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PROJETO GESTÃO INTEGRADA E SUSTENTÁVEL DOS RECURSOS HÍDRICOS

TRANSFRONTEIRIÇOS NA BACIA DO RIO AMAZONAS, CONSIDERANDO A VARIABILIDADE E MUNDANÇA CLIMÁTICA

OTCA/GEF/PNUMA

Subprojeto III.2 Prioridades Especiales sobre la Adaptación Atividade III.2.3. Adaptation to Sea Level Rise in the Amazon Delta

Relatório Parcial IV

SÉRIE DOCUMENTADA DOS CENÁRIOS

Fundo Para o Meio Ambiente Mundial

Programa das Nações Unidas para o Meio

Ambiente

Belém – Brasil

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PROJETO GESTÃO INTEGRADA E SUSTENTÁVEL DOS RECURSOS HÍDRICOS TRANSFRONTEIRIÇOS NA BACIA DO RIO AMAZONAS, CONSIDERANDO A VARIABILIDADE E A MUDANÇA CLIMÁTICA

OTCA/GEF/PNUMA

Atividade III.2.3. Adaptation to Sea Level Rise in the Amazon Delta



Coordenação da Atividade

Prof. Dr. Norbert Fenzl

Consultor Maâmar El Robrini

Junho/2014

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PROJETO GESTÃO INTEGRADA E SUSTENTÁVEL DOS RECURSOS HÍDRICOS TRANSFRONTEIRIÇOS NA BACIA DO RIO AMAZONAS,

CONSIDERANDO A VARIABILIDADE E MUNDANÇA CLIMÁTICA

OTCA/GEF/PNUMA

Subprojeto III.2 Prioridades Especiales sobre la Adaptación




Belém, PA - BRASIL


Programa das Nações Unidas para

o Meio Ambiente

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PROJETO GESTÃO INTEGRADA E SUSTENTÁVEL DOS RECURSOS HÍDRICOS TRANSFRONTEIRIÇOS NA BACIA DO RIO AMAZONAS,

CONSIDERANDO A VARIABILIDADE E MUNDANÇA CLIMÁTICA

OTCA/GEF/PNUMA




Coordenação da Atividade Prof. Dr. Norbert Fenzl

Organização do Tratado de Cooperação Amazônica - OTCA

Consultor Prof. Dr. Maâmar El Robrini

Equipe:

Msc. Rodrigo Rafael Souza de Oliveira Esp.Piera Brenda C. Amora

Msc. Melissa Fonsêca Msc. Paulo Victor Magno Silva

Msc. Marcela Machado Pompeu

Junho/2014


Programa das Nações Unidas para

o Meio Ambiente

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SUMÁRIO 1.INTRODUÇÃO................................................................................................12 2.LOCALIZAÇÃO DA ÀREA DE TRABALHO.................................................14 3. NIVEL DO MAR.............................................................................................16 3.1.Paleo-Mudanças do Nível do Mar................................................................19 3.2.Mudanças do Nível do Mar Recente............................................................22 4.CENÁRIOS FUTUROS DA SUBIDA DO NIVEL DO MAR............................29 4.2.Aplicação dos Cenários na ilha do Marajó...................................................41 5.LEVANTAMENTO DE ÁREAS MAIS VULNERÁVEIS ÁS INUNDAÇÕES DAS ÁGUAS ESTUARINAS E AVANÇO DO OCEANO..................................49 6.EVENTOS EXTREMOS..................................................................................53 6.1.Evento climático extremo.............................................................................53 6.2.Variações climáticas na região podem ser devidas às variações climáticas globais, decorrentes de causas naturais...........................................................54 6.3.Mudanças climáticas de origem antrópicas, decorrentes de alterações do uso da terra dentro da própria região amazônica..............................................54 6.4.Variações climáticas decorrentes das mudanças climáticas globais provocadas por ações antrópicas......................................................................55 6.5.Acontecimentos Recentes...........................................................................55 6.6.Eventos Severos na Amazônia....................................................................56 6.7.Tempestades Severas.................................................................................59 6.8.Imagens de satélite de Tempestades Severas............................................60 6.9.Eventos Secas Severas...............................................................................61 7.POSSÍVEIS PERDAS E/OU SÓCIO-ECONÔMICAS NA ILHA DO MARAJÓ?.........................................................................................................66 8.CONCLUSÃO.................................................................................................71 9.REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS..............................................................74

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LISTA DE FIGURAS Figura 01 – Localização da ilha do Marajó e outras ilhas menores ao Norte desta: Caviana, Mexiana e Gurupá (EMBRAPA, 2000)....................................15 Figura 02 – Localização da ilha do Marajó e outras ilhas menores ao Norte desta: Caviana, Mexiana e Gurupá (EMBRAPA, 2000)....................................15 Figura 03 – Localização dos centros urbanos nos entornos das margens Norte e Leste da ilha do Marajó...................................................................................16 Figura 04 – Processos sensíveis ao clima e componentes que podem influenciar o NM global e regional. Alterações em qualquer um dos componentes poderá resultar numa alteração do NM. O termo propriedades oceano refere-se aos parâmetros físicos do oceano (t°,salinidade e densidade, que influenciam e são dependentes de circulação oceânica (IPCC, 2013)..................................................................................................................17 Figura 05 - Representação esquemática dos principais ligações entre os processos e componentes que contribuem para a mudança do NM. Coloração de caixas individuais indica os tipos de modelos e abordagens utilizadas em projetar a contribuição de cada processo ou componente para a futura mudança do NM. O diagrama também serve como um índice para as seções que são relevantes para a avaliação das projeções do NM, através dos números de sessões dadas na parte inferior de cada caixa (IPCC, 2013).......18 Figura 06 – Evolução da ZC amazônica após 20.000 anos AP (REMAC, 1979).................................................................................................20 Figura 07 - (a) dados do NM Paleo para os últimos 3.000 anos a partir de sítios do norte e do Hemisfério Sul. Os efeitos de ajuste isostático glacial (AIG) foram removidos a partir desses registos. Cor verde = Islândia (Gehrels et al., 2006), roxa = Nova Scotia (Gehrels et al., 2005), azul brilhante = Connecticut (Donnelly et al., 2004), azul = Nova Scotia (Gehrels et al., 2005 ), vermelho = Reino Unido (Gehrels et al., 2011), verde = Carolina do Norte (Kemp et al., 2011), marrom = Nova Zelândia (Gehrels et al., 2008), cinza = Pacífico Central (Woodroffe et al., 2012). (b) dados do NM Paleo de salinas desde 1700 a partir de sítios do Hemisfério Norte e Sul em comparação com a reconstrução do NM de marégrafos (série azul tempo com incerteza) (Jevrejeva et al., 2008). Os efeitos de AIG foram removidos a partir desses registos, subtraindo a tendência a longo prazo (Gehrels e Woodworth, 2013). Eixo das ordenadas à esquerda corresponde aos dados do NM paleo. Eixo das ordenadas à direita corresponde a dados maregráficas. Verde e verde claro = Carolina do Norte (Kemp et al., 2011), laranja = Islândia (Gehrels et al., 2006), roxa = Nova Zelândia (Gehrels et al., 2008), verde escuro = Tasmania (Gehrels et al., 2012), marrom = Nova Scotia (Gehrels et al., 2005). (c) o NM médio global anual reconstruído a partir de marégrafos por 3 diferentes abordagens. Laranja da Igreja e White (2011), azul de Jevrejeva et al. (2008), o verde de Ray e Douglas (2011); (d) conjuntos de dados de altimetria de 5 grupos (Universidade do Colorado (UC), Administração Nacional Oceânica e Atmosférica (NOAA), Goddard Space Flight Center (GSFC), arquivamento, a validação e a interpretação de Oceanografia por Satélite (AVISO), Commonwealth Scientific and Industrial Organização de Pesquisa (CSIRO)) com a média dos 5 mostrando linha azul tão brilhante. (e) A comparação dos dados paleo de salinas (símbolos roxos, a partir de (b)), com marégrafo e conjuntos de dados de altimetria (mesmas cores de linha como em (c) e (d)). Todos os dados paleo

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foram deslocados por meio de 1700-1850 derivado do ponto da areia, os dados da Carolina do Norte. O Jevrejeva et al. (2008) dados maregráficos foram deslocados pela sua média de 1700-1850; outros dois maré calibre conjuntos de dados foram deslocados pela mesma quantidade. As séries temporais do altímetro foram deslocadas verticalmente para cima, de modo que seu valor médio no período 1993-2007 se alinha com o valor médio da média de todos os três maré calibre série temporal em relação ao mesmo período (IPCC, 2013).23 Figura 08 - Mapa de taxas de variação de altura da superfície do mar (NM geocêntrico) para o período 1993-2012 a partir de altimetria por satélite. Também são mostradas as mudanças relativas do NM (linhas cinza) de estações maregráficas selecionadas para o período de 1950-2012. Para efeito de comparação, uma estimativa da média da mudança global do NM é mostrado (linhas vermelhas), com cada série temporal do marégrafo. Os relativamente grandes, oscilações de curto prazo na (linhas cinza) do NM local são devido à variabilidade natural do clima descrito no texto principal. Por exemplo, os grandes desvios regulares em Pago Pago estão associados ao El Niño-Oscilação Sul............................................................................................24 Figura 09 - Modelo de saída mostrando relativa mudança do NM devido ao derretimento da camada de gelo da Groenlândia e da Antártida Ocidental com taxas de 0,5 mm ano-1 cada (valor médio global para o NM com ascensão de 1 mm ano-1). As mudanças do NM modeladas são menos do que o valor médio global em áreas próximas ao derretimento do gelo, mas reforçou ainda mais longe (adaptado de Milne et al., 2009)..............................................................25 Figura 10 - (a) NM observado e modelado para 1900 a 2010; (b) taxas de variação do NM para o mesmo período, com dados de altimetria por satélite mostrados como um ponto vermelho para a taxa; (c) NM observado e modelado para 1961 a 2010; (d) NM observado e modelado para 1990 a 2010. Painel (e) compara a soma das contribuições observadas (laranja) e do NM observado do satélite dados de altimetria (vermelhos). As estimativas do NM médio global são de Jevrejeva et al. (2008), Igreja e White (2011), e Ray e Douglas (2011), com o sombreamento indicando as estimativas de incerteza (dois desvios padrão). Os dados de altimetria por satélite desde 1993 são mostrados em vermelho. As linhas cinza nos painéis (a) - (d) são as somas das contribuições de modelado expansão térmica dos oceanos e geleiras (excluindo glaciares periférico para a camada de gelo da Antártida, a partir Marzeion et al., 2012a.), Além de mudanças na terra-água armazenamento. A linha preta representa a média das linhas cinzentas além de uma correcção de expansão térmica para a omissão vulcânica forçando nas experiências de controlo A OGCM. A linha preta tracejada (modelo ajustado média) é a soma do modelo corrigido significa expansão térmica, a mudança de armazenamento de água terra, Marzeion et al. (2012a). Estimativa de geleira usando observada (e não modelado), o clima é uma contribuição do manto de gelo ilustrativo de longo prazo (de 0,1 mm ano-1). A linha preta pontilhada é o modelo ajustado significa, mas agora incluindo as contribuições do manto de gelo observadas, que começam em 1993. Dado que as estimativas do manto de gelo observacionais incluem as geleiras periféricas para as camadas de gelo da Groenlândia e da Antártica, a contribuição das geleiras para a média modelo ajustado exclui as geleiras periféricas para evitar dupla contagem. (Figura e legenda atualizada de Church et al., 2013, In: IPCC, 2013)..............................28

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Figure 11 - Cenários de subida do NM médio global até 2100. O NM Médio Presente (MSL) para as costas dos Estados Unidos é determinado a partir da National Tidal Datum Epoch (NTDE) fornecido pelo NOAA. O NTDE é calculado por meio de observações maregráficas de 1983-2001. Por isso, o ano de 1992 é utilizado como ponto médio do NTDE e/ou ponto de partida para as curvas projetadas. O Cenário alto intermediário é uma média da alta da gama de média subida do NM mundial relatados por vários estudos utilizando abordagens semiempíricas. O Cenário Baixo Intermediário é a projeção global subida do NM média do IPCC AR4 para o intervalo de confiança de 95 % (IPCC, 2013)......................................................................................................30 Figura 12 - Parcelas de séries temporais em projeções do modelo de contribuição do NM de geleiras globais (em mm), incluindo geleiras periféricas em torno da camada de gelo da Groenlândia, mas excluindo as geleiras ao redor do manto de gelo da Antártida. Projeções são agrupadas forçando cenário como indicado nas parcelas. Os resultados são plotados em um intervalo de 2011 a 2099. As cores do tempo comum correspondem às análises de determinado modelo: vermelho = Marzeion et al. (2012a); azul = Slangen e Van de Wal (2011); verde = Radić et al. (2013); preto = Giesen e Oerlemans (2013). Projeções Individuais do Athmosphere-Ocean Global Circulation Model (AOGCM) são plotadas para cada análise, por isso os intervalos das curvas em 2099 são diferentes daqueles listados na Tabela 09, onde 5-95 % de limites de confiança são mostrados. No painel são mostrados resultados para RCP6.0 e forcando A1B, Geisen e Oerlemans (linhas pretas)(In: IPCC, 2013)................32 Figura 13 – Área de vazio cartográfico na escala 1:100.000 na região da Amazônia Legal. Fonte: DSG/IBGE<http://www.dsg.eb.mil.br/prjram/Texto_Radiog.htm>.....................37 Figura 14 – Áreas de floresta e não-floresta para o vazio cartográfico na escala de 1:100.000 na região da Amazônia Legal. Fonte: DSG<http://www.dsg.eb.mil.br/prjram/Texto_Radiog.htm>...............................38 Figura 15 – Disposição e ocorrência do Manguezal nos entornos da ilha de Marajó (margens Leste e Norte)........................................................................42 Figura 16 – Fotografias mostrando restos do manguezal na planície arenosa atual de Soure (margem Leste)(Foto El-Robrini Maâmar, maio de 2013).........43 Figura 17 - Curral construido com troncos da siriúba na planície costeira de Soure (Foto El-Robrini Maâmar, maio de 2013). Os pescadores destas regiões utilizam, comumente, a siriúba e o próprio mangueiro para a construção de currais de pesca.................................................................................................43 Figura 18 – Localização das praias estuarinas nos entornos da ilha do Marajó (margens Leste e Norte)....................................................................................45 Figura 19 – Mapa indicando as cotas de 1 m de altura.....................................46 Figura 20 - Cenários para as cotas de 3 m, 5 m, 7 m e 10 m na ilha do Marajó................................................................................................................48 Figura 21 - Mapa mostrando linhas altimétricas nos entornos da ilha de Marajó. ...........................................................................................................................49 Figura 22 – Mapa de vulnerabilidade das margens da ilha do Marajó................................................................................................................50 Figura 23 – Mapa de vulnerabilidade das margens do município de Afuá (ilha do Marajó)..........................................................................................................51 Figura 24 – Mapa de vulnerabilidade das margens do município de Chaves (ilha do Marajó)..................................................................................................51

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Figura 25 – Mapa de vulnerabilidade das margens do município de Salvaterra (ilha do Marajó)..................................................................................................52 Figura 26 – Mapa de vulnerabilidade das margens do município de Soure (ilha do Marajó)..........................................................................................................52 Figura 27 – Anomalias climáticas observadas mais significativas durante 2006. Fonte:www.ncdc.noaa.gov/oa/climate/research/2006/ann/ann06.html.............53 Figura 28 - Mapa mostrando eventos climáticos fora do comum ocorridos recentemente; Fonte : G1 14/02/2014........................................................................................56 Figura 29 - Distribuição da precipitação acumulada em Soure; 2008-2013......60 Figura 10 - Imagem de satélite no canal realçada: (A) 18 /02/2012 as 18 UTC; (B) 09/03/2012 as 18 UTC;(C) 09/04/2012 as 18 UTC; (D) 05/08/2012 as 12 UTC....................................................................................................................61 Figura 31 - Distribuição da relação de chuva e temperatura do ar em C° em Soure (A) ano de 2008 ;(B) ano de 2009...........................................................62 Figura 32 - Distribuição da relação de chuva e temperatura do ar em C° em Soure. (C) ano de 2010 ; (C) ano de 2011........................................................63 Figura 33 - Distribuição da relação de chuva e temperatura do ar em C° em Soure. (E) ano de 2012......................................................................................64 Figura 34 - Imagem de satélite do dia 05/07/2012 as 12UTC...........................65 Figura 35 - Imagem de satélite do dia 05/09/2012 as 12UTC...........................65 Figura 36 - Restos de casa em alvenaria, destruida na Planície Arenosa de Soure, praia do Pesqueiro (foto de Maamar El Robrini, em maio de 2014)......68 Figura 37 - Foto a cima - resto de um muro de arrimo e foto em baixo - restos do farol antigo de Soure (Foto Maamar El-Robrini, maio de 2014)...................69 Figura 38 - Casa de madeira em equilíbrio sobre a falésia em recuo (foto acima) e muro de arrime parcialmente danificado na Praia Grande (Foto Maamar El-Robrini, maio de 2014)....................................................................70 Figura 39 - Estrada recoberta pelas águas altas da maré (Foto Maamar El-Robrini, maio de 2014).......................................................................................71

