UNIVERSIDAD DE LAS PALMAS DE GRAN CANARIA DEPARTAMENTO DE BIOLOGÍA TESIS DOCTORAL El clima en el Atlántico norafricano durante los interglaciales MIS 5.5 Y MIS 11.3 a partir de los paleoindicadores Harpa rosea Lamarck 1816 y Saccostrea cucullata (Born, 1780) en el archipiélago canario.
Saccostrea cucullata (Born) Harpa rosea Lamarck
Mercedes Montesinos del Valle Las Palmas de Gran Canaria, noviembre de 2011
UNIVERSIDAD DE LAS PALMAS DE GRAN CANARIA DEPARTAMENTO DE BIOLOGÍA D. JUAN LUIS GÓMEZ PINCHETTI, SECRETARIO DEL DEPARTAMENTO DE BIOLOGÍA DE LA UNIVERSIDAD DE LAS PALMAS DE GRAN CANARIA,
CERTIFICA,
Que el Consejo de Doctores del Departamento en sesión extraordinaria tomó el acuerdo de dar el consentimiento para su tramitación, a la tesis doctoral titulada “El clima en el Atlántico norafricano durante los interglaciales MIS 5.5 y MIS 11.3 a partir de los paleoindicadores Harpa rosea Lamarck y Saccostrea cucullata (Born ) en el Archipiélago canario”.
Presentada por la doctorando Dña. Mercedes Montesinos del Valle y dirigida por el Dr. Joaquín Meco Cabrera y Dr. Antonio Juan González Ramos.
Y para que así conste, y a efectos de lo previsto en el Artº 73.2 del Reglamento de Estudios de Doctorado de esta Universidad, firmo la presente en Las Palmas de Gran Canaria, a 4 de noviembre de 2011.
5 Departamento de Biología Las Palmas de Gran Canaria a Programa de Doctorado de Gestión de recursos vivos marinos y medioambiente Bienio 2006 2008 Título de la Tesis: “El clima en el Atlántico norafricano durante los interglaciales MIS 5.5 Y MIS 11.3 a partir de los paleoindicadores Harpa rosea Lamarck y Saccostrea cucullata (Born) en el archipiélago canario.” Tesis doctoral presentada por Dña. Mercedes Montesinos del Valle para obtener el grado de Doctor por la Universidad de Las Palmas de Gran Canaria. Dirigida por el Dr. Joaquín Meco Cabrera y el Dr. Antonio Juan González Ramos. El Director El Director La Doctoranda
7 “Mañana, quizás mañana me la devolverá la mar”. De “El Marino. Relatos del Corazón Herido” A los que me quisieron A los que todavía me quieren A los que siempre me querrán
9 AGRADECIMIENTOS La realización de esta Tesis ha sido posible gracias a la iniciativa de Dr. Joaquín Meco Cabrera y a su dirección junto al Dr. Antonio Juan González Ramos. Asimismo, quiero agradecer la ayuda del Dr. Josep Coca y Alex Redondo, de SEAS Canarias satellite ground station, de Juan Francisco Betancort del LP DB ULPGC, de Andrea Kourgly de la Biblioteca del Naturhistorisches Museum Wien; de Maria Teresa Alberdi del Museo Nacional de Ciencias Naturales de Madrid; de los Drs Juan Carlos Carracedo del CSIC y Alejandro Lomoschitz del Departamentos de Ingeniería de la Universidad de Las Palmas, del Dr. Ángel Luque del Villar de la Universidad Autónoma de Madrid por sus aportaciones sobre el terreno al estudio geológico de los depósitos estudiados, de la Secretaría de Estado de Cambio Climático del Ministerio de Medio Ambiente, y Medio Rural y Marino y de mi familia y amigos por su comprensión y ánimo.
11 ÍNDICE
RESUMEN ...... 16 ABSTRACT ...... 18 1.- PRESENTACIÓN ...... 21 2.- ESTUDIOS PRECEDENTES...... 22 2.1.- Geológicos ...... 22 2.2.- Geográficos ...... 23 2.2.1.- Islas Canarias ...... 23 2.2.1.1.- Gran Canaria ...... 26 2.2.1.2.- Fuerteventura ...... 27 2.2.1.3.- Lanzarote...... 28 2.2.2.- Archipiélago de Cabo Verde ...... 30 2.2.3.- Mauritania ...... 31 2.2.4.-Senegal ...... 33 2.2.5.- Gambia ...... 33 2.2.6.- Ghana ...... 34 2.2.7.- Nigeria...... 34 2.2.8.- Guinea Ecuatorial...... 35 2.2.9.- Santo Tomé...... 36 2.2.10.- Angola ...... 37 2.2.11.- Isla Ascensión...... 38 2.3.- Ecológicos ...... 39 2.3.1.- El paleoindicador Saccostrea cucullata (Born 1780) ...... 39 2.3.1.1.- Biodistribución ...... 40 2.3.1.2.- Diagnosis y descripción morfológica ...... 41 2.3.1.2.1. Diagnosis ...... 41 2.3.1.2.2. Descripción morfológica ...... 43 2.3.1.3.- Ecología. Reproducción y dispersión larvaria ...... 45 2.3.1.4.- Testimonios del Pleistoceno Medio en Canarias: Depósitos marinos MIS 11.3 con Saccostrea cucullata (Born,
12 1780)...... 47 2.3.1.4.1. Gran Canaria ...... 47 2.3.1.4.2. Lanzarote...... 50 2.3.1.4.3. Descripción de los ejemplares fósiles ...... 54 2.3.2.- El paleindicador Harpa rosea Lamarck 1816 ... 56 2.3.2.1.- Biodistribución ...... 57 2.3.2.2.- Diagnosis y descripción morfológica ...... 64 2.3.2.2.1. Diagnosis...... 65 2.3.2.2.2. Descripción morfológica...... 72 2.3.2.3.- Ecología, reproducción y dispersión larvaria ...... 73 2.3.2.4.- Testimonios del Pleistoceno Superior en Canarias: Depósitos marinos MIS 5.5 con Harpa rosea Lamarck 1816 ...76 2.3.2.4.1. Gran Canaria...... 77 2.3.2.4.2. Fuerteventura...... 80 2.3.2.4.3. Lanzarote...... 82 2.3.2.5.- Descripción morfológica de los ejemplares fósiles ...84 2.4.-Paleoclimatológicos...... 88 2.4.1.1.- El último interglacial (MIS 5e o 5.5)...... 89 2.4.1.1.1. El nivel del mar ...... 91 2.4.1.1.2. Australia...... 92 2.4.1.1.3. Zonas Intermedias...... 93 2.4.1.1.4. Las posibles fluctuaciones del nivel del mar...... 96 2.4.1.1.5. ¿Cómo se datan los depósitos del MIS 5e? ...... 98 2.4.1.1.6. Desequilibrio U series ...... 99 2.4.1.1.7. La racemización de aminoácidos ...... 100 2.4.1.1.8. Isótopos del oxígeno en los fondos oceánicos...... 101 2.4.1.1.9. Geología de los depósitos marinos litorales ...... 101 2.4.1.1.10. Mediterráneo...... 103 2.4.1.1.11. Canarias ...... 104 2.4.1.2.- El interglacial (MIS 11.3) o penúltimo gran interglacial ...... 107 2.4.1.2.1. El nivel del mar...... 107 2.4.1.2.2. Comparación con el MIS 9...... 108 2.4.1.2.3. Sondeos oceánicos...... 109 2.4.1.2.4. Perforaciones en los hielos...... 109 2.4.1.2.5. Canarias...... 110 2.5.- Cambio Climático ...... 112 2.5.1.- Los cambios climáticos y su incidencia en el Harpa rosea Lamarck, 1816 y en Saccostrea cucullata (Born).
13 ...... 112 2.5.2.- Evolución de las condiciones bioclimáticas en las Islas Canarias desde hace 130.000 años a la actualidad ...... 112 3.- METODOLOGÍA ...... 118 3.1.- Paleontológica ...... 118 3.2.- Datos de satélites ...... 119 3.2.1.- Temperatura superficial del mar (SST)...... 119 3.2.2.- Color del océano ...... 122 3.2.3.- Dominio geográfico ...... 126 3.2.3.1.- Áreas de muestreo ...... 128 3.2.4.- Escenario oceanográfico de los ambientes del Atlántico como hábitat de Saccostrea cucullata y de Harpa rosea ...... 130 3.2.4.1.- Características bioclimáticas de la región estudiada ...... 130 4. RESULTADOS...... 131 4.1.- Temperatura ...... 131 4.2.- Clorofila-a ...... 144 4.3.- Estadísticos ...... 148 4.3.- Descriptivos estadísticos ...... 163 5.- DISCUSIÓN ...... 166 5.1.- Biología ...... 166 5.2.- Meteo-Oceanografía ...... 169 5.2.4.- Climatología ...... 171 6.- CONCLUSIONES ...... 201 6.1.- Sobre Taxonomía ...... 201 6.2.-Sobre paleo—temperatura de la superficie del mar...... 201 6.3.- Sobre paleo—biología ...... 202
14 6.4.- Sobre concentraciones de clorofila-a ...... 203 6.5.- Sobre el nivel del mar/volumen de hielos .. 203 6.6.- Sobre anticipación climática ...... 204 7. - BIBLIOGRAFÍA ...... 207 ANEXOS...... 226
15 RESUMEN El hecho de que algunas especies de moluscos como Saccostrea cucullata (Born) y Harpa rosea Lamarck, de extrema exigencia ecológica, que habitan en el Golfo de Guinea aparezcan fósiles en yacimientos de Canarias, ha permitido conocer condiciones oceánicas durante los últimos interglaciales (inicios del Pleistoceno superior y del Pleistoceno medio tardío) mediante modernas técnicas de teledetección espacial que permitirían comparar ambos entornos geográficos. Se han estudiado los Estadios Isotópicos Marinos (MIS) 5.5 y 11.3 por ser los más parecidos al interglacial actual y se han seleccionado como paleoindicadores respectivos los fósiles más exigentes en cuanto a requerimiento de temperatura, el Harpa rosea Lamarck y la Saccostrea cucullata (Born). Lo primero que se ha realizado ha sido la identificación de ambas especies y la recopilación de las citas geográficas aparecidas en la bibliografía desde 1758, fecha de publicación de la décima edición del Systema Naturae de Linné y de la nomenclatura válida zoológica. Además, se ha recopilado la información geológica y dataciones radiométricas aportadas por la bibliografía desde el siglo XIX hasta la actualidad sobre los depósitos canarios que contenían los ejemplares fósiles estudiados. La morfología de los ejemplares fósiles fue contrastada con la de los ejemplares actuales todos ellos en las colecciones del Laboratorio de Paleontología de la Universidad de Las Palmas de Gran Canaria. En segundo lugar se han cuantificado las Temperaturas de la Superficie del Mar (SST) de los lugares donde estas especies viven en la actualidad e inferir de ello la temperatura alcanzada en los interglaciales mencionados. Para cuantificarlas se han utilizado bases de datos sinópticos obtenidos por medio de satélites artificiales proporcionados por la División de Robótica y Oceanografía Computacional (ROC ULPGC). El tratamiento de escenas de Temperatura Superficial del Océano (SST) y también de Clorofila a (clor a), ha consistido en la obtención de síntesis diarias/semanales/mensuales/anuales en todo el Atlántico Oriental (1985 2009). El número de observaciones realizadas es tal, (1.056.186 para la temperatura y 112.534 para la clor a) que ha permitido vislumbrar una trayectoria climática en nuestros días inmersos en el presente interglacial. Los datos del nivel del mar durante el MIS 11 son contradictorios. Se discute si su altura era unos 20 m más alto o más bien el nivel del mar era aproximadamente igual al actual. El nivel del mar está relacionado de algún modo con el volumen de hielos y, por lo tanto, con la temperatura superficial del mar. Los cálculos a partir del paleoindicador Saccostrea cucullata indican para el Atlántico
16 de Canarias una SST superior a la actual entre, al menos, 2.42 — 3.53 ºC a 6.66 — 6.79 ºC, según las estaciones. Ello implica un volumen de hielo menor y un nivel del mar superior que el actual en, al menos, unos 2 a 6 m. Este dato es nuevo en relación con lo publicado hasta ahora. Respecto al MIS 5.5 el paleoindicador utilizado ha sido Harpa rosea. De la elevación del nivel del mar durante el MIS 5.5 hay numerosos datos en todo el mundo, al contrario del MIS 11, que son mucho más escasos. En general, coinciden con unos 5 — 6 m más alto que el actual y con una temperatura aproximadamente de unos 7 ºC más que en el presente para el Mediterráneo y unos 5ºC para Canarias. Desde antiguo se ha utilizado como paleoindicador el Strombus bubonius pero, aquí se ha elegido el paleoindicador Harpa rosea que si bien acompaña en Canarias al Strombus bubonius es mucho más exigente que él en cuanto a migración porque viviendo actualmente solo en el Golfo de Guinea nunca alcanzó el Mediterráneo pero sí las Canarias. Basándose que en este paleoindicador, que está exento de la compleja problemática del Strombus bubonius en el Mediterráneo, se ha obtenido que como mínimo las SST del MIS 5.5 eran aproximadamente de 1,24ºC — 1.82 ºC a 6.66 — 6,79ºC (2) ºC más altas según las estaciones. En relación con la clorofila a, para la Saccostrea cucullata (Born), paleoindicador del MIS 11.3, el promedio durante los meses cálidos, en el período 1988 2007, en el Golfo de Guinea es de 4,76 mg/m3 mientras que para Canarias es de 0,17 mg/m3 lo que supone una diferencia de 4,59 mg/m3. En el caso del Harpa rosea Lamarck, paleoindicador del MIS 5.5, en el Banc d’Arguin el promedio es de 6,74 mg/m3 por lo que la diferencia con la concentración encontrada es de 6,57 mg/m3. Estas notables diferencias con la actualidad probablemente están en relación con importantes cambios en las corrientes del Atlántico Norte. La recopilación de 1.056.186 de datos desde 1985 a 2009 del Golfo de Guinea confirma un aumento continuo de las SST (~ 0.4ºC por década) e incide en la cuestión del parecido entre los interglaciales MIS 5.5 y MIS 11.3 con el interglacial actual. Este aumento de las SST excede al de las previsiones recogidas en el Cuarto Informe elaborado por el Panel Intergubernamental de Cambio Climático que concluye que es probable el incremento de la temperatura del agua de los océanos en 0,1º C por década, pudiendo ser hasta de 0,2º en los escenarios menos favorables para el Hombre. Se podría aventurar un pronóstico de futuro y concluir que es muy probable que a mitad de este siglo, Harpa rosea Lamarck y otras especies guineanas propias del Interglacial MIS 5.5, el inmediato anterior al actual en que vivimos, pueblen de nuevo las costas de las islas Canarias. Sin embargo, Saccostrea cucullata (Born) lleva un camino geológico de desplazamiento hacia el sur desde el Pleistoceno inferior, en que
17 abandona el Mediterráneo y Marruecos, seguido por el abandono de Canarias y Cabo Verde tras el Pleistoceno medio (MIS 11.3). Su no retorno en el último interglacial (MIS 5.5), a inicios del Pleistoceno superior cuando la llegada de la fauna Senegalesa a Canarias y Mediterráneo, hacen sospechar resistencia al cambio climático y otros derroteros geográficos/evolutivos quizás hacia Suráfrica. ABSTRACT The fact that some species of molluscs Saccostrea cucullata (Born) and Harpa rosea Lamarck, both requiring extreme ecological conditions, which live in the Gulf of Guinea and appear in fossil deposits in the Canary Island, has made us know the ocean conditions during the last main interglacials (Middle Pleistocene and Upper Pleistocene) using modern remote sensing techniques that let us compare both spatial geographic environments. Marine Isotope Stages 5.5 and 11.3, the most similar to the current interglacial, have been studied and selected for this work as proxies respectives fossils, which are the most demanding in terms of temperature requirement, the Harpa rosea Lamarck and Saccostrea cucullata (Born). The first step has been the identification of both species, so I have compiled the geographical quotations appeared in the literature since 1758, publication date of the tenth Edition of Systema Naturae of Linnaeus and valid zoological nomenclature. I have also collected geological and radiometric information provided by the literature since the nineteenth century to the present, on deposits containing fossil specimens in the Canary Islands. The morphology of fossil specimens was contrasted with the current ones, all of them from the collections of the Laboratory of Paleontology at the University of Las Palmas de Gran Canaria. The second step has been to quantify the current sea surface temperatures (SST) where these species live and to infer the temperature reached in the interglacial mentioned. In order to quantify them, I used synoptic databases obtained through satellites provided by the Division of Robotics and Computational Oceanography (ULPGC). The SSTs and also the chlorophyll a (chlor a) has consisted of daily/weekly/monthly/yearly observations obtained through out the Eastern Atlantic from 1985 to 2009. The number of observations is such (1,056,186 for the temperature and 112,534 for the chlorophyll a (chlor a) that they have let us see a glimpse of climate history in our time immersed in the present interglacial.
18 The data of sea level during MIS 11 are contradictory. Recent studies discuss whether the data on their height, about 20 m, are valid or rather the sea level was approximately equal to the present. Sea level is someway related to the volume of ice and, therefore, to the surface temperature of the sea. Our calculations from proxy Saccostrea cucullata indicate that the SSTs in the Atlantic of the Canary Islands was higher than nowadays, at least between 2.42 3,53 ºC to 6,66 6,79 ºC. This implies a lower ice volume and a sea level higher than the current one, at least about 2 to 6 m. This data is a new contribution to what it has been already published. Regarding the MIS 5.5 the proxy used was Harpa rosea. There is ample evidence of the rising sea level during MIS 5.5 around the world, as opposed to MIS 11, which is much rarer. In general, they agree with some 5 — 6 m higher than at present and with a temperature of about 7 ºC warmer than at present for the Mediterranean and about 5 °C for the Canaries. Since ancient times, the Strombus bubonius was used as a proxy, but we have chosen an Harpa rosea proxy that, while it is accompanied by the Strombus bubonius in the Canaries, is much more demanding for migration because, although it only lives in the Gulf of Guinea nowadays, it never reached the Mediterranean but the Canaries. Based in this proxy, which is exempt from the complex problematic of the Strombus bubonius in the Mediterranean, I have obtained that the SSTs of MIS 5.5 was seasonally about 1.24 ºC 1,82 ºC to 6,66 6,79 ºC. In relation to chlorophyll a, for the Saccostrea cucullata (Born), proxy of the MIS 11.3, the average during the warm months in the period 1988 2007, in the Gulf of Guinea, is of 4.76 mg/m3, while for the Canary Islands is 0.17 mg/m3, which makes a difference of 4.59 mg/m3. In the case of Harpa rosea Lamarck, proxy of the MIS 5.5, the average of the Banc d'Arguin is 6.74 mg/m3, so the difference with the concentration found in the Canaries is of 6.57 mg/m3. These remarkable differences with the present probably show a significant variation in the North Atlantic sea currents. The 1,056,186 Gulf of Guinea data from 1985 to 2009 kept under observation confirm a continuous increase of SSTs ( ~0.4ºC per decade) and it also leads to the question of the similarity of both interglacials MIS 5.5 and MIS 11 to the present. This conclusion exceeds the forecasts contained in the Fourth Report by the Intergovernmental Panel on Climate Change, which concluded that the SST increase is likely to be at 0.1 ºC per decade, and it can be up to 0.2 °C in a less favourable scenario for the humankind. One might venture a forecast and conclude that it is likely that at the middle of this twentyfirst century, Harpa rosea Lamarck and other Senegalese species typical of the Canarian Interglacial MIS 5.5 settle again in the Canarian coast. However,
19 Saccostrea cucullata (Born) has a geological shift from the Mediterranean Lower Pleistocene to the South, leaving Morocco, the Canary and Cape Verde islands after the middle Pleistocene. The fact that it did not return during the last interglacial (MIS 5.5), with the arrival of Senegalese fauna to the Canary Islands and the Mediterranean sea, make us suspect a bigger resistance to climate change and other geographical and evolutinary courses, perhaps to South Africa or to anywhere else due to human action.
