8. 1

CLIMA

2. CLIMA Y DINÁMICA MARINA

8. 1

2.

TEMPERATURA DEL OCÉANO

8. 2

8.1. INTRODUCCIÓN

La evaluación de las variaciones en el océano a largo plazo es una de las claves para entender cómo el clima está

cambiando y para identificar los mecanismos que lo controlan. El aumento de temperatura en los océanos, la subida del

nivel del mar y el deshielo de los glaciares son algunas de las respuestas conocidas a los cambios naturales y/o

antropogénicos que ponen de relieve el importante papel del océano en el cambio climático.

La temperatura superficial del mar (SST) es una variable física importante de los océanos para la cual existe un registro

exhaustivo. Por ello, las tendencias en SST se utilizan generalmente como indicador para evaluar la incidencia del cambio

climático. La temperatura superficial de los océanos varía principalmente con la latitud, las aguas más cálidas están en el

ecuador y las aguas más frías en las regiones árticas y antárticas. Además de con la temperatura del aire, la temperatura de

la superficie del mar varía en función de los patrones de circulación de los océanos que transportan de agua fría y caliente

por todo el planeta.

Además, debido a que los océanos interactúan constantemente con la atmósfera, la temperatura superficial del océano

también pueden tener efectos profundos en el clima global. Sobre la base de los cambios en la temperatura superficial del

océano, se estima que ha aumentado la cantidad de vapor de agua atmosférico sobre los océanos en aproximadamente un

5% durante el siglo XX. Este vapor de agua alimenta sistemas meteorológicos que producen precipitación, y el aumento de

vapor de agua aumenta el riesgo de lluvia y nieve. Por tanto, los cambios en la temperatura superficial del océano también

pueden cambiar los patrones de precipitación, que podría dar lugar a sequías en algunas zonas.

Los registros que caracterizan niveles más profundos son menos detallados y completos pero hay evidencias suficientes

para confirmar que las masas de agua de la termoclina permanente se encuentran en proceso de calentamiento y aumento

progresivo de la salinidad prácticamente en todo el mundo (según se recoge en los informes del Panel Intergubernamental

del Cambio Climático.

Por otra parte, los océanos constituyen uno de los principales destinos finales del “carbono antropogénico” y la reserva más

importante de carbono activo del planeta. Absorben cerca del 25% del CO2 emitido y almacenan inmensas cantidades de

calor y humedad, amortiguando los cambios climáticos, pero prolongándolos en el tiempo una vez que se producen. De

esta forma, las aguas de los océanos están aumentando en temperatura y acidez y disminuyendo en concentración d e

oxígeno. Todos estos cambios se piensa que pueden producir efectos irreversibles a corto y medio plazo en los ciclos

biogeoquímicos, los ecosistemas marinos y su biodiversidad.

Sin embargo, hay que tener en cuenta que, aún bajo una situación de calentamiento generalizado, la respuesta del sistema

climático atmósfera-océano nunca será homogénea puesto que los sistemas dinámicos que redistribuyen el calor (vientos y

corrientes marinas) se ven a su vez distorsionados.

Relación de la temperatura oceánica con la NAO

La alternancia de las fases de la NAO afecta a las propiedades y circulación del océano en dos escalas temporales

distintas. Por un lado y de forma casi inmediata, los cambios se expresan a través de la temperatura superficial,

profundidad de la capa de mezcla, cantidad de calor en las capas superiores del océano, transporte superficial de Ekman y

cobertura de hielos marinos. En mar abierto, la variabilidad interanual de la temperatura superficial del mar (SST) es

explicada en un 50% por la NAO. No obstante, esta relación no permanece consistente para el desarrollo local de

afloramientos costeros1.

En el oeste africano, los vientos anómalamente intensos del nordeste durante la NAO positiva, incrementan los flujos

superficiales de calor hacia la atmósfera, enfriando la superficie del mar. De esta forma las anomalías de SST están

controladas en principio por cambios en el viento superficial y en el intercambio atmósfera ‐océano asociados con las

variaciones de la NAO.

