo c l imá t i co Mi l l e r e t a l . , 2011TDA,24h e +26
Uso del Suelo Amazon iaTDA -23 ,7±2 ,8 Sa té l i t e , mode lo
rad iac t i vo Sena e t a l . , 2011SU P ,24h e -7 ,3±0 ,9
Aerosol
antropogénico
Efecto Directo
Amazon ia
SU P ,24h d -39 ,5±4 ,2
Sens . remoto , mode lo rad iac t i vo
Procóp io e t a l . , 200 4+31,2±3 ,6ATM,24h d
-8 ,3±0 ,6TDA,24h d
-16 ,5Amazon ia TDA,24h e Mode lo c l imá t i co , med idas i n - s i tu L iu , 2005
-1,8 Sa té l i t e , mode lorad iac t i voA t l án t i co t rop i ca l
TDA ,24h eKau fman e t a l . ,
2005+2 ,9ATM,24h e
TDA,24 h [ -8 ; -1 ] Mode lo c l imá t i co , s a té l i t eAmér i ca de l Sur Zhang e t a l . , 200 8
SU P ,24 h [ -35 ; -10 ]
[ -1,0 ; -0 ,2 ] Sa té l i t eTDA anua lAmér i ca de l Sur Quaas e t a l . , 200 8
Sa té l i t e , mode lo rad i -ac t i vo Pa tad ia e t a l . , 200 8
-13 ,0±3 ,9TDAAmazon ia
-7 ,6±1,9TDA, 24h
-5 ,6±1,7
Sena e t a l . , 2011
Amazon ia
TDA, 24 h Sa té l i t e , mode lrad iac t i voF lo res ta -6 ,2±1,9
Cer rado -4 ,6±1,6
Aerosol
antropogénico
Efectos Indirectos
Hemis fé r io Su l TDA , 24h c a lb -0 ,70±0 ,45
Rev i s ión de l a l i t e ra tu ra
Lohmann e Fe i ch -te r , 2005TDA, 24h c
a lbGloba l ,
sobre cont inentes -1,9±1,3
TDA, 24h e a lb -1,5
A t l án t i co t rop i ca l Sa té l i t e , mode lorad iac t i vo
Kau fman e t a l . , 2005TDA,
24h e, ind -9 ,5
TDA, 24h ind [ -5 ; +20 ]Amér i ca de l Sur Mode lo c l imá t i co , s a té l i t e Zhang e t a l . , 200 8
Sa té l i t e Quaas e t a l . , 200 8[ -0 ,10 ; -0 ,02 ]Amér i ca de l Sur TDA, anua l
indAt l án t i co t rop i ca l [ -5 ,00 ; -0 ,05 ]
Total aerosoles
y nubes
Amazon ia TDA,24h c -9 ,8 Mode lo c l imá t i co , med idas i n - s i tu L iu , 2005
TDA,24h eSa té l i t e , mode lo
rad ia t i voKau fman e t a l . ,
2005-11,3
A t l án t i co t rop i ca lSU P ,24h e -8 ,4
[ -10 ; +15 ] Mode lo c l imá t i co , s a té l i t e
TDA ,24hZhang e t a l . , 200 8Amér i ca de l Sur
SU P ,24h [ -35 ; -5 ]
Tabla S1 - Cuantificación del forzamiento radiactivo del aerosol antropogénico, del cambio en el uso del suelo y del efecto radiactivo de nubes sobre Brasil y América del Sur.
a) Indica la posición vertical en la columna atmosférica (TDA: parte superior de la atmósfera; SUP: superficie; ATM: columna atmosférica) para la estimativa tratada, el dominio temporal de cálculo (valor instantáneo, promedio de 24 horas o promedio anual), y el componente del efecto indirecto analizado (alb: albedo; ind: total de los efectos indirectos); b) Valores entre corchetes indican los intervalos de mínimo y máximo presentados en las referencias. Cuando disponibles, se indican las incertidumbres presentadas por los autores; c) Dominio temporal presumido (no informado explícitamente en la referencia), d) Estado de referencia con profundidad óptica de aerosoles de 0,11; e) Estado de referencia con profundidad óptica de aerosoles de 0,06.