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LISTA DE TABELAS Tabela 01- Média global do NM (mm ano-1) em diferentes intervalos de tempo a partir de observações e de contribuições com base no modelo. As incertezas são de 5 a 95 %. O Modelo Atmosfera-Oceano de Circulação Geral (MAOCG) integrações históricas terminam em 2005; projeções para RCP4.5 são usados para o período 2006-2010. As contribuições da expansão térmica e da geleiras modeladas são calculados a partir dos resultados CMIP5, utilizando o modelo de Marzeion et al. (2012a) para as geleiras. A contribuição da água da terra é devido a única intervenção antrópica, não incluindo flutuações relacionadas ao clima. notas: a- Os dados para todas as geleiras se estendem a 2009, não 2010; b - Esta contribuição não está incluída no total porque as geleiras da Groenlândia estão incluídos na avaliação observacional da camada de gelo da Groenlândia; c - observado aumento GMSL - modelada de expansão térmica - modelado geleiras - observou o armazenamento de água da terra...................................26 Tabela 02 - Projeções do aumento do NM, geleiras globais para o séculoXXI°, a partir de modelos de balanço de massa da superfície baseados em processos e estratégias de modelo alternativo. As datas para início e final do período de modelo são mostrados; significa equivalentes e 5 % a 95 % de nível de confiança do mar são mostrados em m. Modelos baseados em processar todas as variações de uso de Atmosfera-Oceano equilíbrio Circulação Geral Modelo de massa (AOGCM), forçando aplicada o inventário da hypsometria da geleira em um subconjunto das geleiras mundiais e upscaling por técnicas de poder da lei para o total global (Jevrejeva et al., 2012b), onde as perdas estão presentes em um grau limitado de dados de entrada, e NRC (2012), onde o parto é explicitamente incluído em perdas futuras............................................31 Tabela 03 - Aumento do NM Médio global (GMSL)(em m) projetado por modelos semi-empíricos e comparados com as projeções do IPCC AR4 e AR5. Em cada caso, os resultados têm uma distribuição de probabilidade cuja 5, 50 e 95 percentis e são mostrados nas colunas como indicado. A gama de modelos baseados em processos AR5 5 a 95 % é interpretada como uma faixa provável (confiança média) (Seção 13.5.1) notas: a - Extrapolado a 2100, utilizando as taxas projetadas de elevação do NM para 2090-2099 na Tabela 10.7 do Meehl et al. (2007); b - Incluindo descarga do manto de gelo escalado-up apresentados na Tabela 10.7 do Meehl et al. (2007) e extrapolado a 2100 como uma ilustração da possível magnitude deste efeito; c - Incerteza não intervalo dado; d - O valor médio ea faixa são mostrados para projeções do modelo semi-empíricos baseados em resultados de 11 GCMs..............................................33 Tabela 04 - Mediana e modelo de propagação da expansão térmica da CMIP5 modelos climáticos abrangente. RCP2.6 pertence a cenários de baixa, como mostrado na Figura e Tabela 13,13 13,8; RCP4.5 é um "cenário médio" e RCP8.5 um "cenário alto". O modelo de propagação na Tabela 13.8 inclui o modelo CMIP5 propagação para todos os cenários. Contribuições do NM são fornecidos em m................................................................................................34

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Tabela 05 - Há pouca confiança na capacidade dos modelos ice-sheet para projetar uma rápida mudança dinâmica na camada de gelo da Antártida, o que pode resultar em uma subestimação sistemática das contribuições do manto de gelo. A unidade de todas as contribuições do NM é m. notas: a - um valor baseia-se apenas uma simulação; b - Devido à falta de simulações disponíveis no mesmo intervalo utilizado como para o ano de 2.300. mar média global; A elevação do GMSLR é projetada para ser de 28-0,98 m em 2100 (Tabela 5 -2), embora com variações regionais e fatores locais do NM locais aumento pode ser maior do que o projetado para o GMSLR...........................................35 Table 06 - Projeções da Subida do NM (em m), relativas ao período de 1986-2005, são baseadas na expansão térmica dos oceanos calculada a partir de modelos climáticos, de contribuições de geleiras, da Groenlândia e da Antártida, usando projeções de t° em modelo climático, devido a processos dinâmicos, ea contribuição terrestre ao NM, estimada a partir de estudos disponíveis. Para o NM até 2.100, os valores centrais são na faixa de 5-95 %. Para as projeções de 2.200 em diante, o modelo se espalhou devido ao pequeno número de projeções de modelos disponíveis e o cenário de alto, incluindo projeções baseadas em RCP6.0 e RCP8.5. Fonte: WGI AR5 Resumo para formuladores de políticas e Seções 12.4.1, 13.5.1 e 3.5.4. Áreas vulneráveis às inundações poderiam aumentar em 50 % para 33 deltas ao redor do mundo sob a elevação do NM, projetada para 2100 pelo IPCC AR4 (Syvitski et al., 2009, In:. IPCC, 2013)...............................................................36 Tabela 07 - Os diversos satélites e a resolução espacial e temporal. Fonte: EngeSat/INPE 2014...........................................................................................38 Tabela 08 - Lista de satélites, com a resolução espacial e temporal. Fonte: EngSat/INPE - 2014............................................................................................. Tabela 09 – Cotas altimétricas e taxas respectivas em relação à superfície total da ilha de Marajó...............................................................................................47 Tabela 10 - Classificação da intensidade das chuvas conforme operação da CEDEC (2010)...................................................................................................58

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1.INTRODUÇÃO

As zonas costeiras (ZC´s) representam uma faixa geográfica complexa, e constituem-se em ecossistemas vulneráveis e irreconstituíveis à escala humana. Correspondem à resultante de uma longa evolução, de milhares de anos, mas em que também são facilmente reconhecíveis os traços evolutivos correspondentes a escalas temporais variadas: milenar e secular e, mesmo, decenal e anual. Assim, deve-se assumir que as características da ZC foram e são impostas pela atuação dos processos de geodinâmica interna e externa no decorrer do tempo geológico (Dias, 2005). As ZC´s apresentam uma dinâmica peculiar, devido à interação entre os processos hidrológicos (descarga hídrica e sólida de cursos de água), oceanográficos (ondas, correntes costeiras e oceânicas), atmosféricos (ventos, precipitação e pressão, sistemas, fenômenos de maré meteorológica, eventos extremos), astronômicos (marés) e, antrópicos, que em vários setores costeiros e em particular na ilha do Marajó se revelam, determinantes na evolução dos seus entornos.

Esses processos juntos são responsáveis pelos processos de transporte e distribuição dos sedimentos na ZC, consequentemente, provocando erosão (recuo) e/ou progradação (avanço). A dinâmica costeira condiciona a morfodinâmica da linha da costa (LC), sendo a principal responsável pelo desenvolvimento das praias arenosas e pelos processos de erosão e deposição que as mantêm em constante alteração.

O fenômeno de recuo da LC é frequentemente associado à subida do nível do mar (NM) que estaria relacionado, às mudanças climáticas globais agravadas, hoje em dia pela emissão de dióxido de carbono, derivadas da queima de combustíveis fósseis (Hansom, 2001), entre outros processos. O aspecto do aumento da frequência e intensidade das tempestades e seus impactos na infraestrutura costeira (Jensen et al., 2001; Vilibic et al., 2000; Sá-Pires et al., 2003) deve ser considerado. Estudos recentes (El-Robrini & Rocha, 2012) mostram a ocorrência de tais fenômenos na Baía do Marajó, cujas águas estuarinas banham a margem Leste da ilha do Marajó (área de estudo). Ao longo do ano, observam-se no litoral amazônico períodos chuvosos e menos chuvosos devido ao deslocamento N-S da Zona de Convergência Intertropical (ZCIT) (Moraes et al., 2005; Obregon e Nobre, 2006). Durante os eventos de precipitação, ocorre uma elevação do NM causando inundações costeiras chamadas de marés de tempestades (ressacas). Estas inundações podem ser mais severas quando aliadas às marés de sizígia e às marés equinociais, induzindo a uma potente resposta morfológica da LC (Campos et al., 2010). Pesquisas sobre os mecanismos responsáveis pela gênese destes eventos e os resultados revelaram que estes são altamente associados às forçantes climáticas extremas, como o El Niño-Oscilação Sul (ENOS) e o dipolo do Atlântico (ZCIT) (De Souza et al., 2009; Nobre, 1993), El Niño e La Niña (Marengo, 2010; De Souza et al., 2009). Segundo Ribeiro (2010), em Belém (Pará), entre dezembro de 2006 a dezembro de 2008 ocorreram 13 tempestades severas (Eventos extremos de precipitação), onde a quantidade maior do que 50 mm em 2 horas foram consideradas severas. De acordo com De Souza & Rocha (2006), em Bragança (Nordeste do Pará) ocorreram 3 eventos extremos durante o período chuvoso, em janeiro de 2002 e em janeiro e março de 2004, onde foi considerada a acumulação de precipitação maior do que 100 mm em 6 horas, um evento extremo. Segundo Tavares (2009), a

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maioria dos eventos extremos ocorre na estação chuvosa, no período de 1987 a 2007 ocorreram cerca de 50 eventos de tempestades severas (Eventos extremos) e na estação seca, ocorreram 31 eventos na região metropolitana de Belém (Pará).

A região norte do Brasil, sofre ainda, frequentemente do impacto dos ciclones extratropicais ocorrentes na região da costa Leste dos Estados Unidos da América e do Caribe (Innocentini et al., 2000), ainda muito poucos documentados.

Tem-se observado ainda, uma exacerbação do ciclo sazonal de enchente e vazantes em rios amazônicos, com secas (2005 e 2010) e enchentes (2009 e 2012) que quebraram recordes ¨históricos¨ (www.brasil.gov.br). Recentemente, o nível do rio Amazonas, em Óbidos atingiu a cota de 6,34 m (28/02/2012), com prognóstico de subida até a cota de 7,73 m (início de abril/2012) (www.defesacivil.sudam.gov.br). Assim, estes eventos, associados a outros processos: as marés, eventos extremos, NM, provocam enchentes e efeitos erosivos ainda mais expressivos nos entornos da ilha do Marajó.

Desta forma, o recuo da LC entra, por sua vez, em conflito com a ocupação antrópica na ZC, tendo como resultante o recuo do litoral, com a destruição de bens materiais e sociais. Ainda, futuras subidas do NM devem provocar rupturas nos processos físicos, nas atividades econômicas, nos sistemas sociais das ZC´s (Li et al., 2009), no sustento da população ribeirinha, com a dificultação da pesca e o alagamento. As praias estuarinas de Soure, na ilha do Marajó perderam enormes terrenos (França, 2003). Em Salvaterra, as falésias estão em franco recuo, e recentemente a prefeitura deste município, iniciou em 2011 a instalação de um muro de arrimo na base destas falésias, porém este se mostrou pouco resistente às fortes correntes de maré, que já perfuraram as paredes. Exemplos de avanço das marés sobre as terras baixas da ilha do Marajó são numerosos em todos os entornos (Leste, Oeste, Norte e Sul) desta. Ressalta-se que estes terrenos são vulneráveis e grupos de famílias estão procurando novas terras na parte interna e seca da ilha.

A erosão costeira é um problema que vem sendo observado em diferentes costas do mundo, considerando-se atualmente um fenômeno global, onde 70 % das costas sedimentares do mundo estão passando por erosão, enquanto 10 % estão em progradação e 20-30 % estão estáveis. Recentemente, um estudo envolvendo todo o litoral brasileiro (erosão e progradação) reconhece que 65 % deste litoral esta em processo erosivo (Muehe, 2007), Tal fato é observado também no litoral da região norte (Torres & El-Robrini, 2006 &; El-Robrini et al., 2006a, 2006b).

Predições a respeito desses processos, principalmente em relação ao aumento do NM, têm consequências significantes para as infraestruturas urbanas e rurais e atividades socioeconômicas estabelecidas nas áreas topograficamente mais baixas. Thieler & Hammer-Klose (2002) apresentaram para a costa norte americana um índice de vulnerabilidade costeira composto por 6 variáveis físicas: geomorfologia, percentual da inclinação da costa, elevação média do NM (mm/ano), taxas de erosão e acrescão da faixa de praia (m/ano), oscilação média da maré e altura média das ondas (m). Este índice de vulnerabilidade parece similar ao índice de vulnerabilidade da costa de Gornitz et al. (1994) e ao índice de sensibilidade de Shaw et al. (1998).

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No Estado do Pará, apesar de timidamente implantado, o Plano Nacional de Gerenciamento Costeiro em poucos trechos da ZC do Nordeste do estado, ainda não existe uma metodologia bem definida de monitoramento da erosão costeira e diagnóstico deste processo, que tem impactado a maioria das cidades costeiras e a necessidade de conservação dos espaços físicos, utilizados pelas populações nos entornos da ilha do Marajó, diante da subida do NM.

A exposição das ZC´s aos impactos da subida do NM é cada vez mais evidente, que segundo estimativas do IPCC (2007) poderá ultrapassar 1 m até ao final deste século, tendo em vista uma maior frequência e intensidade dos eventos climáticos extremos, como tempestades e inundações costeiras. As previsões realizadas pelo IPCC, com base em cenários até 2100, indicam aumento da temperatura entre 1,3 e 2,5 ° C e uma altura média do NM de 38 cm a 55 cm. Ainda de acordo com IPCC (2013), novas previsões da subida do NM de até 1,51 a 6,63 (Alta) em 2500. É possível observar hoje, que trechos continentais foram perdidos pela erosão e/ou enchente, provocando o recuo do litoral em detrimento do oceano. Ainda, a incursão do oceano em direção às terras vem provocando salinização dos lenções freáticos. Os impactos afetarão os ecosistemas naturais, as infraestruturas e qualidade de vida.

Diante disso, este produto IV objetiva a aplicação de série documentada dos cenários nos entornos da ilha do Marajó frente aos impactos das oscilações do NM. A ilha do Marajó, em função da sua posição geográfica como a porta da Amazônia brasileira, os impactos produzidos pela subida do NM poderão acarretar prejuízos ambientais e socioeconômicos consideráveis (como perda de infraestrutura, turismo, sítios históricos e pré-históricos, terras para agro-pecuária, hidrovias, portos, etc...). 2.LOCALIZAÇÃO DA ÀREA DE TRABALHO

A ilha de Marajó (Margens Norte e Leste) (Figuras 01, 02, 03), na foz do rio Amazonas é considerada a maior ilha fluvial do mundo, sendo maior que países como a Bélgica e a Holanda. Em seus 40,100 km² vivem mais de 250.000 pessoas. Além do Marajó, três outras ilhas compõem o arquipélago: Caviana, Mexiana e Gurupá ao norte.

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Figura 01 – Localização da ilha do Marajó e outras ilhas menores ao Norte desta: Caviana, Mexiana e Gurupá.

Figura 02 – Localização da ilha do Marajó e outras ilhas menores ao Norte desta: Caviana, Mexiana e Gurupá.

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Figura 03 – Localização dos centros urbanos nos entornos das margens Norte e Leste da ilha do Marajó. 3. NIVEL DO MAR

São apresentadas evidências antigas (geológicas) e recentes (instrumentais) da subida do NM, porém ressalta-se que no Brasil, tais informações são muito poucos. Segundo IPCC (2013), os processos oceanográficos, meteorológicos, criosféricos e o ciclo hidrológico são sensíveis ao clima e contribuem para a mudança do NM em escala global nas próximas décadas e séculos (Figura 04, 05). Embora, tanto a temperaturae a salinidade podem contribuir significativamente para mudança regional do NM (Church et al., 2010), apenas a mudança de temperatura produz uma contribuição significativa para a mudança média global do volume do oceano devido à expansão térmica ou contração (Gregory e Lowe, 2000). Anomalias regionais da pressão atmosférica também provocam mudanças do NM (Wunsch e Stammer, 1997). Todos estes processos sensíveis ao clima podem provocar variações do NM em uma ampla gama de escalas espaciais e temporais dos eventos de vida relativamente curta, tais como ondas e tempestades, às mudanças sofridas ao longo de várias décadas ou séculos que estão associados à atmosfera e ao oceano de variabilidade climática (White et al., 2005;. Miller e Douglas, 2007; Zhang e Church, 2012).

Segundo Lorbacher et al. (2012), a troca de água e massa de gelo entre a terra e os oceanos leva a uma mudança do NM global.

Troca de massa de água entre a terra e o oceano também resulta em padrões de mudança do NM chamado de 'impressões digitais do nível do mar "(Clark e Lingle, 1977; Conrad e Hager, 1997; Mitrovica et al., 2001) devido à mudança no campo de gravidade e no movimento vertical do fundo do oceano associada a deformação visco-elástica da Terra (Farrell e Clark, 1976).

Transferência de massa da superfície de gelo da terra para os oceanos durante o último desgelo contribuiu significativamente para a atual mudança do NM, devido à deformação visco-elástica contínua da Terra e das correspondentesalterações da altura do fundo do oceano e gravidade(Lambeck e Nakiboglu, 1984; Peltier e Tushingham, 1991).

Processos antropogênicos (represamento de água/barragens, reservatórios, sistemas de irrigação, e esgotamento das águas subterrâneas)

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influenciam a quantidade de água armazenada no solo ou na sua superfície em lagos e reservatórios, e causam alterações nas características da superfície terrestre que provocam taxas de escoamento ou de evapotranspiração, podendo perturbar assim o ciclo hidrológico e causar alterações do NM (Sahagian, 2000; Wada et al., 2010).

Figura 04 – Processos sensíveis ao clima e componentes que podem influenciar o NM global e regional. Alterações em qualquer um dos componentes poderá resultar numa alteração do NM. O termo propriedades oceano refere-se aos parâmetros físicos do oceano (t°,salinidade e densidade, que influenciam e são dependentes de circulação oceânica (IPCC, 2013).