1 Helmke, P. 2003. Remote sensing of the Northwest African upwelling and its production dynamics . Tesis doctoral. Universität Bremen, Alemania. 165 pp

8. 3

8.2. SITUACIÓN ACTUAL EN CANARIAS

Se han realizado numerosos estudios que analizan los distintos datos disponibles para evaluar las tendencias en las

temperaturas del mar. Seguidamente se sintetizan los resultados:

a. EVOLUCIÓN DE LA SST EN LOS ÚLTIMOS AÑOS A NIVEL GLOBAL

La tendencia global de la temperatura superficial del mar (SST) en los últimos 130 años presenta un calentamiento del

océano más bien notable y preocupante desde principios de los 80. Se trata del calentamiento más fuerte y más largo

jamás observado en las últimas décadas con una tasa de calentamiento global cercano a 0,2º C por década, que

supone un valor más de tres veces superior a la media de calentamiento observado en los últimos 60 años (1915-

1975).

En la Gráfico 1 se representa la variación de la temperatura en el periodo 1961-1990. Los puntos representan los

valores anuales, las líneas continuas son las medias de 10 años, y las áreas sombreadas indican los intervalos de

incertidumbre en torno a las medias.

Gráfico 1.- Cambios observados en (a) la temperatura media global, (b) el aumento medio del nivel del mar global de mareógrafos (azul) y de datos

satelitales (rojo), y (c) la cubierta de nieve del Hemisferio Norte para marzo-abril.

Fuente: Grupo Intergubernamental de Expertos sobre el Cambio Climático de 2007. Marine Board – European Science Foundation, 2007

Del análisis de los datos de la Figura 1 se desprende que la temperatura superficial del mar aumentó durante el siglo

XX. De 1901 a 2009, la temperatura se elevó a una tasa promedio de 0,12 grados por década. Durante los últimos 30

años, las temperaturas superficiales del mar han aumentado más rápidamente a un ritmo de 0,21 grados por década.

Las temperaturas de la superficie del mar han sido más altas durante las últimas tres décadas que en cualquier otro

momento desde 1880. Los mayores aumentos en la temperatura superficial del mar se han producido en dos

momentos fundamentales: entre 1910 y 1940, y desde 1970 hasta la actualidad. Las temperaturas de la superficie del

mar parecen haberse enfriado entre 1880 y 1910.

Existe la percepción de que la tendencia al calentamiento está ocurriendo en el Atlántico Norte en su conjunto (por

ejemplo, Casey y Cornillon, 20012) y en las regiones costeras, en particular, (por ejemplo, Lemos y 'Sanso, 20063) y

2 Casey, K., and P. Cornillon (2001), Global and regional sea surface temperature trends, J. Clim., 14, 3801– 3818. 3 Lemos, R. T., and B. Sanso (2006), Spatio-temporal variability of ocean temperature in the Portugal Current System, J. Geophys. Res., 111, C04010, doi:10.1029/2005JC003051.

8. 4

algunas consecuencias, como la distribución más septentrional de especies de peces tropicales, se observaron ya en

las costas del Atlántico NE.

Las tendencias en contenido térmico y nivel del mar se han acentuado especialmente las últimas décadas y

particularmente la región de la termoclina permanente del Atlántico Norte que ha sufrido recientemente un

calentamiento muy acusado

b. SITUACIÓN DE LA SST EN EL SURESTE DEL ATLÁNTICO NORTE

En la siguiente figura se observan las diferentes tasas de calentamiento observado en la región del noroeste de África

durante el período 1985-2006: (Gómez-Gesteira et al. 2008)

Figura 1: Diferentes tasas de calentamiento observado en la región del noroeste de África desde 1985 hasta 2006.

El mapa de color se corresponde con el incremento de SST (en ◦C siglo-1). (Gómez-Gesteira et al. 2008)

Las tendencias globales de las series climatológicas de las temperaturas en la zona del sureste del Atlántico Norte

presentan un incremento en 0.63ºC en diez años. Este resultado tiene una doble lectura: por un lado, se puede

interpretar como un calentamiento de la superficie del océano, aunque resulta desproporcionado para el intervalo tan

corto de tiempo; y por otro, parece estar relacionado con variaciones de décadas presente en la temperatura

superficial. El último aspecto se observa al analizar la tendencia en los últimos 135 años de los datos históricos, con la

presencia de episodios similares al descrito en la década de los 1980. (Borges Méndez, 2000)

Una intensificación del afloramiento costero (upwelling) se midió desde 1987 hasta 2006 a lo largo de toda la costa del

noroeste de África. Esta intensificación es la consecuencia de un mayor aumento de la temperatura de las aguas mar

adentro con respecto a las aguas costeras. Para el período de tiempo total, el aumento de la temperatura superficial del

mar (SST) costero/aguas de alta mar oscila entre 1.0/1.8°C y 1.4/2.0°C en Cabo Ghir y Cabo Blanc, respectivamente.