GE I F U E NTE S DE E M I S IóN
C ambio en e l uso de l sue lo y de fo res tac ión
CO 2
Quema de combus t ib les fós i l e s (u t i l i zac ión de combus t ib les fós i l e s p r inc ipa lmente por los sec to res energé t i co , indus t r i a l y de t r anspor tes )
Emis iones fug i t i vas (miner í a de ca rbón , e x t racc ión y t r anspor te de pe t ró leo y gas na tu ra l )
P rocesos indus t r i a les (p roducc ión de cemento , ca l , amon iaco , e l a lumin io)
C ambio en e l uso de l sue lo y de fo res tac ión
C H 4
Quema de combus t ib les fós i l e s (u t i l i zac ión de combus t ib les fós i l e s p r inc ipa lmente por los sec to res energé t i co , indus t r i a l y de t r anspor tes )
Agropecuar i a ( fe rmentac ión en té r i ca , mane jo de res iduos an ima les , cu l tu ra de a r roz , quema de res iduos ag r í co las )
Tra tamien to de res iduos (basura y res iduos indus t r i a les y domés t i cos)
Emis iones fug i t i vas (miner í a de ca rbón , e x t racc ión y t r anspor te de pe t ró leo y gas na tu ra l )
P rocesos indus t r i a les ( indus t r i a qu ímica)
C ambio en e l uso de l sue lo y de fo res tac ión
N 2O
Quema de combustibles fósi les (uti l ización de combustibles fósi les principalmente en el sector industrial)
P rocesos indus t r i a les ( indus t r i a qu ímica – p roducc ión de ác ido n í t r i co e ad íp i co)
Agropecuar i a (p r inc ipa lmente asoc iada a l mane jo de res iduos an ima les , sue los ag r í co las , quema de res iduos ag r í co las )
Tra tamien to de res iduos ( res iduo domés t i co)
Es tos gases no e x i s t í an o r ig ina lmente en l a na tu ra leza y se p roducen en los p rocesos indus t r i a les , p r inc ipa lmente pa ra e l consumo en apara tos de re f r i ge rac ión y e lec t r i c idad ,
y en l a p roducc ión de a lumin ioH F H, P FC , SF 6
GE I Ind i rec toa
Quema de combus t ib les fós i l e s (u t i l i zac ión de combus t ib les fós i l e s p r inc ipa lmente por los sec to res energé t i co , indus t r i a l , de t r anspor te y res idenc ia l )
CO Procesos indus t r i a les ( indus t r i a qu ímica , indus t r i a de a lumin io y pape l y ce lu losa)
Agropecuar i a ( caña de azúca r y a lgodón)
C ambio en e l uso de l sue lo y de fo res tac ión
Quema de combus t ib les fós i l e s (u t i l i zac ión de combus t ib les fós i l e s p r inc ipa lmente por sec to res energé t i co , indus t r i a l , de t r anspor te y res idenc ia l )
NO 2Procesos indus t r i a les
Agropecuar i a (quema de res iduos de caña de azúca r e a lgodón)
C ambio en e l uso de l sue lo y de fo res tac ión
N MVOC b
Quema de combus t ib les fós i l e s (u t i l i zac ión de combus t ib les fós i l e s p r inc ipa lmente por sec to res energé t i co , indus t r i a l , de t r anspor te y res idenc ia l )
P rocesos indus t r i a les ( indus t r i a qu ímica , de a lumin io , pape l y ce lu losa , y de a l imentos y beb idas)
Uso de so l ven tes
Tabla S2 - Gases responsables por el efecto invernadero en Brasil y sus respectivas fuentes de emisión.
a) Gases que influyen en las reacciones químicas en la troposfera, y que, indirectamente, ejercen el calentamiento de la atmósfera; b) Compuestos orgánicos
volátiles, excepto metano, de la sigla en Inglés.