20 1.- PRESENTACIÓN La presencia del gasterópodo Harpa rosea Lamarck 1816 y del lamelibranquio Saccostrea cucullata (Born) propios de los mares del Golfo de Guinea en depósitos marinos de Canarias permite una comparación de los Estados Isotópicos Marinos (MIS) 11.3 y 5.5. con el presente. ¿Por qué dos especies? ¿Por qué estas especie? ¿Por qué en Canarias? ¿Por qué mediante teledetección? Por una parte, el último interglacial es, con toda probabilidad, el más parecido al presente e inacabado interglacial en el que transcurren nuestros días desde hace 11.500 años. En él, el mar alcanzó unos seis metros más de altura que en la actualidad según cálculos y testimonios muy generalizados. En Canarias persisten sus depósitos en casi todas las islas aunque con más riqueza y extensión en las orientales. Su característica más notable es que contienen algunas especies fósiles que viven en la actualidad únicamente en el Golfo de Guinea y en las Islas Cabo Verde. Es decir, son de aguas muy cálidas, las más cálidas. Ello denota un cambio en la temperatura de las aguas litorales de Canarias que están bajo la influencia de una corriente fría. Es decir, su anulación o su desviación durante el último interglacial también denominado MIS 5.5 (Marine Isotope Stage) y en el MIS 11.3 (Marine Isotope Stage). Entre esas especies, llamadas frecuentemente “senegalesas”, que se desplazaron hacia el norte, algunas alcanzaron el Mediterráneo y allí caracterizan a depósitos marinos desde el litoral andaluz hasta el Líbano (más de 3.000 Km). En tan amplio y geológicamente atormentado lugar, la interpretación de su presencia no ha sido fácil, causando una problemática relacionada fundamentalmente con una invasión única o múltiple de la cuenca mediterránea. Esas especies están también presentes en los depósitos marinos canarios, y elegirlas como paleoindicadores, traería problemas geológicos y paleoclimáticos ajenos más que solucionar los propios. Sin embargo, Harpa rosea y Saccostrea cucullata ausentes en el Pleistoceno Medio y Superior del Mediterráneo, pero no de Canarias y vivientes en el Golfo de Guinea, parecen idóneos. Aunque la presencia de ambos paleoindicadores es muy escasa son especies raras en las localidades del Golfo de Guinea sin embargo, se ha encontrado en los más notables yacimientos de Canarias: Harpa rosea Lamarck en Matagorda y Punta Penedo en Lanzarote, Matas Blancas en Fuerteventura y Ciudad Jardín en Las Palmas de Gran Canaria. Todos ellos atribuidos al último interglacial (MIS 5.5) por su fauna senegalesa y por su posición paralela y cercana al litoral actual pero a mayor altura: entre 3m sobre el nivel actual del mar en Matas Blancas, 9 m en Punta Penedo, 12m en Las Palmas. Mientras que Saccostrea cucullata (Born) en el Barranco de Cardones,
21 Costa de Arucas, en Gran Canaria y Piedra Alta en Lanzarote respectivamente 35 m en la costa de Arucas y entre 16 18 m en Piedra Alta, pertenecen al gran interglacial del Pleistoceno Medio (MIS 11.3.). Dataciones U/Th y ESR realizadas sobre conchas procedentes del yacimiento de Matas Blancas han proporcionado edades que oscilan sobre los 135 Kiloaños, edad generalmente atribuida al último interglacial. Canarias ha tenido una situación geográfica muy peculiar durante los avatares geológicos y climáticos de los últimos 5 millones de años. Justos los años de los cambios climáticos modernos y también de la génesis de la humanidad. Está en el hemisferio Norte, donde se concentran la mayor parte de las masas continentales. Está en el Atlántico, el único océano “vertical” de polo a polo desde el cierre de Panamá hace un poco más de 4 ma, justo coincidiendo con el fin de la presencia de corales pliocenos en Canarias y con el inicio de un importante enfriamiento climático que culminaría con la formación de hielos árticos desde hace casi 3 ma y con la instalación de la Corriente de Canarias. Está a latitudes (28º N) medias frente a la costa sahariana lo que la hace sensible a los cambios pleistocenos. Además es de origen volcánico y ha conservado depósitos marinos atrapados por lavas datables. Una vez constatada la presencia en Canarias de Harpa rosea Lamarck y Saccostrea ccullata Born, fósiles y conocidas las localidades africanas donde viven en la actualidad ha sido posible inferir, mediante las modernas técnicas de teledetección, a partir de las condiciones oceánicas que requiere para su existencia las condiciones oceánicas que reinaban en Canarias durante el Pleistoceno superior (último interglacial) y el Pleistoceno Medio tardío. 2.- ESTUDIOS PRECEDENTES 2.1.- Geológicos El archipiélago canario comprende siete islas volcánicas principales y algunas isletas a lo largo del atlántico oriental frente a la costa africana noroeste. Las islas han tenido una historia geológica muy larga surgiendo el archipiélago por un lento movimiento sobre un punto caliente activo desde hace 20 millones de años (Carracedo et al., 2002). Emersiones de depósitos marinos mio pliocenos a diferentes alturas a lo largo del archipiélago han sido descritas e interpretadas como un progresivo basculamiento de las islas debido al peso de la sucesiva aparición hacia el oeste de los edificios volcánicos más jóvenes resultando un progresivo basculamiento de los más viejos edificios hacia el oeste (Meco et al. 2007).
22 Los registros sedimentarios de las islas contienen evidencias de varios cambios climáticos ocurridos durante los últimos 5 ma con fases cálidas documentadas por terrazas marinas y por paleosuelos paleosuelos de clima húmedo y episodios áridos representados por depósitos eólicos y calcretas. (Meco et al., 2003; 2006). Los depósitos marinos del último interglacial contienen el gasterópodo Harpa rosea Lamarck, y los del penúltimo gran interglacial contienen el lamelibranquio Saccostrea cucullata (Born). Ambas especies habitan en la actualidad en la costa de África occidental y en algunas islas del océano Atlántico oriental, por lo que el escenario regional de la presente investigación, para ambas especies se centra en las Islas Canarias orientales y en las Islas de Cabo Verde, Banc d'Arguin, Senegal, Guinea, Sao Tomé, Luanda, Namibe e Isla Ascensión. 2.2.- Geográficos
La descripción de las localidades que se efectúa en este apartado ha sido redactada basándose fundamentalmente en la información extraída de las publicaciones de Bosque Laurel, J.; Vilá Valentí, J. (1990 1992). Castro Antolín, Mariano Luís de (1985). Saénz Ridruejo, C. Arenillas Parra, M (1996) y Terán, M, Solé Sabarís, L. y otros (1987). En primer lugar se describen las características de los lugares canarios donde se han localizado los ejemplares fósiles, para pasar, a continuación, a describir los países donde se han descrito como recolectadas vivas por diferentes autores reseñados en la bibliografía.
2.2.1.- Islas Canarias Las Islas Canarias se encuentran en el océano Atlántico entre las latitudes, 29º 24' 40'' N de la punta Mosegos (en Alegranza) y 27º 38' 16'' N de la punta de los Saltos (en El Hierro); y las longitudes los, 13º 19' 54'' O de La Baja (en el Roque del Este) y 18º 09' 38'' O del Roque del Guincho (en El Hierro). Las islas, de origen volcánico, son parte de la región natural de la Macaronesia, junto con los archipiélagos de Cabo Verde, Azores, Madeira, Salvajes y el enclave macaronésico africano. Su clima es subtropical, aunque modificado por la altura y la vertiente norte o sur. Esta variabilidad climática da lugar a una gran diversidad biológica que, junto a la riqueza paisajística y geológica, hace que en Canarias haya cuatro parques nacionales y que varias islas sean reservas de la biosfera de la UNESCO. El clima dominante en Canarias es subtropical seco y húmedo, pero debido a su
23 posición en medio del Atlántico y a su relieve existen numerosos microclimas muy significativos. En realidad Canarias está a caballo entre la zona de circulación oeste que genera el frente polar y las altas presiones subtropicales que se generan en las Azores. Aunque el régimen de vientos alisios es dominante, la variación estacional del anticiclón de las Azores permite la llegada de masas de aire polar, y la proximidad al continente africano, a la altura del Sahara, permite la llegada de masa de aire tropical continental secas y cálidas, en numerosas ocasiones acompañada de polvo en suspensión (calima). Los centros de acción principales son el anticiclón de las Azores y la posición de la Zona de convergencia intertropical, pero también, y de forma secundaria, el frente polar y las bajas presiones saharianas. Canarias está, prominentemente, bajo el dominio de los vientos alisios procedentes del flanco oriental del anticiclón de las Azores. Estos vientos son muy constantes y tienen una velocidad regular de entre 20 y 22 Km/h, y una componente que varía entre el este y el noreste. Estos vientos soplan de forma casi permanente. En verano tienen una frecuencia de hasta el 90%, mientras que en el invierno esta proporción se reduce al 50%. El rasgo más interesante de estos vientos es su estratificación en dos capas, una baja y húmeda y otra alta y seca. Esta circunstancia genera una inversión térmica de límites variables y cuya consecuencia más llamativa es la aparición de un «mar de nubes» en las vertientes orientadas a los vientos dominantes. El mar de nubes crea un efecto invernadero que contribuye a la estabilidad térmica de las zonas bajas. Además, estas nubes impiden la llegada de grandes cantidades de rayos solares al mar, lo que contribuye a la estabilidad de la corriente fría de Canarias, una corriente marina que dulcifica las temperaturas del archipiélago. Gracias a la inversión térmica, que impide el ascenso de la humedad, las capas bajas de la atmósfera tienen un elevado índice de humedad relativa, sobre todo entre los 500 y los 1.200 metros. Este índice de humedad puede llegar al 100% pero sin provocar la precipitación, en lo que se llama lluvia horizontal. Además de los vientos alisios en las islas montañosas hay que tener en cuenta los vientos locales, tanto la brisa marina como los vientos que ascienden (adiabáticos) hacia las cumbres por el día, o descienden (catabáticos) hacia la costa por la noche. El clima de Canarias está templado por la corriente fría de Canarias. Esta corriente marina procedente del norte es una bifurcación de la corriente del Golfo, que al encontrarse con las Azores se divide en dos ramales, uno cálido que va hacia el norte y otro frío que desciende hasta Canarias, tras pasar por la costa sur de Portugal y la occidental del norte de África. En Canarias los vientos alisios tienden a desplazar las aguas superficiales hacia el centro del Atlántico favoreciendo el ascenso de las aguas frías, que por lo general viajan más profundas. La presencia de la corriente fría atenúa la estratificación en dos capas de los alisios. La presencia, cercana, del desierto del Sahara también tiene su influencia sobre el
24 clima canario. Se manifiesta por la advección de aire muy cálido, seco y con grandes cantidades de polvo en suspensión, que dificultan la visibilidad (calima). Por lo general son vientos fuertes con una componente este o suerte muy marcada. Esta situación es común en verano, cuando el anticiclón de las Azores se desplaza hacia el norte, y, por lo tanto, se debilita en la región. Es lo que se conoce como tiempo sur. También el frente polar llega hasta aquí, cuando el anticiclón de las Azores está muy al sur y muy retirado hacia el centro del océano. Esto supone, siempre, la llegada de lluvias más o menos intensas que caen en la vertiente opuesta a la de los alisios, ya que los vientos tienen una componente N NO, pero también llegan con componente NE e incluso SO, que son las que más precipitaciones dejan. Normalmente a Canarias le llegan los extremos de las vaguadas de las borrascas. Las masas de aire frío hacen bajar las temperaturas pero sólo moderadamente en la costa, y algo más acusadamente en altitud. La combinación de vientos, la corriente marina y los centros de acción hace que las temperaturas en Canarias sean notablemente estables y menos calurosas de lo que a su latitud le corresponderían. Las temperaturas más altas se alcanzan en agosto, aunque septiembre tiene prácticamente la misma media. Las temperaturas más frías se dan en enero, seguida muy de cerca de febrero. La oscilación térmica entre el mes más cálido y el más frío está por debajo de los diez grados centígrados, entre los 17º C y los 25º C; salvo en las cumbres montañosas que puede llegar a los 13º C. La presencia de la corriente fría de Canarias hace que las olas de calor lleguen antes a las capas altas que a las bajas. Así pues, el típico gradiente altitudinal negativo que se da con la altura en Canarias está casi anulado. El clima está condicionado por la topografía. La existencia de altas montañas pone obstáculos a la circulación de los alisios. El efecto barrera se potencia en las montañas, y en las vertientes de barlovento se acumulan las nubes y las lluvias, mientras que el efecto Foehn se muestra muy activo a sotavento. Las precipitaciones presentan un patrón muy claro en el que la altitud es decisiva. Lanzarote y Fuerteventura, islas bajas, presentan rasgos de aridez muy marcados, con precipitaciones de menos de 100 mm en la costa y de 300 mm en el interior. En general todas las costas de las islas recogen precipitaciones por debajo de los 300 mm Las precipitaciones aumentan progresivamente con la altitud hasta llegar a los 700 mm anuales en las cumbres más altas. Sólo en el interior de las cañadas del Teide hay un área de menor precipitación en el que no se alcanzan los 300 mm Dado que las especies en las que se centra el trabajo fueron recolectadas en las Islas orientales, Gran Canaria, Fuerteventura y Lanzarote, abordaremos, por tanto, las características de estas tres islas.
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2.2.1.1. Gran Canaria
Gran Canaria (Fig. 1) es una isla volcánica situada en el centro del archipiélago. Tiene una forma de concha de vieira, una superficie de 1.530 Km2, 256 kilómetros de costa y una altitud máxima de 1.949 metros que se alcanza en el Pico de las Nieves. El edificio volcánico rebasó el nivel del mar hace 14 millones de años, habiendo tenido lugar la última erupción hace unos 3000 años, por lo que no se descartan erupciones en el futuro. Toda la isla, excepto la península de la Isleta, es un macizo antiguo, aunque los materiales de mayor edad se encuentran al suroeste y los más jóvenes al noreste. Así, las formas volcánicas están más desmanteladas en la mitad meridional denominada "Paleocanaria" o "Tamarán", donde los barrancos son más profundos, con fondos planos presentando los interfluvios unas crestas más marcadas; la mitad norte de la isla denominada "Neocanaria" presenta un relieve menos erosionado.
Fig. 1. Mapa Geológico Gran Canaria (Fuente: Meco et alii, 2005) En la zona paleocanaria se encuentran paredes verticales de hasta 500 y 600 metros, e importantes conos de derrubios, producto de la erosión, que pueden llegar a formar 26 amplios abanicos de aluviales, como es el caso del barranco de Fataga, al sur, donde se encuentran las dunas de Maspalomas. Los barrancos del sur presentan un fondo plano, en contraste con los del norte, que tienen forma de V. Los barrancos se organizan de forma radial en torno a la Cumbre central, una meseta entre grandes calderas volcánicas que ocupan el centro de la isla. De aquí parten hacia el oeste, por el interior de la Caldera de Tejeda, tres barrancos que al confluir forman el barranco de La Aldea, conjunto que constituye la cuenca hidrográfica más amplia de la isla. Existen otras calderas volcánicas, como la de Tirajana, que presenta escarpes de hasta 900 metros en la zona de Los Caideros. Esta caldera se encuentra recubierta de derrubios. La caldera de Bandama es el ejemplo más espectacular, en Canarias, de explosión freática. Salvo tramos puntuales la costa se caracteriza por la presencia continua de acantilados principalmente en los sectores norte y oeste, especialmente en esta última zona donde los acantilados sobrepasan de forma usual los 500 metros. Las costas este y sur son mucho más bajas, con numerosas playas arenosas.
2.2.1.2.- Fuerteventura Fuerteventura, (Fig.2), es una isla volcánica situada al este del archipiélago. Tiene una forma alargada en dirección NNE SSO. Está separada de la isla de Lanzarote, al norte, por la isla de Lobos y el estrecho de La Bocaina. Tiene una superficie de 1.690 Km2 y 304 kilómetros de costa, lo que la convierte en la segunda isla en extensión del archipiélago, y su máxima altitud es de tan solo 807 m y se alcanza en Jandía. Es, pues, una de las islas bajas, lo que quiere decir que no posee un relieve volcánico vigoroso, ni los barrancos se encajan en su superficie. En el centro oeste de la isla aflora la corteza oceánica: Morrete de Yeseros, Cuchillo de Agua Dulce (macizo de Betancuria). Los dos tercios meridionales son un macizo antiguo muy desmantelado, aunque aquí, en la península de Jandía, se encuentran las mayores alturas. El tercio septentrional es un campo de volcanes activo. Son característicos los malpaíses volcánicos, como los del norte, Arena, Chico, Grande, Jacomar y los tres pequeños volcanes de Pájara. El norte de la isla está dividido entre el malpaís de Bayuyo y el jable de Corralejo, uno de los más importantes campos de dunas de Canarias. La llanura interior es una de las regiones más características de la isla. Se extiende desde Montaña Quemada, en el norte, hasta el valle de Tarajal de Sancho al sur. A pesar de la llanura general de la isla los interfluvios entre barrancos son muy estrechos y verticales: cuchillos, se superan los 400 metros.
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Fig. 2. Mapa geológico de Fuerteventura (Fuente: Meco et alii, 2005) Dominan en la isla los topónimos de reminiscencias cortantes: cuchillos, agujas, o morro, cuando la punta está redondeada. Los barrancos, así, son de fondo plano. La península de Jandía es la unidad más sobresaliente de Fuerteventura. Es un macizo antiguo estrecho y relativamente elevado que presenta los mayores escarpes de la isla. Presenta un abarrancamiento generalizado a dos aguas. Al oeste se extiende la llanura de punta Jandía. Enlaza con la isla a través del istmo de La Pared, donde encontramos un importante campo de dunas.
2.2.1.3.- Lanzarote Lanzarote (Fig. 3), es una isla volcánica situada en el extremo oriental del archipiélago. Extiende su domino por tres islas situadas al norte: Graciosa, Montaña Clara y Alegranza. Tiene forma oblonga de dirección NE SO. Está separada de la isla de Fuerteventura, al sur, por la isla de Lobos y el estrecho de La Bocaina. Tiene una superficie de 845 Km2, 191 kilómetros de costa y una altitud máxima de 670 metros, que se alcanza en Peñas de Chache, situado al norte.