Sin embargo, este cambio no está totalmente correlacionado con un aumento en la tensión del viento paralela a la

costa, que se mantiene prácticamente estable durante el período de 1992 a 2006 (Marcello et al, 2011).

8. 5

Figura 2.- Mapas de medias mensuales del vector de viento en la superficie y las temperaturas de superficie para marzo, agosto y octubre, basada en la

base de datos histórica COADS. (Navarro-Pérez & Barton, 2001)

El patrón en las isotermas refleja la estructura de la circulación del giro subtropical y el predominio del afloramiento

costero en la parte central de la región, donde las temperaturas costeras son más frías que las del mar abierto.

(Navarro-Pérez & Barton, 2001)

En la sub-región marroquí de la CANC, Ould-Dedah et al. (1999)4 realizaron un análisis de los datos de temperatura

media superficial del mar de COADS en cuadrículas de 2ºx2º en el período 1946-1988. En contraste con la situación

Ibérica llegaron a la conclusión de que las aguas costeras sufrieron un enfriamiento entre 20 y 26ºN. Sin embargo, un

análisis basado en satélites de la SST muestra un calentamiento general en toda la región desde 1986, con la mayor

variabilidad en el sub-región mauritano-senegalesa de la CANC. En general, la evidencia indica calentamiento cerca de

la costa, con posibilidad de zonas localizadas anómalas de enfriamiento5. (Arístegui et al, 2009)

Estudios recientes indican que, durante el periodo 1982-2010, el gradiente latitudinal observado en las tendencias de

calentamiento de la superficie marina (SST) puede explicarse en términos de las tendencias de la temperatura del aire

y que en esta zona la tasa de calentamiento del océano es más alta que la de las aguas costeras en la mayor parte de

las latitudes. Este aumento de la diferencia de temperatura entre las aguas costeras se explica por el fortalecimiento

del ecosistema de surgencia en esta zona. También se ha apreciado una correlación positiva entre el índice del

Atlantico Este extendido de invierno (Extended winter EA index) con el incremento de las temperaturas superficiales del

mar (SST) al año siguiente (Santos et al., 2012)

4 Ould-Dedah, S., Wiseman Jr., W.J., Shaw, R.F., 1999. Spatial and temporal trends of sea surface temperature in the northwest African region. Oceanologica Acta 22, 265–279. 5 Demarcq, H., this issue. Recent trends in primary production in upwelling areas. Progress in Oceanography

8. 6

Figura 3. Tendencias decenales en la temperatura superficial del mar (SST;ºC), calculadas a partir de las anomalías de SST mensuales durante el período

1982-2010. (Santos et al., 2012)

c. SITUACIÓN DE LA SST EN CANARIAS

Las islas Canarias se encuentran en la zona de transición entre las aguas frías del afloramiento costero sahariano y las

oceánicas más cálidas situadas al oeste, lo cual, junto a su disposición alineada en sentido este-oeste, permite la

existencia de un marcado gradiente térmico entre las islas orientales y las occidentales (la diferencia de temperatura

entre los dos extremos del archipiélago es tan sólo de 0,5 °C, encontrándose el agua más caliente en el oeste.

(Navarro-Pérez & Barton, 2001). La otra característica de la temperatura de las aguas es el limitado rango de variación

invierno-verano, en comparación con otras zonas templadas y subtropicales próximas, oscilando normalmente sus

valores extremos actuales entre los 17.5º y 25º C. (Brito, 2008)

Un estudio de los datos disponibles para las islas Canarias del período 1948-2006 (Gráfico 2) muestra una fase de

progresivo aumento en las últimas décadas (media de 21.11 ºC), después de un periodo anterior más frío (en la

década de 1970 la media fue de 20.33 ºC), con el máximo valor en 1997 (21.66 ºC) y una serie de años también muy

cálidos posteriores como 2003 y 2004. La tendencia es clara al aumento, si bien el proceso no es uniforme y se

producen ciertas alternancias de años más fríos y cálidos y también fenómenos esporádicos de intenso calentamiento

en verano, como el ocurrido en 2004, cuando se registraron las temperaturas superficiales más altas conocidas en las

islas, llegándose a los 27º-28º C; durante un periodo largo de julio-agosto se retiró el Alisio, disminuyó el afloramiento

sahariano y se calentó notablemente el agua, de forma que nos alcanzó el frente térmico tropical. (Brito, 2008)

Gráfico 2. Evolución de la temperatura superficial del mar canario en el periodo 1948 a 2006, diferenciando entre los sectores más frío (curva inferior)

y más cálido (curva superior). Fuente: Kalnay et al., 1996 en Brito, 2008

8. 7

La temperatura media superficial en la zona oscila actualmente entre aproximadamente 18 y 25º C y ha experimentado

un incremento de algo más de 1º C desde mediados de la década de 1980 (Gráficos 3, 4 y 5), según los datos del

reanálisis NCEP corroborados por mediciones en boyas oceanográficas. (Brito, 2011).