Ciclos Biogeoquímicos, Biomas y Recursos Hídricos 21
C i c l o s B i o g e o q u í m i c o s , B i o m a s y S i s t e m a s H í d r i c o s
En Brasil se esperan cambios profundos y variables en el
clima, de acuerdo con cada región del país. Se espera que
estos cambios afecten a los ecosistemas acuáticos y ter-
restres de Brasil. En este aspecto, el país es uno de los más
ricos del mundo, con seis biomas terrestres (Amazonia,
Mata Atlántica, Pantanal, Pampas, Cerrado y Caatinga), que
incluyen algunos de los ríos más grandes del mundo, como
el Amazonas, el Paraná y São Francisco; y una costa de cerca
de 8.000 km, que contiene por lo menos siete grandes estu-
arios y toda la plataforma continental.
Debido a la falta de informaciones espaciales compat-
ibles con las escalas de los biomas brasileños, los análisis
hechos se concentraron en regiones de cada bioma donde
la información está disponible. Al mismo tiempo que este
tipo de limitación nos impide de hacer una generalización a
un bioma en particular, sirve como una advertencia acerca
de las limitaciones de esta información a escalas compati-
bles con las amplias áreas de nuestros biomas. Hay una fal-
ta de información crítica para determinados biomas, como
los Pampas, el Pantanal y la Caatinga. Un mayor volumen
de información se encuentra en la Amazonia y, en segundo
lugar, en el Cerrado. Sólo recientemente se han desarrol-
lado estudios en la Mata Atlántica, pero aún se concentran
en algunas pocas áreas.
Las mayores existencias de carbono y nitrógeno en
el suelo se encuentran en la Mata Atlántica, seguida de la
Amazonia y del Cerrado. En cuanto a los stocks de carbono
y nitrógeno encima del suelo, se destacan la Mata Atlántica
y, especialmente, la Amazonia como más grandes cuanti-
dades. Curiosamente, sólo en la Amazonia y en el Pantanal
las reservas de carbono y nitrógeno son más altas en la
biomasa encima del suelo que bajo lo mismo. En otros bio-
mas, las principales reservas se concentran efectivamente
en los suelos. El retorno de carbono al suelo por la caída
de las hojas tuvo una variación mucho menos fuerte entre
los biomas. Los sistemas forestales tienden a efectuar una
transferencia un poco más alta en relación a los sistemas
de herbáceos y arbustos, pero no tan más alta considerán-
dose la más grande biomasa sobre el suelo observada en
los sistemas forestales. Por otro lado, la transferencia de ni-
trógeno es significativamente más grande en los sistemas
forestales de la Amazonia y Mata Atlántica en relación con
los sistemas de herbáceas y arbustos, como el Cerrado y la
Caatinga. A pesar de las grandes diferencias en los stocks
de carbono en el suelo, los cambios en el flujo de CO2 a la
atmósfera no han sido elevados entre los biomas, especial-
mente si se excluye la Amazonia, donde los flujos de CO2
han sido claramente superiores (Tabla S3). El flujo de N2O
del suelo a la atmósfera también se considera como una
pérdida de nitrógeno del sistema. En este caso, las dife-
rencias son más expresivas entre los biomas, teniendo la
Amazonia con los más grandes flujos, seguida por la Mata
Atlántica, mientras que flujos muy bajos se detectaron para
el Cerrado (Tabla S4). En el caso de la Fijación Biológica de
Nitrógeno (FBN), se asocian las entradas más importantes
a los sistemas forestales de la Amazonia y la Mata Atlán-
22 Grupo Brasileño de Cambios Climáticos Ciclos Biogeoquímicos, Biomas y Recursos Hídricos 23
tica, seguidas del Cerrado y, finalmente, el Pantanal y la
Caatinga, con una cantidad de nitrógeno fijada anualmente
significativamente inferior a los tres biomas citados arriba.