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Fig. 3. Mapa geológico de Lanzarote (Fuente: Meco et alii, 2005) La mayor parte de la isla es un campo de volcanes activo, salvo el extremo norte, donde encontramos el macizo antiguo de Famara, y otro más pequeño al sureste: los Ajaches. Se conocen erupciones históricas, como las de 1730 1736 y 1824. Los edificios volcánicos están intensamente erosionados, pero a diferencia de las otras islas los interfluvios son alomados y no encrespados. El macizo de Famara buza suavemente hacia el este, en el oeste se eleva en el risco de Famara que se convierte en un espectacular acantilado. Presenta una serie de conos volcánicos: Quemada de Orzola, La Cerca, Los Helechos y La Quemada. El macizo de los Ajaches tiene una estructura muy similar al de Famara, también con un escarpe elevado al oeste, pero en lugar de dar al mar se extiende a sus pies un poderoso campo de lavas que han taponado los antiguos barrancos. Son los valles de Femés y Fena. Entre estos dos macizos se extiende un amplio campo volcánico, muy reciente, en el que las depresiones que dejan los ríos de lavas son aprovechadas por 29 las aguas corrientes. Todo este campo de lavas se organiza en torno al volcán de Timanfaya, y a sus erupciones de los siglos XVIII y XIX. La erupción más importante comenzó en 1 de septiembre de 1730 y terminó en 16 de abril de 1736. De esta erupción surgieron los actuales conos de Timanfaya y Pico Partido, y las Montañas de Fuego, compuesta por una serie de conos arracimados. El relieve es pues típicamente volcánico estructural. Abundan los malpaíses de lava cordada, con túneles y cuevas (Cueva de los Verdes y los Jameos del Agua). Timanfaya (El Volcán) se encuentra, a diferencia de en otras islas, en la costa occidental de la isla. Entre Timanfaya y los Ajaches es extiende La Geria. Parte de estas coladas se encuentran recubiertas de arenas, que forma activos campos de dunas. A continuación se describen las características geográficas donde se han encontrado ejemplares vivos de ambas especies. (Fig. 4)
2.2.2.- Archipiélago de Cabo Verde Las Islas de Cabo Verde, constituyen un archipiélago de origen volcánico situado frente a las costas de Senegal, formando parte de la Macaronesia. El archipiélago se encuentra dividido en dos grupos, de acuerdo con la dirección del viento predominante. Las Islas de Barlovento incluyen las islas de Santo Antão, São Vicente, Santa Luzia (desabitada), São Nicolau, Sal y Boa Vista. Las Islas de Sotavento incluyen las islas de Maio, Santiago, Fogo y Brava. Además de las mencionadas islas, existen relacionadas a ellas, los islotes Branco y Raso, situados entre las Islas Santa Luzia y São Nicolau; islote dos Pássaros, frente a la ciudad de Mindelo, Isla São Vicente; islotes Rabo de Junco, en las costas de la Isla Sal; islote de Sal Rei e islote do Baluarte, en las costas de la Isla Boa Vista. Las islas son de origen volcánico, y en la de Fogo existe un volcán activo. La mayor parte de las islas son montañas escarpadas cubiertas de cenizas volcánicas, por lo que hay poca vegetación. El clima es seco y caluroso por lo que tiene un clima tropical seco, con una media de temperatura de 20/25ºC. En los meses de enero y febrero el archipiélago sufre la influencia de tempestades procedentes del Sahara donde se da la corta estación lluviosa. Actualmente este país enfrenta problemas ecológicos como la erosión,así como la desaparición de varias especies de aves, peces y reptiles de la región, ocasionados por
30 el exceso de pastoreo, de cultivos, y de pesca. Desde hace más de 30 años sufre una gran sequía.
Fig. 4. Situación geográfica de las especies estudiadas: fósiles en Canarias y vivas en el resto de los países indicados.
2.2.3.- Mauritania Mauritania está situada en la región del Sahel, entre los meridianos 4º 48’ y 16º 30’ oeste de Greenwich y los paralelos 14º 45’ y 27º 22’ norte y tiene una costa de 754 Km Su territorio ocupa un área de 1.030.700 Km², que para efectos comparativos es similar al doble de la española. Es el 29º país del mundo por superficie. Del total, unos 300 Km² están formados por agua contenida en pequeños lagos y oasis. Mauritania se encuentra situada a orillas del océano Atlántico. Tiene una frontera de
31 1.561 Km con el Sáhara Occidental al oeste y norte, 463 Km con Argelia al noreste, 2.237 Km con Malí al este y al sur y de 813 Km con Senegal al sur; si se suman todos los Km fronterizos Mauritania tiene una frontera de 5.074 Km El río Senegal sirve de frontera con el país de Senegal. El país se encuentra dominado a excepción de una estrecha banda litoral, por el desierto del Sahara que ocupa casi la totalidad del territorio y que se ha ido extendiendo desde los años 1960 debido a las grandes sequías que ha ido sufriendo el país. Todas las ciudades importantes del país, como Nuakchot, capital del estado, y Nuadibú, la capital comercial, se encuentran en la estrecha banda litoral. Las principales ciudades del interior son Tidjikja, Atar y Chinguetti. La máxima altitud del país son los 910 m de Kediet ej Jill y el punto más bajo son los 3 m bajo el nivel del mar de la Sebkha de Ndrhamcha. Su clima es extremadamente seco, lo que explica la baja densidad de población. Por otra parte, las sucesivas sequías, han agravado la desertización del país. Las diferencias de temperatura pueden ser muy importantes entre el día y la noche. Las temperaturas son más templadas de la costa con vientos del mar y la región del río es más húmeda. Una tormenta de arena barre a veces las regiones cálidas, enterrando los cultivos o los pueblos que luchan contra el avance del desierto. Hay tres estaciones: • Noviembre Abril: La temporada de las tormentas de arena, con temperaturas moderadas durante el día y fresco por la noche • Mayo julio: los vientos de Harmattan del nordeste, que sopla aire caliente seco. Las temperaturas son altas • Agosto octubre: es la temporada de lluvias con tormentas eléctricas y lluvias intensas pero breves. El clima es muy húmedo, con temperaturas alrededor de 45 grados. La humedad es entre 50 a 70%. En cuanto a su ecología, es un país eminentemente desértico. El desierto del Sahara en Mauritania se puede dividir, en seis ecorregiones: • Desierto costero atlántico, en la costa norte. • Estepa del Sahara septentrional, en el noroeste. • Desierto del Sahara, en el noreste. • Monte xerófilo del Sahara occidental en el macizo de Adrar, en el centro del país.
32 • Estepa y sabana arbolada del Sahara meridional en el centro este. • Salobral del Sahara, en varios enclaves del norte y oeste. Además, el sur de Mauritania, correspondiente al bioma de sabana, pertenece a la ecorregión denominada sabana de acacias del Sahel.
2.2.4.-Senegal Senegal está situado en la parte Oeste del continente africano, entre 12º8 y 16º41 de latitud norte y 11º21 y 17º32 de longitud Oeste. Su punto oeste Cabo Verde (y particularmente el emplazamiento del Club Med de Dakar) constituye la parte más occidental del continente africano. El paisaje senegalés consiste principalmente de los planos ondulados por la arena del oeste de Sahel que crecen hasta faldas de montaña en el sudeste. Allí se encuentra también el punto más alto de Senegal, sin embargo, un accidente geográfico sin nombre cerca de Nepen Diakha con 581 m El límite norteño está formado por el río Senegal. Otros ríos destacables son el río Gambia y el río Casamance. La capital Dakar yace sobre la península Cabo Verde, el punto más occidental del África continental. El país se extiende sobre 196192 Km2. Si se compara con sus vecinos, Malí y Mauritania, Senegal es un país minúsculo. El clima es de tipo saheliano con una estación lluviosa de junio a octubre con inflexión en agosto y variable según la latitud (menos lluvioso el norte con respecto al sur) donde las temperaturas alcanzan su máximo. Siendo el periodo de los monzones y una estación seca de noviembre a junio con alisios continentales. Es en esta estación concretamente en el mes de enero cuando alcanzan sus mínimos. En el litoral, la mar suaviza las temperaturas, las cuales son del orden de 16º C a 30º C pero en el centro y en el este de Senegal pueden llegar a los 41º C.
2.2.5.- Gambia Gambia está situado en África occidental y se encuentra rodeado en su totalidad por Senegal, excepto en donde el río Gambia desemboca en el Océano Atlántico Se caracteriza por ser un país muy llano, cuya altitud no sobrepasan los 300 metros sobre el nivel del mar. El país se encuentra atravesado de este a oeste por el río Gambia, el cual da nombre al país. Este río es el eje del país y lo divide en dos partes bien diferenciadas; las que están al norte y las que están al sur del mismo. 33 Se diferencian tres ecorregiones: Manglar guineano, en la costa, mosaico de selva y sabana de Guinea, en el oeste y sabana sudanesa occidental, en el este.
2.2.6.- Ghana Ghana, se sitúa en el Golfo de Guinea, en África Occidental, a solo algunos grados al norte de la línea del Ecuador. La mitad del territorio queda a menos de 152 metros sobre el nivel del mar, y el punto más elevado del territorio queda a tan sólo 883 m Los 537 Km de costas están compuestos principalmente por litorales bajos y arenosos, desde los cuales se extienden planicies cubiertas de vegetación de pequeña talla, interrumpida por varios ríos, la mayoría de los cuales son navegables por medio de canoas. Al norte, en la frontera con Costa de Marfil, se extiende una faja de floresta tropical; esta área, conocida como Ashanti, es la mayor productora de cacao, minerales y madera del país. El clima de la región es tropical. La faja costera occidental es más bien apagada y relativamente seca; el suroeste es húmedo, mientras que el norte es seco. Existen dos estaciones de lluvias en el sur, la primera de mayo a junio y la segunda de agosto a septiembre; en el norte, las estaciones de lluvia tienden a fundirse. La precipitación media anual en la zona costera es de cerca de 830 mm. El lago Volta, el mayor lago artificial del mundo, se extiende desde la represa de Akosombo, al suroeste de Ghana, hasta la ciudad de Yapei, unos 500 Km al norte. El lago genera electricidad y proporciona una vía de transporte hacia el interior, además de ser un recurso potencialmente valioso para la irrigación de la agricultura.
2.2.7.- Nigeria Nigeria, está situado en el Golfo de Guinea limita al norte con Níger, al sur con el Océano Atlántico, estando situada su costa atlántica a 6,25º N; al este con Chad y Camerún, y al oeste con Benín. El relieve forma parte de la gran meseta continental africana, en el que se distinguen tres regiones diferenciadas: la llanura meridional, constituida por la acumulación de aluviones del río Níger; al norte de este gran curso fluvial aparecen unas colinas graníticas que no superan los 600 m de altura; en la parte más septentrional, destaca la meseta de Jos, a 1781 m de altitud. En el este, la frontera con Camerún, se encuentra el macizo montañoso con la cumbre más alta en el monte Vogel de 2040 m Los manglares y la selva de las costas ceden el paso a los bosques de hojas caducas, a 34 la sabana y a la estepa en el norte. Cuenta con tres cuencas hidrográficas: la de los ríos Níger y su principal afluente, el río Benue; la del lago Chad y la del golfo de Guinea. Tiene un clima tropical, con una clara división entre el norte y el sur y bastantes variaciones dentro de estas dos zonas principales. En el norte hay una única temporada de lluvias que tiene lugar entre mayo y septiembre. Los meses más calurosos son marzo y abril, cuando sopla el viento procedente del Sahara (el Harmattan) y las temperaturas llegan a alcanzar los 45º. En el sur del país hay una larga temporada de lluvias que se extiende desde marzo a septiembre u octubre, interrumpida por una temporada seca en agosto con índice pluviométrico alto en el suroeste (1.800 mm) pero inferior al registrado en el sureste de Nigeria, donde se registran más de 4.000 mm Las temperaturas del sur son, en general, más bajas que en el norte y oscilan entre los 23º C y los 29º C, pero el nivel de humedad es muy elevado.
2.2.8.- Guinea Ecuatorial Guinea Ecuatorial, es uno de los países más pequeños del África continental. Consta de un territorio continental de 26.017 Km², denominado Mbini (antiguo Río Muni), que limita al norte con Camerún, al este y sur con Gabón y al oeste con el océano Atlántico; y de otro insular de 2.034 Km², formado por las islas de Annobon (a la altura de Santo Tomé y Príncipe, llamada Pagalú durante la dictadura de Macías), Corisco, Elobey Grande, Elobey Chico y la isla de Bioko (antigua Fernando Poo) donde se encuentra la capital Malabo. Mbini comprende una franja costera llana, que va accidentándose hacia el interior, en donde se encuentra una serie de cadenas montañosas llamadas "de las Siete Montañas". El terreno está suavemente ondulado y cubierto por vegetación selvática. Alrededor del 60% del área pertenece a la cuenca del río Mbini (antes llamado Benito). La isla más importante es Bioko (2.017 Km²), y está situada al norte de la parte continental, a 40 kilómetros de la costa de Camerún en la bahía de Bonny (Biafra), una sección del golfo de Guinea. La isla, de origen volcánico, es montañosa y muy boscosa, con una costa escarpada y rocosa (de 195 Km) en las que cuando sube la marea oculta sus playas. Excelentes puertos en Malabo y Luba. Su altura máxima es el pico de Santa Isabel también conocido como Pico Basilé (3.007 metros). La isla cuenta con fértiles
35 suelos volcánicos (en los que se cultiva cacao) y diversos ríos; los lagos se encuentran en las montañas. La isla de Annobón (18 Km²), llamada así debido a ser descubierta el día de Año Nuevo de 1472, está situada a unos 640 kilómetros al suroeste de la costa de Gabón y 595 al suroeste de Bioko. Más del 45% del territorio es forestal (46,2%) y está formado por bosques, en los que destaca su biodiversidad. A pesar de los beneficios que produce el petróleo, la superficie agraria está aumentando con la consiguiente deforestación (8,2%). En cuanto al clima, es ecuatorial. La temperatura media anual es de alrededor de 25° C y las precipitaciones medias anuales de más de 2.000 mm en la mayor parte del país. En la isla de Bioko la estación lluviosa comprende el período de julio a enero, mientras que en el continente, las lluvias son un poco más ligeras y tienen lugar de abril a mayo y de octubre a diciembre.
2.2.9.- Santo Tomé Santo Tomé junto con la isla Príncipe, conforman un país del África occidental cuyo territorio comprende además de estas dos islas otras varias, Ilhéu Bombom, Ilhéu Caroço, Tinhosa Grande, Tinhosa Pequena, Ilhéu das Cabras, e Ilhéu das Rólas, localizado específicamente al noroeste de la costa de Gabón, muy cerca de la línea ecuatorial. La isla de Santo Tomé está cubierta por una vegetación tropical característica, y son de origen volcánico, a partir de una antigua dorsal que incluye al norte la isla de Bioko , Guinea Ecuatorial, y el Monte Camerún al oeste, en la costa del continente africano. Ecológicamente, forman parte de la ecorregión denominada selva de tierras bajas de Santo Tomé, Príncipe y Annobón. Al nivel del mar el clima es tropical, cálido y húmedo, con temperaturas medias anuales del orden de 27º C y poca amplitud térmica. Las precipitaciones anuales varían entre 500 cm en las laderas orientadas al sudoeste, y 100 cm en las tierras bajas del norte. La temporada de lluvias dura desde Octubre a Mayo.
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2.2.10.- Angola Angola, es un país del suroeste de África que tiene fronteras con Namibia, la República Democrática del Congo, Zambia, y el Océano Atlántico. El enclave y provincia de Cabinda tiene fronteras al norte con la República del Congo, estando rodeada por el este y sur por la República Democrática del Congo. El país tiene aproximadamente la forma de un cuadrado de 1300 Km de costa. La superficie total es de 1.246.700 kilómetros cuadrados conjuntamente con el enclave de Cabinda. El país está conformado por una costa árida que se extiende desde Namibia hasta Luanda, una meseta interior húmeda, una sabana seca en el sur y sudeste y una selva en el norte y en Cabinda. El río Zambeze y varios afluentes del río Congo tienen sus nacientes en Angola. Dos tercios de la superficie del país están conformados por una meseta con una altitud que varía entre los 450 y 600 metros. La franja costera está templada por la corriente fría de Benguela, lo que da como resultado un clima semejante al de la costa de Perú o de Baja California. La costa es en su gran mayoría plana, con ocasionales acantilados de baja altura de roca sedimentaria de color rojo. Hay una bahía profunda en la costa llamada Bahía de los Tigres. Hacia el norte se encuentran Port Alexander, Little Fish Bay y Lobito Bay, mientras que las bahías superficiales son numerosas. A partir de esta estrecha banda costera, cuyo ancho varía entre 48 y 165 kilómetros, el relieve se alza rápidamente a través de cuestas hasta alcanzar una meseta, que se encuentra cubierta por vasta vegetación. Seguidamente comienza a descender sauvemente hacia el centro de África. La meseta angolesa o meseta de Bié forma un cuadrilátero al este de Benguela de una altitud promedio de 1500 metros con alturas máximas de hasta 2200 metros. Esta meseta cubre aproximadamente el 10% de la superficie del país y es un centro de dispersión de aguas. En relación con el clima, existe una estación de lluvias corta, que va de Febrero a Abril. Los veranos son calientes y secos, los inviernos son templados. Las tierras altas del interior tienen un clima suave con una estación de lluvias de Noviembre a Abril, seguida por una estación seca, más fría, de Mayo a Octubre. Las altitudes varían, en general, entre los 1000 y los 2000 metros. Las regiones del norte y Cabinda tienen
37 lluvias a lo largo de casi todo el año.
2.2.11.- Isla Ascensión Ascensión es una isla de origen volcánico ubicada en el Océano Atlántico, a medio camino entre América y África, sobre la Placa Sudamericana, al borde de la Dorsal Mesoatlántica. Se sitúa entre las coordenadas 7° 56' S, 14° 22' O, a 1.287 Km al noroeste de Santa Helena. El territorio incluye pequeñas islas satélites como la isla Boatswain Bird, la roca Boatswain Bird (Este), White Rocks (Sur), y la roca Tartar (Oeste). Se trata de una isla de unos 91 Km² de superficie situada en la Dorsal Mesoatlántica, lo que le confiere su naturaleza volcánica. Existen 44 cráteres en la isla, todos ellos durmientes, esto es, no extintos. Buena parte de la superficie se compone de coladas de lava basáltica y conos de ceniza. La última erupción importante tuvo lugar hace unos seiscientos años. El punto más elevado es el Green Mountain, de 859 metros de altura. Dentro de este mismo macizo, que cubre la mitad oriental de la isla, se encuentran los otros picos relevantes: Weather Post (608 m), White Hill (525 m) y Sisters Peak (445 m). No existen cursos permanentes de agua, aunque existen algunos aljibes construidos durante el siglo XIX en Green Mountain para retener las aguas pluviales. La mayor parte del agua para consumo humano se obtiene de plantas desalinizadoras. Las lluvias se reparten a lo largo del año, siendo más intensas de enero a abril. La temperatura al nivel del mar oscila entre 20ºC y 31ºC. En la Green Mountain es de unos 6ºC menos. Su aislamiento es muy marcado, pues dista unos 1.200 kilómetros de la tierra habitada más cercana, Santa Helena, que es a su vez un enclave remoto en medio del Atlántico Sur.