Esta subida ha sido gradual, pero con importantes variaciones interanuales y picos extremos (pulsos) de temperaturas

altas como los ocurridos en los inviernos de 1998 y 2010 (Gráfico 4) y en el verano de 2004 (Gráfico 5). (Brito, 2011)

Gráfico 3. Anomalías anuales de la temperatura media superficial del mar (SST) para el periodo 1948-2010 respecto a la media del periodo 1951-1980

(20.7º C) en Canarias. Fuente: Brito, 2011

Gráfico 5. Anomalías anuales de la temperatura media superficial del mar (SST) en invierno (enero-marzo) para el periodo 1948-2010 respecto a la media

del periodo 1951-1980 (18.8º C) en Canarias. Fuente: Brito, 2011

Gráfico 6. Anomalías anuales de la temperatura media superficial del mar (SST) en verano (agosto-octubre) para el periodo 1948-2010 respecto a la media

del periodo 1951-1980 (22.6º C) en Canarias. Fuente: Brito, 2011

En el estudio realizado en el ESTOC se observa una variación estacional en la temperatura de la superficie de 4°C -

6°C (de 18°C a 24°C). El efecto combinado de la corriente de Canarias y el afloramiento costero (upwelling) del

noroeste de África, es el responsable de esta situación. (González-Dávila et al, 2003)

Anomalías Térmicas Anuales

SST Canarias

-1

-0.5

0

0.5

1

1.5

1948

1951

1954

1957

1960

1963

1966

1969

1972

1975

1978

1981

1984

1987

1990

1993

1996

1999

2002

2005

2008

ºC

Anomalía Térmica Invierno

-1

-0.5

0

0.5

1

1.5

2

1948

1951

1954

1957

1960

1963

1966

1969

1972

1975

1978

1981

1984

1987

1990

1993

1996

1999

2002

2005

2008

ºC

Anomalía Térmiva Verano

-1

-0.5

0

0.5

1

1.5

1948

1951

1954

1957

1960

1963

1966

1969

1972

1975

1978

1981

1984

1987

1990

1993

1996

1999

2002

2005

2008

ºC

8. 8

Gráfico 7.- Datos de temperatura superficial en la estación ESTOC (Rodríguez Ucha, 2006)

Figura 4: Temperaturas de la superficie marina obtenidas tratando los datos con el software DIVA que da mayor resolución en las zonas costeras

Fuente: Troupin et al, 2008

Sin embargo, se ha comprobado la baja estacionalidad de la temperatura superficial del mar en la zona sur de los 16ºN

de latitud debido a la influencia de la climatología subtropical. En esa zona el armónico anual es apenas significativo,

llegando en series localizadas en latitudes inferiores a los 10ºN a perderse. (Borges Méndez, 2000)

Periodicidades dominantes que presentan las series históricas COADS

A parte de las señales dominantes, la anual y semianual, la mayor parte de las series históricas COADS

(Comprehensive Ocean Atmosphere Data Set) presentan señales significativas cuyas periodicidades dominantes se

pueden agrupar en: 1) Señales interdecadales de período 20 y 13 años generalizadas en toda la región. 2) Señales de

períodos 10,6-5 y 4 años en grandes zonas. 3) Señales con períodos 1,5 a 8 años se distribuyen de forma irregular en

zonas delimitadas. (Borges Méndez, 2000)

Un estudio de las series históricas COADS de los últimos 40 años de parámetros atmosféricos de Canarias, define una

serie de armónicos con variabilidades de décadas a meses. Los armónicos de periodicidades en tomo a 20 años están

relacionados con cambios en la circulación del giro subtropical; las periodicidades alrededor de 11 años están

relacionados con cambios en el ciclo de manchas solares; las periodicidades interanuales están relacionadas con la

generación de ondas de Rosbby y los eventos de El Niño y La Niña; las periodicidades anuales asociadas a la