Con respecto a la deposición atmosférica de nitrógeno, los
valores fueron similares entre los biomas y, en la mayoría
de los casos, menores que los valores que entran por FBN
y ligeramente más elevados en comparación con los flujos
de N2O en la atmósfera.
Tabla S3 - Stocks y flujos de carbono en los principales biomas brasileños.
a. hasta 10 cm de profundidad; b. hasta 20 cm de profundidad; c. hasta 30 cm de profundidad; d. hasta 40 cm de profundidad; e. hasta 1 metro de profundidad; f. hasta 2 metros de profundidad.
B ioma SuelosBiomassa
por encima
del suelo
B iomassa
por deba jo
del suelo
Arp i l l er a(Mg C ha - 1 . ano -1)
CO 2 Respiración del suelo
(Mg C . ha - 1 . ano -1)
C amb io neto del ecos i s tema
(Mg C . ha - 1 . ano -1)
Amazonia 85–100e 95-250 100e 2-7 12-17 -0,11 a -0,5
Mata Atlántica 190 – 280e 90-130 20-29a 2,6-4 3,6
Pantanal 11,2 –15,8b 7,4-100,0 36,1d 2,5-5,2 6,5 -1,0 a -1,3
Cerrado 72-120 e 10-35 15f 1-4 6-8 -0,1 a -0,3
Caatinga 25 b 15-25 3-6e 1,0-3,0 2-10
Pampas 6 8 c
Stocks (Mg C ha -1)
Tabla S4 - Stocks y flujos de nitrógeno en los principales biomas brasileños.
ALD: abajo del límite de detección del sistema de medición; ND: no determinado; a. hasta 10 cm de profundidad; b. hasta 20 cm de profundidad; c. hasta 1 m de profundidad; d. hasta 8 m de profundidad.
B ioma SuelossBiomassa
enc ima del
suelo
Biomassa
debajo del
suelo
Arp i l l er a(Kg N ha - 1 . ano -1)
F BN(Kg N . ha - 1 . ano -1)
N 2O(Kg N . ha - 1 . ano -1)
Depos ic ión atmosfér ic a
(Kg N . ha - 1ano -1)
Amazonia 1a 1,4-2,7 9c 60-180 ND 2-7 4
Mata Atlántica 14-20c 0,8-1,6 0,25-0,4a 90-170 ND 1-4 1-6
Pantanal 0,5-1,9a 64-208 2,6 22,2 7,3
Cerrado 4 ,6 e ND 0,1d 13 ND ALD 4
Caatinga 2 ,5 b 0,3-0,6 0,05-0,1c 20-60 3-11 ND 5
Pampas
Stocks (Mg N ha -1)
La predicción más crítica para la región Amazónica es
la “sabanización” de las florestas. Un cambio tan profundo
en la vegetación podría causar pérdidas significativas en
las reservas de carbono, tanto del suelo como de la veg-
etación. Además de la pérdida de carbono, habría otros
cambios fisiológicos y fenológicos similares a los descritos
a continuación para el Cerrado brasileño. Tales cambios se
reflejarían no sólo en el ciclo de carbono, sino también en
el ciclo de nitrógeno.
La Mata Atlántica reserva cuantidades apreciables de
carbono y nitrógeno en los suelos, especialmente a mayores
altitudes. Los aumentos previstos para la temperatura del
aire en la región Sudeste de Brasil llevarían a un aumento en
los procesos de respiración y descomposición, generando
un aumento de las pérdidas de carbono y nitrógeno para la
atmósfera. La pregunta que queda por falta de información
es si estas pérdidas podrían compensarse por un aumento
en la productividad primaria neta del sistema. En los campos
del sur de los Pampas, similarmente a la Mata Atlántica, los
suelos tienen un stock considerable de carbono. Por lo tanto,
aumentos de temperatura previstos para el futuro aumen-
tarían las emisiones de CO2 a la atmósfera.