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Figura 05 - Representação esquemática dos principais ligações entre os processos e componentes que contribuem para a mudança do NM. Coloração de caixas individuais indica os tipos de modelos e abordagens utilizadas em projetar a contribuição de cada processo ou componente para a futura

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mudança do NM. O diagrama também serve como um índice para as seções que são relevantes para a avaliação das projeções do NM, através dos números de sessões dadas na parte inferior de cada caixa (IPCC, 2013). 3.1.Paleo-Mudanças do Nível do Mar

Evidências geológicas de 120.000 - 130.000 anos Antes do presente (AP), durante a última interglaciação (UIG), sugerem que as taxas de aumento do NM global de 1 m ou + /1000 ano-1 são possíveis (Rohling et al., 2008; Berger, 2008). Segundo IPCC (2013), registros do NM Paleo de períodos quentes durante os últimos 3.000 anos indicam que o NM médio global foi superior a 5 m acima do atual (confiança muito alta) quando a temperatura média global foi de até 2 ° C mais quente do que o período pré-industrial (confiança média) . O NM médio global máximo (confiança muito alta) durante o último período interglacial (129-116.000 anos) foi, durante milhares de anos, pelo menos, 5 m mais alto do que o presente (confiança alta) que não ultrapassou 10 m acima do atual, implicando contribuições substanciais da Groenlândia e lençóis de gelo da Antártida. Esta alteração no NM ocorreu no contexto de diferentes orbitas forçando e com a temperatura de superfície de alta latitude, em média, ao longo de vários milhares de anos, pelo menos 2 ° C mais quente do que presente (confiança alta).

Tendências históricas da subida do NM durante os últimos 20.000 anos AP, têm sido dominadas pela transição das fases glacial/interglacial (Milne et al., 2004), e uma taxa de fundição relativamente rápida de 7-8 mm ano-1 no início do Holoceno atingiu 0:5 mm ano-1 entre 7 e 5.000 anos AP com 0 de derretimento após 5.000 AP (Milne et al., 2004). Durante a última glaciação máxima (UGM), o NM era 125 +/- 5 m mais baixo do que hoje (Fleming et al., 1998) e beirava a profundidade da quebra do talude continental (de hoje). Em geral, a subida do NM nunca foi contínua. No período de 21.000-17.000 anos AP, a velocidade inicial de aumento era relativamente lenta, com uma taxa média de 6 m a cada 1.000 ano-1, seguido por uma taxa média de 10 m a cada 1.000 ano-1 para os próximos 10.000 anos AP.

Em Barbados (Mar Caribe), entre 17.000 e 19.000, a UGM ocorreu entre 120 e 130 m abaixo do NM médio atual, tendo em vista que esta região é fortemente influenciada por eventos neotectônicos (placa tectônica do Caribe)(McHughet al., 2014; Bakum et al., 2012). Entretanto, entre 20.000 e 21.000, o NM pode ter sido mais baixo.

O volume do oceano continuou em aumentar durante o final do Holocenoe no período de 7.000 anos e os dias de hoje a uma taxa de 3-5 m. Segundo Peltier (1998), o aumento do NM do UGM ao Holoceno foi de 117,8 m.

No Brasil, há alguns trabalhos que apontam evidências geológicas da subida do NM durante o Quaternário recente.

Na frente da ilha do Marajó, a plataforma continental do Amazonas (PCA) possui larguras variadas: 330 km em frente ao canal norte do rio Amazonas, 125 km, próximo ao Cabo Orange, 220 km, próximo à foz do rio Gurupí, 72 km na parte SE e 70 km, na frente da baía do Tubarão. A exemplo de outras plataformas continentais do mundo, a PCA conheceu eventos neotectônicos e de subida do NM. A quebra externa ocorre a 80 m de profundidade na PCA, onde são presentes bancos arenosos e vales

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submarinos, que se intercalam com fundos carbonáticos e algas coralíneas (Kowsman & Costa, 1971).

Na Plataforma continental média, a isóbata de 40 m desenha uma reentrância semelhante a um golfo, com largura da ordem de 120 km (El-Robrini, 1990). Esta feição pode estar associada a um NM baixo, ocorrido durante a transgressão holocênica (Palma, 1979). Próximo à foz do rio Gurupi têm-se reentrâncias marcantes, entre 40 e 60 m de profundidade. Na Plataforma continental do Pará-Maranhão, a 20 m de profundidade, o relevo é suave e há uma continuidade com o litoral de "rias" da ZC. No trecho situado entre a foz dos rios Gurupi e Pará, o relevo da plataforma continental interna e média mostra-se irregular, típico de fundos carbonáticos. Estas evidências geológicas marcantes na PCA (Figura 06) sugerem também estacionamento do NM desde a sua subida desde a UGM até hoje.

Figura 06 – Evolução da ZC amazônica após 20.000 anos AP (REMAC, 1979).

Entretanto, evidências geológicas dos últimos 2.000 anos, sugerem que a subida do NM global médio tem sido relativamente estável (cerca de -0,1 mm ano-1 para 0,6 mm ano-1), até o final de 1800 ou início de 1900 (Kemp et al., 2011). Desde 1900, o NM médio global tem vindo a aumentar a uma taxa de cerca de 1,7 mm ano-1 como registrado por marégrafos (Church e White 2011).

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Dados de altimetria por satélite, do início de 1990, sugerem que esta taxa aumentou para 3,2 mm ano-1 (Ablain et al., 2009; Church e White 2011).

Na ZC da Bahia, Martin (2003) evidenciou a curva eustática de Salvador: - o nível zero médio foi ultrapassado desde o inicio do Holoceno há 7.800 AP; - em torno de 5.600 AP, o NM Relativo passou por um primeiro máximo de 4,7 ± 0,5 m acima do nível atual; - após este máximo, houve uma rápida regressão até 5.300 AP, retardando para baixo até 4.400 AP e acelerar novamente em 4.200 AP. Nessa época, o NM passou por um mínimo, provavelmente abaixo do nível atual; - depois de 3.700 AP, uma transgressão rápida ocorreu, e em cerca de 3.500 AP, o NM relativo passou por um segundo máximo de 3,5 ± 0,5 m acima do nível atual; - entre 3.500 e 2.800 anos AP, o NM relativo caiu lentamente e regularmente; - a partir de 2.800 AP, o declínio tornou-se muito rápido novamente. Em 2.600 anos AP, o NM passou por um segundo mínimo, provavelmente abaixo do presente nível; - depois de 2.300 anos AP, o NM relativo subiu muito rapidamente, passando por um terceiro máximo de 2,5 ± 0,5 m acima do nível atual de cerca de 2.100 anos AP; - desde 2.100 anos AP, o NM relativo caiu regularmente para a sua posição atual.

Na escala do tempo de 107a 108 anos as variações do NM são lentas (<0.01 mm an-1)(Rowley, 2002; Cognée Humler, 2004; Müller et al., 2008).

Durante a UMG (20.000 anos), o NM global estava a∼130 m mais baixo que o nível atual (Lambeck et al., 2002). Em seguida, o derretimento das calotas polares do Hemisfério Norte tem provocado um aumento do NM que durou mais de 10.000 anos, de -19.000 anos até -6.000 anos.

Indicadores geológicos da subida do NM (erosão de falésias, formação/migração de praias e paleo-praias, ¨cheniers¨, terraços, ou biológicos (coral, algas, etc) mostram períodos, onde o NM global foi acelerado e durante

outros períodos este desacelerou: ∼14.000 anos, a subida do NM aumentou rapidamente a um ritmo de 40 mm ano-1 (Bard et al., 2010; Deschamps et al., 2012). No início do Holoceno (11.000 anos), a subida do NM continua em aumentar mais lentamente, pois ele se estabiliza entre -6.000 anos e -2.000 anos (Lambeck et al., 2010).Durante os 2.000 últimos anos, o NM global não conheceu grandes oscilações (Gehrels et al., 2006a,b; Lambeck et al., 2010; Leorri et al., 2010; Kemp et al., 2011; Lambeck et al., 2004) mostram que as variações do NM desde o tempo geológico até hoje, o NM não aumentou. O NM aumentou de 0.5-0.7 mm ano-1durante os 2.000 útimos anos (Miller et al., 2009). De acordo com Kemp et al. (2011), o NM foi mais alto de alguns dcm durante o medieval optimum (XII- XIV) e mais baixo de 1 dcm durante a Pequena Idade de Geloou ¨Little Ice periodo¨ (XVI -XVIII). As tendências do NM global ficaram fracas até o início da Era Industrial (metade do XIX). A partir desta época até hoje, o NM é marcado por uma forte tendência positiva (Gehrels et al., 2005, 2006; Jevrejeva et al.,2008; Kemp et al., 2011; Woodworth et al., 2011).

Segundo IPCC (2013), houve um progresso significativo na história do NM nos últimos 7.000 anos. Os registros da subida do NM indicam que a partir de ~ 7-3.000 anos, o NM Médio Global provavelmente aumentou de 2 a 3 m

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acima do nível de hoje. Com base em registros do NM local, nos últimos 2.000 anos, não há confiança médio que o NM Médio Global durante este intervalo não excedeu ~ ± 0,25 m em escalas de tempo de algumas centenas de anos. 3.2.Mudanças do Nível do Mar Recente

São apresentados dados de subida do NM, com base em instrumentação (marégrafos) e satélites (Topex-Posseidon, Jason-1 e Jason-2). Em regra geral, as estações marégraficas fornecem uma medida do NM relativo ao terreno, sobre os quais estão fixas. Nestas medidas, têm-se os registros das variações do NM e do terreno (movimentos verticais, afundamento devido acomadação dos sedimentos e/ou atividades antrópicas, bombeamento de água e outros recursos (Syvitski et al., 2009), que varia em torno de 0.1-10 mm ano-1 (Peltier, 2004); Lambeck et al., 2010; Tamisiea e Mitrovica, 2011). As variações do NM por marégrafos mostram a tendência do NM a 1.7 ± 0.3 mm ano-1 no período de 1950-2000 e no século XX.

Church e White (2006) mostram ainda uma aceleração significativa da subida do NM de 0.013 ± 0.006 mm ano-2 para o período de 1870-2001. Entretanto, Jevrejeva et al. (2006) apontam uma aceleração do NM, que talvez iniciou desde 1800 (Jevrejeva et al., 2008).

Com correção dos movimentos dos terrenos, Woppelmann et al. (2009) mostram uma tendência do NM de 1.61 ± 0.19 mm ano-1 no Século XX.

Os dados altimétricos do Topex-Posseidon, Jason-1 e Jason-2 (Ablain et al., 2009; Nerem et al., 2010; Beckley et al., 2010; Mitchum et al., 2010) apontam tendências do NM global de 0.5-0.6 mm ano-1.Acurva altimétrica mostra um aumento do NM linear no período de 1993-2011, salve durante os eventos El Nino de 1997/1998 e La Nina de 2007/2008 e2010/2011. Neste período de 18 anos (1993-2011), a tendência do NM global medida por altimetria foi de 3.2 ± 0.5 mm ano-1 (Cazenave e Llovel, 2010; Nerem et al., 2010; Mitchum et al. 2010)(Figuras 07, 08, 09).

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Figura 07 - (a) dados do NM Paleo para os últimos 3.000 anos a partir de sítios do norte e do Hemisfério Sul. Os efeitos de ajuste isostático glacial (AIG) foram removidos a partir desses registos. Cor verde = Islândia (Gehrels et al., 2006), roxa = Nova Scotia (Gehrels et al., 2005), azul brilhante = Connecticut (Donnelly et al., 2004), azul = Nova Scotia (Gehrels et al., 2005 ), vermelho = Reino Unido (Gehrels et al., 2011), verde = Carolina do Norte (Kemp et al., 2011), marrom = Nova Zelândia (Gehrels et al., 2008), cinza = Pacífico Central (Woodroffe et al., 2012). (b) dados do NM Paleo de salinas desde 1700 a partir de sítios do Hemisfério Norte e Sul em comparação com a reconstrução do NM de marégrafos (série azul tempo com incerteza) (Jevrejeva et al., 2008). Os efeitos de AIG foram removidos a partir desses registos, subtraindo a tendência a longo prazo (Gehrels e Woodworth, 2013). Eixo das ordenadas à esquerda corresponde aos dados do NM paleo. Eixo das ordenadas à direita corresponde a dados maregráficas. Verde e verde claro = Carolina do Norte (Kemp et al., 2011), laranja = Islândia (Gehrels et al., 2006), roxa = Nova

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Zelândia (Gehrels et al., 2008), verde escuro = Tasmania (Gehrels et al., 2012), marrom = Nova Scotia (Gehrels et al., 2005). (c) o NM médio global anual reconstruído a partir de marégrafos por 3 diferentes abordagens. Laranja da Igreja e White (2011), azul de Jevrejeva et al. (2008), o verde de Ray e Douglas (2011); (d) conjuntos de dados de altimetria de 5 grupos (Universidade do Colorado (UC), Administração Nacional Oceânica e Atmosférica (NOAA), Goddard Space Flight Center (GSFC), arquivamento, a validação e a interpretação de Oceanografia por Satélite (AVISO), Commonwealth Scientific and Industrial Organização de Pesquisa (CSIRO)) com a média dos 5 mostrando linha azul tão brilhante. (e) A comparação dos dados paleo de salinas (símbolos roxos, a partir de (b)), com marégrafo e conjuntos de dados de altimetria (mesmas cores de linha como em (c) e (d)). Todos os dados paleo foram deslocados por meio de 1700-1850 derivado do ponto da areia, os dados da Carolina do Norte. O Jevrejeva et al. (2008) dados maregráficos foram deslocados pela sua média de 1700-1850; outros dois maré calibre conjuntos de dados foram deslocados pela mesma quantidade. As séries temporais do altímetro foram deslocadas verticalmente para cima, de modo que seu valor médio no período 1993-2007 se alinha com o valor médio da média de todos os 3 marés calibre série temporal em relação ao mesmo período (IPCC, 2013).

Figura 08 - Mapa de taxas de variação de altura da superfície do mar (NM geocêntrico) para o período 1993-2012 a partir de altimetria por satélite. Também são mostradas as mudanças relativas do NM (linhas cinza) de estações maregráficas selecionadas para o período de 1950-2012. Para efeito de comparação, uma estimativa da média da mudança global do NM é

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mostrado (linhas vermelhas), com cada série temporal do marégrafo. Os relativamente grandes, oscilações de curto prazo na (linhas cinza) do NM local são devido à variabilidade natural do clima descrito no texto principal. Por exemplo, os grandes desvios regulares em Pago Pago estão associados ao El Niño-Oscilação Sul (IPCC, 2013).

Figura 09 - Modelo de saída mostrando relativa mudança do NM devido ao derretimento da camada de gelo da Groenlândia e da Antártida Ocidental com taxas de 0,5 mm ano-1 cada (valor médio global para o NM com ascensão de 1 mm ano-1). As mudanças do NM modeladas são menos do que o valor médio global em áreas próximas ao derretimento do gelo, mas reforçou ainda mais longe (adaptado de Milne et al., 2009).

A taxa do NM médio global foi de 1,5 a 1,9 mm ano-1 entre 1901 e 2010 para um aumento ao NM de 0,19 (0,17-0,21) m. Entre 1993 e 2010, a taxa era muito provável superior a 3,2 (2,8-3,6) mm ano-1; taxas igualmente elevadas provavelmente ocorreram entre 1920 e 1950 (IPCC, 2013)(Figuras 07, 10).

Vários autores ainda hoje apontam que as principais causas das variações do NM nas escalas interanual a multi-decenal são a expansão térmica do oceano e o aporte da água doce a partir dos continentes para as bacias oceânicas, entre outras causas secundárias.

No periodo de 1955-2000, houve tendência positiva da expansão térmica de 0.4 ± 0.01 mm ano-1 (Levitus et al., 2009, 2012) e 0.3 ± 0.01 mm ano-1 (Ishii e Kimoto, 2009). Neste mesmo período, a expansão térmica do oceano

explica∼25 % da tendência a 1.7 mm ano-1 do NM. Entretanto Domingues et al. (2008) indicam uma tendência de 0.5 ± 0.08 mm ano-1 no período de 1961-2003.

Levitus et al. (2009) e Ishii e Kimoto (2009) mostram que no período de 1955-2000, tem uma contribuição respectiva de 0.07 ± 0.1 mm ano-1 e 0.05 ± 0.1 mm ano-1 ao NM.

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Segundo Purkeye Johnson (2010), desde os anos 1980, isto contribue com um aumento do NM de 0.09 ± 0.06 mm ano-1.

No period de 1993-2010, a expansão térmica global das camadas superiores do oceano (0 -700 m) conheceu duas fases: (1) 1993-2003 - forte aumentode 0.8 ± 0.3 mm ano-1 (Lyman et al., 2010; Levitus et al., 2009; Ishii e Kimoto, 2009) e 0.71 ± 0.31 mm ano-1 e a 0.17 ± 0.16 mm ano-1 para as camadas profundas, ou 1.6 mm ano-1; (2) a partir de 2003 o aumento enfraqueceu (Lyman et al., 2010; Llovel et al., 2010; Von Schuckmann e Le Traon, 2011).

No total, o aquecimento das camadas superiores do oceano (0-700 m) representa∼25 % do aumento do NM desde 1993 (Cazenave e Llovel, 2010; Cazenave e Remy, 2011; Church et al., 2011).