8. 9

estacionalidad; las periodicidades semianuales asociadas a magnitudes atmosféricas y las periodicidades de días a

meses asociadas a fenómenos a mesoescala (Borges Méndez, 2000)

d. COLUMNA DE AGUA

En el estudio realizado del tramo de la columna de agua correspondiente al Agua Central Nordatlántica del Este

(ACNAE) en el ESTOC, se han obtenido las características termohalinas y su variabilidad temporal, calculando también

otras variables dependientes que facilitan la determinación de las Masas de Agua. A su vez, se ha llevado a cabo un

amplio estudio del Agua Superficial (AS), obteniendo los ciclos estacionales cuya amplitud térmica es de 2.7ºC/año,

correspondiente a valores de 17.9 y 23.6 ºC y una Salinidad en superficie con un rango máximo entre 36.6 a 37.2. Su

desviación estándar anual máxima en superficie es del orden de 1,5 ºC en Temperatura y 0.12 en Salinidad y su

variabilidad interanual máxima se centra en la profundidad correspondiente a la termoclina estacional con un valor de

0.6 ºC y una Salinidad de 0.08. Además, se buscaba la conexión de este Agua Superficial (AS) con el Agua Central

Noratlántica del Este (ACNAE), calculando las profundidades de la capa mezclada invernal, que presentan valores

entre 1 10 y 180 db y de la termoclina estacional cuyos valores están entre 25 y 75 db. Se observa también que la

termoclina estacional muestra una tendencia a emerger a lo largo del periodo estudiado. (Cianca, 2003)

Durante la última década en la región de Canarias ha habido un aumento estadísticamente significativo en la

temperatura y la salinidad sobre isobaras entre 1.500 y 2.300 db. El aumento máximo que se encuentra a 1.600 db, se

está produciendo a un ritmo de 0,29ºC de temperatura y 0,047 de salinidad por década. (Benítez-Barrios et al, 2008)

La parte inferior del NACW se enfrió y se endulzó en las superficies neutras, lo que sugiere cambios en los flujos de

agua dulce en la región de afloramiento. Sin embargo, la señal en aguas profundas (1.500-2.300 db) se debe

principalmente a un desplazamiento hacia debajo de estas superficies, aunque se observa la influencia de MW.

(Benítez-Barrios et al, 2008)

Los cambios en la temperatura subsuperficial (y en otros parámetros, como la salinidad) no ocurren de manera

uniforme en el tiempo y el espacio (Benítez-Barrios et al, 2008)

Figura 5. Ciclo estacional (b) y variabilidad interanual (c) de la SST en un punto representativo de la Demarcación Canaria (a). El registro

reconstrucción SST de la NOAA (Reynolds et al., 2002) que ofrece datos semanales en una malla de 1x1 desde principios de los 80.

En la Figura 5 se muestra un ejemplo de la variabilidad interanual en un punto concreto oceánico representativo de la

Demarcación. La diferencia entre períodos anómalamente cálidos o fríos (en escalas temporales desde semanales

hasta estacionales) suele ser inferior a los 2°C y rara vez excede los 3°C. La Demarcación está sometida a una

tendencia al calentamiento del orden de 0,02‐0,03°C/década a excepción de la franja más próxima al continente

africano. Por tanto, el estado ambiental actual es de tendencia generalizada al calentamiento. (IEO, 2012)

Los registros que caracterizan niveles más profundos para el caso del Atlántico subtropical, (Figura 6) en las

estaciones fijas de la demarcación, presentan un calentamiento (0,11±0,13°C) e incremento en salinidad (0,014±0,026

8. 10

psu) que no es estadísticamente significativo para la capa representativa de las masas de agua de la termoclina y

ligero enfriamiento (‐0,01±0,01°C) y descenso en salinidad (‐0,002±0,002 psu) para la capas más profundas. (IEO,

2012)

Figura 6. (a) Ubicación de las estaciones 6‐17 de la Radial profunda de Canarias.(b) Evolución del diagrama ΘS para la estación 10, distinguiendo

diferentes periodos por medio de colores. (c) Evolución de la temperatura promedio en las estaciones 6‐17 en las capas representativas de las aguas

centrales (200–600 dbar), intermedias (600‐1600dbar) y profundas (1600‐2400 dbar y 2400‐3600 dbar). (d) Evolución de la salinidad promedio como

en (c).Tomado Vélez‐Belchí et al., 2012.