El equilibrio entre la vegetación leñosa y la vegetación
herbácea es un aspecto importante de la fisonomía de la
región del Cerrado. La vegetación leñosa tiene reservas de
nutrientes más recalcitrantes en forma de profundas raíces
y tallos, mientras la vegetación herbácea es más fácil de
descomponer por el fuego. En las zonas donde la duración
de la sequía fuera más larga, esto favorecería, teóricamente,
una mayor incidencia de fuego que, a su vez, favorecería la
aparición de una vegetación herbácea, generando cambios
importantes en el funcionamiento del Cerrado. La productiv-
idad primaria del Cerrado puede potencialmente reducirse
ante los cambios climáticos previsto para este bioma. El
aumento de la temperatura probablemente resultará una
reducción del proceso de fotosíntesis en las plantas del Cer-
rado, lo que implica una posible reducción de su biomasa.
Además, en la estación seca, El Cerrado se convierte en una
fuente de carbono para la atmósfera. Por lo tanto, un au-
mento en la duración de este período también implicaría
una reducción en la productividad primaria del Cerrado. El
mismo aumento en la duración del período seco puede, po-
tencialmente, resultar en un aumento en la vulnerabilidad al
fuego en el Cerrado. El aumento de la ocurrencia de eventos
de fuego se traduciría en una disminución en los stocks de
biomasa y nutrientes a través del escurrimiento profundo, la
erosión, el transporte de partículas y la volatilización.
En general, hay una gran incertidumbre con respecto a
los efectos de las alteraciones climáticas sobre los recursos
hídricos de Brasil. Las cuencas hidrográficas más importantes
del país, de acuerdo a sus atributos hidrológicos y ecológicos
son las del Amazonas, Tocantins-Araguaia, Paraná, Paraguai
y São Francisco. Estas cuencas cortan regiones que deben
sufrir diferentes impactos relacionados con los cambios de
temperatura y precipitación (volumen y frecuencia de llu-
vias), con efectos distintos sobre la disponibilidad de agua
para uso humano, así como el mantenimiento de procesos
ecológicos. A nivel regional, el aumento de eventos extre-
mos asociados a la frecuencia y volumen de las precipita-
ciones también está previsto. Los escenarios apuntan a un
descenso en la pluviosidad en los meses de invierno en
todo el país, así como en el verano en la Amazonia oriental
y el Nordeste. Del mismo modo, la frecuencia de lluvias en
la región Nordeste y en la Amazonia oriental (Pará, parte
de Amazonas, Tocantins, Maranhão) debe disminuir, con
aumento en la frecuencia de días secos consecutivos. Este
escenario deberá imponer un estrés grave a los ya escasos
recursos hídricos de la región Nordeste. Por el contrario, el
país debe observar el aumento de la frecuencia y de la
intensidad de las lluvias torrenciales en la región sub-
tropical (región Sur y parte del Sudeste) y en el extremo
oeste de la Amazonia.
24 Grupo Brasileño de Cambios Climáticos Cambios Ambientales de Corto y Largo Plazo: Proyecciones e Incertidumbres 25
C a m b i o s A m b i e n ta l e s d e C o r to y L a r g o P l a z o :
P r o y e c c i o n e s e I n c e r t i d u m b r e s
Los escenarios futuros del clima son proyecciones o simula-
ciones generados por modelos que consideran los diferentes
escenarios de emisiones globales de gases de efecto inverna-
dero (GEI) propuestos por el IPCC. Presentamos a continu-
ación los principales resultados científicos consensuales de las
proyecciones regionalizadas de clima en los diferentes biomas
de Brasil, considerando los periodos de inicio (2011-2040),
meados (2041-2070) y finales (2071-2100) del siglo XXI.