38 2.3.- Ecológicos 2.3.1.- El paleoindicador Saccostrea cucullata (Born 1780)
1780 Ostrea cucullata Born BORN, p.114, lám vi, Fig. 11 13 1785 Ostrea cornucopiae Chemnitz CHEMNITZ, p.41, lám LXXIV, Fig. 679 1785 Ostrea Forskälii CHEMNITZ, p. 30, lám 72, Fig. 671ª, 671b, 671c 1785 Cornu copiae Ostrea, etc. CHEMNITZ, p. 41, lám 74, Fig. 679ª, 679b 1788 Ostrea cornucopiae Chemn. SCHROETER, p. 76 1791 Ostrea Forskälii, GMELIN, 13, p. 3336 1845 Ostrea lacerata Hanley HANLEY, p. 106 1871 Ostrea cucullata Born REEVE, lám XVI, Fig. 34ª 34c 1880 Ostrea cornucopiae Chemn. DOHRN, VII, p.181 1890 Ostrea cucullata Born SMITH , XXII p.317 Y 322 1897 Saccostrea cuccullata Born, 1897 SACCO 1907 Ostrea cucullata LAMY, 13, p. 151 1912 Ostrea cucullata Born DAUTZENBERG, 5 (3), p. 83 1926 Ostrea cucullata var crassa LECOINTRE, p. 135, lám XVII, Fig. 1 3 1929 Ostrea cucullata LAMY, 73, p. 153 155 1942 Ostrea Forskälii CHEMNITZ ABRARD p. 11 1949 Ostrea cucullata Born NICKLÈS, 2 (25 26), p. 117 1950 Ostrea cucullata Born NICKLÈS, p. 182 1952 LECOINTRE ET COLLABORATEURS, lám IX, Fig. 1 Gryphaea cucullata (Born) 4, PL X, Fig. 1 5 1954 Ostrea cucullata Born BUCHANAN 1, p. 41 1986 Crassostrea cuccullata Born OKEMWA, RUWA, POLK, 7(2), p.9 14 2005 Saccostrea cucullata (Born) MECO, BALLESTER & BETANCORT, p. 365 s /f Ostrea cucullata Born GOFAS, PINTO AFONSO & BRANDAO Fig. 47
39 2.3.1.1.- Biodistribución (Fig. 5)
Fig. 5. Biodistribución de la Saccostrea cucullata (Born) 1780, ejemplares vivos y fósiles
Costa Christiansborg de 1 6 Km al O de Accra Ghana, Costa de Oro (Buchanan, J.B., 1954) Playa de Mossamédès (actual Namibe) (Dautzenberg, Ph., 1912) Benguela (Angola); Moçâmedes (actual Namibe (Gofas, S., Pinto Afonso, J.,Brandao, M, s/f)
40 Costa de África Occidental e islas adyacentes. (Hoyle W.E., 1887) Angola (Mossamédès (Namibe) y Benguela), (Nicklès, M 1949) Islas
Sâo Tomé, (Gofas, S., Pinto Afonso, J.,Brandao, M, s/f) Príncipe (Gofas, S., Pinto Afonso, J.,Brandao, M, s/f) Ascensâo (Gofas, S., Pinto Afonso, J.,Brandao, M, s/f) Islas adyacentes a la costa de África Occidental (Hoyle W.E., 1887) Sao Thomé. Citada por M E. A Smith en Ascensión (Lamy, E., 1907) Citada por M E. A Smith en Ascensión (Lamy, E., 1907) Ascensión, (Nicklès, M 1949) Sao Thomé (Nicklès, M 1949) Príncipe (Nicklès, M 1949) Aleñá, Bata, Río Benito, Cabo San Juan (Meco, 1977) Isla Ascensión (Smith, E. A. 1890)
2.3.1.2.- Diagnosis y descripción morfológica
2.3.1.2.1.- Diagnosis
Born (1780) Describe a la Ostrea cucullata como “Tefta inaequivalvi, plicato rugofa margine dentado intus ftriato, valva majore cucullata”. (Tab VI Germ Die Kunzaltrappe. Gall. Come d1Abondance. TAB VI f. 11,12) (Fig. 6) Tefta folida ponderofa plicis longitudinalibus, rugisque transverfis; Valvae inaequalis altera minoris plana; altere cucullata rudi; Apex porrecrus; prostife longitudinahter feêtus; Margo utrinque obtufe dentatus; limbusftriis
41 diftantibus elevatis geminis; Color extus atro violaceus. (Davila Catal. I, tab 17 f T; long 5 poll lat. 2 poll 8. lin)
Fig. 6. Representación de la Saccostrea cucullata (Born) 1780 Reeves (1871) describe a la Saccostrea cucullata “Ost testâ solidisimâ, plicatâ, plicis angularibus, plerumque magnis prope apicem albidâ, versus marginem purpureâ fasciis densoribus strigatâ; valvulâ inferiori crassâ, alteram and marginem superanti, subtus marginem cardinalem cucullatâ cardine elongate, frequenter and unbonem valdê productâ, plicis elongates nonnunquam rotundatis et imbricates; valvulâ superiori medio planulatâ versus margienm plicatâ”.
Fig. 7. Representación de la Saccostrea cucullata (Born) en Reeves 1871
42 Es decir, concha triangular, sólidamente ondulada, con ondas angulares, generalmente grande, blanquecina cerca del ápice y púrpura hacia el borde; rayada con bandas más profundas; la valva inferior gruesa, superpuesta a la otra, tapada bajo la charnela; charnela alargada, con frecuencia muy desarrollada en el ápice; las bandas se alargan, a veces dando la vuelta y se imbrican en medio de la valva superior; ondulada en el borde. (Fig. 7) Con carácter general se puede decir que la taxonomía no está clara. Castillo, Z. y García Cubas, A (1984) señalan que una clasificación no puede basarse exclusivamente por los caracteres conchológicos como se ha venido realizando, creando así una confusión desde los primeros intentos de clasificación hechos por Linnaeus (1758) y Lamarck (1801) y otros recientes como Ranson (1948 1960), Contreras (1932) ya que los problemas que se presentan en la sistemática de diversos géneros y especies son el producto de similitudes y diferencias de sus características, que pueden variar con las condiciones del medio en el que se desarrollen, la acción hidrodinámica, los sedimentos en suspensión, la posición y naturaleza del sustrato de fijación, entre otros. En la actualidad, la investigación ha encontrado apoyo en diversas disciplinas entre las que destacan la genética, ya que los componentes hereditarios ofrecen información en relación con el genotipo y a la vez ilustran sobre aspectos de especiación, distribución, dispersión e hibridación. Todo esto de vital importancia en la interpretación taxonómica y en la dinámica poblacional, Para Stenzel (1971) el género Saccostrea se distingue de Crassostrea teniendo rango de superespecie que abarcaría desde el E de África hasta las islas del Pacífico. Siendo las especies Saccostrea glomerata, Saccostrea denticulada, Saccostrea echinata, Saccostrea mordox y Saccostrea commercialis, formas o variedades geográficas.
2.3.1.2.2. Descripción morfológica
En este trabajo solo se han considerado ejemplares del océano Atlántico cuyo origen viene de Europa a través de fósiles pleistocenos de Marruecos y de Canarias y de Cabo Verde, ya que los del Pacífico llegaron desde Europa en el Mioceno y Pleistoceno, a través de la comunicación que existía entre el Mediterráneo y el Golfo Pérsico sufriendo en el Indopacífico numerosas adaptaciones como corresponde a un medio diverso, mientras que en la costa de África, al ser un medio homogéneo, solo sufrió una adaptación.
43 Concha Harry (1985) en su artículo Synopsis of the Supraespecific Classification of Living Oyester (Bivalvia: Gryphaeeidae and Ostreidae) define una nueva tribu, Striostreini, en la que enmarca al género Saccostrea. Este género comprende especimenes en los que la concha es de tamaño medio, siendo la valva izquierda, en las conchas más grandes aproximadamente la mitad o un poco menos del área total de la valva y la parte vuelta hacia arriba, sumamente crestada, presentando pliegues prominentes, regulares y continuos, con amplias depresiones, planas o cóncavas entre ellos. La valva derecha es plana, pero con lóbulos cortos proyectados a lo largo del margen y coordinados con los pliegues de la valva izquierda; pudiendo desarrollar algunos pliegues aplanados, muy próximos entre sí, cuando los lóbulos marginales están extendidos. Las formas juveniles (hasta 30 cm de alto) pueden desarrollar en la valva derecha o en ambas de pocas a muchas espinas semicilíndricas, curvadas, generalmente de color púrpura oscuro, las cuales pueden ser abundantes en un ejemplar o estar ausente en uno adyacente o del mismo tamaño. Estas espinas han desaparecido en las de mayor tamaño. En situaciones protegidas, la valva derecha de las conchas de mayor tamaño puede estar densamente cubierta por láminas imbricadas, de color marrón o púrpura, que no tienen estrías radiales (en contraste con las especies de Striostrea), pero la mayoría de las valvas derechas, están expuestas a la acción de las olas, erosionándose de una forma característica. Presentan irregularmente formas de abrasión anchas, depresiones redondeadas, mostrando contornos afilados o biselados, con el fondo de las mismas a menudo, cubierto por una hoja de colchicina fina de color marrón oscuro, que se vuelve muy frágil y se rompe en los depósitos en seco. La línea de la charnela es larga, el gancho izquierdo es a menudo muy grande, y la cavidad izquierda subumbonal a menudo puede ser tan grande como el resto del interior de la concha; Cuenta con una serie de 2 12 hendiduras de la parte inferior de la valva alrededor de la charnela, que se asocian con los dientes de la parte superior de la misma (GILLESPIE, 1999)) está presente, pequeña, pero prominente, a menudo extensamente espaciada y se extiende a través del margen ventral. En el interior, las valvas son esencialmente blancas, pero pueden presentar un
44 margen amplio azul o púrpura; el interior es de porcelana; principalmente en la valva derecha son frecuentes trozos grandes y gruesos de color marrón de conchiolina. A menudo, los anejos de los músculos retractores del borde de la capa secundaria, dejan una línea pequeña y paralela de cicatrices, circular a los márgenes delanteros y traseros de la concha. Las valvas no son frágiles y escamosas como en las especies de Strioostrea. Una o ambas cicatrices del músculo aductor pueden ser más oscuras que el interior de la concha.
2.3.1.3.- Ecología. Reproducción y dispersión larvaria Harry (1985) considera al género Saccostrea limitado a los trópicos y zonas más próximas. Sus especies se hallan a menudo fijadas a las raíces de los manglares rojos, pero también fijadas a rocas no calcáreas en la zona intermareal que está sometida a la acción del fuerte oleaje. Probablemente no vive por debajo de la zona submareal. Según Aguirre (1998) está restringida a ambientes tropicales y subtropicales fundamentalmente por el E de África siendo la especie dominante Saccostrea cucullata formando densas acumulaciones en acantilados costeros con alta turbulencia y en manglares donde crecen cementadas a las raíces y troncos de los árboles. Por lo tanto, esta especie vive en aguas tropicales y subtropicales con salinidades normales de 35 a 35,4‰ en riscos marinos preferentemente en rocas por lo que son llamadas ostras de roca de la zona intermareal justo antes del límite superior y por debajo de la zona de rompiente ocupada por las litorinas bajo el nivel de marea viva o de equinoccio. Durante la marea baja están dentro de la concha y su sangre tiende a ser ácida y esto lo compensa y lo da el carbonato cálcico de la concha, por lo que se produce una pérdida en el grosor de la misma. Precisamente debido a la ausencia de calcio libre y al alimento planctónico de las aguas la concha es frágil y delgada y produce escamas imbricadas y esculturas xenomórficas. Al igual que en el caso de Harpa rosea se realiza el estudio sobre la reproducción y la dispersión larvaria en aras de considerar su posible influencia en la ausencia en las Islas Canarias. En cuanto a las ostras en general, la cosa es muy distinta que para el caso del Harpa
45 rosea. La fecundación es externa, y, probablemente, la emisión de gametos tiene que ver con la temperatura, aunque para Braley, 1982 en el estudio realizado sobre esta especie, entre otras cosas, concluye que los cambios de temperatura del agua, salinidad, turbidez y parámetros climatológicos no se puede correlacionar con la puesta o freza ya que tienen tres picos: noviembre diciembre, marzo abril y final de junio. La madurez gonadal dependerá también del alimento, y, como las ostras son filtradoras de fitoplancton, teóricamente se producirá después, aunque no se sabe con exactitud cuánto tiempo después ya que parece que puede variar, de que haya comido lo suficiente, es decir, después de picos de fitoplancton (= clorofila). Hay algunos estudios sobre el desarrollo gonadal de la Saccostrea cucullata. Morton, B. 1990, en relación con su desarrollo gonadal comenta que la temperatura en septiembre es de 33,5 ºC decayendo progresivamente, que las gónadas maduran en el mes de octubre y que la puesta es mayo, siendo la temperatura registrada en ese mes de aproximadamente 24,5 ºC y la salinidad de unos 28 g/‰. De las observaciones de Dinamy (1974) en Nueva Zelanda, se conoce que su reproducción en Nueva Zelanda se produce en verano (enero febrero) y para Hunter (1969) en Sierra Leeona es en invierno. En cuanto a la fase posterior, hay ostras en las que la fecundación se produce en la cavidad paleal, y los huevos se incuban un tiempo entre los filamentos branquiales. No está suficientemente estudiado en qué estado eclosionan las larvas ni cuánto tiempo pueden pasar en el plancton, es decir, cuánto pueden dispersarse. Otro asunto importante a considerar, al igual que para el caso del Harpa rosea, es dónde puedan llegar las larvas ya que no sólo depende, como es lógico, del tiempo que puedan pasar en el plancton, sino de que las corrientes sean favorables en el momento en el que ellas están en el agua, para llevarlas, a las Islas Canarias, desde la costa continental de África en el tiempo que ellas puedan aguantar "a flote". Por el contrario, y curiosamente, hay especies de África occidental con protoconcha multiespiral (desarrollo planctónico largo), que no alcanzan las islas, aunque teóricamente podrían llegar a ellas, y debe haber alguna razón relacionada con las corrientes o con algún otro factor que las confina al continente.
46
2.3.1.4.- Testimonios del Pleistoceno Medio en Canarias: Depósitos marinos MIS 11.3 con Saccostrea cucullata (Born, 1780).
En el caso de la Saccostrea cucullata, los depósitos marinos que han proporcionado fósiles de esta especie viviente en el Golfo de Guinea, se encuentran ubicados en la isla de Gran Canaria, y en Lanzarote, y atribuidos ambos al estadio marino isotópico 11.3. 2.3.1.4.1.- Gran Canaria: Esta especie aparece fósil en el yacimiento de Costa de Arucas en La Granja del Cabildo. Meco et alii, (2006) consideran que los depósitos marinos de la costa de Arucas presentan tres aspectos notables: edad, clima y tectónica. La edad del depósito viene dada por la circunstancia de que una colada procedente del volcán de Cardones es sincrónica con el mismo, lo que se confirma por la presencia de estructuras en almohadilla producidas por el enfriamiento rápido al entrar la colada en el mar y datadas por el método K Ar en 421.000 años, lo que coincide con precisión con el interglacial estadio isotópico marino 11.3. El clima se deduce de la información proporcionada por la fauna fósil que contienen los depósitos, que es propia de los mares canarios actuales excepto, precisamente del caso que nos ocupa, ya que es propia del Golfo de Guinea. (Fig. 8) El tercer aspecto, la tectónica, para estos autores, se pone de manifiesto por la altura del depósito y por las lavas con estructuras producidas a su llegada al mar a unos 35 m de altura sobre su nivel actual lo que indica que la costa ha ido elevándose (Fig. 9) y describen que en la desembocadura del Barranco de Cardones sobre fonolitas miocenas (a) una colada de lava procedente del Volcan Montaña Cardones, presentea formas en en almohadillas (b), producidas por su contacto con el agua de mar. Además los depósitos marinos (c) aparecen debajo del paleosuelo (d) de una colada más tardía procedente del volca´n de la Montaña de Arucas, datada radiométricamente en 151 Ka.
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Fg. 8 Saccostrea cucullata (Born) 1780, en la desembocadura del Barranco de Cardones
Fig. 9 Desembocadura del Barranco de Cardones. Sobre fonolitas miocenas (a) una colada de lava procedente del Volcán Montaña Cardones presenta formas en almohadillas (b) producidas por su contacto con el agua de mar. Además los depósitos marinos (c) aparecen debajo del paleosuelo (d) de una colada más tardía procedente del volcán de la Montaña de Arucas, datada radiométricamente en 151 Ka. (Meco et alii, 2006)
48 Fig. 10 Desembocadura del Barranco de Cardones, notablemente alto respecto al actual nivel del mar, lo que aboga por una elevación de la costa norte de Gran Canaria junto con la altura a la que se sitúan los antiguos depósitos marinos. (Meco et alii., 2006)
Fig. 11. Costa de Arucas. Sobre las fonolitas miocenas (a) están las lavas almohadilladas de Cardones (b) y el depósito marino (c) a 35 m de altura sobre el actual nivel del mar. (Meco et alii, 2006)
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2.3.1.4.2.- Lanzarote Esta especie aparece fósil en el yacimiento de Piedra Alta, (Meco et alii, 2006) el cual no se trata de un depósito marino litoral como todos los depósitos marinos pleistocenos conocidos de Canarias, sino que parece ser el efecto producido por un violento suceso marino tipo sunami (Fig. 12), que ocurrió durante el interglacial tal y como parece confirmar la información derivada de la fauna encontrada.
Fig. 12. . Situación de los depósitos de Piedra Alta en el esquema geológico de Lanzarote. El deslizamiento gigante de Famara provocaría los depósitos de Piedra Alta, sería anterior a La Graciosa y a Punta Penedo y ocurriría entre el vulcanismo periférico y el fisural. (Meco et alii, 2006) Los depósitos están situados en la costa suroeste de Lanzarote, entre el Rincón del
50 Palo y Caletón del Río siendo Piedra Alta la localidad más importante (Fig. 13 y 14). Se apoyan sobre basaltos del Volcán Montaña Roja (Fig. 15) en los Llanos de las Maretas a una elevación entre 20 y 25 m sobre el actual nivel del mar. Las lavas de este volcán, en el Rincón del Palo, están datadas radiométricamente en 820 Ka. Más al Norte los depósitos están cubiertos por las lavas del volcán Montaña Femés datado radiométricamente en 196 Ka. Pero entre los depósitos y la lava datada en 820 ka existe una duna rojiza (Fig. 16) coronada por un paleosuelo en la que se han encontrado ootecas que aparecen periódicamente, desde el Plioceno tardío hasta el Holoceno coincidiendo con períodos húmedos, que en las Canarias corresponden al inicio de los interglaciales más importantes, mientras que las calcretas se forman con la aridez del final del interglacial. Lo que quiere decir que estos depósitos tuvieron que formarse en algún momento del Pleistoceno medio, enmarcado entre las dos coladas de lavas y separado de su inicio por una duna y un paleosuelo de carácter húmedo y cálido.
Fig. 13. Esquema cartográfico de los depósitos de sunami del Pleistoceno medio de Piedra Alta, en Lanzarote. El tamaño de los bloques disminuye de norte a sur indicando una procedencia desde el norte. Próximos a la costa están esparcidos por los Llanos de la Mareta entre los 20 y los 25 m sobre el nivel actual del mar. Reposan sobre unas dunas situadas encima de los basaltos de Montaña Roja y están cubiertos por los basaltos de Montaña Femés. Sobre Mapa Topográfico de CARTOGRÁFICA DE CANARIAS, S. A. (GRAFCAN). (Meco et alii, 2006)
51 )
Fig. 14 . Vista general del Yacimiento de Piedra Alta. Lanzarote
Fig. 15. Piedra Alta en Lanzarote. Depósitos de tsunami a 20 m sobre el nivel actual del mar (a). Baslatos del final del Pleistoceno inferior datados en 820 ka (Meco y Stearns 1981) procedentes del volcán Montaña Roja. (b) Duna rojiza. (c) Depósitos de tsunami. (d) Bloques formados con la acción de las olas sobre los basaltos de Montaña Roja. Su perfecta forma redonda contrasta con los bloques angulosos de la tsunami. (meco et alii, 2006)
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Fig. 16 Duna rojiza entre los depósitos y la lava (datada en 820) ka coronada por un paleosuelo en la presencia de ootecas que aparecen periódicamente, desde el Plioceno tardío hasta el Holoceno coincidiendo con períodos húmedos, que en las Canarias corresponden al inicio de los interglaciales más importantes. El análisis de la fauna encontrada denota una cierta modernidad. La presencia de especies del género Patella, desconocida en Canarias antes del estadio isotópico marino 11.3 y en el Mediterráneo antes del Pleistoceno medio, así como su presencia junto a Saccostrea cucullata (Born) (Fig. 17) y con Thais coronata (Lamarck) indica una edad paleontológica coincidente o muy próxima a la de los depósitos de Arucas, datados del interglacial estadio isotópico marino 11.3. Por otra parte Meco et alii, 2006 señalan que la fauna es una mezcla caótica de muy diferente batimetría así como exponen la presencia de fauna senegalesa, de cierta profundidad y no extremadamente litoral, como ocurrió con la invasión senegalesa del interglacial estadio marino isotópico 5.5 que sería la más cálida y que nunca han sido encontradas vivas en Canarias sino en la costa africana desde el sur de Mauritania hasta el Golfo de Guinea. Meco et alii, 2006 exponen que la causa de este suceso podría ser el deslizamiento gigante ocurrido en Famara, acantilado muy vertical, que alcanza alturas entre 448 y 670 m y que en la actualidad presenta grietas, debido probablemente en el rápido ascenso del nivel del mar ocurrido durante la instalación de las condiciones interglaciales y que dado los amplios campos de lavas históricas que se extienden entre Famara y Piedra Alta se habría borrado cualquier rastro del suceso.