Tal y como muestra los datos de las estaciones fijas de la demarcación, los cambios a niveles intermedios no son

estadísticamente significativos. Estas discrepancias aparentes son coherentes con los resultados del estudio realizado

por Vélez‐Belchí et al. (2011), donde se documentó un intenso enfriamiento en el Atlántico centro subtropical, entre

1998 y 2004, que ha devuelto las condiciones de las aguas intermedias a los niveles encontradas antes de 1981, y por

tanto indicando que el orden del magnitud de las señales decadales puede enmascarar los cambios a larga escala.

(IEO, 2012)

8.3. EVOLUCIÓN ESPERADA

Los informes del Panel Intergubernamental del Cambio Climático recopilan la información científica disponible y

presenta los escenarios globales y regionales más plausibles cara al futuro. En ellos se plantea un escenario futuro en

el cual el frente polar se retirará más al norte, intensificándose las características meridionales en la Demarcación. Esto

se traduce en aguas progresivamente más calientes y más salinas en las porciones más superficiales del océano. A

nivel global se ha planteado la posibilidad de que la circulación meridional de retorno en el Atlántico se pueda ralentizar

o detener, lo cual conllevaría consecuencias notables en el océano y en el c lima. (IEO, 2012)

El aumento de la temperatura del agua del mar puede conducir a un aumento de la estratificación marina y

consecuentemente a cambios en el sistema circulatorio; asimismo puede dar lugar a la migración de algunas especies

o al aumento de las proliferaciones de algas, con incidencias importantes para el sector de la acuicultura o turístico.

(Gobierno de Canarias – ACDSyCC, 2010)

Las previsiones recientes para el área hablan de un aumento de entre 1,5 y 2 ºC al final de la presente centuria (IPCC,

2007; Brito, 2011)

Se ha sugerido que un mundo más cálido daría lugar a un fuerte gradiente de temperatura tierra-mar, vientos más

fuertes favorables a los afloramientos costeros y el aumento de la productividad en los Ecosistemas de Surgencia del

8. 11

Margen Este (EBUE). Recientes observaciones del viento in situ no apoyan de manera uniforme esta hipótesis y el

debate continuará. (Chávez & Messié, 2009)

Aunque hay algunos resultados contradictorios, la mayoría de la evidencia sugiere que la región de la CANC en su

conjunto ha estado experimentando un calentamiento progresivo y una disminución de la productividad en los últimos

20 años. Sin embargo, esta tendencia general parece no reflejarse directamente en las pesquerías del ecosistema

CANC. (Arístegui et al, 2009)

Otros autores indican que fuertes vientos costeros calientes como los que se producen durante los episodios de El

Niño frente a Perú, reducen la productividad por el aumento de la profundidad la nutriclina. Por otro lado las

condiciones glaciales parecen conducir a unas condiciones de baja productividad similares. (Chávez & Messié, 2009)

8.4. PROBABILIDAD

No hay disponibilidad de datos.

8.5. CONSECUENCIAS

Diversos trabajos han puesto de manifiesto que el incremento de la temperatura del mar en zonas subtropicales y

templadas está influyendo sobre los organismos marinos de diferentes formas: 1) aparición de nuevas especies de

origen meridional, procedentes por lo tanto de latitudes más cálidas; 2) incremento de las poblaciones de las especies

nativas termófilas mediante reclutamientos muy exitosos o llegada de individuos foráneos; 3) desaparición o

enrarecimiento de especies de origen septentrional, es decir, de afinidades más frías; y 4) cambios en la fenología de

las especies (migraciones, épocas de reproducción, crecimiento, duración de la fase larvaria, etc.). (Brito, 2008; EPA,

2010)

Es preciso tener en cuenta que algunas cianobacterias, así como otros componentes del plancton (dinoflagelados)

cuya presencia parece actualmente posible por el aumento de las temperaturas (al parecer algunos ya se han

detectado), son productores de toxinas bioacumulativas que se concentran a lo largo de las cadenas tróficas. (Brito,

2008)

A largo plazo, los aumentos en la temperatura superficial del mar también puede reducir la cantidad de nutrientes

suministrados a las aguas superficiales del mar profundo (upwelling), lo que lleva a la disminución de las poblaciones

de peces. (EPA, 2010)

En este sentido, tanto los modelos predictivos como los datos experimentales de que se dispone indican que el

aumento de la temperatura oceánica, debido al incremento del efecto de invernadero, produce un aumento progresivo

de la estratificación en las aguas superficiales en regiones tropicales y templadas. Las consecuencias son una

reducción en el aporte de nutrientes a la zona fótica (donde al fitoplancton le llega luz para fotosintetizar), con la

consecuente disminución de la producción primaria a nivel global, disminuyendo la eficiencia de la bomba biológica.