En general, las proyecciones climáticas tienen un rendimiento
(skill) relativamente mejor en las regiones norte / nordeste
(Amazonia y Caatinga) y sur (Pampa) de Brasil, y un peor ren-
dimiento en el Centro-Oeste y sudeste (Cerrado, Pantanal y
Mata Atlántica). Como se muestra en la Figura 3, las proyec-
ciones consensuales para los biomas brasileños, con
base en los resultados científicos de la modelización climática
global y regional, son las siguientes:
AMAZÔNIA Reducciones porcentuales de - 10% en la
distribución de lluvia y el aumento de temperatura de 1°
a 1,5° C hasta 2040, mientras se mantiene la tendencia de
disminución de -25% a -30% en las lluvias y aumento de
temperatura entre 3°C y 3,5°C en el periodo 2041-2070, y,
al final del siglo (2071-2100), los cambios son más críticos
con la cuantidad de lluvia significativamente menor (reduc-
ción de - 40% a - 45% en las lluvias) y mucho más calor
(aumento de 5º a 6º de temperatura). Si bien estos cam-
bios en el clima asociados a los cambios globales pueden
poner en peligro el bioma a largo plazo (finales del siglo),
sin embargo, la cuestión actual de la deforestación, resul-
tante de las intensas actividades de uso del suelo, representa
una amenaza más inmediata a la Amazonía. Estudios ob-
servacionales y de modelización numérica sugieren que, si
la deforestación alcanza el 40% en la región, podemos es-
perar cambios drásticos en el ciclo hidrológico con un 40%
de reducción en las precipitaciones durante los meses de
julio a noviembre, prolongando la duración de la estación
seca y provocando calentamiento superficial de hasta 4°C.
Por lo tanto, los cambios regionales por el efecto de la de-
forestación se suman a los del cambio global, constituyendo
así condiciones favorables a la prevalencia de la vegetación
del tipo cerrado. Este problema de sabanización de la Ama-
zonia tiende a ser más crítico en la parte oriental.
CAATINGA Aumento de 0,5º a 1ºC en la temperatura
del aire e disminución entre -10% e -20% en las llu-
vias durante las próximas tres décadas (hasta 2040),
con aumento gradual de temperatura para 1,5º a 2,5ºC
e disminución entre -25% e -35% en los patrones plu-
viométricos en el período de 2041-2070. En el final del
siglo (2071-2100), las proyecciones apuntan condiciones
significativamente más calientes (aumento de tempera-
tura entre 3,5º y 4,5ºC) y agravamiento del déficit hídrico
regional con disminución de prácticamente mitad (-40 a
-50%) de la distribución de lluvias.
CERRADO Aumento de 1ºC en la temperatura superfi-
cial con disminución porcentual entre -10% y -20% en
la precipitación durante las próximas tres décadas (hasta
26 Grupo Brasileño de Cambios Climáticos Cambios Ambientales de Corto y Largo Plazo: Proyecciones e Incertidumbres 27
2040). A mediados del siglo (2041-2070) se espera un
aumento entre 3º y 3,5ºC de la temperatura del aire y
reducción entre -20% y -35% de la pluviometría. A fi-
nales del siglo (2071-2100) el aumento de temperatura
alcanza valores entre 5º y 5,5ºC y la retracción en la dis-
tribución de lluvia es más crítica, con disminución entre
-35% y -45%.
PANTANAL Aumento de 1ºC en la temperatura y dis-
minución entre -5% y -15% en los patrones de lluvia
hasta 2040, manteniendo la tendencia de reducción en
las lluvias para valores entre -10% y -25% y aumento
de 2,5º a 3ºC de temperatura a mediados del siglo
(2041-2070). En el final del siglo (2071-2100), predomi-
nan condiciones de calentamiento intenso (aumento
de temperatura entre 3,5º y 4,5ºC) con agravada dis-
minución en los patrones de lluvia de -35% a -45%.