53 Fig. 17. Saccostrea cucullata (Born, 1780) fósil de Piedra Alta. Esta especie desaparece del Mediterráneo con el Pleistoceno inferior (Cuerda, 1987), se sitúa en Canarias en el Pleistoceno medio (costa Arucas y Piedra Alta) y pervive en el Golfo de Guinea. Meco et alii, 2006)
2.3.1.4.3.-Descripción de los ejemplares fósiles
...... Fig. 18 Comparación entre la Ostrea cucullata Born. Bahía de Limagens (Benguela) roquedos mediolitorales (90 a 105 mm). Gofas, S., Pinto Afonso, J.,Brandao (s/f) Coquillages et mollusques d’Angola Universidade Agosthino Neto/Elf Aquitaine Angola Fig. 47, y la Saccostrea cucullata encontrado en el yacimiento de Arucas
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Fig. 19 Saccostrea cuccullata. Born. Yacimiento Piedra Alta (Lanzarote)
Fig. 20. Valva izquierda de la Saccostrea cucullata (Born, 1870). Procede del Pleistoceno medio (Período Isotópico Marino 11.3) de la Costa de Arucas (Gran Canaria) datada radiométricamente en 420.000 años (Meco et alii, 2002). Su talón o rostro forma ángulo recto con el resto de la valva. Longitud máxima incluido talón 105 mm (Meco, ed, 2008) 55 Algunos ejemplares completos y varias valvas, tanto en el yacimiento de Arucas como en Piedra Alta muestran el ángulo característico del Talón, que permite su identificación (Figuras 18 y 20) 2.3.2.- El paleindicador Harpa rosea Lamarck 1816 1777 Dolium Harpa roSacea Martini, 3, p. 419, lám 119, Fig. 1094 (Sin localidad) Referencia a Rumphius Oceano Indico?) 1788 Buccinum Harpa (pro parte) Gmelin p.3482 (referencia a Martini) In mari Indico. 1798 Harpa Doris Röding, p. 150 (referencia Gmelin y a Martini) 1816 Harpa rosea Lamarck, 3, p.3, lám 404, Fig. 2 1822 Harpa rosea Lamarck, 7, p.256 (sin localidad) (referencia a Martini) 1827 Harpa rosea Lamarck I, p. 170 1853 Harpa rosea Lam Dunker, p. 23, lám 4, Fig. 16 y 17 (In regione urbis St. Anton collectam retulit noster) 1886 Harpa rosea Lamarck Nobre, p.6 1887 Harpa rosea Lamarck Nobre, p. 5 1887 Harpa rosea Lamarck Hoyle, p. 340 1890 Harpa rosea Lamarck Smith, p.318 1907 Harpa rosea Lamy, p. 146 1909 Harpa rosea Lamk Nobre, p. 13 1914 Harpa rosea Lam Tomlin & Shackleford, p. 244 1923 Harpa rosea Lamy, p.3 1947 Harpa rosea Lamk. Nicklès, p.11 1950 Harpa rosea Lamarck Nicklès, p. 113, Fig. 204 1952 Harpa rosea Lamarck Nicklès, p. 148 1954 Harpa rosea Lamarck Buchanan, p. 38 1956 Harpa rosea Lamarck Knudsen, p.72 1956 Harpa rosea Lamarck Marche Marchad, p. 56 1958 Harpa rosea Lamk Marche Marchad, p. 31 1964 Harpa rosacea Lamk Alvarado & Alvarez, p. 272 1973 Harpa doris Röding Rehder, p. 255 1977 Harpa doris Roding Burnay & Monteiro, p.42, Fig. 41 1977 Harpa rosea Lamarck Meco, p.39 1981 Harpa rosea Lamarck Meco, p. 606, Fig. 15 y 16 1984 Harpa doris (Röding) Bernard, p.82, lám 30 s/f (1980) Harpa rosea Lamarck Gofas, Pinto Alonso & Brandao,
56 2.3.2.1.- Biodistribución (Fig. 21)
Fig. 21 Biodistribución de ejemplares vivos y fósiles de Harpa rosea. Lamrck 1816.
Costa Cabo Ledo en Angola (Gofas, Pinto Afonso & Brandao s/f) Santo Antonio de Zaire, Luanda Angola (Rehder, 1973) Angola (Burnay, Monteiro, 1977) Namino en Gabón (Nicklès, 1952; Rehder, 1973)
57 Gabón (Marché Marchad, 1956) Port Gentil, Mayumba en Gabón (Bernard, 1984) Guinea (Tomlin, Shackleford, 1914) Guinea (Marché Marchad, 1956) Corisco, Río Muni, en Guinea Ecuatorial (Rehder, 1973) Takoradi, Elmina en Ghana (Buchanan, 1954) Accra, Takoradi, Elmina en Ghana (Rehder, 1973) St. Anton en Guinea Inferior (Dunker, 1853 Dakar en Senegal (Marche Marchad, 1958) Senegal (Tomlin, Shackleford, 1914) Senegal (Marche Marchad, 1956) Senegal (Knudsen, 1956) Senegal (Rehder, 1973) Gambia (Rehder, 1973)
Islas Puerto del Inglés, Playa George Town en Isla Ascensión (Rehder, 1973) Príncipe (Tomlin, Sackleford, 1914) Príncipe (Marché Marchad, 1956) S. Thomé (Tomlin, Sackleford, 1914) I. do Príncipe, (Rehder, 1973) I. de S. Thomé (Rehder, 1973)
58 S. Thomé (Knudsen, 1956) Sao Thomé (Marché Marchad, 1956) Santa Isabel en Fernando Poo (Rehder, 1973) Annobón (Alvarado, Alvarez,. 1964; Rehder, 1973; Meco, 1977) Santa Isabel en Guinea Ecuatorial (Rehder, 1973) Porto Praya en las Cabo Verde (Hoyle, 1887) Islas de Cabo Verde (Knudsen, 1956) Cabo Verde (Marché Marchad, 1956) Islas de Cabo Verde (Rehder, 1973) San Vicente (Rehder, 1973) Santo Antäo, S. Nicolau, Santa Luzia, Sal (los ejemplares más desarrollados), Maio Cardoso (Rehder, 1973) I. de San Vicente, (Rehder,. 1973) S. Thiago (Rehder, 1973)
Para poder abordar el estudio del Harpa rosea lo primero que hay que hacer es encuadrarla sistemáticamente. Estos moluscos pertenecen al Orden Neogastropoda, están adscritos a la Superfamilia Volutoidea y a la familia Harpidae que comprende dos géneros Harpa, con 12 especies vivas y Austroharpa, con 5 especies vivas. El nombre de Harpidae para esta familia fue dado por Bronn en 1849 y el del género Harpa por el naturalista alemán Röding en el 1798, siendo otros muchos autores los que han trabajado en la taxonomía de este género. Linneo, en 1758, definió, dentro del género Buccinum, dos especies Buccinum harpa y Buccinum costatum Röding en 1798 definió como género a este tipo de moluscos conchíferos adoptando el nombre de Harpa, incluyendo otras cuatro especies, además de las descritas por Linneo.
59 Lamarck (1799) estableció el género Harpa en su primer ensayo de una clasificación de los Moluscos recogiéndolo en las “Mémoires de la Société d’Histoire Naturelle de Paris”. Gray en 1847, realizó la primera clasificación sistemática de los moluscos conchíferos e insertó el género Harpa en la Familia Buccinidae. Bronn en 1849 consideró este género en la Familia Harpinae (Harpidae) incluyendo además el género Dollium Los hermanos Adams, en 1853 1854, consideraron el género Harpa, en la Familia Olividae (Dactylidae) incluida en la Superfamilia Harpina debido a la semejanza en las características morfológicas del pie y del callo parietal y por la ausencia del opérculo. Chenu, en 1859, fue el primer naturalista en adoptar el nombre Harpidae para la familia que comprende el Harpa en el sentido moderno y fue seguido por los autores posteriores. Fischer en 1883 agregó a esta familia el género Eocithara, que comprende exclusivamente especies extinguidas. En 1943 Wenz incluyó el género Austroarpa en la Familia Harpidae. En 1987, Hughes y Emerson incluyen el género Forum, que contiene moluscos que tienen opérculo, no presente en los géneros Austroharpa y Harpa, y el cuerpo en la zona anterior dilatada y posterior alargada como todas las especies adscritas a la Familia Cassidae del Orden Mesogastropoda, por lo que esta tesis hay que descartarla. Como hemos visto en el epígrafe anterior, muchos son los científicos que abordaron el estudio del género Harpa, para encuadrarlo taxonómicamente dentro de una Familia determinada, pero el estudio de ciertos especímenes suscitaron opiniones diversas para su clasificación definitiva. Gmelin (1788) las define como Buccinum Harpa: “B. tefta varicibus aequalibus longitudinalibus diftinctis mucronatis: columella laevigata” Röding (1798) los define como Harpa doris: Die rothe Harfe. eod. refiriéndose a Gmelin. En 1821 Levrault, edita en Estrasburgo y en París, el Tomo 20 del “Dictionnaire des Sciences Naturelles” en el que se trata metódicamente diferentes seres de la naturaleza, considerados por sí mismos, de acuerdo con el estado “actual” de sus
60 conocimientos, o bien por la utilidad relativa que pueden aportar a la medicina, la agricultura, el comercio y las artes. Este diccionario fue escrito por varios profesores del Jardín del Rey y de las principales Escuelas de París, encargándose de la información relativa a los Moluscos, Gusanos y Zoofitos, el profesor Blainville, de la Facultad de Ciencias. Blainville inicia el epígrafe dedicado al Harpa diciendo que es un género de conchas univalvas establecido por Lamarck para un número bastante pequeño de especies de los bucinos de Linneo, pero que había sido ya, después de mucho tiempo propuesto y distinguido por Klein bajo el nombre de cithara. A continuación describe sus características, indicando que habitan los mares de los países cálidos, sobre todo los mares orientales. Pero ignora si el animal está provisto de un pequeño opérculo, como los verdaderos bucinos. Indica, asimismo, que los malacólogos distinguen 6 especies de este género pero pone en duda que sean todas ciertas: Harpa ventricosa Lamck., Harpa nobilis Lamck., Harpa rosea Lamark y Harpa striata Lamck, Harpa mutica, Lamck y Harpa altavillensis, Def. En relación con el Harpa rosea, Lamck, expone que esta especie es notable por el tamaño y la vivacidad de las manchas rosas que la adornan, presentando unas costillas todavía más delgadas, más estrechas que las del harpa noble y que no terminan alrededor de la espira en puntos tan marcados como en el harpa noble y el harpa común. Lamarck en 1816 la cita en la vigésima tercera parte del Tableau Encyclopèdique des Trois Regnes de la Nature, acompañada de su correspondiente Figura (Fig. 22 Y 23). Es en 1822 cuando en el Tomo Séptimo de la Histoire Naturelle des Animaux sans Vertèbres la define como “H. testâ ovatâ, subventricosÂ, tenui, grised, maculis latis roseis ornatâ; costis angustissimis distantibus; columellâ rosea tinctâ.” Asimismo, indica que es una concha bastante rara, bastante bonita, muy distinta de sus congéneres por sus costillas menudas y separadas. Así como por las anchas manchas rosas que la adornan.
61 Fig. 22. Harpa rosea Lamarck (Lamarck, 1816)
Fig.23 Detalle Harpa rosea Lamarck
62 Pero es en 1830, en el Tomo Segundo de la Encyclopèdie Méthodique. Histoire Naturelle des Vers, junto con Bruguiére cuando en relación con el género Harpa, después de describir los caracteres genéricos abordan que el número de especies es poco considerable y que el propio Lamarck ha encontrado 7 vivas y solo 1 fósil y que, por ejemplo, el Harpa imperialis es una variedad del Harpa ventricosa, teniendo la prueba de ello en un ejemplar de la colección de Rivoli ya que su última vuelta es mitad Harpa imperialis y mitad Harpa ventricosa. Asimismo, el Harpa striata les parece una variedad del harpa imperial, planteando que es una cuestión de la edad del ejemplar en el momento de su recolección, puesto que se puede ver que las estrías han dejado de crecer, por lo que apunta que por eso Linneo reunió todas las especies de Harpa en una sola si no había especies contrastadas que eran distintas en este género. Es por esto, que describen solo 4 especies diferenciadas Harpa ventricosa Lamk., Harpa nobilis, Lamk., (en la que incluye el Harpa rosea Lamk), Harpa minor Lamk y el Harpa mutica Lamk. En 1844, en la Segunda Edición del Tomo Décimo de la Histoire Naturelle des Animaux sans Vertèbres dentro del género Harpa, incluye bajo el epígrafe Especies, con el nº 6 al Harpa rosea Lamk. definiéndola en latín exactamente como había hecho en 1816 y diferenciándola de las otras especies. Dunker (1853) estudia algunos ejemplares que dadas sus características considera como una variedad de esta especie, Harpa rosea minor: “Haec varietas testa minore, solidula cotisque crassioribus fortiter angulatis notata est. In regione urbis St. Anton collectam retulit noster.” Nobre (1886) estudia un único ejemplar, recogido por Moller en Príncipe que coincide con las Figuras de Dunker, pero de un tamaño menor la parte interna de la abertura es roja y no amarilla, la concha es más delgada y las "costillas" más estrechas. “O unico exemplar que recebemos, recolhido pelo sr. Moller é ainda novo e bastante fragil. Concorda com as Figuras dadas por Dunker. É do mesmo comprimento mas de um diametro menor. Differe, além do diametro, na côr interna da abertura, que é vermelha e nặo amarella; na espessura da concha que é muito fraca, e nas caneluras, que sặo estreitas, enquanto que na variedade de Dunker a concha é muito espessa e as caneluras so mais largas. O nosso exemplar é sem duvida um individuo novo do typo. Vive tambem na ilha do Principe. A variedade de Dunker foi recolhida em Santo Antặo”.
63 A partir de este año, en la documentación consultada, autores como el mismo Nobre, Dunker, Hoyle, Tomlin y Shackeford, Nicklès, Buchanan, Marché Marchad, Knudsen, Alvarado, Álvarez, la citan como recolectada en diferentes localidades del África occidental y en islas del océano Atlántico oriental, sin cuestionarse si los ejemplares por ellos recolectados se trataban de otra especie diferente del género Harpa. Emerson (1964) considera esta especie como una sinonimia del Harpa doris Röding. Rehder (1973) en el apartado sobre la clasificación de las especies que conforman las familia Harpidae, añade algo interesante a lo que hemos visto hasta aquí ya que expone que la primera persona que publicó las diferencias entre las 10 especies conocidas, vivas y fósiles fue Jousseaume en 1881 sugiriendo utilizar el nombre de Cithara Klein para las especies recientes y dejar el nombre de Harpa Lamarck para las especies fósiles. En el mismo artículo, Rehder considera al Harpa rosea Lamarck, como una sinonimia del Harpa doris Röding pero en el apartado dedicado al Harpa bronchoni “Benoist” Cossman expone que esta especie es un Harpa típica como evidencia el fuerte desarrollo del callo parietal sobre la superficie ventral de la vuelta corporal y sobre la parte más baja de la penúltima vuelta. El pariente más cercano es el Harpa rosea Röding de África Occidental ya que es muy parecido aunque la abertura del Harpa bronchoni es más corta, sin embargo, en la base es menos expandida y en el ángulo del hombro es más acusado. Burnay y Montero (1977) la describen igualmente como una sinonimia del Harpa doris Röding. Meco (1981) expone que el nombre de Harpa doris Röding, 1798, carece totalmente de tradición en la bibliografía malacológica del África Occidental, pues durante bastante más de un siglo ha sido denominada Harpa rosea. Bernard (1984) vuelve a clasificar como Harpa doris (Röding, 1798), incorporando una Figura del mismo, y manifestando que es la única representante de la familia Harpidae sobre las costas del oeste africano, situándola en la zona ecuatorial, en Port Gentil y Mayumba.
2.3.2.2.- Diagnosis y descripción morfológica
Para que una especie quede bien definida se precisa conocer la primera publicación de su nombre con nomenclatura de Linné, su diagnosis y su imagen. A ello ayuda mucho una localidad geográfica certera. Finalmente se designa un holotipo o ejemplar modelo
64 de la especie.
2.3.2.2.1. Diagnosis Las condiciones requeridas no se han dado siempre simultáneamente en el caso del Harpa rosea ya que primero aparece una imagen muy posible (Martini 1777) (Fig. 24), después una diagnosis no exclusiva (Gmelin 1788) (Fig. 28), después un nombre (Röding 1798) (Fig. 25), después una imagen cierta (Lamarck 1816) (Fig. 26) y más tarde su diagnosis (Lamarck 1822) (Fig. 27) y finalmente una localidad (Dunker 1853) (Fig. 28), africana pero imprecisa hoy (St. Anton in Guinean Inferiorem) que recibe su confirmación concreta (Nobre 1886) (Fig. 29): Isla del Príncipe.
Fig. 24. Dibujo de Dollium Harpa rosea. Martini, 1777 que corresponde al Harpa rosea Lamarck 1816. No se acepta el nombre dado por Martini por no ser una nomenclatura binomial.
65 Fig. 25. Diagnosis no exclusiva. Gmelin 1788.
66 Fig. 26 Nombre dado por Röding en 1798.
67
Fig. 27 Imagen cierta de Lamarck 1816.
68
.~, _... ~ . tles harpes que je eOD H " Ñ1.~l,al"a de Chemni,z, la méme. La n6tre a la ~",leIlt eolorées, et ne paralt ~~iA:ea. ~ueur, 10 lipes
Fig. 28 Diagnosis de Lamarck 1822
69
Fig. 29 Dunker, 1853, la cita en la localidad africana St. Antón in Guineam Inferiorem, que hoy resulta imprecisa.
Fig. 30 Confirmación concreta encontrada en la isla de Príncipe. Nobre, 1886
70 Ello aparece en la literatura con escasísimas palabras en latín, en alemán, en francés y en portugués. Esta historia nomenclatorial es la que se documenta a continuación: Gmelin 1788 p 3482 (Buccinum 47) pro parte: Buccinum Harpa B. tefta varicibus aequalibus longitudinalibus diftinctis mucronatis: columella laevigata Röding (1798, p. 150) H. Doris. Die rothe Harfe. Eod (Gmelin). Martini 3. t. 119. f. 1094. 3St Lamarck (1822, p.256) H. rosea H. testâ ovatâ, subventricosâ, tenui, grised, maculis latis roseis ornatâ; costis angustissimis distantibus; columellâ rosea tinctâ. Habite… Mon cabinet. Coquille rare, assez jolie, très distincte de ses congénères par ses côtes menues et écartées, ainsi que par les larges taches roses don’t elle est ornée Dunker (1853, p. 23, Tab IV Fig. 16. 17 var. minor) H. rosea Haec varietas testa minore, solidula cotisque crassioribus fortiter angulatis notata est. In regione urbis St. Anton collectam retulit noster. Nobre (1886, p. 6) H. rosea O unico exemplar que recebemos, recolhido pelo sr. Moller é ainda novo e bastante fragil. Concorda com as Figuras dadas por Dunker. É do mesmo comprimento mas de um diametro menor. Differe, além do diametro, na côr interna da abertura, que é vermelha e nao amarella; na espessura da concha que é muito fraca, e nas caneluras, que sAo estreitas, enquanto que na variedade de Dunker a concha é muito espessa e as caneluras sAo mais largas. O nosso exemplar é sem duvida um individuo novo do typo. Vive tambem na ilha do Principe.