Willis et al. (2008) têm calculado que no período de 2003-2007, a expansão térmica global diminuiu, contribuindo -0,5 ± 0,5 mm ano-1, entretanto Cazenave et al. (2009); Leuliette e Miller (2009) apontam que durante o período de 2004 a 2007, havia aumentado (mais lento do que no passado) a uma taxa de 0,4 ± 0,1 mm a-1 e 0,8 ± 0,8 mm ano-1, respectivement. Von Schuckmann e Le Traon (2011) descobriram que a expansão térmica global aumentou entre 2005 e 2010 a uma velocidade de 0,75 ± 0,15 mm ano-1.

A expansão térmica dos oceanos afeta a subida global do NM e a variabilidade regional (Lombard et al., 2005; Bindoff et al., 2007; Wunsch et al., 2007; Levitus et al., 2009; Köhl e Stammer, 2008; Timmermann et al., 2010).

No período de 1993-2003, houve 0.42 ± 0.36 mmano-1 (13.5%) de subida do NM, por perda de massa de calotas polares (Bindoff et al., 2007).

Esta contribuição aumenta em torno de ∼1.0 mm ano-1 (40 %) entre 2003-2004 (Tabela 01). Tabela 01- Média global do NM (mm ano-1) em diferentes intervalos de tempo a partir de observações e de contribuições com base no modelo. As incertezas são de 5 a 95 %. O Modelo Atmosfera-Oceano de Circulação Geral (MAOCG) integrações históricas terminam em 2005; projeções para RCP4.5 são usados para o período 2006-2010. As contribuições da expansão térmica e das geleiras modeladas são calculados a partir dos resultados CMIP5, utilizando o modelo de Marzeion et al. (2012) para as geleiras. A contribuição da água da terra é devido a única intervenção antrópica, não incluindo flutuações relacionadas ao clima. notas: a- Os dados para todas as geleiras se estendem a 2009, não 2010; b - Esta contribuição não está incluída no total porque as geleiras da Groenlândia estão incluídos na avaliação observacional da camada de gelo da Groenlândia; c - observado aumento GMSL - modelada de expansão térmica - modelado geleiras - observou o armazenamento de água da terra.

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Figura 10 - (a) NM observado e modelado para 1900 a 2010; (b) taxas de variação do NM para o mesmo período, com dados de altimetria por satélite mostrados como um ponto vermelho para a taxa; (c) NM observado e modelado para 1961 a 2010; (d) NM observado e modelado para 1990 a 2010. Painel (e) compara a soma das contribuições observadas (laranja) e do NM observado do satélite dados de altimetria (vermelhos). As estimativas do NM médio global são de Jevrejeva et al. (2008), Church e White (2011), e Ray e

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Douglas (2011), com o sombreamento indicando as estimativas de incerteza (dois desvios padrão). Os dados de altimetria por satélite desde 1993 são mostrados em vermelho. As linhas cinza nos painéis (a) - (d) são as somas das contribuições de modelado expansão térmica dos oceanos e geleiras (excluindo glaciares periférico para a camada de gelo da Antártida, a partir Marzeion et al., 2012), Além de mudanças na terra-água armazenamento. A linha preta representa a média das linhas cinzentas além de uma correcção de expansão térmica para a omissão vulcânica forçando nas experiências de controlo A OGCM. A linha preta tracejada (modelo ajustado média) é a soma do modelo corrigido significa expansão térmica, a mudança de armazenamento de água terra, Marzeion et al. (2012). Estimativa de geleira usando observada (e não modelado), o clima é uma contribuição do manto de gelo ilustrativo de longo prazo (de 0,1 mm ano-1). A linha preta pontilhada é o modelo ajustado significa, mas agora incluindo as contribuições do manto de gelo observadas, que começam em 1993. Dado que as estimativas do manto de gelo observacionais incluem as geleiras periféricas para as camadas de gelo da Groenlândia e da Antártica, a contribuição das geleiras para a média do modelo ajustado exclui as geleiras periféricas para evitar dupla contagem. (Figura e legenda atualizada de Church et al., 2013, In: IPCC, 2013).

Segundo Lemos e Ghisolfi (2010), por volta de 1960, um número importante de estações de maré com registros de dados de longo período começou a ser desativado no Brasil. Em Belém os marégrafos instalados na época da borracha e da construção do Porto de Belém (1906) também foram desativados no inicio da década de 1990. Para uma boa avaliação e de acordo com Franco (1988, In Lemos e Ghisolfi, 2010), o mínimo de medição de maré recomendado é de 19 anos. Entretanto, devido à desativação da instrumentação maregráfica na ZC brasileira e de raros estudos voltados à subida do NM, muito poucos trabalhos são disponíveis atualmente.

Segundo França (2000, In Mesquita, 2000), na costa sul-oriental do Brasil, o aumento do NM foi avaliado em cerca de 4 mm ano-1 ou cerca de 50 cm 1000 ano-1. 4.CENÁRIOS FUTUROS DA SUBIDA DO NIVEL DO MAR

Em geral, os cenários não prevêm mudanças futuras, entretanto, descrevem futuras condições potenciais de uma forma que suporta a tomada de decisões em condições de incertezas. Os cenários são utilizados para desenvolver e testar decisões sob uma variedade de futuros plausíveis. Hoje no mundo, alguns países têm experimentado diversos cenários da subida do NM nas ZC´s para enquadrar a gama de incertezas sobre futuras condições ambientais, para fornecer cenários para apoiaros tomadores de decisão no sentido de compreender as vulnerabilidades e os impactos associados a possíveis futuros incertos.

É certo que o NM mais elevado significa aumentar a frequência, magnitude e duração das inundações associadas a uma determinada tempestade, que muitas vezes têm desproporcionalmente altos impactos na maioria das ZC´s. Eventos climáticos extremos continuarão a ser o principal motor dos mais altos níveis de água. No entanto, um consenso ainda não foi

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alcançado sobre como a frequência e a magnitude de tempestades, podem mudar nas ZC´s. Em geral, o impacto costeiro ocorre quando as ondas altas e ressacas ocorrem durante a maré alta. Em vários trechos da ZC brasileira, pequenos aumentos no NM no decorrer das últimas décadas já aumentar a uma altura da maré de tempestade e vento-ondas (?). Considerando o impacto de eventos climáticos diferentes combinados com cenários de subida do NM éfundamental no desenvolvimento de perfis de risco para o planejamento de emergência e vulnerabilidade, impacto e avaliação de adaptação.

Para este trabalho nas margens da ilha do Marajó, adotamos os cenários do subída do NM do IPCC (2013) até o ano de 2100 e estendendo até o ano de 2500, tendo em vista que não há dados confiáveis na ZC norte (Capítulo 4). Estes cenários fornecem um conjunto de trajetórias plausíveis de subída do NM médio global para uso na avaliação da vulnerabilidade, impactos e estratégias de adaptação.

Figure 11 - Cenários de subida do NM médio global até 2100. O NM Médio Presente (MSL) para as costas dos Estados Unidos é determinado a partir da National Tidal Datum Epoch (NTDE) fornecido pelo NOAA. O NTDE é calculado por meio de observações maregráficas de 1983-2001. Por isso, o ano de 1992 é utilizado como ponto médio do NTDE e/ou ponto de partida para as curvas projetadas. O Cenário alto intermediário é uma média da alta da gama de média subida do NM mundial relatados por vários estudos utilizando abordagens semiempíricas. O Cenário Baixo Intermediário é a projeção global subida do NM média do IPCC AR4 para o intervalo de confiança de 95 % (IPCC, 2013).

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Tabela 02 - Projeções do aumento do NM, geleiras globais para o séculoXXI°, a partir de modelos de balanço de massa da superfície baseados em processos e estratégias de modelo alternativo. As datas para início e final do período de modelo são mostrados; significa equivalentes e 5 % a 95 % de nível de confiança do mar são mostrados em m. Modelos baseados em processar todas as variações de uso de Atmosfera-Oceano equilíbrio Circulação Geral Modelo de massa (AOGCM), forçando aplicada o inventário da hypsometria da geleira em um subconjunto das geleiras mundiais e upscaling por técnicas de poder da lei para o total global (Jevrejeva et al., 2012), onde as perdas estão presentes em um grau limitado de dados de entrada, e NRC (2012), onde o parto é explicitamente incluído em perdas futuras (IPCC, 2013).

Segundo IPCC (2013), é muito provável que a taxa de elevação global do NM médio durante o século XXI será superior à taxa observada durante 1971-2010 para todos os cenários (RCP). As projeções de aumento do NM são maiores do que no AR4, principalmente por causa da melhoria da modelagem. Para o período 2081-2100, em comparação com 1986-2005, o aumento do NM médio global é provável (confiança média) para estar na gama de 5 a 95 % de

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projecções a partir de modelos baseados em processos, que dão 0,26-0,55 m para RCP2.6, 0,32-0,63 m para RCP4.5,33-,63 m para RCP6.0, e 0,45-0,82 m para RCP8.5. Para RCP8.5, o aumento em 2100 é 0,52-0,98 m com uma taxa de 16 mm ano-1. durante o período de 2081-2100. Alguns modelos semi-empíricos projetam uma gama que se sobrepõe a faixa provável baseada em processos, enquanto outros projetam uma mediana e percentil 95, que são cerca de duas vezes maior que os modelos baseados em processos. Em quase todos os casos, o percentil 95 do modelo semi-empírico é maior do que a faixa provável baseada em processos. Apesar do êxito da calibração e avaliação dos modelos semi-empíricos contra o 20º recorde do nível do mar observado século, não há consenso na comunidade científica sobre a sua confiabilidade e, consequentemente, baixa confiança em projeções com base nelas (Figura 11, 12, Tabela 02). É praticamente certo que o NM médio global continuará além de 2100, com a subida do NM devido à expansão térmica para continuar por muitos séculos. A quantidade de longo prazo, aumento do NM depende de futuras emissões. Os poucos modelos baseados em processos disponíveis, que vão além de 2100 indicam aumento global do NM acima do nível pré-industrial a ser inferior a 1 m por 2.3000 para as concentrações de gases de efeito estufa que o pico e o declínio e permanecer abaixo de 500 ppm CO2-eq, como em RCP2.6 cenário. Para uma força radiativa que corresponde a acima de 700 ppm de CO2-eq mas abaixo de 1500 ppm, tal como no RCP8.5 cenário, o aumento previsto é de 1 m para mais de 3 m (Figura 12, Tabelas 03, 04, 05, 06).

Figura 12 - Parcelas de séries temporais em projeções do modelo de contribuição do NM de geleiras globais (em mm), incluindo geleiras periféricas em torno da camada de gelo da Groenlândia, mas excluindo as geleiras ao

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redor do manto de gelo da Antártida. Projeções são agrupadas forçando cenário como indicado nas parcelas. Os resultados são plotados em um intervalo de 2011 a 2099. As cores do tempo comum correspondem às análises de determinado modelo: vermelho = Marzeion et al. (2012a); azul = Slangen e Van de Wal (2011); verde = Radić et al. (2013); preto = Giesen e Oerlemans (2013). Projeções Individuais do Athmosphere-Ocean Global Circulation Model (AOGCM) são plotadas para cada análise, por isso os intervalos das curvas em 2099 são diferentes daqueles listados na Tabela 2, onde 5-95 % de limites de confiança são mostrados. No painel são mostrados resultados para RCP6.0 e forcando A1B, Geisen e Oerlemans (linhas pretas)(In: IPCC, 2013). Tabela 03 - Aumento do NM Médio global (GMSL)(em m) projetado por modelos semi-empíricos e comparados com as projeções do IPCC AR4 e AR5. Em cada caso, os resultados têm uma distribuição de probabilidade cuja 5, 50 e 95 percentis e são mostrados nas colunas como indicado. A gama de modelos baseados em processos AR5 5 a 95 % é interpretada como uma faixa provável (confiança média) (Seção 13.5.1)(In IPCC, 2013). notas: a - Extrapolado a 2100, utilizando as taxas projetadas de elevação do NM para 2090-2099 na Tabela 10.7 do Meehl et al. (2007); b - Incluindo descarga do manto de gelo escalado-up apresentados na Tabela 10.7 do Meehl et al. (2007) e extrapolado a 2100 como uma ilustração da possível magnitude deste efeito; c - Incerteza não intervalo dado; d - O valor médio ea faixa são mostrados para projeções do modelo semi-empíricos baseados em resultados de 11 GCMs.

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Tabela 04 - Mediana e modelo de propagação da expansão térmica da CMIP5 modelos climáticos abrangente. RCP2.6 pertence a cenários de baixa, como mostrado na Figura e Tabela 13,13 13,8; RCP4.5 é um "cenário médio" e RCP8.5 um "cenário alto". O modelo de propagação na Tabela 13.8 inclui o modelo CMIP5 propagação para todos os cenários. Contribuições do NM são fornecidos em m (IPCC, 2013).

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Tabela 05 - Há pouca confiança na capacidade dos modelos ice-sheet para projetar uma rápida mudança dinâmica na camada de gelo da Antártida, o que pode resultar em uma subestimação sistemática das contribuições do manto de gelo. A unidade de todas as contribuições do NM é m (IPCC, 2013).

notas: a - um valor baseia-se apenas uma simulação; b - Devido à falta de simulações disponíveis no mesmo intervalo utilizado como para o ano de 2.300. mar média global; A elevação do GMSLR é projetada para ser de 28-0,98 m em 2100 (Tabela 5-2), embora com variações regionais e fatores locais do NM locais aumento pode ser maior do que o projetado para o GMSLR

É muito provável que o MN médio global cresceu a uma taxa média de 1,7(1,5-1,9) mm ano-1, entre 1900 e 2010 e em uma taxa de 3,2 (2,8 a 3.6) mm ano-1 entre 1993-2010 (WGIAR5). A expansão térmica e derretimento de geleiras têm sido os maiores contribuintes, representando mais de 80 % do NM Médio Global sobre o segundo período (WGIAR5. Taxas futuras doNM Médio Global durante o Século XXI são projetadas para exceder a taxa observada para o período 1971-2010 de 2,0 (1,7-2,3) mm ano-1. Para todos os cenários RCP (WGIAR5 Tabela 13.1)

Segundo IPCC (2013), o Programa Delta mostra que o aumento do NM vai continuar a subir para além do Século XXI. Projeções de NM Médio Global (NMMG) até 2500 estão mostradas na Tabela 5 (IPCC, 2013). De acordo com o mesmo autor, o aumento do NM não será uniforme no espaço e no tempo e causas antropogênicas da subida do NM incluem acomodoção de sedimentos de cargas de construção, redução de remoção de sedimentos para a costa, e extração dos recursos naturais do subsolo, como gás, petróleo e água subterrânea, e recentemento nos subfundos oceânicos (PréSal, recursos minerais, etc.).

Taxas de subsidência também podem ser sensíveis às taxas de petróleo e gás (Kolker et al., 2011, In IPCC, 2013). Syvitski et al. (2009) estimam que a maioria dos maiores deltas ao redor das ZC´s do mundo estão atualmente cedendo a taxas que são consideravelmente maiores do que as atuais taxas de aumento do NM por causa da ausência (¨fome¨) de sedimentos devido à construção de barragens. Muitas grandes cidades em deltas e planícies costeiras ter diminuído durante os últimos 100 anos: ~ 4,4 m, no leste de

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Tóquio, a 3 m no delta do Pó, ~ 2,6 m em Xangai, e ~ 1,6 m em Bangkok (Syvitski et al., 2009; Teatini et al., 2011). Cargas de edifícios enormes e outros grandes estruturas podem também aumentar a compactação do sedimento e subsidência (Mazzotti et al., 2009). A ilha de Marajó e as demais ilhas ao redor pertencem ao delta da foz do rio Amazonas, entretanto, os centros urbanos são ainda poucos desenvolvidos, em compração com outras regiões do Brasil e do mundo. Table 6 - Projeções da Subida do NM (em m), relativas ao período de 1986-2005, são baseadas na expansão térmica dos oceanos calculada a partir de modelos climáticos, de contribuições de geleiras, da Groenlândia e da Antártida, usando projeções de t° em modelo climático, devido a processos dinâmicos, ea contribuição terrestre ao NM, estimada a partir de estudos disponíveis. Para o NM até 2.100, os valores centrais são na faixa de 5-95 %. Para as projeções de 2.200 em diante, o modelo se espalhou devido ao pequeno número de projeções de modelos disponíveis e o cenário de alto, incluindo projeções baseadas em RCP6.0 e RCP8.5. Fonte: WGI AR5 Resumo para formuladores de políticas e Seções 12.4.1, 13.5.1 e 3.5.4. Áreas vulneráveis às inundações poderiam aumentar em 50 % para 33 deltas ao redor do mundo sob a elevação do NM, projetada para 2100 pelo IPCC AR4 (Syvitski et al., 2009, In: IPCC, 2013).

4.1.Cartografia na Amazônia Brasileira

Segundo informações da Diretoria de Serviços Geográficos (DSG), a Amazônia Legal possui uma área total de 5,2 milhões de km2, dos quais cerca de 1,8 milhões de km2 não possuem, até hoje, informações cartográficas terrestres adequadas, sendo conhecida como região do “vazio cartográfico”. Todos os documentos cartográficos disponíveis da Amazônia Legal não representam as feições plani-altimétricas no nível do solo, e sim no nível da copa das árvores, em virtude da inexistência de tecnologia de aerolevantamento viável para extensas regiões de floresta tropical densa, no final da década de 70 e no início dos anos 80, período que foi executado o aludido mapeamento.