MATA ATLÂNTICA Una vez que este bioma abarca regio-
nes desde el sur, sudeste hasta el nordeste brasileño, las
proyecciones apuntan dos regímenes distintos. Parte
Nordeste (NE): Aumento relativamente bajo en las
temperaturas de 0,5º a 1ºC y disminución de las lluvias
en cerca de -10% hasta 2040, manteniendo la tendencia
de calentamiento entre 2º y 3ºC y disminución pluvio-
métrica entre -20% y -25% a mediados del siglo (2041-
2070). Para el final del siglo (2071-2100), se esperan
condiciones de calentamiento intenso (aumento de 3º a
4ºC) y disminución entre -30% y -35% en los patrones
de lluvia regional. Parte Sur/Sudeste (S/SE): Hasta
2040, las proyecciones indican aumento relativamente
bajo de temperatura entre 0,5º y 1ºC, con intensificación
en los patrones de lluvia en cerca de 5% a 10%. A medi-
ados del siglo (2041-2070) continúan las tendencias de
aumento gradual de 1,5º a 2ºC en la temperatura y de
15% a 20% en las lluvias. Estas tendencias se agravan en
el final del siglo (2071-2100) con patrones de clima entre
2,5º y 3ºC más caliente y de 25% a 30% más lluvioso.
PAMPA En el periodo hasta 2040 prevalecen condiciones
de clima regional de 5% a 10% más lluvioso y hasta até
1ºC más caliente, manteniéndose la tendencia de calenta-
miento entre 1º y 1,5ºC e intensificación de las lluvias
entre 15% y 20% hasta mediados del siglo (2041-2070).
Para el final del siglo (2071-2100), las proyecciones son
más agravantes con aumento de temperatura de 2,5º a
3ºC y lluvias de 35% a 40% por encima del normal.
Debido al alto grado de vulnerabilidad de las re-
giones norte y nordeste de Brasil, se destaca que las
proyecciones más preocupantes para el fin de siglo son
para los biomas Amazonia y Caatinga, cuyas tendencias
de calentamiento en la temperatura del aire y de dis-
minución en los patrones regionales de lluvia son may-
ores que la variación media global. En cuanto a la atribu-
ción de causa física, se sugiere que el cambio climático
de reducción en la pluviometría se asocia con los pa-
trones oceánicos tropicales anormalmente más cálidos
en el Pacífico y en el Atlántico (esperados en un clima
futuro de calentamiento global), los cuales modifican el
régimen de viento con el fin de inducir una disminución
en el transporte de humedad y la prevalencia de la cir-
culación atmosférica descendente (células de Hadley y
Walker) sobre el Brasil tropical, inhibiendo la formación
de nubes convectivas y explicando así las condiciones
de lluvia muy abajo de las normales.
Aunque en la última década haya habido mejoras sustan-
ciales en la ciencia del sistema terrestre (con formulaciones
más completas de los procesos físicos, químicos y biológi-
cos, incluyendo sus complejas interacciones, dentro de los
modelos del sistema climático global), junto con importantes
avances tecnológicos en la simulación por ordenador, los
proyecciones climáticas y ambientales generadas por la mod-
elización climática traen diferentes niveles de incertidumbres,
cuyas categorías principales son: Incertidumbre sobre los
escenarios de emisiones: las emisiones globales de GEI
son difíciles de predecir, debido a la complejidad de factores
Figura 3: Proyecciones regionalizadas del clima en los biomas brasileños de la Amazonia, Cerrado, Caatinga, Pantanal, Mata Atlántica (zonas nordeste y sur/sudeste) y
Pampas para los períodos de inicio (2011-2040), mediados (2041-2070) y finales (2071-2100) del siglo XXI, basadas en los resultados científicos de modelización climática
global y regional. Las regiones con diferentes colores en el mapa indican el dominio geográfico de los biomas. La leyenda se encuentra en la parte inferior derecha.