71 A variedade de Dunker foi recolhida em Santo AntAo. El nombre de Harpa rosea aparece ligado a una diagnosis, una Figura y una localidad africana ciertas. Con este nombre aparece en todas las citas africanas desde 1853 hasta 1973 en que se recupera el de Harpa doris por una inmerecida prioridad. El Holotipo de Harpa rosea está en el Muséum d’Histoire Naturelle de Généve mientras que el de Harpa doris no ha sido localizado y se le considera perdido. Innecesariamente Rehder (1973) designa localidad tipo a Accra en Ghana.
2.3.2.2.2. Descripción morfológica Se incluye en este trabajo el estudio de la concha, ya que tiene el máximo interés puesto que es lo que permite una comparación con las conchas fósiles. (Rheder, 1973), Concha de 77 a 31 mm de longitud, alargada, oval y bastante fina pero ocasionalmente más ancha y sólida. Espira generalmente cónica, protoconcha con un ápice elevado, las 3 1/4, rosa pálido o color carne, lisa; las primeras espiras postnucleares más bajas, costillas axiales afiladas uniendo las redondeadas crestas espirales; entre las costillas, la escultura espiral está cruzada por un microscópico y tupido hilo axial. En las siguientes espiras, presentan una angulación espinosa en el hombro y la escultura axial se va haciendo cada vez más oscura, primero en el nivel subsutural encima del hombro y luego en el resto de la espira. La vuelta corporal oval alargada con un claro reborde subsutural encima del ángulo que forma el hombro, el cual está marcado por fuertes espinas triangulares en las costillas espirales; costillas espirales en número de 11 a 13, ocasionalmente 14, generalmente esbeltas y bastante bajas y triangulares en la sección de cruce; ocasionalmente las más próximas a la apertura muy ensanchadas; las costillas atravesadas por una línea de color marrón fina en la cresta. En los individuos fuertes y anchos, en la vuelta corporal todas las costillas son anchas y pesadas y bastante angulosas en la periferia. Base de color carne pálida, ocasionalmente más oscura, variando el color de las zonas más próximas a las espiras postnucleares, de naranja rosáceo a rosa purpúreo, bandas de este color están presentes en el cuerpo de la espira debajo del ángulo del hombro; en el medio de la espira y encima de la base, la última más estrecha que las otras dos; con frecuencia estas bandas son bicolores con alternancia de manchas rojizas
72 cuadradas de tonalidad naranja y rosa purpúreo; estrechas, limitadas y reducidas bandas de un fuerte color castaño con manchas blancas con forma de flecha; en el cuerpo de la espira, estas bandas ocasionalmente están unidas por unas líneas "arqueadas" oscuras, de color castaño. Las áreas parietal y columelar están cubiertas por un fino glaseado y presentan tres manchas marrones separadas; una justo arriba de la juntura del labio superior de la vuelta corporal (la más grande) justo arriba donde la columela se une a la pared parietal y la tercera donde se ensancha el labio columelar; las dos últimas manchas están separadas por el canal sifonal. Abertura alargada ovalada, semilunar, el labio exterior suavemente arqueado.
2.3.2.3.- Ecología, reproducción y dispersión larvaria
Las Harpas viven en los mares cálidos y templados típicos de la zona tropical y subtropical de los océanos Atlántico, Indico y Pacífico, poblando los fondos arenosos en una profundidad que varía de 20 a 40 m y alguna especie puede llegar a encontrarse a una profundidad de 100 m. Pueblan la zona costera arenosa de los pisos mesolitoral, infralitoral y circalitoral y la mayor parte de las especies viven en aguas poco profundas, Se mueven utilizando la parte anterior del grueso pie como punto de apoyo y arrastrando el resto del cuerpo hacia delante. Durante el día se protegen bajo la arena. Por la noche busca el alimento, surcando la arena velozmente y con la antena, donde se aloja el sentido olfativo, rastrean el agua para intentar la caza, ya que son formidables predadores de crustáceos y de pequeños moluscos, nudibranquios y otros gasterópodos. Atrapan a sus presas aferrándolas con la parte anterior del pie mientras que la parte posterior del mismo se desliza debajo de ellas. De esta forma la presa queda atrapada. Inmediatamente el harpa segrega un moco que se combina con la arena, formando un revestimiento que recubre a la víctima y con la probóscide, provista de la rábula, perfora el revestimiento externo y se alimenta de la presa. Es presumible que la sustancia mucosa contenga alguna sustancia anestesiante o algún principio tóxico que paraliza a la víctima. Son animales que practican la autonomía, o semiautonomía, y que debido al moco segregado pueden capturar presas de mayor talla.
73 Se consideran, a continuación, aspectos como reproducción y dispersión larvaria con el objeto de tener en cuenta el máximo de factores que hayan podido condicionar su ausencia en las Islas Canarias. Aunque el Harpa rosea es una especie muy poco estudiada es conocido que las Harpas viven en los mares cálidos y templados poblando los fondos arenosos de las zonas costeras, en aguas poco profundas, de los pisos mesolitoral, infralitoral y ocasionalmente en el circalitoral; la profundidad puede variar de 20 a 40 m y alguna especie puede llegar a encontrarse a una profundidad de 100 m. El Harpa rosea es una especie depredadora, que teóricamente se reproduce mediante cópula (fecundación interna), como todos los neogasterópodos. Aunque no hay nada publicado sobre esta especie, suponemos que tiene una fase larvaria meroplanctónica, relativamente larga, pues al estudiar la protoconcha observamos que tiene varias vueltas de espira (multiespiral) y algo de escultura, por lo que el desarrollo es planctónico, es decir, planctófaga, alimentándose, por tanto la larva velígera de plancton. Para que un animal marino cualquiera se reproduzca, hacen falta al menos tres cosas: que haya alcanzado la edad adulta, que esté bien alimentado, es decir, que haya podido acumular reservas (generalmente de grasa), para poder invertirlas en la maduración de las gónadas, y que, una vez maduradas estas, se "dispare" el proceso de reproducción. Este último paso suele suceder en muchas especies cuando se alcanza una temperatura del agua "crítica", a partir de la cual se produce la cópula, si la fecundación es interna, o la emisión de gametos, si la fecundación es externa. En este caso, una vez producida la fecundación, la hembra debe poner en el fondo huevos encapsulados de los que eclosionará al cabo de cierto tiempo una larva velígera planctófaga, que pasará un tiempo en el plancton (dispersándose de un lado a otro), hasta que encuentre una pista, generalmente química (por ejemplo, la presencia de adultos) que induzca su metamorfosis y su asentamiento en el fondo. Este es el proceso común en los gasterópodos, pero, como ya se ha especificado en modo alguno está probado en concreto en Harpa rosea, aunque es muy probable que sea así. Como la larva se alimenta de plancton durante su etapa "errante", debe encontrar este recurso en la columna de agua. Vamos a suponer, que la reproducción se acople a las épocas en las que la producción primaria es mayor, lo que suele coincidir con una mayor irradiación solar en aguas templadas, una elevación de la temperatura y una mayor presencia de nutrientes en el agua (por aporte terrestre, lluvias, afloramientos, etc.).
74 Normalmente, y tal y como hemos comprobado en la literatura estudiada de las zonas donde se han recolectado, Harpa rosea vive en sitios resguardados, de aguas relativamente tranquilas (bahías, por ejemplo), en fondos arenosos. Debe tener una disponibilidad de alimento razonable durante todo el año, de forma que, probablemente, la reproducción podría estar inducida por un incremento de la temperatura. El periodo de desarrollo intracapsular de la larva depende de la temperatura (mayor crecimiento a mayor temperatura), y la larva velígera que eclosione también tendrá unos requerimientos mínimos de temperatura para sobrevivir y desarrollarse normalmente en el plancton. En función de la temperatura y de su alimentación, la larva pasará mayor o menor tiempo en el plancton, recorriendo mayor o menor distancia en función de la dinámica advectiva de las corrientes marinas. Se han realizado varios estudios sobre la distribución espacial de las larvas que dependería principalmente de la duración de la etapa larval, de la conducta de las larvas y del régimen hidrográfico que encuentren (Young & Chia, 1987; Marín & Moreno, 2002; Fetzer, 2005). Su dispersión es el resultado de la interacción de procesos pasivos (advección difusión) y activos (natación) que ocurren a distintas escalas espacio temporales (Siegel et al, 2003; Kinlan et al 2005). Las larvas se dispersarían pasivamente dependiendo de las corrientes y podrían regular activamente su posición vertical en respuesta a discontinuidades fisicoquímicas de la columna de agua (Mann et al, 1991). Los primeros estados larvales nadan hacia la superficie donde encuentran fuertes corrientes que las dispersan mientras que los estados más avanzados pueden permanecer en aquellos estratos que les son más favorables: las larvas de especies intermareales permanecerían en las capas superiores mientras que las de especies submareales se ubicarían en estratos más profundos a medida que avanzan en su desarrollo para tener mayores oportunidades de encontrar el sustrato adecuado para su asentamiento (Buckland Nicks et al. 2002; Lardus & Marte!, 2002; Poulin et al, 2002a,b). La posición vertical de las larvas en la columna de agua es de gran trascendencia para su retención o exportación en ó hacia áreas adecuadas para su posterior asentamiento ya que el ambiente hidrodinámico al cual están expuestas es un componente esencial para un asentamiento exitoso en el bentos (Butman, 1987; Dobretsov & Miron, 2001). Asimismo, dos tipos de evidencia son útiles para demostrar su dispersión a larga distancia: la relación entre la circulación y la distribución geográfica de las larvas y la duración de su vida pelágica en relación con la velocidad de las corrientes trans atlánticas, necesitándose además para entender su frecuencia conocer la probabilidad de que sobrevivirán y serán transportadas fuera de la costa por las corrientes a largas distancias y el número aproximado de larvas producidas por sus padres en el origen (Scheltema, 1971).
75 2.3.2.4.- Testimonios del Pleistoceno Superior en Canarias: Depósitos marinos MIS 5.5 con Harpa rosea Lamarck 1816 Los depósitos marinos que han proporcionado fósiles de la especie viviente Harpa rosea Lamarck, se encuentran ubicados en las islas de Gran Canaria, Lanzarote y Fuerteventura (Fig. 31) y están atribuidos al estadio marino isotópico 5.5, o último interglacial:
Fig. 31. Localidades en las que ha aparecido fauna senegalesa fósil relacionada con el último interglaciar (MIS 5.5), sobre imagen de satélite con temperaturas de superficie de mar. Arenales de Santa Catalina en Las Palmas de Gran Canaria. Matas Blancas, en el sur de Fuerteventura y en el Istmo de La Pared, donde empieza Jandía. Las Playitas, costa sureste de Fuerteventura. En Matagorda, o Guasimeta, en la isla de Lanzarote. En Punta Penedo en la isla de Lanzarote.
76 2.3.2.4.1.-Gran Canaria Los depósitos marinos pleistocenos de Las Palmas de Gran Canaria fueron dados a conocer por Lyell (1865). Diversos autores han dado datos discrepantes sobre la altura de estos depósitos (Meco et al., 1996). Lo más alto de la transgresión se sitúa en los depósitos de Las Palmas a 12 m sobre la media de las mareas (Meco et alii, 2002). Se midió en el corte de la autovía del acceso a los túneles de Luengo. Durante las obras el depósito inclinado se pudo seguir interrumpidamente a lo largo de 560 m hasta el actual nivel del mar. Asimismo, exponen que el sitio paleontológico de Las Palmas está totalmente sepultado por el cemento de la ciudad, excepto en El Confital, en la Isleta, quedando, sin embargo, expuesto temporalmente en otros dos puntos alejados: la construcción de la autovía de acceso a los túneles de Luengo y otro en los aparcamientos del Hospital en el Castillo de San Cristóbal, pudiendo, por tanto observarse la fauna fósil tanto en los cortes frescos y fugaces como en los escombros arrastrados por máquinas y obreros. Aunque no se ha conservado nada del yacimiento, el registro fósil obtenido ha sido muy importante, Así mismo, se ha podido constatar que la altura máxima en las tres localidades ha quedado fijada en 12 m sobre el nivel del mar. Del centenar de especies reconocidas aproximadamente una cuarta parte es de origen senegalés. Por lo que esta proporción, la altura de los depósitos y una antigua datación (Lecointre et al., 1967) inducen a situar el depósito marino en el último interglacial. Los Arenales de Santa Catalina en Las Palmas de Gran Canaria (Fig., 32, 33 y 34) han sido estudiados por diversos autores desde el año 1865 hasta la actualidad, encontrándose una serie de discrepancias que se analizan someramente a continuación. En el mismo sitio de la autovía, con el nombre de Santa Catalina, Lyell (1865) da la altura de 35 pies sobre el nivel del mar (7,50 m en la traducción francesa) y una distancia a la orilla actual de 150 pies (45 m en la traducción francesa). Rothpletz y Simonelli (1890), mencionan un punto de los depósitos a doble altura y casi diez veces más lejano de la costa lo que coincide con la medición de Meco et alii (2002). Lyell describe la localidad como una playa levantada en la que recoge más de 50 especies de conchas marinas vivientes pero que no habitan ya en Canarias. Entre estas especies se encuentra la Cardita squamosa lo que le permite calcular que el depósito marino se formó a una profundidad de más de 30 m, lo que probaría la existencia de movimientos de elevación debidos al volcanismo y que continúan actualmente desde los tiempos posterciarios
77 Fig. 32. Cortes de las obras de la autovía de Santa Catalina (Meco et alii. 2006 modificado de Meco et alii, 2002)
Fig. 33. Localización del Yacimiento de Las Palmas (Meco et alii. 2006)
78
Fig. 34 Yacimiento de Las Palmas. Detalle (Meco et alii. 2006) Rothpletz y Simonelli (1890) enumeran 20 especies en los estratos de Santa Catalina. Entre ellas hay algunas que no Figuran en la fauna actual del archipiélago canario lo que hace suponer un ligero cambio en las condiciones ambientales. Martel Sangil (1952) estudia los fósiles que recolectó en el contorno del Istmo que une Las Palmas con La Isleta y en el punto medio de la recta que va desde la desembocadura del Barranco de Tamaraceite al Barranquillo de Santa Catalina, allí donde Maffiotte encontró muchas de las especies enviadas a Lyell (Martel Sangil 1952, pág. 111). El conjunto de los fósiles es atribuido al Terciario. Sin embargo, algunas de las localidades mencionadas, como los Arenales de Santa Catalina son pleistocenas.
79 La publicación de Zeuner (1958) proporciona alturas para Santa Catalina de 4,6 m que atribuye al Epimonastirense. Lecointre (1966) proporciona una lista de fósiles en la que distingue dos localidades de procedencia: La Isleta y Santa Catalina, pero los fósiles de estas dos localidades están intercambiados, como se ha podido comprobar porque en La Isleta incluye la lista de fósiles descritos por Lyell (1865) así como la publicada por Rothpletz y Simonelli (1890). Y además hay que tener en cuenta que Lecointre et alii en 1967 afirman que Santa Catalina está cubierta y no puede verse. Pero Meco et alii (2002) concluyen que los trabajos previos publicados pueden presentar errores por la mezcla de fósiles con restos dispersos concheros o bien por intricadas sinonimias de algunas especies, por determinaciones taxonómicas incorrectas o por inexactitud de la procedencia de algunos ejemplares. Es por ello por lo que se centran exclusivamente en los fósiles utilizables paleoclimáticamente, es decir, en los que aparecieron en el corte de Santa Catalina entre Alcaravaneras y los túneles de Luengo, que quedaron expuestos temporalmente durante la reciente construcción de la autovía. Dan a conocer la presencia de Harpa rosea Lamarck 1816. El corte muestra una continuidad de las claras arenas bioclásticas marinas pleistocenas (estadio marino isotópico 5.5) que van desde la playa hasta el interior a lo largo de 560 m y en progresiva elevación hasta alcanzar los 12 m de altura sobre el nivel actual del mar. En su parte más cercana al mar, las Alcaravaneras, están cubiertos por depósitos marinos holocenos de arenas negras. Los depósitos encontrados en este yacimiento se especifican en la Fig., 32. en donde se puede comprobar que aunque muestran la misma disposición general de los depósitos en el área de San Cristóbal, las coladas fenolíticas están aquí reemplazadas por aluviones monolíticos también miocenos y las negras arenas eólicas contienen en su base un depósito marino también Holoceno. (Meco et alii, 2006). En Canarias el Harpa rosea se ha encontrado acompañada de Strombus bubonius y Siderastraea radians, no solo en los depósitos marinos de Las Palmas, a 12 m sobre el actual nivel del mar sino también en Matas Blancas, y en Las Playitas ambas localidades en Fuerteventura, aparecen a unos 3 m y sobre el actual nivel del mar y en la isla de Lanzarote en Matagorda o Guasimeta a unos 4 m sobre el nivel del mar y en Punta Penedo, donde alcanza 9 m sobre el nivel actual del mar.
2.3.2.4.2.- Fuerteventura En Matas Blancas, al sur de Fuerteventura en el istmo de La Pared, donde empieza Jandía, (Fig. 35 y 36), aparece un conglomerado marino fosilífero con centenares de
80 Strombus bubonius Lamarck 1822. Dado a conocer por Meco (1975) ha servido para obtener de sus fósiles numerosas dataciones radiométricas (U Th) (Radtke, 1985; Meco et al., 1992, Zazo et al., 1993; Bard in Meco et al., 2002) y por ESR Electro Spin Resonance (Radtke, 1985). En la costa noroeste de la isla una colada de lava descansa sobre quizás los mismos depósitos marinos y ha sido datada por K Ar proporcionando la edad de 134 kiloaños (Meco et al. 2002) que es aproximadamente la misma que el valor medio de los valores obtenidos sobre los fósiles de Matas Blancas y que coincide bien con los valores a nivel mundial asignados al último interglacial. Matas Blancas, además, ha mostrado como el método radiométrico U Th, hasta entonces considerado afinado resulta inadecuado para diferenciar estadios isotópicos próximos cuando se ha aplicado sobre Strombus bubonius. Este método se reserva en la actualidad para corales en donde parece presentar mayor fiabilidad. En 1981, Meco da a conocer el hallazgo de un Harpa rosea en Matas Blancas.
Fig. 35 Situación esquemática del yacimiento paleontológico de Matas Blancas en Fuerteventura
Fig. 36. Yacimiento de Matas Blancas donde se aprecian los restos fósiles.
81 En Las Playitas, (Fig. 37) contenidos en el conglomerado fosilífero a 3 m sobre el actual nivel medio del mar, han aparecido dos ejemplares más de Harpa rosea, (Meco et al., 1986; 1987). También aquí junto al conocido marcador mediterráneo pleistocénico Strombus bubonius Lamarck 1822 y al coral Siderastrea radians (Pallas 1766). Este coral es totalmente desconocido en el Pleistoceno mediterráneo lo que comparte con Harpa rosea.
Fig. 37. Yacimiento de Las Playitas.
2.3.2.4.3.- Lanzarote En el centro de la costa sur de la isla se encuentra el yacimiento de las antiguas Salinas de Matagorda, hoy desaparecido a causa de una urbanización y de un paseo marítimo, que se prolonga hasta el inicio de la pista de aterrizaje del aeropuerto de Guacimeta (Fig. 38) Dados a conocer por Lecointre et al. (1967) con el nombre de playa de 5 m, describen cómo las conchas fósiles se hallan sueltas sobre un suelo complejo de rothlehm (arcilla roja en alemán). Es decir, se trata de los depósitos marinos del último interglacial situados sobre el paleosuelo rojo de la misma época. La primera mención a la existencia de Harpa rosea, junto a otras especies del Golfo de Guinea, se debe a Meco (1977, 1981).