Las especies de fitoplancton más grandes (e.g. diatomeas, cocolitofóridos), que a su vez contribuyen más a la

captación de CO2 y al transporte de carbono hacia aguas profundas, son sustituidas por especies más pequeñas

(flagelados y cianobacterias), con menos requerimientos nutritivos, pero con menor productividad y tasas de

sedimentación casi despreciables. En condiciones de oligotrofia extrema y temperaturas altas, las cianobacterias

fijadoras de N2 pueden llegar a predominar, alterando el ciclo de nitrógeno en los océanos, debido a su alta capacidad

de fijar nitrógeno molecular en relación al carbono (Hutchings et al., 2007). El calentamiento oceánico está generando

una migración hacia los polos de los límites geográficos que separan las actuales provincias biogeográficas,

expandiendo la distribución de especies de regiones cálidas hacia latitudes septentrionales. (Arístegui, 2011)

Los ecosistemas están en un proceso de meridionalización, incluyendo una reducción en la producción primaria y

desplazamiento al norte de la distribución de especies en toda la cadena trófica (desde plancton hasta peces

incluyendo bosques de algas). (IEO, 2012)

El aumento observado en la temperatura de las aguas de termoclina ha propiciado el movimiento hacia el norte de

especies subtropicales (Philippart et al., 2011; IEO, 2012)

8. 12

El calentamiento de los océanos está provocando un aumento de la estratificación. Esto tiene consecuencias

importantes en las regiones de afloramiento costero (upwelling), ya que el contenido de oxígeno disminuye con el

aumento de la producción biológica, promoviendo entornos subóxicas o anaeróbicos. Esto afecta no sólo la distribución

vertical de los organismos marinos, sino también la estructura y el funcionamiento de la cadena alimentaria entera.

(Fréon et al, 2009)

Los efectos negativos del aumento de la TSM en las tendencias de clorofila son particularmente pronunciadas en los

océanos tropicales y subtropicales, donde el aumento de la estratificación limita el aporte de nutrientes. Aunque la

variabilidad climática regional puede inducir variación en torno a estas tendencias a largo plazo (los procesos costeros

como la escorrentía pueden modificar las tendencias de clorofi la en aguas cercanas a la costa), los descensos globales

a largo plazo observados son inequívocos. (Boyce et al, 2010)

A nivel de comunidades planctónicas hay poca información al respecto de la influencia del calentamiento global sobre

la variabilidad temporal del plancton. Recientemente, Schmoker (2010) en un estudio anual (con una resolución entre

semanal y quincenal) comparó la variabilidad de las comunidades planctónica en dos años cálidos (2006-2007)

respecto a un año más frío (2005). Observó que diferencias de 0.5ºC por año afectan de forma importante, reduciendo

la concentración final de clorofila y modificando la estructura de las comunidades planctónicas. (Arístegui, 2011)

En Canarias ya se han documentado distintos efectos:

o Aparición de corales de aguas cálidas, del género Millepora en el Atlántico Oriental subtropical (Tenerife,

islas Canarias), once grados de latitud al norte de su límite septentrional conocido en las islas de Cabo Verde

(Brito et al. 2010). También se ha registrado un elevado incremento de las especies tropicales en la zona

Clemente et al. (2011). (IEO, 2012)

o Incremento de las zonas bentónicas desoladas como consecuencia del asentamiento de erizo de mar

(Diadema aff. antillarum) en un escenario de calentamiento global (Hernández et al, 2010; IEO, 2012)

o El calentamiento superficial del mar (hasta 1 ºC por década) y la disminución en clorofila (hasta 1 mg de

clorofila a por década) han sido especialmente intensos en la región entre las Islas Canarias y Cabo Blanco,

favoreciendo el desarrollo de especies tropicales en las aguas del Archipiélago. (Arístegui, 2011)

o Variación rangos de distribución de la sardina (Sardina pilchardus) y la alacha (Sardinella aurita) en el norte

de África. La expansión hacia el sur de las poblaciones de sardina (de aguas más frías) hacia Cabo Blanco

en la década de 1970 se debió a un reforzamiento en la intensidad del afloramiento y por lo tanto a la mayor