Informaciones de los cuadros: Verão: Verano; Inverno: Invierno; DJF (Dezembro, Janeiro, Fevereiro); DEF (diciembre, enero, febrero); JJA (Junho, Julho,
agosto); JJA (junio, julio, agosto)
F ig . 3
socioeconómicos, tales como demografía, composición de
las fuentes de generación de energía, actividades de uso del
suelo y del propio curso de desarrollo humano en términos
globales; Incertidumbre sobre la variabilidad natural
del sistema climático: los procesos físicos y químicos de
la atmósfera global son caóticos por naturaleza, por lo que
el clima puede ser sensible a los cambios mínimos (variantes
no lineales), que son difíciles de medir, tanto en los datos
observacionales como en los resultados de los modelos; e
Incertidumbres de los modelos: la capacidad de modelar
el sistema climático global es un gran desafío para la comu-
nidad científica, y los factores limitantes son la representación
aún incompleta de procesos como el equilibrio de carbono
global y regional, el papel de los aerosoles en el equilibrio
de la energía mundial, la representación de los ciclos biogeo-
químicos y factores antropogénicos, como la deforestación y
la quema. Por otro lado, a pesar de que utilizan los mismos
escenarios de emisiones, los diferentes modelos producen
diferentes proyecciones de los cambios climáticos, proporcio-
nando así otra fuente de incertidumbre, que puede ser eval-
uada a través de la aplicación de conjuntos (ensembles)5 de
modelos globales y regionales.
5. (NT) Término en inglés para “conjuntos”
28 Grupo Brasileño de Cambios Climáticos Referencias 29
En general, los resultados de los modelos pudieron
captar muy bien el comportamiento del clima actual (si-
glo XX) y por lo tanto, a pesar de las incertidumbres,
las proyecciones de los cambios climáticos futuros a
lo largo del siglo XXI son plausibles. Por lo tanto, tales
proyecciones constituyen información innovadora y vali-
osa tanto para la mitigación como para la planificación
de acciones de adaptación y minimización de impactos
y vulnerabilidad junto a la sociedad que habita los diver-
sos biomas brasileños. Teniendo en cuenta las diferen-
tes proyecciones que implican los posibles impactos so-
cioeconómicos y ambientales en los diferentes biomas
brasileños, ya es posible (y deseable) la planificación y
la toma de decisiones ahora y en el futuro.
En Brasil, el Modelo de Circulación Global Atmos-
férico de CPTEC / INPE, base del Modelo Brasileño del
Sistema Climático Global (MBSCG) se ha desarrollado
desde su versión inicial CPTEC / COLA de 1994. En la ac-
tualidad, la mejor herramienta científica disponible para
generar las proyecciones de cambios ambientales es el
downscaling (regionalización) dinámico, cuya técnica
consiste en el uso de un modelo climático regional “ani-
dado” a un modelo climático global. Esta metodología
proporciona un mayor detalle de los escenarios climáti-
cos fornecidos por los modelos globales, que general-
mente presentan baja resolución espacial y el menor
coste computacional. Varios estudios, con diferentes
modelos, han sido realizados a lo largo de los últimos
años. Por ejemplo, Marengo et al. (2009), utilizando tres
modelos regionales (HadRM3P, Eta-CCS e RegCM3),
cuyas simulaciones se realizaron con las mismas condi-
ciones de contorno del modelo global HadAM3P, obtu-
vieron simulaciones del clima actual y proyecciones de
clima futuro para el fin de este siglo en América del Sur
(AS). En cuanto al clima actual, los autores mostraron
que los modelos tienen un sesgo negativo de precipit-
ación en la parte más al norte de AS y también un sesgo
negativo que predomina en casi todo el continente, ex-
cepto en la parte más central, que se verificó más de-
pendiente de la estacionalidad. Los resultados indicaron
que el Eta-CCS presenta un mayor calentamiento en la
Amazonía occidental en comparación con los modelos
RegCM3 y HadRM3P, mientras que estos últimos presen-
tan calentamiento mayor en la Amazonia oriental. Los
autores también destacan que las proyecciones de estos
modelos se diferencian en relación a las regiones donde
se verifican los mayores calentamientos (más de 8° C),
por ejemplo, en la Amazonia oriental o en la Amazonia
occidental, según el modelo regional utilizado. Como se
ha mencionado en Marengo et al. (2010, 2011), estas in-
certidumbres sólo pueden reducirse con los avances en
el conocimiento del sistema climático.
R E F E R E N C I A S
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