Neste contexto, a região Amazônica sempre foi um grande desafio para a Cartografia Brasileira, devido aos seguintes fatores: a grande extensão territorial, as incipientes condições de acessibilidade terrestre, a densa camada de floresta tropical que cobre a região, a presença constante de nuvens (zona de passagem da Zona de Convergência Intertropical, Brisas terrestres, oceânicas, outros sistemas) e pelas condições climáticas adversas que dificultam e, por vezes, impedem as operações no terreno e os tradicionais métodos de recobrimentos aerofotogramétricos, bem como o imageamento por

http://www.dsg.eb.mil.br/prjram/Vazio_Cartografico/VazioCartografico.htm

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satélites ópticos. Devido a estes motivos, bem como à inviabilidade técnico-econômica das operações cartográficas, usando os recursos tecnológicos disponíveis até recentemente, o mapeamento da região encontra-se constituído da seguinte forma: Cartas Preliminares (planimétricas) e Cartas-Imagem, na escala de 1:250.000, baseadas em imagens do satélite óptico LANDSAT (EUA) ou do antigo Projeto RADAM (RADar na Amazônia), este da década de 70, complementadas por algumas informações obtidas diretamente no terreno, nas áreas do “vazio cartográfico”, e Cartas Topográficas (plani-altimétricas) incipientes e desatualizadas, na escala de 1: 100.000 (Figura 13), contendo a representação das feições do terreno, em áreas de floresta densa, apenas no nível da copa das árvores e não no nível do solo, como seria desejável.

Figura 13 – Área de vazio cartográfico na escala 1:100.000 na região da Amazônia Legal. Fonte: DSG/IBGE<http://www.dsg.eb.mil.br/prjram/Texto_Radiog.htm>

Além dos vazios cartográficos, outro problema identificado é a desatualização das cartas e a adoção de bases geodésicas antigas as quais são incompatíveis com as referencias atuais. Atualmente vem sendo colocado em pratica um novo projeto de mapeamento da Amazônia, para cobrir as áreas que não possuem levantamentos cartográficos. O novo projeto conta com a utilização de radares mais modernos para superar a dificuldade relacionada à constante presença de nuvens na região. O emprego de Radares de Abertura Sintética (SAR), orbitais ou aerotransportados tem vantagens em relação aos sensores ópticos: independência do sol como fonte de iluminação dos alvos e a capacidade de ultrapassar as nuvens permitindo assim, sob condições atmosféricas desfavoráveis, o imageamento e a obtenção da topografia do terreno, por intermédio do emprego da técnica da interferometria SAR, para a geração de Modelos Digitais da Superfície (MDS), no nível da copa das

http://www.dsg.eb.mil.br/prjram/Cartas_Existentes/Cartas_Existentes_Vazio.htm

http://www.dsg.eb.mil.br/prjram/Cartas_Existentes/Cartas_Existentes_Vazio.htm

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árvores, ou de Modelos Digitais do Terreno (MDT) no nível do solo. A área mapeada tem como finalidade de obtenção de arquivos digitais, nas escalas 1: 50.000 e 1: 100.000 (Figura 14).

Figura 14 – Áreas de floresta e não-floresta para o vazio cartográfico na escala de 1:100.000 na região da Amazônia Legal. Fonte: DSG<http://www.dsg.eb.mil.br/prjram/Texto_Radiog.htm>

No entanto o projeto para nova cartografia na Amazônia denominado Radiografia da Amazônia, ainda não foi concretizado, por isso, os dados cartográficos oficiais disponíveis possuem uma defasagem temporal muito significativa de aproximadamente 30 anos. Quando esses dados são trabalhados em uma escala maior que 1:100.000, os dados cartográficos precisam ser ajustados. Para fazer esse ajuste são usadas imagens ópticas (imagens de satélite) ou de radar (Tabela 07).

Tabela 07 - Os diversos satélites e a resolução espacial e temporal.

Satélites Lançamento Disponível até

Resolução espacial (m)

Resolução Temporal

Faixa Imaginada

TERRASAR-X

Junho de 2007

Atualmente disponível

0,25 m, 1,0 m, 3,0 m, 18,5 m, 40,0 m de acordo com o modo de operação.

3 dias _

ERS 1 E 2 Julho de 1991

Setembro de 2008

25 m 35 a 176 dias

100 km

ALOS PALSAR

Janeiro de 2006

Maio de 2011 24 m _ _

Radarsat-1 E 2

Novembro de 1995

Março de 2013

30 M 821 KM

Fonte: EngeSat/INPE 2014

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Algumas imagens são ofertadas gratuitamente pelo Instituto de pesquisas Espaciais INPE), outras imagens devem ser adquiridas em empresas especializadas ou representantes. A diferença entre essas imagens está na resolução, pois as imagens comercializadas possuem alta resolução (Tabela 08).

Tabela 08 - Lista de satélites, com a resolução espacial e temporal.

Fonte: EngSat/INPE – 2014.

Satélites Lançamento Disponível até Resolução

espacial (m)

Sensores Área

imageada (km)

Resolução Temporal

Qualidade

Landsat 1 julho de 1972 Janeiro de1978 80 m MSS e RBV 185 km 18 dias Baixa

resolução

Landsat 2 Janeiro de1975 Janeiro de1982 80 m MSS e RBV 185 km 18 dias Baixa

resolução

Landsat 3 Março de 1978 Março de 1983 80 m MSS e RBV 185 km 18 dias Baixa

resolução

Landsat 5 julho 1982 janeiro de 2013 30 m TM 185 km. 16 dias Baixa

resolução

landsat 7 abril de 1999 Maio de 2003 30 m ETM 185 km. 16 dias Baixa

resolução

landsat 8 fevereiro de

2013 Atualmente em

operação 30 m OLI 185 km. 16 dias

Media resolução

CBERS2 e CBERS2-B

_ _ 20 m CCD - (Couple

Charged Device) 113 km 26 dias

Baixa resolução

CBERS2 _ _ 80 m

IRMSS - (InfraRed

MultiSpectral Scanner)

120 km 26 dias Baixa

resolução

CBERS2 e CBERS2-B

_ _ 260 m WFI - (Wide Field

Imager) 890 km 3 - 5 dias

Baixa resolução

CBERS2-B _ _ 2.7 m HRC - (HRC -

High Resolution Camera)

27 km 130 dias Baixa

resolução

IRS-1C; IRS-1D e RESOURCESAT-

1 _ _ 23,5 m LISS-III 141 km 24 dias

Media resolução

IRS-1C; IRS-1D e IRS-P3

_ _ 189 m WiFS 810 km 5 dias Baixa

resolução

SPOT 1, 2 e 3

Fevereiro de 1986, Janeiro

de1990 e Setembro de1993.

_ 20 m HRV 120km 26 dias Baixa

resolução

Spot 4 Março 1988 _ 10 m HRV 120km 26 dias Media

resolução

Spot 5 Maio de 2002 _ 10 m HRV 120 km 26 dias Media

resolução

UK DMC-2 Setembro de

2003 Atualmente em

operação 32 m DMC-2 650 km 3 dias

Baixa resolução

ASTER Dezembro de

1999 Atualmente em

operação 15

m/30m/90m VNIR/SWIR/TIR 60 km 16 dias

Baixa resolução

TH 1 Agosto de 2010 Atualmente em

operação 10 m _ 60 km 5 dias

Media resolução

ALOS AVNIR Janeiro de 2006 Maio de 2011 10 m _ 70 km 46 dias Media

resolução

FORMOSAT 2 Maio 2004 Atualmente em

operação 8 m _ 24 km 1 dia

Media resolução

DEIMOS-1 Julho de 2009 Atualmente em


Media resolução

spot 6 e 7 Setembro de

2012 Atualmente em

operação 6 m _ 60 km 1 dia

Alta resolução

40

ALOS PRISM Janeiro de 2006 Maio de 2011 2.5m _ 35km 46 dias Alta

resolução

KOMPSAT 2 Julho de 2006 Atualmente em

operação 4m _ 15 km 41 dias

Alta resolução

KOMPSAT 3 Maio de 2012 Atualmente em

operação 2.8 m _ 15 km 41 dias

alta resolução

RAPID EYE Agosto de 2008 Atualmente em

operação 5 m _ _ 5 dias

Alta resolução

QUICK BIRD Outubro de

2001 Atualmente em

operação 0.6 m _ 16,8 km 6 dias

Alta resolução

IKONOS Setembro de

1999 Atualmente em

operação 1 m _ 11.3 km 3 dias

Alta resolução

WORLD VIEW 2 Outubro de

2009 Atualmente em


Alta resolução

GEOEYE Setembro de

2008 Atualmente em


Alta resolução

PLEIADES 1A E 1B

Dezembro de 2012

Atualmente em operação

0.5 m _ 20 km 1 dia alta

resolução

A partir da análise da resolução espacial (em m), pode-se observar

assim que poucas imagens de satélites poderiam ser utilizadas para analisar e/ou representar os cenários estimados pelo IPCC (2013). Destes se pode citar: CBERS2-B (2,7 m), ALOS PRISM (2,5 m), KOMPSAT 3 (2,8 m), QUICK BIRD (o,6 m), IKONOS (1 m), WORLD VIEW 2 (2 m), GEOEYE (2 m), PLEIADES 1A E 1B (0,5 m).

Para os levantamentos de dados altimétricos para a Amazônia, as curvas de nível são linhas que ligam pontos na superfície do terreno, que tenham a mesma cota, ou seja, a mesma altitude, sendo esta uma forma de representação gráfica de extrema importância. As curvas de nível são representadas em uma planta abrangendo uma área, o que nos permite uma visão imaginária geral da sinuosidade do terreno.

Segundo Druzina (2007), entre as técnicas de aquisição de dados altimétricos disponíveis pode-se citar: a topografia, a fotogrametria, o sensoriamento remoto e a interferometria de radar. A metodologia utilizada na geração de um Modelo Digital de Elevação, mesmo que acompanhada com rigorosa atenção pelo usuário, pode apresentar alguns problemas difíceis de serem quantificados, como por exemplo: a presença de nuvens e sombras em imagens de sensores orbitais passivos, a generalização de curvas de nível em regiões com relevo íngreme e o tamanho da amostra de pontos necessária para a geração de um modelo mais próximo da realidade. Nenhuma técnica existente até hoje está isenta de erros e a pretensão de se chegar ao verdadeiro valor de uma grandeza medida é contrariada quando considerar a influência de condições ambientais adequadas, a falibilidade humana e a imperfeição no equipamento.

Devido à grande complexidade dos métodos empregados e a outros problemas de ordem técnico-financeira, grande parte das cartas plani-altimétricas está desatualizada, fato que compromete a utilização das mesmas. Atualmente, as informações topográficas são largamente extraídas a partir de modelos digitais de elevação, como por exemplo, as imagens do Shuttle Radar Topography Mission (SRTM).

Os intervalos mais usados entre as curvas, guarda a sequencia 1, 2 e 5, ou seja, intervalos de 1 m, 2 m, 5 m, 10 m, 20 m, 50 m, 100 m, 200 m, 500 m. Além destes intervalos pode ter, de forma esporádica, intervalos com valores de 2,5 m, 25 m e 250 m, 0,5 m ou 0,2 m. O intervalo escolhido depende

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basicamente de dois fatores, a escala da planta (≤ 1: 1.000 → intervalo de 1m. ≤ 1: 2.000 → intervalo de 2m; etc) e a declividade ou sinuosidade do terreno. 4.2.Aplicação dos Cenários na ilha do Marajó

A análise da subida do NM na linha de costa exige a existência de documentos cartográficos adaptados ao valor real desta subida. Entretanto os documentos cartográficos na Amazônia Brasileira não estão adaptados para esta realidade e/ou para o estudos deste fenômenos do NM. Isto, já constitue a primeira grande difficuldade, pois é muito difícil identificar os terrenos compreendidos entre o NM atual e os valores das possíveis subdidas do NM apontadas nos cenários do IPCC (2013). Ainda no Brasil, em função da ausência de séries históricas de maré na ZC brasileira e em particular na ZC amazônica, os cenários ¨brasileiros¨ não existem ainda.

Em função disso, estamos recorrendo a nossa expertise de geologia marinha e costeira para identificar a dinâmica atual das ZC´s e do oceano, para colocar uma cartografia, levando em conta todos os fenômenos, incluindo os ventos, eventos extremos, inundações, etc..

Segundo Dário (2012), o manguezal ocorre em planícies costeiras igualmente nas ilhas e na parte continental (a exemplo de Rhizophora mangle L./mangueiro, Avicennia germinans (L.) Stearn/siriuba, Laguncularia racemosa (L.) Gaertn. f./tinteiro e Conocarpus erectus L./mangue-bolota).

Tais espécies são comuns ao longo de todo o litoral paraense, conforme vários estudos: Crispim, em Marudá, e ilha de Algodoal, em Maracanã (Bastos & Lobato, 1996), Curuçá (Ferreira et al., 1992; Almeida, 1996), península de Ajuruteua, em Bragança (Menezes et al., 2003; Matni et al., 2006; Seixas et al., 2006; Abreu et al., 2006), ilha de Canela (Amaral et al., 2001).

Rhizophora mangle L. (mangueiro), Avicennia germinans (L.) Stearn (siriuba), e Laguncularia racemosa (L.) Gaertn. f. (tinteiro) dominam o interior do mangue, enquanto Conocarpus erectus (mangue-bolota) é geralmente encontrada mais no contato com a terra firme, como ocorre nos bosques das ilhas de Ipomonga, Romana e Mutucal.

Os manguezais caracterizam-se pelo sedimento lamacento e salino, inundado diariamente pela maré. Sobre esse sedimento formam-se bosques de árvores que apresentam adaptações para sobreviver à salinidade e à inundação (Menezes et al., 2008). Os manguezais ocupam no Pará uma área de 2.176,78 km2 numa faixa quase contínua de 300 km de extensão (Souza-Filho, 2005).

Almeida (1996) sugere uma relação de padrões de densidade de indivíduos e de riqueza de espécies vinculadas a teores de nutrientes e de salinidade do ambiente aos mangues do Pará. Segundo o estudo, quanto mais próximo do estuário, menor o ¨estress¨ salino, maior a disponibilidade de nutrientes via descarga do rio Pará e, portanto maior a possibilidade de colonização vegetal.

Nos entornos da ilha do Marajó, a figura 15 indica a existência de 652.544,00 ha de florestas de manguezal (em referência ao ano de 1985). Estas áreas ocupam as áreas relativamente baixas, e estão sujeitas às incursões diárias da macromaré (3.5 m). O manguezal hoje representa um bioindicador excelente para avaliar o estado e a saúde das ZC´s. Trabalhos de

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campo já identificaram também o recuo desta floresta (Figura 16). Em geral, os troncos de mangue são utilizados com currais de pesca também (Figura 17).

Figura 15 – Disposição e ocorrência do manguezal nos entornos da ilha de Marajó (margens Leste e Norte).

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Figura 16 – Fotografias mostrando restos do manguezal na planície arenosa atual de Soure (margem Leste)(Foto El-Robrini Maâmar, maio de 2013).

Figura 17 - Curral construido com troncos da siriúba na planície costeira de Soure (Foto El-Robrini Maâmar, maio de 2013). Os pescadores destas regiões utilizam, comumente, a siriúba e o próprio mangueiro para a construção de currais de pesca.

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As praias arenosas representam um bom geoindicador das mudanças climáticas e/ou das variações do NM, pois este prisma arenoso pode sofre qualquer alteração produzida, podendo migrar nas diversões direções e/ou desaparecer. Tanto os manguezais como as praias são ótimas barreiras naturais a subidsa do NM. As praias são ambientes muito dinâmicos e sensíveis, que expressam múltiplas funções, entre elas, proteção costeira para ecossistemas adjacentes (Souza et al., 2005). Segundo Komar (1976) a praia é uma acumulação de sedimento inconsolidado (areia ou cascalho) que se estende do limite médio de maré baixa até alguma mudança fisiográfica como um rochedo, campo de dunas ou uma vegetação permanente. Segundo King (1973), a praia é um ambiente sedimentar costeiro, de composição variada, formado mais comumente por areia e condicionado pela interação dos sistemas de ondas incidentes sobre a costa. Para Muehe (2001) a praia de modo semelhante, porém acrescenta os efeitos das marés ao condicionamento da praia. Segundo o mesmo autor, as praias são depósitos de sedimentos, mais comumente arenosos, acumulados por ondas que, por apresentar mobilidade, se ajustam às condições de ondas e marés. Segundo Short (1999), as praias ocorrem em todas as latitudes, climas, amplitudes de marés e tipos de costas. Este amplifica o conceito de praia quando define que a extensão e características das praias arenosas são dependentes da variação de maré, altura de onda, período de onda, tamanho do grão e forma da praia.

No NE do Pará, as praias são dominadas pelo regime de meso-macromarés semidiurnas que induz a formação das correntes de marés e exerce um importante papel na circulação local, influenciando fortemente o transporte sedimentar litorâneo (Souza Filho & Paradella 2003). As praias estuarinas nos entornos da ilha do Marajó enquadram-se no setor de Costa Atlântica do Salgado Paraense (MMA 1996). As praias estuarinas representam uma linha na margem norte de 125.82 km e 79.58 km na margem Leste (para o levantamento de 1984)(Figura 18). Estas praias estão sujeitas a recuo e/ou migração nestes setores, em função da subida do NM (pesquisa sobre o estado morfodinâmico atual das praias das margens Leste e Norte da ilha do Marajó, em andamento).