abundancia de fitoplancton (la base de su alimentación), desplazando a la alacha (con una dieta basada en

zooplancton) hacia regiones más cálidas. Más recientemente, sin embargo, la sardina de las costas

marroquíes y mauritanas sufrió un colapso, pasando de 5 millones de toneladas de capturas en 1996 a

menos de 1 millón en 1997, sin ningún motivo aparente de sobrepesca. El colapso coincidió con un

desplazamiento hacia el norte del límite entre las aguas centrales Atlánticas del norte y del sur que introdujo

aguas poco oxigenadas al norte de Cabo Blanco, reduciendo el hábitat favorable para la sardina. Este

calentamiento intenso entre 1995 y 1997 parece ser un episodio extremo de un calentamiento más gradual

que ha conducido en las últimas dos décadas a la presencia de especies de peces tropicales al norte de

Cabo Blanco y alrededor de las Islas Canarias (Arístegui et al., 2009; Arístegui, 2011)

o En Agosto de 2004 se produjo un episodio de calentamiento extremo en el Archipiélago, alcanzándose e

incluso superándose los 27 ºC en muchas zonas, en el curso de un evento climático muy particular que

conllevó la retirada de los vientos alisios y la entrada de aire africano cálido cargado de polvo (calima). La

coincidencia de las aguas calientes y la entrada de oligoelementos limitantes para la producción

fitoplanctónica aportados por la calima, como es el hierro, produjo la aparición de grandes manchas a modo

de suciedad en la superficie del agua, nunca vistas anteriormente, que resultaron estar formadas por una

cianobacteria que utiliza el nitrógeno del aire6. (Brito, 2008). Se produjeron acumulaciones masivas de la

cianobacteria diazotrófica Trichodesmium. Esta especie, formadora de “blooms” en regiones más tropicales

(y que puede llegar a ser tóxica en ciertas ocasiones), podría extenderse en un futuro si el calentamiento del

6 Ramos, A.G., A. Martel, G.A. Codd, E. Soler, J. Coca, A. Redondo, L.F. Morrison, J.S. Metcalf, A. Ojeda, S. Suárez & M. Petit (2005). Bloom of the marine diazotrophic cyanobacterium Trichodesmium erythraeum in the Northwest African upwelling . Mar. Ecol. Prog. Ser. 301: 303-305.

8. 13

agua superficial persiste al mismo ritmo que los últimos años, reduciéndose los aportes de nutrientes por

procesos de mezcla y disminuyendo la productividad primaria. (Arístegui, 2011)

8.6. REFERENCIAS BIBLIOGRÁFICAS

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GAPS (FALTA DE INFORMACIÓN)

- A la hora de describir las tendencias en las condiciones hidrográficas que puedan estar teniendo lugar a causa del

cambio climático, el principal problema es que los programas de monitorización y los registros de series

temporales son relativamente recientes. En este sentido, ni siquiera se ha determinado con precisión cuáles son

los regímenes normales (climatológicos) de corrientes marinas en las plataformas continentales ni en el océano

intermedio o profundo. Por tanto es necesario mantener y optimizar los programas de monitorización existentes y

que nuestro país se involucre a fondo en las diferentes iniciativas internacionales que persiguen la creación de un

sistema global integrado de observación de la tierra.

- Debido a que muchas de las respuestas del océano al incremento de CO2 no son lineales, sino que están

conectadas y sometidas a procesos de retroalimentación, la magnitud de la respuesta del océano ante el cambio

climático es incierta y variable a nivel regional. Para poder entender y predecir estos cambios se necesita de un

esfuerzo concertado y (sobre todo) mantenido a lo largo del tiempo, llevando a cabo estudios en “estaciones

seriales” de variables físicas, biogeoquímicas y del funcionamiento del ecosistema pelágico. (Arístegui, 2011)

- La falta de series largas de datos históricos cuantitativos sobre la biodiversidad marina y la sinergia con

forzamientos locales de gran poder de transformación, como la sobrepesca o la contaminación, limitan mucho las

interpretaciones de efectos del cambio climático. (Brito, 2011)

- Se pone de manifiesto la necesidad de más investigación dirigida y financiada, centrada en el monitoreo de

indicadores concretos, para delimitar las zonas de mayor resistencia y resiliencia al cambio climático, con mayor

urgencia en las islas occidentales y centrales, a fin de realizar propuestas de conservación de dichos espacios.

(Brito, 2011)