82 Fig. 38. Situación del antiguo yacimiento de Matagorda o Guacimeta. En el centro de la costa norte de la isla (Costa de Sóo) en Punta Penedo, discurren de manera discontinua los restos de una antigua línea de costa dados a conocer por Meco et al., (2006). Consisten en depósitos litorales fosilíferos, con Harpa rosea (Fig. 39 y 40) y están atribuidos al último interglacial por su fauna senegalesa y por su probable continuación en depósitos ricos en Siderastraea radians que se encuentran algo más al oeste. Conservan todo el tramo entre la bajamar y el nivel de tempestades y están situados entre los 9 m y los 6 m de altura sobre el nivel actual del mar descansando sobre una antigua duna terminada en un paleosuelo rojizo. La altura indica una probable elevación de la isla quizás en relación con la intensa actividad volcánica reciente de zonas próximas.
Fig. 39. Yacimiento de Punta Penedo y corte transversal del mismo
83
Fig. 40 Harpa rosea Lamarck 1816, en el yacimiento de Punta de Penedo en Lanzarote. Actualmente esta especie vive enlas cálidas aguas del Golfo de Guinea y en las islas de Cabo Verde (Meco, 1981; Meco et alii, 2003) por lo que constituye un testimonio del cambio climático ocurrido durante el último interglacial.
2.3.2.5.- Descripción morfológica de los ejemplares fósiles Una comparación de estos fósiles con ejemplares actuales procedentes de la isla de Annobóm (Fig. 41 y 42), conservados en el Laboratorio de Paleontología del Departamento de Biología de la ULPGC, permite constatar que no hay diferencia alguna en cuanto a forma y tamaño. El holotipo de la especie mide 55 mm de alto y las medidas publicadas (Rehder, 1973) oscilan entre 31 mm y 77 mm De los cinco ejemplares enteros fósiles dos miden 55 mm, justo como el holotipo, y uno mide 47 mm, otro 48 mm y el otro 70 mm Solamente el grado de conservación con la pérdida de la coloración los diferencia. El material fósil consta de 5 ejemplares completos y tres fragmentos: Dos de los ejemplares están fotografiados desde antiguo pero no se puede acceder a ellos. Curiosamente por un motivo paradójico: por haber sido depositados uno, en el Museo Canario de Las Palmas y el otro, en la Casa Museo de Betancuria. El Museo Canario hace años retiró todas las colecciones paleontológicas de este tipo y las almacenó sin control ninguno de modo que ahora la pieza fósil está ilocalizable y probablemente fue
84 Fig. 41 Ejemplar actual del Laboratorio de Paleontología del Departamento de Biología de la ULPGC sustraída de la vitrina viciosamente, pues desapareció, junto con un bellísimo ejemplar actual procedente de las isla de Annobón tiempo antes de la retirada del resto de las piezas. De las tres piezas desaparecidas están publicadas sus fotografías (Meco, 1981, lám 1, Fig. 15, 16, 17 y 18) La Casa Museo de Betancuria cerró la sala de paleontología, al poco de inaugurada en 1995, al parecer por un problema de humedades y así permanece.
Fig. 42. Ejemplar de Harpa rosea Lamarck ejemplar actual procedente de la isla de Pagalu en Guinea Ecuatorial El hallazgo de Las Palmas de Gran Canaria, Arenales de Santa Catalina, es un fragmento de la última vuelta que conserva parte de las características cóstulas anchas y planas y el surco suprasifonal. Su presencia está publicada (Meco et al., 2002, p. 206, tabla 4) pero sin imagen. Se encuentra en el Laboratorio de Paleontología del Departamento de Biología de la Universidad de Las Palmas de Gran Canaria (LP DB ULPGC)
85 El ejemplar completo de Las Playitas mide 47 mm de altura (Fig. 43). Publicada su presencia (Meco et al., 1986, p.10; 1987, p. 289) y su imagen (Meco, 1991, lámina). Este ejemplar se depositó en la Casa Museo de Betancuria.
Fig. 43. Ejemplar completo de Las Playitas (Meco, 1991) El fragmento de Las Playitas (Fig. 44) corresponde a la espira y a la mitad de la última vuelta conservándose perfectamente el hombro de ésta. Su presencia se publicó conjuntamente con el ejemplar completo. Se encuentra en LP DB ULPGC.
Fig. 44. Fragmento de Harpa rosea Lamarck encontrado en Las Playitas El ejemplar de Matas Blancas (Fig. 45) fue publicado por Meco (1981, lámina I, p. 606, Fig. 13 y 14). Mide 55 mm de altura. Se encuentra e depositado en LP DB ULPGC
86 Fig. 45. Ejemplar encontrado en Matas Blancas (Meco, 1981). La altura real es de 55 mm Uno de los ejemplares de Matagorda (Fig. 46) fue publicado por Meco (1977, p. 85; 1981, lámina I, p. 606, Fig. 17 y 18). Mide 70 mm de altura. Se depositó en el Museo Canario de Las Palmas de Gran Canaria ¿? Desapareció de la vitrina junto con el ejemplar actual para comparación (Meco, 1977, 1981, lámina I, Fig. 15 y 16)
Fig. 46. Ejemplar de Harpa rosea Lamarck encontrado en Matagorda (Meco, 1977) Altura real 70 mm El otro ejemplar de Matagorda (Fig. 47), encontrado en 1978, mide 55 mm de altura. (E.R.)
Fig. 47. Ejemplar de Harpa rosea Lamarck encontrado en Matagorda en 1978. Altura real 55 mm 87 Un tercer ejemplar de Matagorda (Fig. 48) encontrado en 1978, mide 48 mm de altura. Depositado en el LP DB ULPGC.
Fig. 48. Ejemplar de Harpa rosea Lamarckencontrado en Matagorda en 1978 El ejemplar de Punta Penedo (Fig. 49) fue publicado por Meco et al., (2006, p. 108, Fig. 3.46) y le falta la espira. Se encuentra depositado en el LP DB ULPGC.
Fig. 49. Ejemplar de Harpa rosea Lamarck. Punta Penedo) Meco, 2006) 2.4.-Paleoclimatológicos
2.4.1.- Estudio del último interglacial (MIS 5e o 5.5) y del interglacial (MIS 11.3) o penúltimo gran interglacial
A lo largo de este trabajo se analizan el paleoclima del Atlántico norafricano durante el gran interglacial MIS 11.3 a partir de fósiles canarios de Saccostrea cuccullata Born y el paleoclima del último interglacial, MIS 5.5, a partir de las Harpa rosea Lamarck fósiles.
88 2.4.1.1.- El último interglacial (MIS 5e o 5.5) Las cuestiones que hemos de considerar son: 1. Si el último interglacial obedece, y hasta qué punto, a las fuerzas orbitales terrestres. Es decir, si es conforme a la hipótesis de Milankovitch (Fig. 50 y 51) únicamente o intervienen otros factores y cómo se relaciona con el MIS 5.5 (isótopos de oxigeno atmosféricos en los sondeos de los hielos) y con el MIS 5e (isótopos de oxigeno de los foraminíferos de los fondos oceánicos). EXCENTRICIDAD 100.000 AÑOS INCLINACIÓN 40.000 AÑOS
0.000
PRECESIÓN 20.000 AÑOS
Fig. 50. PARÁMETROS ORBITALES DE MILANKOVITCH: Justifican la alternancia en el cuaternario de las glaciaciones e interglaciaciones (Balairon, 2006)
89 Fig. 51. Esquema de los cambios orbitales de la Tierra (ciclos Milankovitch) que provocan los ciclos de período glaciares. La ‘T’ se refiere a cambios en la inclinación (u oblicuidad) del eje de la Tierra. La ‘E’ se refiere a cambios en la excentricidad de la órbita (debido a variaciones en el eje menor de la elipsis), y la ‘P’ denota la precesión, es decir, el cambio en la dirección de la inclinación del eje en un punto dado de la órbita. (Fuente: Rahmstorf y Schellnhuber, 2006, en IPCC, 2007: Climate Change 2007: The Physical Science Basis. Contribution of Working Group I to the Fourth Assessment Report of the Intergovernmental Panel on Climate Change [Solomon, S., D. Qin, M. Manning, Z. Chen, M. Marquis, K.B. Averyt, M.Tignor and H.L. Miller (eds.)]. Cambridge University Press, Cambridge, United Kingdom and New York, NY, USA). 2. Si los depósitos marinos elevados dispersos por el mundo están sujetos a influencias glaciales, hidrológicas e isostáticas derivadas del peso variable de los hielos, del peso de las aguas procedentes de la fusión de los glaciares y de la respuesta de recuperación del equilibrio de la corteza terrestre. Ello implica la búsqueda de zonas tectónicamente estables para obtener una mayor fiabilidad en los datos que aporten. 3. Si durante el último interglacial hubo una subida del nivel del mar o por el contrario hubo fluctuaciones. 4. Si es posible datar el inicio, el final y las posibles fluctuaciones del ultimo interglacial 5. Si es posible medir la subida del nivel global del mar durante el último interglacial, es decir, después de la penúltima deglaciación 6. Si es posible calcular la elevación de la temperatura alcanzada en la superficie
90 oceánica Todo ello se intenta conseguir a partir de depósitos marinos costeros o de la actividad biológica propia de la costa ambos elevados, es decir, sobre tierra. Para ello dividimos estos testimonios en dos grupos principales según su lejanía al peso de los hielos. Estos están o han estado situados sobre las masas continentales del Hemisferio norte (a unos 60º N), Zonas lejanas como Australia (a unos 20º S) y Zonas intermedias como las Bahamas (a unos 20º N). A ello añadimos la cuenca mediterránea (a unos 40º N) por su posible relación con las Canarias y, finalmente las Canarias (a casi 30º N) en este marco y en lo que ellas pueden aportar al conocimiento del último interglacial.
2.4.1.1.1.- El nivel del mar Hay numerosos estudios que tratan del último interglacial (MIS 5e) y su conocimiento ha ido haciéndose más complejo desde los estudios iniciales (Stearns, CE 1976). En el inicio del MIS 5e o bien hay una bajada en la tendencia a elevarse el nivel del mar durante la deglaciación o paso MIS6/5e (Stein, M; Wasserburg, GJ; Aharon, P; Chen, JH; Zhu, ZR Bloom, Z & Chappell, J 1993; Stirling, CH; Esat, TM; Lambeck, K & McCulloch, MT 1998; Esat, TM MT McCulloch, MT; Chappell, J. Pillans, B & Omura, A 1999; Gallup, CD; Cheng, H, Edwards, RL & Taylor, FW 2002) o por el contrario en el propio interglacial hubo notables cambios en el nivel del mar. (Aharon, P, Chappell, J & Compston, W 1980) Por su estabilidad, la región australiana ha proporcionado los datos más utilizados. Los corales fósiles de la región caribeña han facilitado numerosas dataciones. La región mediterránea está muy tectonizada y, en general, resulta poco fiable. Las Canarias aportan notable información. Generalmente, la existencia de arrecifes de coral elevados y de otras líneas de costa del último interglacial en muchas localidades del mundo (Veeh, HH 1966., Moore, WS 1982; Cronin, TM 1983) había sido interpretada como evidencias de un volumen oceánico mayor que el actual (Flohn, H 1983.) durante el subestadio MIS 5e (Shackleton, NJ 1987, CLIMAP Project Members 1984) Pero, las elevaciones de las líneas de costa no pueden ser directamente equiparadas con el volumen del océano sin una primera evaluación del efecto de la respuesta (rebound = rebote, tardanza) glacio hidro isostática. Los cambios del nivel del mar en sitios cerca de los campos de hielo que se funden, tales como las Bermudas y las islas del Caribe difieren de los del margen australiano. Mediante un modelo, con estas diferencias se delimitan los tiempos del inicio y del fin del último interglacial, los cuales se oponen a los deducidos de los estudios de los isótopos de oxígeno de los sondeos de los fondos oceánicos. De la comparación de los niveles del mar del subestadio MIS5e con los modelos de
91 tardanza glacio hidro isostáticos se concluye que durante este subestadio el volumen oceánico era similar al actual y que el subestadio empezó hacia, o antes, de 135 ka y terminó hacia el 120 ka. El modelo rechaza el argumento de un mayor volumen oceánico en el último interglacial, así que si el clima fue incluso más cálido durante el último interglacial, los campos de hielo residuales serían estables ante pequeñas subidas de temperatura. Respecto al nivel del mar estuvo próximo al actual al menos desde 135 ka hasta 120 ka, por tanto un intervalo de 15 ka que es más grande que el de 7 a 12 ka deducido de los análisis de los isótopos de oxígeno de los fondos oceánicos y comparados en escala con los movimientos oceánicos (Shackleton, NJ 1987; CLIMAP Project Members 1984) La discrepancia en las fechas ha sido atribuida a limitaciones de los métodos de datación pero hay edades recientes de hasta 130 y 132 ka para corales del Caribe. A causa de los ajustes glacio hidro isostáticos de la tierra en esas localidades el volumen de los océanos podría haber alcanzado su valor actual antes que esto, posiblemente hacia hace 135 o 137 ka (Lambeck, K & Nakada, M 1992)
2.4.1.1.2.- Australia Los métodos TIMS (Thermal Ionization Mass Spectrometry) se han utilizado para obtener edades U series de los arrecifes del último interglacial del margen costero estable del oeste de Australia. Se ha mejorado el método de modo que los cambios diagenéticos han sido fácilmente detectados. Edades fidedignas van desde 127 a 122 ka. Las observaciones TIMS publicadas de otras localidades se han valorado con los mismos estrictos criterios. Cuando estas han sido combinadas con modelos glacio hidro isostáticos de niveles del mar indican que el último interglacial ocurrió desde al menos hace 130 ka hasta hace 117 ka aunque todo esto necesitaría más datos adicionales antes de ser considerados el inicio y fin del último interglacial. En general, el principal episodio de crecimiento recifal según los datos de los sitios del oeste de Australia parece delimitado al estrecho intervalo entre 127 y 122 ka. Alternativamente, este intervalo puede reflejar una mayor actividad recifal en medio de una duración más larga (la que va desde 130 ka a 117 ka) del interglacial (Stirling, CH; Esat, TM; McCulloch, MT & Lambeck, K 1995). Mediante espectrómetro de masas se obtienen edades U series procedentes de ocho arrecifes del último interglacial a lo largo del margen continental del oeste de Australia. Los corales se seleccionaron en posición de vida en sitios que se caracterizan por un aparente bajo nivel de diagénesis y de una relativa estabilidad tectónica de modo que los arrecifes fósiles proporcionan una información crítica sobre los niveles del mar durante el último interglacial sin requerir correcciones por movimientos tectónicos. Además, se mejora la delimitación del momento de la instalación del crecimiento del arrecife por recubrimiento, perforando el coral desde la base del arrecife. Los isótopos de U y Th fueron medidos con mucha precisión
92 liderando mejoras en la resolución de la edad y permitiendo que las muestras afectadas por cambios diagenéticos de uranio y torio fueran más fácilmente identificadas y descartadas. Estas dataciones complementan los resultados previos de Rottnest Island y Leander Point hasta más de 70 dataciones que sitúan en el tiempo, duración y carácter la elevación del nivel del mar durante el último interglacial. De modo que el crecimiento recifal comenzó hace 128 ka a todo lo largo de la costa oeste de Australia mientras que el nivel del mar relativo (RSL) era al menos 3 m más alto. Debido a que el oeste australiano está situado lejos de los principales campos de hielo del penúltimo máximo glacial, no está afectado por la descarga glacial. Esto implica la instalación del último periodo interglacial a 128 ka suponiendo que el crecimiento del arrecife empezó pronto, después de que el nivel del mar se aproximase al nivel interglacial. Una única secuencia recifal regresiva en Magrove Bay delimita la terminación del último interglacial a 116 ka. El principal episodio de construcción recifal tanto global como localmente a lo largo de la costa oeste de Australia está restringido a un muy estrecho intervalo ocurrido entre 128 ka y 121 ka, sugiriendo que las temperaturas de superficie del océano global eran cálidas y/o el nivel del mar fue lo suficientemente estable para permitir un prolífico crecimiento recifal durante la parte inicial del último interglacial. (Stirling, CH; Esat, TM; Lambeck, K & McCulloch, MT 1998). 2.4.1.1.3.- Zonas Intermedias (entre Australia la más alejada de los glaciales y el polo norte) La frecuencia de las oscilaciones en el volumen global de hielo, tal como se ha determinado datando los depósitos recifales de coral, proporcionan un importante testimonio para el modelo de Milankovitch en el que los parámetros orbitales dirigen el clima. Dos episodios de alto nivel del mar durante los subestadios isotópicos marinos MIS5a y 5c, ocurrieron hace 84 ka y 101 ka respectivamente, en líneas generales, consistentes con el modelo de Milankovitch. Sin embargo, nuevas dataciones U series altamente precisas, de terrazas elevadas de arrecifes de coral morfológicamente distintas en Barbados indican que MIS 5a era más largo y complejo de lo previamente establecido con un adicional nivel alto del mar ocurrido hace 77 ka. Los análisis U series de numerosas muestras de cada depósito de corales recifales revelan una clara correlación entre las edades obtenidas y las previas de δ234U. Esta correlación es evidente incluso con la banda de inseguridad que se usa por lo común para excluir muestras con alteración diagenética y ello ha permitido una más precisa y exacta delimitación de la edad de estos depósitos. Otros proxies también indican variabilidad en el período suborbital durante el MIS 5a y 5c y ello implica que, como para la última glaciación, los parámetros orbitales no pueden ser los únicos responsables de los cambios observado en el clima. (Potter, EK; Esat, TM; Schellmann, G; Radtke, U; Lambeck, K & McCulloch, MT 2004.)