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Figura 18 – Localização das praias estuarinas nos entornos da ilha do Marajó (margens Leste e Norte).

De acordo com a Tabela 06 para as projeções nos próximos anos, vários possíveis cenários foram apontados, com fonte o IPCC (2013):

- 2046-2065 - 0,24 (0,17 - 0, 32/Baixo), 0,26 (0,19 - 0,33/Médio baixo), 0,25 (0,18 - 0,32/Médio alto), 0,29 (0,22 - 0,38/Médio alto); - 2100 - 0,44 (0,28 - 0,61/Baixo), 0,53 (0,36 - 0,71/Médio baixo), 0,55 (0,38 - 0,73/Médio Alto), 0,74 (0,52 - 0,98/Alto); - 2200 - (0,35 - 0,72/Baixo), (0,26-1,09/Médio), 0,58 (0,58-2,03/Alto); - 2300 - (0,41-0,85/Baixo), (0,27-1,15/Médio), (0,92-3,52/Alto); - 2500 – (0,51 - 1,02/Baixo), (0,18 - 2,32/Médio), (1,51 - 6,63/Alto).

Diante das dificuldades apontadas no 3.1., serão realizadas análises de

simulação experimental (?) com base em mapas, cujas cotas altimétricas foram identificadas, com 1 m, 3 m, 5 m e 7 m, tendo esta cota esta se aproximando do cenário da subido do NM do ano de 2500 (1.51 – 6,63/Alto) apontada pelo IPCC (2013).

A Figura 19 aponta a cota altimétrica de 1 m (em vermelho) nos entornos

da ilha de Marajó que ocupa uma superfície de 964.010 m², representando uma taxa de 0,2403 % em relação a superfície da ilha de Marajó. Esta cota aponta as áreas rebaixadas, como as praias, margens de canais estuarinos, zonas de inframaré, etc. Nesse caso, esta cota poderá (?) ser afetada pelos cenários da subida do NM de 2046-2065 (máximo de 0,38/Alto), 2100 (0,98/Alto), 2200

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(1,09/Médio), 2300 (0,85/Baixo) e 2500 (1,02/Baixo), de acordo com a Tabela 09 do IPCC (2013).

Figura 19 – Mapa indicando as cotas de 1 m de altura.

A cota altimétrica de 3 m (em vermelho) nos entornos da ilha de Marajó que ocupa uma superfície de 12.340,93 km², representa uma taxa de 30,7753 % em relação a superfície da ilha de Marajó. Esta cota aponta as áreas rebaixadas, como as planícies arenosas (praias, dunas, paleo-dunas), estuários, manguezais, pântanos, etc. (Figura 20). Nesse caso, esta cota poderá (?) ser afetada pelos cenários da subida do NM de 2200 (2,03/Alto), parcialmente em 2300 (3,59/Alto), e 2500 (2,32/Médio) de acordo com a Tabela 09 do IPCC (2013).

A cota altimétrica de 5 m (em vermelho) nos entornos da ilha de Marajó que ocupa uma superfície de 9.753,78 km², representa uma taxa de 24,3236 % em relação a superfície da ilha de Marajó (Figura 20, Tabela 09). Esta cota aponta já as áreas situadas mais na parte interna das planícies costeiras, partes das falésias, estuários, paleo-canais e parte da região dos Campos.

A cota altimétrica de 7 m (em vermelho) nos entornos da ilha de Marajó que ocupa uma superfície de 6.982,68 km², representa uma taxa de 17,4131 % em relação a superfície da ilha de Marajó (Figura 20). Esta cota aponta já as áreas situadas mais na parte interna das planícies costeiras, falésias, estuários, paleo-canais e parte da região dos Campos.

Nesse caso, esta cota poderá (?) ser afetada pelo cenário da subida do NM de 2500 (6,63/Alto), de acordo com a Tabela 09 do IPCC (2013). Em geral, as cotas que poderão ser afetadas (?), neste caso de acordo com o IPCC (2013):

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- 2100 - 1 m (96,4 km2/0,4527) pode representar 0,2403 % do total da superfície da ilha do Marajó (Figura 20, Tabela 09); - 2200/2300/2500 - 3 m (12.340,93 km2/30,7753 %) pode representar 30,7753 % do total da superfície da ilha do Marajó; - 2500 - 5 m (9.753,78 km2/24,3236 %) pode representar 24,3236 % do total da superfície da ilha do Marajó.

3 m = 12.340,93 km² 5 m = 9.753,78 km² 7 m = 6.982,68 km² 10 m= 4.639,42 km²

3m= 2.193,56 km²

5 m = 1.578,98 km²

7 m = 794,04 km²

10 m = 375,34 km²

3 m= 356,87 km² 5 m = 568,35 km² 7 m = 213,64km² 7 m = 143,89 km²

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3 m = 6.543,77 km² 5 m = 5.743,58 km² 7 m= 2.531,21 km² 10m = 589,63 km²

3 m = 452,34km²

5 m = 134,12km²

7 m = 102,37km²

10 m = 87,91km²

Figura 20 - Cenários para as cotas de 3 m, 5 m, 7 m e 10 m na ilha do Marajó. Tabela 09 – Cotas altimétricas e taxas respectivas em relação à superfície total da ilha de Marajó.

Cotas Área(km2) Taxa (%)

0 181,55 0,4527

1 96,4 0,2403

3 12.340,93 30,7753

5 9753,78 24,3236

7 6982,68 17,4131

10 4.639,42 11,5696

Superfície Total da ilha do Marajó

40.100 ----------

As ZC´s em geral não reagem todas da mesma forma face a subida do

NM, em função das suas diversidades geomorfológias, arranjos estratigráficos e naturezas litológicas, assim podem ser feitas as seguintes considerações: -As planícies arenosas (praias, dunas, etc.) – não serão condenadas a desaparecer para sempre. Estas poderão migrar em direção às partes internas da ilha do Marajó, caso nã há algum obstáculo (por exemplo, falésias, floresta de manguezal, muro de arrimo, casas, etc..). Caso a migração fica

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impossibilitada, os processos erosivos poderão reduzir as planícies e eventualmente desaparecer ( ?). -As falaises são em regra geral feições erosivas e continuarão em recuar a uma velocidade de acordo com a intensidade da subida do NM. -Os pântanos salinos poderão se transformar em zonas húmidas, talvez lagos e/ou baias na medida da subida do NM. O produto III abordou toda a dinâmica das margens Leste e Norte da ilha do Marajó. 5.LEVANTAMENTO DE ÁREAS MAIS VULNERÁVEIS ÁS INUNDAÇÕES DAS ÁGUAS ESTUARINAS E AVANÇO DO OCEANO

A figura 21 mostra o formato do contato da planície costeira ou planalto costeiro com a baía do Marajó (Margem Leste) e o Canal Sul do Rio Amazonas (Margem Norte) e indica a proximidade do canal com estas margens. Esta situação pode favorecer o recuo do canal tendo em vista a dinâmica (Alta) dos fundos estuarinos (El-Robrini, 1992).

Figura 21 - Mapa mostrando linhas altimétricas nos entornos da ilha de Marajó.

A figura 22 aponta as possíveis consequências, para a LC dos entornos da ilha do Marajó face à subida do NM, como resultado das mudanças climáticas. Em primeira análise, é possível notar que os entornos (Margens Norte e Leste) da ilha do Marajó apresentam-se como as mais vulneráveis às

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alterações na LC, com destaque para o município de Chaves (Norte) e os municípios de Soure, Salvaterra, Cachoeira do Arari, Muaná, São Sebastião da Boa Vista, Ponta de Pedras e Curralinho (Leste). Em geral, as áreas mais afetadas nestes municípios são aqueles ligados aos estuários, canais de maré, baixios, planícies arenosas (praias estuarinas). Uma análise estatística nos levou a fazer a seguinte avaliação com base no índice de vulnerabilidade ambiental (Figuras 22, 23, 24, 25, 26): Estável = 49.902,60 Ha / 33,80 %, Moderadamente Estável = 38.757,90 Há / 26,25 %, Moderadamente Vulnerável = 32.283,60 Há / 21,86 %, Vulnerável = 5.080.50 Há/ 3,44 % entretanto, os trechos Muito Vulneráveis ocupam uma área de 21.630 Há e representando 14,65 % de toda a ilha do Marajó.

Figura 22 – Mapa de vulnerabilidade das margens da ilha do Marajó.

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Figura 23– Mapa de vulnerabilidade das margens do município de Afuá (ilha do Marajó).

Figura 24 – Mapa de vulnerabilidade das margens do município de Chaves (ilha do Marajó).

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Figura 25 – Mapa de vulnerabilidade das margens do município de Salvaterra (ilha do Marajó).

Figura 26 – Mapa de vulnerabilidade das margens do município de Soure (ilha do Marajó).

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6.EVENTOS EXTREMOS 6.1.Evento climático extremo

A visão geral de anomalias climáticas significativas durante os últimos anos (por exemplo, 2006) mostra tipos de eventos muito variados em todas as partes da terra: secas, inundações, ondas de calor, tempestades, vagas de frio e de calor, chuva forte, neve. Estes eventos ocorrem em diferentes escalas espaciais e temporais. Tempestades e tornados, por exemplo, ocorrem em escala de tempo curto (da ordem do dia). A escala sinótica por um período de alguns dias é tipicamente associada com sistemas de alta ou baixa pressão, que trazem geralmente condições meteorológicas (seco e frio e quente) ou instáveis (molhadas e ventosas).

Além da escala sinótica, têm-se as anomalias climáticas como verões secos e quentes e invernos tempestuosos e chuvosos. Eventos climáticos também são diferenciados por sua escala espacial, fenômeno local tão extensa como tornado e seca. No entanto, não é possível dar uma definição universal de eventos climáticos extremos. Beniston e Stephenson (2004) propõem 3 definições de fenômenos climáticos extremos, com base em conceitos diferentes.

Beniston e Stephenson (2004) propõem 3 definições climáticos extremos, com base em conceitos diferentes. A definição pode ser baseada sobre raridade de um fenômeno climático (27).

Figura 27 – Anomalias climáticas observadas mais significativas durante 2006. Fonte: www.ncdc.noaa.gov/oa/climate/research/2006/ann/ann06.html.

Deve-se considerar a sua frequência de ocorrência.

- Ela pode também esta baseada sobre intensidade de um fenômeno; o que implica na ultrapassagem de um limite por variabilidades climáticas associadas a um fenômeno. - Introduzir a noção de impacto e considerar os impactos socioeconômicos causados por um fenômeno. Segundo IPCC (2007): «Um fenômeno climático extreme é um fenômeno que é raro no seu quadro da sua distribuição de referência estatística em um local

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específico. As definições de «raro» variam, mais um fenômeno climático extreme seria normalmente também raro ou mais raro que o 10e ou 90e». Esta definição permite de considerar duas características importantes das extremas: a frequência e a intensidade dos eventos extremos, pode vir a ser mais frequentes e/ou mais tensos ? Alexandersson et al. (2000), Groisman et al. (2005), Webster et al. (2005), Alexander et al. (2006) e Piveta (2013) mostram que a evolução do clima durante os últimos 50 anos marcado por um aquecimento excepcional, foi acompanhado por mudanças em diferentes tipos de fenômenos extremos. Nas grandes regiões do país, sem exceção, será de 3º a 6 ºC mais elevada em 2100 do que no final do século XX, a depender do padrão futuro de emissões de gases de efeito estufa. As projeções indicam que a temperatura média em todas as grandes regiões do país, sem exceção, será de 3º a 6º C mais elevada em 2100 do que no final do século XX, a depender do padrão futuro de emissões de gases de efeito estufa.

Evento extremo é toda e qualquer situação que foge da normalidade, que pode por sua vez trazer mudanças e consequências desastrosas, e ocorrem de muitas formas como enchentes, secas prolongadas, ondas de calor, tufões e tornados. Em termos meteorológicos ou climatológicos, grandes desvios de um estado climático moderado (referido como “eventos extremos”) ocorrem em escalas que podem variar desde dias até milênios. Mais importantes para as atividades humanas, entretanto, talvez sejam os eventos extremos em curto prazo (relacionados à meteorologia) e em médio prazo (relacionados ao clima), devido ao seu potencial de impactos significativos. Marengo et al. (2007). Os eventos climáticos extremos assumem importância significativa no cotidiano das sociedades, quer seja por sua frequência e intensidade de ocorrência, quer seja pela vulnerabilidade socioambiental.

Segundo Salati (2001), o atual equilíbrio dinâmico da atmosfera amazônica está sujeito a forças de transformação que levam às variações climáticas e podem ser estudadas sob três diferentes aspectos: 6.2.Variações climáticas na região podem ser devidas às variações climáticas globais, decorrentes de causas naturais

Essas mudanças estão relacionadas com variação da intensidade solar, variações da inclinação do eixo de rotação da Terra, variações da excentricidade da órbita terrestre, variações das atividades vulcânicas e variações da composição química da atmosfera, entre outras. Existem registros bem documentados sobre as oscilações climáticas na Amazônia ocorridas durante as glaciações e também de variações mais recentes da temperatura local. Os efeitos do El Niño, que é um fenômeno natural, podem estar incluídos dentro dessa categoria. 6.3.Mudanças climáticas de origem antrópicas, decorrentes de alterações do uso da terra dentro da própria região amazônica

Tais alterações estão ligadas diretamente ao desmatamento de sistemas florestais para transformação em sistemas agrícolas e/ou pastagem, o que implica em transferência de carbono (na forma de dióxido de carbono) da biosfera para a atmosfera, contribuindo para o aquecimento global, o qual por

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sua vez acaba atuando sobre a região amazônica. Evidências de estudos observacionais e estudos de modelagem (como por exemplo: Nobre et al., 1991; Betts et al., 1997, 2000; Chase et al., 2000; Zhao et al., 2001) demonstraram que mudanças na cobertura superficial podem ter um impacto significativo no clima regional e global. 6.4.Variações climáticas decorrentes das mudanças climáticas globais provocadas por ações antrópicas

Se as tendências de crescimento das emissões se mantiverem, os modelos climáticos indicam que poderá ocorrer aquecimento até acima de 6 ºC em algumas regiões do globo até o final do século XXI. É provável que a temperatura média global durante o século XXI aumente entre 2,0 ºC a 4,5 ºC, com uma melhor estimativa de cerca de 3,0 ºC, e é muito improvável que seja inferior a 1,5 ºC. Valores substancialmente mais altos que 4,5 ºC não podem ser desconsiderados, mas a concordância dos modelos com as observações não é tão boa para esses valores (IPCC, 2007). Conclui-se que, mesmo no cenário de baixas emissões de gases do efeito estufa (cenário B1), as projeções dos diversos modelos do IPCC indicam aumento da temperatura, sobretudo no Hemisfério Norte.

O Painel Brasileiro de Mudanças Climática (PBMC) em setembro de 2013, verificou que a temperatura no Brasil já será da ordem de 2 ºC a 3 ºC, em 50 anos”, alerta o climatologista Ambrizzi (USP). Segundo o nesmo autor, a temperatura média pode subir até 6 ºC até o ano de 2100 e o regime de chuvas no Brasil também sofrerá alterações por conta das mudanças climáticas: nas Pampas e na Mata Atlântica do Sudeste pode haver aumento de até 30 % na precipitação, enquanto na Amazônia e na Caatinga o cenário deve ser de seca, com redução de até 40 % nas chuvas. Com relação à Amazônia, importantes trabalhos tem sido desenvolvidos no âmbito do Experimento de Grande Escala da Biosfera e Atmosfera da Amazônia (LBA), que e um programa do MCT administrado pelo INPA (Instituto Nacional de Pesquisas da Amazônia).

Os estudos de Ambrizzi et al. (2007), utilizando 3 modelos regionais que foram integrados numericamente para a América do Sul, a partir de dados iniciais obtidos do modelo climático global do Hadley Centre, concluíram que para o período 2071-2100, em relação ao período 1961-1990, o maior aquecimento ocorrerá na Amazônia com aquecimento entre 4-8 ºC para o cenário A2 de emissões de gases de efeito estufa e de 3-5 ºC para o cenário B2. Em relação à precipitação, o cenário B2 apresenta diminuição da precipitação no norte e em parte do leste da Amazônia, enquanto que o cenário A2 apresenta diminuição da precipitação no norte, leste e região central da Amazônia. 6.5.Acontecimentos Recentes

Eventos climático, como frio ou calor extremo, sempre ocorreram e vão ocorrer. Mas o aumento da intensidade e frequência deles tem sido notado pelos cientistas e pode ter relação ainda é cedo para afirmar com certeza com o aquecimento global, que é consequência de uma maior emissão de gases-estufa. Aquecimento global não significa necessariamente que todo o planeta está se

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aquecendo, mas que está ocorrendo um desarranjo climático global. Essas alterações são resultado de uma capacidade exagerada da atmosfera de reter calor devido à presença excessiva de gases-estufa, como o CO2.

Em 2014, São Paulo teve o mês de janeiro mais quente desde 1943; no começo de fevereiro, Porto Alegre marcou a maior temperatura dos últimos 71 anos (40,5 °C) e a sensação térmica no Rio de Janeiro chegou a 57 °C.

Janeiro foi considerado o mês mais frio desde 1994 em grande parte dos EUA; o país foi atingido ao menos duas vezes pelo vórtice polar, fenômeno do Círculo Polar Ártico que sofreu alteração em sua dinâmica de circulação e permitiu que massas de ar circunscritas ao Ártico atingissem latitudes mais baixas. Nova York registrou -38 ºC em janeiro.

Nevascas surpreenderam cidades do sul do Texas, Louisiana, Mississippi, Alabama e Flórida. A Georgia, estado conhecido por ter um inverno ameno e temperaturas altas no verão, registrou em fevereiro a pior tempestade de neve desde janeiro de 2000, quando o estado teve prejuízo de US$ 48 milhões.

Entre dezembro de 2013 e fevereiro de 2014, as chuvas que atingiram a Grã-Bretanha causaram ao menos sete mortes, inundaram 5 mil propriedades e destruíram ferrovias. Segundo a agência climática britânica, Met Office, a tempestade pode ser a pior em 250 anos. Áreas que ficam próximas do Rio Tâmisa, em Londres, foram afetadas pela maior inundação em 67 anos. Ondas que ultrapassam os 10 m de altura atingiram a costa britânica nos últimos dias (Figura 28).

Figura 28 - Mapa mostrando eventos climáticos fora do comum ocorridos recentemente; Fonte : G1 14/02/2014 - Atualizado em 14/02/2014 20h45. 6.6.Eventos Severos na Amazônia

No contexto da dinâmica climática tropical, a Amazônia é modulada

diretamente pelos padrões oceano-atmosfera de grande escala, associados ao ciclo do El Niño-Oscilação Sul (ENOS) sobre o Oceano Pacífico e as fases do gradiente meridional interhemisférico de anomalias de temperatura da

http://g1.globo.com/mundo/noticia/2013/10/chuvas-no-reino-unido-deixam-dois-mortos-e-um-desaparecido.html

http://g1.globo.com/mundo/noticia/2013/10/chuvas-no-reino-unido-deixam-dois-mortos-e-um-desaparecido.html

http://g1.globo.com/mundo/noticia/2014/02/enchentes-na-regiao-do-tamisa-afetam-milhares-na-inglaterra.html

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superfície do mar (TSM) sobre o Oceano Atlântico intertropical através de mudanças significativas nos padrões da circulação troposférica associados às células de Walker e de Hadley ambos os modos climáticos do Pacífico e Atlântico interferem na posição e intensidade das bandas de nebulosidade convectiva da ZCAS e ZCIT e, portanto, modulam a distribuição de chuva na região (De Souza, 2004).

A Amazônia normalmente possui na sua climatologia período seco e chuvoso, porém existem situações que esses parâmetros se agravam, ou seja, na época chuvosa podem observar situações severas de tempestades, ou seja, considerados eventos anômalos positivo de chuva que provocam alagamentos e enchentes acima da média climatológica. O mesmo é observado para situação da seca que pode ser agravada, levando situações de estiagens severas.

Para isso deve se distinguir bem o que é considerado climatologicamente normal e anômalo nos dois casos. Por isso é muito importante conhecer os padrões atmosféricos de grande escala e local, as interações Oceano-atmosfera e as teleconexões que envolvem os sistemas meteorológicos.

Portanto estudos que buscam o entendimento para compreender a variabilidade de chuva são imprescindíveis e com isso gerar informações e produtos para a sociedade.

Segundo o Primeiro Relatório de Avaliação Nacional do Painel Brasileiro de Mudanças Climáticas (2013) a grande maioria dos estudos científicos realizados nos últimos 5 anos tem confirmado, de forma indiscutível, o aquecimento das águas oceânicas. A Temperatura da Superfície do Mar (TSM) no Atlântico tem aumentado nas últimas décadas, no Atlântico Sul, vários estudos nos últimos anos mostram que, em consequência à mudança nos padrões dos ventos, o transporte de águas do Oceano Índico para o Atlântico Sul, fenômeno conhecido como o “vazamento das Agulhas”, vem aumentando nos últimos anos.

A literatura mostra que episódios de El Niño (EN) e La Niña (LN) produzem significativas alterações na circulação atmosférica e na precipitação da América do Sul (e.g.,Grimm et al., 2000; Grimm, 2003, 2004; Souza e Ambrizzi, 2002).

A influência das TSMs do Atlântico tropical sobre a precipitação na Amazônia está associada à perturbações similares à célula de Hadley. Anomalias positivas na precipitação na Amazônia setentrional são concomitantes com: águas anomalamente quentes no Atlântico Norte tropical, águas de superfície fria no Atlântico Sul e alísios fracos de nordeste, que impõem um influxo reduzido de umidade do Atlântico em direção à Bacia Amazônica. Consequentemente, a ZCIT se localiza anomalamente ao norte de sua posição média.

As secas na Amazônia em geral estão associadas ao El Niño ou ao aquecimento do Atlântico tropical Norte, e as secas causadas pelo El Niño são mais pronunciadas nas áreas centrais e norte da bacia. Estudos anteriores [Poveda e Mesa, 1997; Marengo et al., 1998, 2008a, 2008b; Ronchail et al., 2002; Poveda e Salazar, 2004, dentre muitos outros) identificaram anomalias negativas na precipitação da Amazônia associada a eventos de ENOS e também à anomalias de TSM no Atlântico tropical. Esses estudos têm mostrado associações de algumas das maiores secas na Amazônia a: à

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ocorrência de eventos intensos de El Niño, ao forte aquecimento das águas superficiais do Atlântico Norte tropical durante as estações de verão-outono no Hemisfério Norte, e ou a ambos.

Os anos de eventos EN, LN e anos normais são listados abaixo: El Niño: 1963-1965-1969-1972-1976-1982-1986-1991-1997-2002-2003-

2008-2009-2009-2010. La Niña: 1964-1967-1970-1973-1975-1985-1988-1999 1995-1996 1998-

2001 2007-2008 2010-2011. Normais: 1966-1968-1971-1974-1977-1978-1979-1980-1981-1983-1984-

1987-1989-1990-1992-1993-1994-1995-1996-1998-2000 2005-2008- 2010 -2012.

Na primeira década do século XXI, os eventos climáticos extremos passaram a ser mais frequentes e a estiagem prolongada de 2005 é o marco inicial desse processo. Esse evento não afetou a Amazônia central nem a oriental, criando um padrão diferente das secas relacionadas ao El Niño em 1926, 1983 e 1998 (MARENGO, s/d, p. 10). Nesse episódio, as consequências dos estragos foram significativas, queimadas, perdas na agricultura, dificuldades no acesso das populações ribeirinhas. De acordo com De souza (2004), esse episódio climatológico foi associado ao aumento da temperatura na superfície do oceano Atlântico Norte, esse aquecimento anômalo gerou maior convecção no local, favorecendo a condensação na atmosfera, o que ocasionou chuvas copiosas na região Amazônica. Consequentemente, em função da atmosfera ser dinâmica e possuir fluxo contínuo, se houve a ascensão do ar, há de ocorrer à subsidência e esta se fez sobre a região amazônica.

Pois, após a estiagem severa que assolou a Amazônia em 2005, a região viveu um paradoxo quatro anos depois, com a presença de cheias que assolou a Amazônia onde se registrou em 2009 a enchente máxima de 29,77 m, superior a de 1953 que foi de 29,69 m. De acordo com o SIPAM (2009), a conjunção dos fatores climáticos, como deslocamento da Zona de Convergência Intertropical (ZCIT) para o sul, trazendo umidade do Oceano Atlântico para o interior do continente Sul-Americano, a força das massas de ar frio da Zona de Convergência do Atlântico Sul (ZCAS), que tem chegado a Amazônia, e, por fim, a presença de anomalias negativas da temperatura da superfície do mar no Oceano Pacífico, costa do Peru, marcando o fenômeno La Ninã, contribuíram para chuvas acima do normal na Bacia Amazônica.

Obviamente que dois eventos extremos num espaço de tempo tão curto, acarretaram prejuízos significativos à região Amazônica. Um estudo feito por Oliveira (2012) mostrou o quanto esses eventos foram significativos em uma comunidade no município de Manaquiri (AM) quais são as consequências ambientais, sociais e econômicas da estiagem e enchente severas às comunidades ribeirinhas do município de Manaquiri (AM) e analisar quais os mecanismos utilizados para tentar mitigar os impactos produzidos por esses eventos climáticos.

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6.7.Tempestades Severas

Segundo Manual de Meteorologia Aeronáutica 105 – 2 da Diretoria de Rotas Aéreas, chuva entre 25,1 e 50 mm em uma hora é considerada forte, e acima de 50 mm e uma hora é considerada severa. Além disso, A Coordenadoria Estadual de Defesa Civil – CEDEC (2010) estipula valores padrões de duração e intensidade das chuvas (Tabela 10). Essas informações ajudam a identificar as ocorrências de tempestades severas.

Tabela 10 - Classificação da intensidade das chuvas conforme operação da CEDEC (2010).

A ilha do Marajó recebe um dos maiores volumes de chuva da região

Norte devido receber muita radiação solar é conter muita umidade relativa contribuindo bastante para aevaporação, que são fatores que propiciam a formação de chuvas intensas com trovoadas e grande acumulo de precipitação.

A ilha do Marajó recebeu grandes acumulados de chuva entre os anos de 2008 a 2013, ultrapassando a média climatológica da região ocorrendo eventos de tempestades severas.

Observou-se uma maior frequência dessas tempestades no período mais chuvoso da região, devido à permanência de sistemas atmosféricos de grande escala ZCIT associados a outros de escala menor LI, CCM e Brisas.

A figura 29 mostra grandes acumulados de precipitação esses dias e foram considerados eventos significativos pelo CPETC devido apresentarem volumes muito acima da media climatológica da região do Marajó, principalmente em Soure.

O ano de 2009 mereceu destaque por apresentar TSM positiva no Pacifico caracterizando El niño, o mesmo foi considerado pelo CPTEC como um ano anômalo.

Somente no dia 16/03/2009 choveu 256,6 mm superando a média mensal, todos os casos superaram os 50 mm de chuva em uma hora.

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Figura 29 - Distribuição da precipitação acumulada em Soure; 2008-2013. 6.8.Imagens de satélite de Tempestades Severas

Através do banco de imagens de satélite do CPTEC, foi feito acompanhamento de alguns dos sistemas meteorológicos que mais provocaram chuvas severas na ilha do Marajó.

O escoamento difluente associado à circulação da Alta da Bolívia e a formação de Linhas de Instabilidade (LIs) favoreceram o excesso de chuva nos setores norte e oeste da Região Norte. No mês de fevereiro houve um acumulo de chuva no dia 18 de 106,4 mm e o acumulado mensal foi de 508 mm.

A figura 30A mostra grandes aglomerados de nuvens de topo frios e de grande extensão vertical, típicos dessa época devido grade aquecimento e muita umidade, formando as LI que adentrarão o continente e atingiu boa parte da ilha do Marajó. Segundo o CPETC houve grandes áreas de alagamento na ilha.

No dia 09/03/2012 os pluviômetros registraram 89,2 mm de chuva, consequência da formação de LI juntamente com a ZCIT (Figura 30B) as nuvens possuem topo frio e grande extensão vertical.

A figura 30C mostra outro sistema atmosférico responsável pelas chuvas na Amazônia e a Alta da Bolívia (AB), anticiclone que ocorre na alta troposfera, no verão, sobre a América do Sul (AS), a imagem mostra um escoamento difluente da AB que faz com que aumente a presença e formação de nuvens Cumuloninbus causando muita chuva. No dia 09/04/2012, esse sistema foi responsável por acumular 89 mm de chuva em Soure.

Com a ausência da ZCIT, outros fenômenos atmosféricos são responsáveis pelas chuvas na ilha do Marajó, as figuras a seguir baixos complexos convectivos de meso escala (CCM) e Linhas de instabilidades (LI), ambos os sistemas são considerados sistemas atmosféricos locais, mas produzem grandes nuvens verticais e trovoadas e relâmpagos, são produzidos

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em sua grande maioria no Oceano e se deslocam para o continente, através das brisas.

Em agosto o acumulado mensal foi de 130,3 mm e somente no dia 05/08 foi de 54,4 mm (Figura 30D) em outubro foram observadas chuvas intensas, porém como ocorreram de forma isolada não houve registro pelo CPETC.

É importante resaltar que diferentes sistemas atmosféricos são responsáveis por produzir tempestades severas na ilha do Marajó, é saber como a periodicidade e como esses sistemas contribuem a mitigar os problemas ocasionados pelas tempestades severas, alagamentos que compromete as atividades das comunidades nos entornos na ilha do Marajó.

Figura 30 - Imagem de satélite no canal realçada: (A) 18 /02/2012 as 18 UTC; (B) 09/03/2012 as 18 UTC;(C) 09/04/2012 as 18 UTC; (D) 05/08/2012 as 12 UTC 6.9.Eventos Secas Severas

Não é somente a chuva que causa problemas para a população os episódios de estiagens também causam grandes estragos levando muitos prejuízos para sociedade.

O período de seca na região Amazônica se inicia em meados do mês de maio e termina novembro, e nessa época que a ZCIT se desloca para o hemisfério norte é isso desfavorece a formação de nuvens convectivas e produtoras de chuvas, associado a outros fatores como aquecimento anômalo do pacifico TSM positiva o período de seca se torna mais severo.

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Os períodos de estiagem na ilha do Marajó considerados mais criticam pelo INMET são os meses de setembro e outubro, que ao longo da climatologia do local apresenta poucas chuvas, elevadas temperaturas e baixa umidade relativa.

. A figura 31 mostra o comportamento da distribuição de chuva e temperatura do ar, em todos os casos mostrados nos anos de 2008 e 2009 os meses de setembro e outubro apresentou o mesmo comportamento com poucos dias de chuvas e volumes abaixo da média, devido nesse período a pouca atuação de fenômenos atmosféricos que formam nuvens de chuvas devido os movimentos subsidência serem dificultadores de formar nuvens.

O ano de 2009 apresentou uma seca além do normal climatológico sendo considerada pelo CPETC do uma das mais severas, por causa do aquecimento anômalo do Pacifico, que teve TSM positivas conhecida com episódio de El niño.

Figura 31 - Distribuição da relação de chuva e temperatura do ar em C° em Soure (A) ano de 2008; (B) ano de 2009.

A seca de 2009 foi motivo e muita preocupação para a população da ilha

do Marajó, como a falta de água potável, perda de animais entre outros. Os pluviômetros registraram somente 0,8 mm de chuva para os meses

de setembro e outubro de 2009 a umidade relativa chegou a 70 % e as temperaturas acima de 29 C°. Os anos de 2010 e 2011 (Figura 05) também

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possui chuvas abaixo da média climatológica nos meses de setembroe outubro no ano de 2010 (Figura 32C) houve episodio de El Niño causando períodos de seca na região Amazônica e na ilha do Marajó também foi acometida por esse fenômeno ou seja intensificando as estiagens , no ano de 2011 (Figura 32D) estava saindo de fase quente de TSM e entrando na fase fria da TSM, porém o período seco foi considerado normal na climatologia segundo o INMET.

Figura 32 - Distribuição da relação de chuva e temperatura do ar em C° em Soure. (C) ano de 2010 ; (C) ano de 2011.

Em 2012 (figura 33) o mesmo padrão é observado no período seco,

segundo o CPETC o ano de 2012 começou em julho de 2012 antecipando as secas para esse mês em Breves a chuva atingiu a marca de 20 mm para o mês inteiro em setembro do mesmo ano também foi observado pelo CPETC que as chuvas ficaram muito a baixo da média.

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Figura 33 - Distribuição da relação de chuva e temperatura do ar em C° em Soure. (E) ano de 2012 (CPTEC).

As imagens de satélite do CPETC (Figuras 34 e 35) no canal realçado mostra uma ausência total de nuvens a estiagem na ilha do Marajó, os boletins meteorológicos do CPETC confirmaram aquecimento do pacifico para esse período, provavelmente foi o fato que contribuiu para inibição das chuvas na ilha do Marajó.

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Figura 34 - Imagem de satélite do dia 05/07/2012 as 12UTC.

Figura 35 - Imagem de satélite do dia 05/09/2012 as 12UTC.

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A ilha do Marajó possui duas principais estações o período de chuva ou inverno amazônico outro sem chuvas que é o período mais seco, sendo um dos maiores índices pluviométricos da região norte.

A ilha do Marajó recebe grandes volumes de chuva na estação chuvosa e períodos de seca na estação menos chuvosos sendo esses padrões considerados normais. Porém a ilha do Marajó apresenta dentro da sua climatológica eventos considerados anômalos de chuvas severas ou tempestades severas que acumula 50 mm de chuva em uma hora, através das análises dos dados e dias de chuva foi observado que grande parte desses eventos são ocasionados por fenômenos atmosféricos de grande escala como ZCIT de meso escala CCM, LI, e Brisas todos esses sistemas contribuíram para os casos de chuvas severas na região, seja atuando de forma acoplada ou isoladamente.

As secas prolongadas na ilha sendo a de 2009 umas das estiagens mais severas são originadas principalmente pelo aquecimento anômalo do Pacifico, altos valores de TSM que caracterizam episódios de El niño, provocando secas na Amazônia, devido o desfavorecimento de formação de nuvens profundas, as altas temperaturas do ar e pouca umidade relativa pioram ainda mais os eventos de seca chegando a somente 20 mm apenas de chuva em um mês.

Tanto os eventos de chuvas severas como de estiagens severas prejudicam a comunidade local, trazendo grandes transtornos à população, como áreas com grandes alagamentos, falta de água, perda de animais.

Por isso é importante saber como esses sistemas atuam e a sua periodicidade, fazendo com acompanhamentos de boletins meteorológicos para se tentar evitar possíveis episódios severos na região. 7.POSSÍVEIS PERDAS E/OU SÓCIO-ECONÔMICAS NA ILHA DO MARAJÓ?

Têm-se vários estudos sobre a vulnerabilidade das ZC´s à subida do NM (Gornitz, 1990; Gornitz et al., 1994; Thieler e Hammer-Klose, 1999, entre vários outros). A vulnerabilidade é definida como o grau em que um sistema natural ou social está em risco de danos ou perdas devido ao fenômeno natural. A vulnerabilidade pode ser discutida em função da exposição, a sensibilidade e capacidade de adaptação. Nessa caracterização (elevação, tipo de rocha costeira, geomorfologia, subida do NM, erosão e acreção, marés e altura das ondas/Gornitz, 1990), uma ZC vulnerável é suscetível aos efeitos, e incapaz de se adaptar. - Inundação costeira O impacto da elevação do NM é a inundação permanente de ZC´s. Inundação refere-se a inundação gradual das áreas mais baixas das planícies costeiras e recuo da LC. A alteração da posição da LC pode afogar habitats naturais (planícies arenosas, planícies lamosas de manguezal, estuários, pântanos, etc..) e assentamentos humanas (bairros, casa, barracas, etc..). - Recuo do prisma praial e/ou /praia Aproximadamente 70 % das praias do mundo, foram identificados com erosão (Bird, 1985). Nos entornos da ilha do Marajó, esta situação não é diferente e o produto III mostra a dinâmica praial e das planícies arenosas. Atualmente esta

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sendo aplicada uma pesquisa sobre a morfodinâmica das praias das margens Leste da ilha do Marajó. Tal pesquisa deverá mostrar o quadro (recuo) das praias que bordejam ao margens Leste e Norte desta ilha. - Intrusão Salina Como o NM continua em subir, os efeitos associados para inundação permanente, erosão e inundações periódicas é susceptível de aumentar a salinidade da água superficial e subterrânea nas planícies costeiras (Hull e Titus, 1986). A subida do NM pode provocar a penetração da água salgada e/ou salobra a montante em bacias hidrográficas costeiras tornando-se demasiadamente salina para usos humanos, agrícolas e industriais. A salinização de aquíferos pode se agravar durante as secas que ocorrem em particular durante as épocas de El Niño. O aumento dos níveis de salinidade associados com a subida do NM poderá ter um impacto significativo sobre a qualidade da água potável (Hull e Tito, 1986; Maior e Goldberg, 2001). De acordo com Hull e Titus (1986), depois de um aumento NM de 0,73 m, a seca na década de 60 teria aumentado concentrações de cloreto de 135 mg / litro a 305 mg / litro, no rio Delaware (USA) e pode ainda provocar concentração de sódio > 50 mg / litro. No entanto, um aumento no NM consideravelmente maior do que 0,73 m (ver projeções da subida do NM até 2500 do IPCC, 2013 – Tabela 09), os efeitos deverão ser muito maiores e deixar a água muito salina para consumo humano ou usos industriais (Hull e Tito, 1986). A intrusão salina devido à elevação do NM pode ter um impacto considerável sobre os ecossistemas costeiros também. Como a subida do NM, a salinidade deve aumentar e modificar as subdivisões (partes superior, médio e/ou de mistura e inferior) nos estuários, os manguezais também deverão sofrer mudanças na composição da comunidade e as espécies mais tolerantes deverão dominar e aquelas minos tolerantes ao sal deverão migrar para as partes mais internas dos estuários. Essas alterações nos manguezais vai provocar também modificações das populações de fauna e peixes (USGS, 1997b). Impacto sócioeconômicos A subida do NM (IPCC, 2013) terá fortes impactos socioeconômicos nas ZC´s. Houve grande investimentos residencial, industrial e turístico nas ZC´s. A subida do NM pode afetar os sistemas de aprovisionamento em água potável, esgotamentos e drenagem das águas pluviais e evacuação das águas usées. A penetração de cunhas salinas pode provocar inundação e perturbação. O impacto da subida do NM pode sobrecarregar as canalizações de esgotos e talvez torná-las inoperantes. Com o processo de erosão nas planícies costeiras e planalto costeiros, a infraestrutura viária (ruas, estradas) pode ficar ameaçada, assim como habitações e outros equipamentos disponíveis. As áreas portuárias poderão sofrer assoreamento. Obras de proteção (como enrocamentos, muros de arrimo, etc.) contra o avanço do NM e a erosão costeira derão sofrer bastante. Em função dos impactos sobre a infraestrutura, a subida do NM terá efeitos diretos sobre a população. Notam-se ocorrem vários centros urbanos e comunidades instalados nos entornos da ilha do Marajó. Haverá diminuição de terras (várzeas). Os impactos ainda poderão ter efeitos socioeconomicos negativos sobre a saude e o bem estar da

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populaçãos, como: perda de casas, recursos e produtividade, perturbação social, qualidade de vida, aumento do custo de saude, fome e pobreza.

Figura 36 - Restos de casa em alvenaria, destruida na Planície Arenosa de Soure, praia do Pesqueiro (foto de Maamar El Robrini, em maio de 2014).

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Figura 37 - Foto a cima - Resto de um muro de arrimoe foto em baixo - restos do farol antigo de Soure (Foto Maamar El-Robrini, maio de 2014).

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Figura 38 - Casa de madeira em equilíbrio sobre a falésia em recuo (foto acima) e muro de arrime parcialmente danificado na Praia Grande (Foto Maamar El-Robrini, maio de 2014).

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Figura 39 - Estrada recoberta pelas águas altas da maré (Foto Maamar El-Robrini, maio de 2014). 8.CONCLUSÃO

O Painel Intergovernamental sobre as Mudanças Climáticas (IPCC, 2013) estima que o aumento global do NM de 1990 a 2100, seria entre 23 e 96 cm, com uma estimativa média de 55 cm (Warrick et al., 1996).

A mudança local do NM, em qualquer ZC depende da soma dos fatores globais, regionais e locais, e é denominada mudança relativa do NM (Nicholls & Leatherman, 1996). Estes incluem o NM, devido às mudanças atmosféricas e oceânicas regionais (Gregory, 1993) e soerguimento local e regional e subsidências. Entretanto, um aumento global do NM se manifesta por uma mudança relativa variável no NM ao redor das ZC´s.

Algumas ZC´s, como os deltas (por exemplo, a ilha do Marajó – área de trabalho) e cidades construídas sobre os terrenos recentes (subsidência rápida)(Bijlsma et al., 1996; Nicholls, 1995a) irão sofrer um aumento relativo do NM, mesmo sem nenhum aumento global. Geralmente, a subida do NM pode causar alguns impactos diretos e indiretos. Segundo Klein & Nicholls (1999), os mais importantes efeitos biogeofísicos são: (i) aumento de probabilidades de frequência de inundações, (ii) erosão, (iii) inundação, (iv) intrusão de água salgada nos lençóis freáticos, e (v) efeitos sobre os organismos biológicos.

No entanto, a magnitude dos impactos vai variar de local para local e dependerá de uma variedade de fatores, incluindo a magnitude do aumento relativo do NM e outros aspectos das alterações climáticas, morfologia costeira, de fatores oceanográficos, meteorológicos, e modificações humanas. O potencial de impactos socioeconômicos do aumento do NM pode ser organizado da seguinte maneira: (i) perda direta de economia, (ii) perda direta ecológica, (iii) perda direta de valores culturais e de subsistência através da

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perda de terra, (iv) perda de infraestrutura e ambientes costeiros; (v) maior risco de inundação das pessoas, (vi) perda de terrenos e infraestruturas e, (vii) outros impactos relacionados às mudanças na gestão da água, (viii) salinização de lenções freáticos e atividade biológica.

Como um primeiro passo para explorar opções de adaptação, é fundamental avaliar a vulnerabilidade de uma dada ZC ao aumento do NM e alterações climáticas.

É importante reconhecer a interação dinâmica que ocorre entre os sistemas naturais e socioeconômicos. Isso inclui os impactos do sistema natural sobre os sistemas socioeconômicos e a adaptação planejada pelo sistema socioeconômico.

Assim, em vez de serem considerados como dois sistemas separados que existem independentemente uns dos outros, estes dois sistemas interagem em uma maneira complexa.

A adaptação à subida do nível do mar implica em tomar medidas adequadas para reduzir os impactos futuros: (i) (Planejada) ¨Retreat¨ (ii) Acomodação (iii) Proteção. Na prática, muitas respostas podem ser híbridas e combinar elementos de mais de uma abordagem.

É importante considerar quanto às adaptações autônomas irão reduzir os impactos e, consequentemente, a necessidade de adaptação planejada. Embora importantes adaptações autónomas ocorram em ZC´s, Klein & Nicholls (1998) concluíram que a maioria das respostas possíveis às alterações climáticas exigirá uma adaptação planejada. Esta adaptação pode incluir políticas planejadas para permitir adaptações autónomas na medida do possível. Muitas decisões no litoral têm implicações ao longo prazo, a ZC é uma área em que a adaptação antecipada tem de ser cuidadosamente considerada. Nos Países Baixos, a lei exige que a LC de 1990 seja mantida independentemente das condições futuras (Klein et al., 1998; de Ruig, 1998). Nos Países Baixos, Reino Unido e no Japão, a adaptação a problemas costeiros é mais do que a execução das opções técnicas. O desenvolvimento dasZC´s pode ser afetado por subida do NM induzida por atividade humana e outras alterações climáticas no Século XXI. A avaliação da adaptação requer uma plena compreensão do impacto e da adaptação potenciais.

Cerca de 60 % da população mundial vive em 60 km (37 milhas) da costa. No Brasil, 50.7 milhões, representando 26,6 % da população brasileira vive em municípios costeiros (www.ibge.gov.br). O crescimento populacional foi seguido de um processo de urbanização dos espaços costeiros de forma desordenada (Muehe, 2004). Na ilha do Marajó, os centros urbanos são espalhados, nos entornos desta (Figuras 01 & 02) e já vem sofrendo importantes danos ao longo dos anos. Na ilha do Marajó, a população ocupa áreas topograficamente baixas (0-7 m acima do NM), altamente vulneráveis á subida do NM.

A média da subida do NM, tem uma taxa aproximada atualmente de 2 mm/ano (Douglas et al., 2000) e pode se acelerar nos próximos 100 anos (USGCRP, 2001). A taxa parece ser baixa, mas os impactos já são visíveis nos entornos da ilha do Marajó.

O Painel Interministerial sobre as Mudanças Climáticas (IPCC, 2007) avançou vários cenários de subida do nível do mar para o período (2090-2099): b1 (0.18-0.38 m); a1t (0.20-0.45 m), b2 (0.20-0.43 m); a1b (0,21 - 0.48 m), a2 (0.23-0.51 m); a1fi (0.26-0.59 m).

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Entretanto novos dados do IPCC (2013), apontam novos cenários para 2200 - (0,35 - 0,72/Baixo), (0,26-1,09/Médio), 0,58 (0,58-2,03/Alto); 2300 - (0,41-0,85/Baixo), (0,27-1,15/Médio), (0,92-3,52/Alto); e 2500 – (0,51 - 1,02/Baixo), (0,18 - 2,32/Médio), (1,51 - 6,63/Alto).

O recente estudo divulgado pelo IPCC (2007) mostra que os impactos do aquecimento global podem ser dramáticos. Ainda não se pode ter certeza sobre as consequências de longo prazo, pois o período de observação ainda é muito curto, mas os efeitos serão múltiplos, pois tudo está relacionado à temperatura, chuva, NM, biodiversidade, atividades socioeconômicas e outros elementos que serão diretamente afetados pelas mudanças climáticas.

Segundo o IPCC (2007, 2013), o aumento do NM pode acarretar enormes prejuízos como: erosão de praias, de falésias, salinização dos estuários, e das águas subterrâneas, recuo das subdivisões dos estuários em direção a montante, a perda de zonas húmidas e de manguezais, a diminuição das áreas habitadas, diminuição das várzeas e degradação da terra cultivável, redução da qualidade de vida, pressão sobre as infraestruturas urbanas e rurais, potencial para a migração das populações, aumento do impacto dos ciclones extratropicais, aumento da frequência de elevação extrema do NM, provável salinização das águas de irrigação dos estuários e dos sistemas de água doce, diminuição da disponibilidade de água doce devido à intrusão da água do mar, custo da proteção costeira versus custo de relocalização de ocupação de solos, potencial para movimentos das populações e de infraestrutura, efeito das mudanças meteorológicas regionais sobre o nível máximo das águas, inundação de sítios arqueológicos, de fazendas e áreas utilizadas para cultivo de espécies exóticas (a exemplo do camarão da Malásia), etc...

Já existe um consenso sobre a irreversibilidade do processo e o máximo que se conseguirá nas próximas décadas é evitar que as mudanças climáticas sejam ainda mais dramáticas. Assim, a discussão sobre adaptação e ajuste às mudanças começa a ganhar maior peso, já que antes o foco estava quase inteiramente voltado para a questão de como evitar as emissões.

Estudos do Instituto Nacional de Pesquisa Espacial (INPE, 2007) sugerem que a Amazônia sofrerá um dramático aumento de temperatura, tornando as regiões de entorno mais áridas. Ao tornar o clima mais árido, com a “savanização” da Amazônia, a capacidade produtiva será fortemente atingida, podendo tornar ociosa a expansão de infraestrutura na região. Haverá aumento de chuvas e ventos no litoral brasileiro, bem como da intensidade das tempestades extratropicais. A demanda por serviços de construção civil aumentará porque a elevação do NM provocará a realocação de populações costeiras, obrigando um novo desenho do mapa dessas áreas. Os efeitos mais dramáticos deverão ocorrer nas regiões próximas a deltas de rios e outras áreas que já sofrem variações consideráveis de maré, como é o caso da ilha do Marajó. A migração de famílias (¨refugiados¨) para as partes mais secas e altas das terras é uma realidade na região norte do Brasil.

Segundo o INPE (2007), pode-se esperar ainda o aumento de incidência das doenças tropicais, transmissíveis por vetores, como malária e dengue, além de doenças de veiculação hídrica. Surtos epidêmicos estão associados a desastres naturais, como enchentes, visto que o abastecimento de água tratada e a coleta de esgoto ficam comprometidos.

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O mapa do turismo também pode sofrer modificações, especialmente nas ZC´s, que concentram a maioria dos sítios turisticos. Isso vai gerar efeitos de encadeamento em diversos setores de serviços associados (hospedagem, alimentação, transporte, entre outros).

No Brasil, tem muito poucos estudos disponíveis sobre os impactos das oscilações do NM nas ZC´s. Entretanto, ensaios bastante preliminares foram realizados no Rio de Janeiros (Muehe & Neves, 2009; Muehe & Rosman, 2012, Sampaio et al., 2012; Zee, 2012). Li et al. (2009) fizeram algumas considerações sobre os impactos da subida do NM em diversas partes do mundo, consideradas como vulneráveis, a exemplo do Delta do Marajó (área de estudo). Segundo estes autores, para 1 m de subida do NM, a inundação pode se propagar de uma maneira rápida nas zonas potencialmente inundáveis.

A ZC amazônica, incluindo a ilha do Marajó está atualmente desprotegida, pois não existe nenhuma estação maregráfica, ondográfica, e/ou outros instrumentos capazes de monitorar as oscilações do NM, dificultando tomadas de decisões de acordo com a velocidade destes fenômenos.

A exposição das ZC´s aos referidos impactos é cada vez mais evidente, face à subida do NM, que segundo estimativas recentes poderá ultrapassar 1 m até ao final deste século e a uma maior frequência e intensidade dos eventos climáticos extremos, como tempestades e inundações costeiras.

Consequentemente a elevação do NM, espaços continentais poderão ser perdidos. 9.REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS ABREU, M. M., U. Mehlig, R. E. S. A. Nascimento & M. P. M. Menezes, 2006. Caracterização estrutural e composição florística em um bosque de terra firme e um manguezal da península de Ajuruteua, Bragança (Pará-Brasil). Boletim do Museu Paraense Emílio Goeldi. Ciências Naturais 2(3): 27-34. ALMEIDA, A, S. 1996. Estrutura e florística em áreas de manguezais paraenses: evidências da influência do estuário amazônico. Bol. Mus. Para. Emílio Goeldi, sér. Cienc. da Terra, v. 8: 93-100. ALMEIDA, A.S.; VIEIRA, I.C. 2001. Padrões florísticos e estruturais de uma cronosequência de florestas no munícipio de São Francisco do Pará, região bragantina, Pará. Boletim do Museu Paraense Emílio Goeldi, v. 17, n. 1, p. 209-240. ALVAREZ, A., POTIGUARA, R.V. 2002. Padrão de venação foliar de espécies do gênero Myrcia DC. (Aulomyrcia) Berg. (Myrtaceae) da restinga de Algodoal/Maiandeua-Pará. Bol. Mus. Para.Emílio Goeldi. Ser. Botânica. 18 (2): 205-218p. ALVAREZ, A., POTIGUARA, R.V., SANTOS, J.U.M. 2001. Arquitetura dos folíolos de Swartzia brachyrachis Harms var. snethlageae (Ducke) Ducke e Swartzia laurifolia Bentham (Leguminosae-Papilionoideae), ocorrentes na restinga de Algodoal/Maiandeua-Pará. Bol. Mus. Pará. Emílio Goeldi. Ser. Botânica. 7 (1): 93-106p. Alexandersson H, Tuomenvirta H, Schmith T, Iden K (2000) Trends of storms in NW Europe derived from an updated pressure data set. Clim Res 14(1):71–73

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