93 Los datos para la duración del MIS 5e de la estable Australia marcan desde 128 ka a 116 ka. Fuera de Australia, el inicio del MIS 5e está datado en Oahu en 131 Ka (Szabo, BJ; Ludwig, KR; Muhs, DR & Simmons, KR 1994.); en Sumba en 131 ka (Bard, E, Jouannic, C, Hamelin, B, Pirazzoli, P, Arnold, M, Faure, G, Sumosusastro, P & Syaefudin 1996) en las Nuevas Hébridas, hoy Vanuatu, en 129 ka (Edwards, RL, Chen, H & Wasserburg, GJ 1986; Edwards, RL, Chen, H, Ku, TL & Wasserburg,GJ 1987) y en las Bahamas entre 132 ka y 129 ka (Chen, JH, Curran, HA, White, B & Waserburg, JB 1991).Todas estas edades son anteriores a lo previsto por Milankovitch (Henderson GM & Slowey, NC 2000). Para la fecha del final del MIS 5e, en las terrazas recifales de Barbados, se obtiene 117 a 120 ka (Gallup, CD; Edwards, RL & Johnson, RG 1994.) y en Bahamas 120 a 123 ka (Chen, JH, Curran, HA, White, B & Waserburg, JB 1991). Todos estos sitios están tectónicamente elevados excepto Australia y Las Bahamas. Los arrecifes holocenos de Australia occidental están al mismo nivel que el actual del mar, lo que indica una débil isostasia y de ahí se considera que el nivel eustático global del mar durante el MIS 5e está generalmente a +2 a +4 m (Stirling, CH; Esat, TM; Lambeck, K & McCulloch, MT 1998) En Las Bahamas se han registrado geológicamente cambios relativos del nivel del mar rápidos y abruptos durante el ultimo interglacial (subestadio 5e). Las Bahamas son tectónicamente estables. Entre hace 132 ka y 118 ka el arrecife creció alcanzando una máxima elevación cercana a +2 m, como indica la elevación de los arrecifes fósiles sobre la plataforma, mientras socaves bioerosionados tallados en los acantilados costeros están a una altura de +6 m El fin del intervalo se caracteriza por voluminosas eolianitas que contienen impresiones de palmeras y hojas. De ahí se deduce que el nivel del mar para la mayoría del intervalo permaneció en cerca de +2 m limitando el crecimiento recifal y que el socave (notch) a +6 m representa una rápida y breve incursión justo antes del final del subestadio. La subsiguiente bajada debió haber sido rápida puesto que dejó el perfil del socave intacto y movilizó a barlovento lagoons ooides en el interior de las dunas antes de que la cementación pudiera efectuarse. Para explicar la rápida elevación de +6 m se invoca una marejada glacial. La subsiguiente bajada, también rápida puede ser una consecuencia de la marejada inundando altas latitudes y proporcionando suficiente humedad para iniciar la siguiente glaciación y la bajada del mar. (Newmann, AC & Hearty, PJ 1996, Thomson , WG & Goldstein, SL 2005) Según datos de Las Barbados, está entre 0 y +6 m. Las terrazas de corales recifales de los Barbados son una de las pocas localidades tipo del mundo que permiten comprender los cambios interglaciales del nivel del mar durante el Pleistoceno medio y el superior. Algunas estimaciones del nivel del mar han sido establecidas desde finales de los sesenta y han contribuido al “modelo Barbados” del cambio del nivel del mar. En los últimos 12 años se han desarrollado nuevos datos morfo y cronoestratigráficos de las terrazas de arrecifes de coral de las Barbados. El trabajo está basado en avances
94 significativos en la datación de los corales fósiles por la datación Electron Spin Resonance (ESR), la interpretación de la foto aérea y una gran mejora en el mapa geomorfológico de las formaciones de playas fósiles conservadas y de las terrazas recifales por encima del actual nivel del mar. La morfoestratigrafía revisada incluye la diferenciación entre rasas marinas (wave cut platforms) y otras estructuras erosivas como socaves (notches) y acantilados (cliffs). Ello, combinado con dataciones ESR y U/Th permite estimar la variación espacial y temporal en la velocidad (rate) de las elevaciones tectónicas en el sur de Barbados lo que resulta esencial para reconstrucciones más precisas glacio eustáticas del nivel del mar durante el Pleistoceno medio y superior desde esta región (Schellmann, G & Radtke, U 2004). Considerando la importancia global de las investigaciones en Barbados sobre los paleo niveles marinos es importante darse cuenta qué cuestiones están aún sin resolver mirando los resultados obtenidos hasta ahora. Aquí tratamos uno de los mayores problemas de los reconstrucción en Barbados de los paleo niveles del mar que era la suposición de que el elevamiento (uplift) era constante. Pero esto no ha sido así durante los últimos 500 ka porque las áreas alabeadas del anticlinal pueden haber tenido historias tectónicas complejas y por lo tanto no son necesariamente adecuadas para las reconstrucciones del nivel del mar pleistoceno. (Radtke, U & Schellmann, G 2006) La fluctuación del nivel del mar en el MIS 5e es menos clara. Esta variación no está descartada en los registros basados en los isótopos de oxígeno y discontinuidades en los arrecifes MIS 5e de las Bahamas ya que podrían representar una bajada del nivel del mar, seguida de una subida (Chen, JH, Curran, HA, White, B & Waserburg, JB 1991; Aharon, P, Chappell, J & Compston, W 1980). Una interrupción comparable ocurre inmediatamente después de 121 Ka pudiendo reflejar un episodio frío o fluctuación del nivel del mar (Stirling, CH; Esat, TM; McCulloch, MT & Lambeck, K 1995, Stirling, CH; Esat, TM; Lambeck, K & McCulloch, MT 1998) pero la duración de este episodio probablemente no superó los 2 ka según las edades U series en corales de Oahu (Szabo, BJ; Ludwig, KR; Muhs, DR & Simmons, KR 1994). La existencia de tan breve bajada del nivel del mar durante el MIS 5e se basa en edades U/Th estimadas en corales que tienen baja alteración diagenética. También se sugiere una substancial variación del nivel del mar al comienzo del interglacial (Thomson, WG & Goldstein, SL 2005). La edad de cambio del nivel del mar proporciona una importante delimitación a los mecanismos que gobiernan el clima de la tierra entre los estadios glaciales y los interglaciales. Los corales fósiles delimitan las edades de los niveles del mar del pasado por ser adecuados para datar y por su posición de vida cerca del nivel del mar. Las edades (timing) procedentes de corales para la última deglaciación confirman un cambio climático gobernado por la insolación de verano en el hemisferio norte o NHI
95 (Northern Hemisphere summer Insolation) pero no para la penúltima deglaciación. Edades U/Th de corales fósiles en Tahití muestran que el nivel del mar durante la penúltima glaciación se elevó hasta los 85 m por debajo del nivel del mar actual hace 137 ka y que estuvo fluctuando durante la deglaciación en una escala de tiempo de milenios. Ello indica que la penúltima deglaciación empezó cuando el NHI era mínimo, es decir antes y no como en la última deglaciación (Thomas, AL; Henderson, GM; Deschamps, P; Yokoyama, Y; Mason, AJ; Bard, E; Hamelin, B; Durand, N & Camoin, G 2009). En adición a la posible reducción del nivel del mar hace unos 121 ka, rasas costeras (wave cut), socaves (notches), bancos de guijarros (rubble benches) y otros sedimentos costeros muestran que el interglacial terminó con una brusca elevación del nivel del mar de +6m a + 8.5m (Newmann, AC & Hearty, PJ 1996, Hearty PJ, & Kindler, P 1998; Hearty PJ, & Kindler, P; 1995, Hearty PJ, & Neumann, AC 2001). La geomorfología y la morfoestratigrafía de numerosos sitios de todo el mundo revelan los movimientos relativos del nivel del mar durante el pico del último interglacial o MIS 5e (Marine Isotope Stage) aceptando una duración entre hace unos 130 ka y unos 119 ka. Dado que el nivel del mar era más alto que en la actualidad los depósitos están emergidos, expuestos a la vista y dispersos por muchas líneas de costa estables. La correlación con el MIS 5e está facilitada por relaciones morfoestratigráficas similares, un bajo grado de diagénesis, edades U/Th y una serie global de dataciones por AAR (Amino acid racemization). Existe información sobre un considerable número de sitios en zonas tectónicamente estables como las Bermudas, Bahamas y el oeste de Australia, y algunos otros sitios que han experimentado pequeños elevamientos (c. 2,5 m en 100 ka) incluyendo algunos sitios del Mediterráneo y Hawai. En muchos sitios MIS 5e se evidencian notables fluctuaciones durante el alto nivel marino gracias a rasgos morfológicos, estratigráficos y sedimentológicos. Las curvas que proceden de tramos recifales son incompletas y no representan toda la historia interglacial. A pesar de los pronósticos de los efectos glacio hidro isostáticos de diferentes historias del nivel del mar en Bermudas, Bahamas y Oeste de Australia, en esos sitios los registros geológicos del último interglacial son casi idénticos.
2.4.1.1.4.- Las posibles fluctuaciones del nivel del mar El nivel del mar durante el último interglacial se caracteriza por algunos intervalos definidos o SLI (sea level interval): o SLI 1 postglacial o MIS 6/5e o elevación por encima del nivel actual del mar
96 después 130 ka. o SLI 2 estabilidad a 2m 3m apsl para los primeros miles de años (c 130 a c 125 ka) durante los cuales se instalaron arrecifes costeros y se tallaron terrazas a lo largo de las costas. o SLI 3 corresponde a una breve bajada hasta cerca o por debajo del actual nivel del mar alrededor de hace 125 ka. o SLI 4 una segunda elevación hasta y a lo largo de unos 3 4 m hace entre unos 124 y 122 ka, seguido de o SLI 5 un breve periodo de inestabilidad hace unos 120 ka caracterizado por una rápida elevación hasta entre 6 y 9 m durante el cual se desarrollaron múltiples socaves (notches) y bancos (benches) de conglomerados y o SLI 6 un aparente rápido descenso del nivel del mar en el MIS 5d después de hace 119 ka. Las edades U/Th se utilizan para confirmar la edad de los depósitos del último interglacial, pero, en sólo dos casos (Bahamas) se han podido corroborar por dataciones radiométricas las subdivisiones mencionadas. Los niveles del mar por encima o como el actual fueron relativamente estables durante gran parte del principio del MIS 5e y de los últimos 6 7 ka del MIS 1 lo que anima a una comparación entre ellos. Las evidencias geológicas sugieren unos notables cambios climáticos ocurridos en los inicios, a lo largo y en el fin del MIS 5e con fluctuaciones del nivel del mar y con una terminación catastrófica ligada a la inestabilidad de los campos de hielo sobre tierra y en el mar siendo probablemente los más importantes contribuyentes los de Groenlandia (GIS = Groenland Ice Sheet) y los del oeste de la Antártida (WAIS). Los cambios en el volumen de hielos del MIS 5e tardío (Late MIS) fueron acompañados de una reorganización de cambios oceanográficos y ecológicos globales y proporcionan un escenario nada bueno para el efecto invernadero mundial. (Hearty PJ, Hollin, JT; Neumann, AC; O’Leary, MJ & McCulloch, M 2007) Esta elevación fue de muy corta duración, no más de 600 años. La altura de 6m es similar en magnitud al colapso de los hielos del oeste de la Antártida y si ocurriera, la influencia del agua dulce disturbaría la circulación termohalina y afectaría al clima global (Stocker, TF & Wright, DG 1991) como es posible que esto ocurra con el calentamiento global actual (Stocker, TF; Clarke, GKC; Le Treut, H; Lindzen, RS; Meleshko, VP; Mugara, RK; Palmer, TN; Pierrehumbert, RT; Sellers, PJ; Trenberth, KE & Willebrand, J 2001) resulta importante averiguar esa súbita elevación del nivel del mar al final del último interglacial. El tiempo y duración del último interglacial ha sido controvertido. Algunos estudios han sugerido una duración relativamente corta debida a las fuerzas orbitales y otros sugieren una larga duración que como máximo sólo parcialmente se relaciona con las fuerzas orbitales. Nuevas edades altamente precisas TIMS U series (Thermal
97 Ionization Mass Spectrometric) de corales de Hawai y Bermudas chequean estas hipótesis contrarias. La formación Waimanalo de corales de la suavemente elevada Oahu, Hawai, va desde antes de 134 hasta antes de 113 ka, con la mayoría de las edades entre antes de 125 y antes de 115 ka. Esto, combinado con las edades U series publicadas de la cercana Lanai sugieren un largo último interglacial desde antes de 136 hasta al menos hace 115 ka. Los resultados indican que las fuerzas orbitales no pueden haber sido el único control del crecimiento y disminución de los hielos polares porque el nivel del mar habría sido alto al tiempo que la insolación de verano en el hemisferio norte era relativamente baja. En las tectónicamente estables Bermudas se han datado nuevamente niveles marinos (high stands) en antes de 200 ka (penúltimo interglacial), antes de 120 ka (pico del último interglacial) y antes de 80 ka (final Último interglacial)1. Los corales fósiles en Bermudas derivan de arrecifes que probablemente respondían a la elevación del nivel del mar. Se esperaba que las edades U series de los corales del último interglacial en las Bermudas fueran coincidentes aunque no tan viejas como las de Oahu. Las edades de Bermudas entre antes de 125 y 113 ka respaldan esta hipótesis. Han sido datados numerosos depósitos marinos emergentes del último interglacial de Hawai, de Bermudas y de la costa de Norte América. Tanto en Hawai como en las Bermudas contienen faunas de invertebrados marinos con un número de especies de moluscos que hoy viven más al sur (extralimital southern species) que sugieren aguas más cálidas que en la actualidad. Esto ocurre también alrededor de la mayoría de Norte América desde Florida al Canadá y Groenlandia, y desde Baja California hasta Alaska. Ello coincide con lo publicado de Japón, del Mediterráneo y del oeste de Australia e implica cambios importantes en las corrientes oceánicas con un desplazamiento hacia más altas latitudes de aguas cálidas. (Muhs, DR, Simmons, KR & Steinker, B 2002) La edad y duración del último interglacial puede conocerse por medio de dataciones U Series de los corales contenidos en depósitos marinos sobre líneas de costa tectónicamente estables. Dataciones altamente precisas de las Bermudas, Bahamas, Hawai y Australia sugieren que el último interglacial tuvo un nivel del mar al menos tan alto como el presente entre hace 128 ka y 116 ka. El nivel del mar subió más rápidamente después del fin de la penúltima glaciación y la duración del nivel alto del mar fue más larga que la deducida de los registros de los fondos oceánicos (Muhs, DR 2002).
2.4.1.1.5.- ¿Cómo se datan los depósitos del MIS 5e? En las últimas tres décadas se han realizado avances muy grandes en el conocimiento
1 Para DR Muhs, KR Simmons & B Steinker 2002 el último interglacial es todo el estadio 5, mientras que para la mayoría el último interglacial es solamente el subestadio 5e. 98 de la historia del nivel marino cuaternario. Ello se debe directamente al desarrollo de los métodos de datación, particularmente el desequilibrio U series y la racemización de aminoácidos. Otra causa para este progreso es que pueden ahora superponerse a los registros de isótopos de oxígeno en los foraminíferos de los sondeos de los fondos oceánicos. Además, ambos registros han sido ligados al cambio climático en la escala de ciclos glacial interglacial que se piensa se rigen por fuerza orbitales (Milankovitch, MM 1941). Fue explorada la composición de isótopos de oxígeno de los foraminíferos de los sedimentos de los fondos oceánicos (Emiliani, E 1955) así como los testimonios parcialmente datados (Rosholt, JN Jr; Emiliani, C; Geiss, J; Koczy, F & Wangersky 1961), pero las relaciones de estos registros con el volumen de hielos y los niveles del mar no fueron comprendidas por entonces. En esos años ningún método de datación más allá del límite del radiocarbón estaba completamente desarrollado salvo los primeros intentos de dataciones U series en fósiles marinos (Broecker E WS & Thurber, DL 1965; Osmond, JK, Carpenter, JR; & Windom, HL 1965).
2.4.1.1.6.- Desequilibrio U-series La datación directa de los depósitos marinos emergidos es posible porque el Uranio (U) se disuelve en el agua del océano pero no el Torio (Th) ni el Protactinio (Pa). Ciertos organismos marinos, particularmente los corales (pero no los moluscos) co precipitan U directamente del agua del mar durante su crecimiento. Los tres isótopos naturales de uranio 238U, 235U (ambos primarios) y 234U (producto secundario del 238U) se incorporan en los corales vivos. El 238U se convierte en 234U el cual, a su vez, se convierte en 230Th. El 235U se convierte en 231Pa. De este modo, la proporción 230Th/234U, 234U/238U y 231Pa/235U pueden proporcionar tres diferentes relojes para datar el mismo coral fósil (Edwards, RL, Chen, H, Murrell, MT & Goldstein, SJ 1997; Gallup, CD; Cheng, H, Edwards, RL & Taylor, FW 2002 ). Hasta la década de los 80, la datación U series se hacía por espectrometría alfa α counting (α U/Th). Después, la mayoría se hacen por TIMS (Thermal ionization mass spectrometry), (Edwards, RL, Chen, H, Ku, TL & Wasserburg, GJ 1987) para medir U series nuclides (núcleos inestables por emisión radioactiva), lo que ha aumentado la precisión. El método requiere muestras muy pequeñas y puede ser utilizado para datar hasta hace 500 ka. Últimamente se obtienen edades MC ICPMS (MultiCollector Inductively Coupled Plasma Mass Spectrometry) (Andersen, M B, Stirling, CH, Potter, EK & Halliday, A.N 2004) y Lasser ablacion MC ICPMS (Eggins, SM, Grün, R, McCulloch, MT, Pike, AWG, Chappell, J, Kinsley, L, Mortimer, G Shelley, M, Murray Wallace, CV, Spötl, C & Taylor, L 2005). Los moluscos no sirven para datar aunque se hicieron muchos esfuerzos en este
99 sentido (Kaufman, A; Broecker, WS; Ku, TL & Thurber, DL 1971); Hoang, CT & Hearty, PJ 1989).
2.4.1.1.7.- La racemización de aminoácidos Como los corales no se encuentran en todos los depósitos marinos la racemización de aminoácidos ha proporcionado un método complementario para la geocronología de los depósitos costeros (Wehmiller, JF & Miller, GH, 2000). Este método se basa en que las proteínas de los organismos vivos, tales como los moluscos marinos, contienen solo aminoácidos de conFiguración levógira y en que una vez muertos los aminoácidos levógiros (L) se convierten en dextrógiros (D) y a este proceso se llama racemización. La racemización es una reacción reversible de la que resulta una creciente proporción D/L en el fósil a través del tiempo hasta una proporción de equilibrio (1.00 1.30 según el aminoácido). La cinética de la racemización no es lineal y está en función de la historia de la temperatura paleoambiental y de la taxonomía. Este método da mejor resultado en los moluscos fósiles y estos aparecen en todos los depósitos marinos costeros del mundo. Aunque las edades estimadas por la proporción de aminoácidos son tentativas pueden proporcionar una valiosa correlación cuando se combinan con métodos numéricos como U series o 14C. Para calibrar los índices AAR se usaron edades U/Th en Bermudas (Harmon, RS Schwarcz, HP & Ford, DC 1978, Harmon, RS, Land, LS, Mitterer, RM; Garrett, P; Schwarcz, HP & Larson, GJ 1981; Harmon, RS, Mitterer, RM, Kriausakul, N; Land, LS, Schwarcz, HP Garret, P; Larson, GJ; Vacher, HL; & Rowe, M, 1983, Ludwig, KR; Muhs, DR; Simmons, KR; Halley, RB & Shinn, EA 1996, Muhs, DR, Simmons, KR & Steinker, B 2002.), las Bahamas (Chen, JH, Curran, HA, White, B & Waserburg, JB 1991), el Mediterráneo (Hearty PJ, 1986, Hearty PJ, & Dai, G Pra 1986) Hawai (Muhs, DR & Szabo, BJ 1994, Szabo, BJ; Ludwig, KR; Muhs, DR & Simmons, KR 1994) y Australia (Stirling, CH; Esat, TM; McCulloch, MT & Lambeck, K 1995, Stirling, CH; Esat, TM; Lambeck, K & McCulloch, MT 1998, McCulloch, MT & Esat, T 2000, O’Leary 2007). Basándose en los factores geológicos de los depósitos del MIS 5e se puede estimar las edades de los movimientos del nivel del mar, el marco temporal, entre hace unos 130 ka y unos 119 ka. Como las reacciones de transformación de la Aloisoleucina (dextrógira) y la isoleucina (levógira) dependen del tiempo y de la temperatura, en áreas de similar temperatura las diferencias en el índice D/L en los materiales bien conservados refleja las diferencias en edades. Por ello se requiere una calibración con edades U/Th independiente en cada una de las diferentes áreas y regiones para corregir las diferencias derivadas de climas distintos. Los estudios en el Mediterráneo (Hearty PJ, Miller, GH; Stearns, C & Szabo, BJ 1986), Bermudas (Hearty PJ, Vacher, HL &
100 Mitterer, RM 1992), Bahamas (Hearty PJ, & Kaufman, DS 2000), Hawai (Hearty PJ, Kaufman, DS; Olson, SL & James, HF 2000) y Australia (Murray Wallace, C & Belperio, AP 1991, Murray Wallace,C; Brooke, BP; Cann, JH; Belperio, P & Bourman, RP 2001, Hearty PJ, 2003 Hearty PJ, O’Leary, MJ; Donald, A & Allayialis, D 2004) proporcionan el marco y los datos básicos para su aplicación en las líneas de costa del último interglacial. Recientes avances en WR (Whole rock) aminostratigrafía en eolianitas y sedimentos bioclásticos permiten datar directamente los depósitos de playa y eólicos. D/L (también A/I) puede proporcionar independientemente un índice de las edades relativas de los fósiles contenidos en los sedimentos, lo que permite correlacionar depósitos lejanos.
2.4.1.1.8.- Isótopos del oxígeno en los fondos oceánicos Los registros del nivel del mar de las glaciaciones e interglaciales se reflejan en la composición de isótopos de oxígeno (proporción 16O y 18O) de los foraminíferos de los sedimentos de los fondos oceánicos. La proporción de isótopos de oxígeno de los foraminíferos depende de la temperatura del agua y de la composición isotópica del océano cuando se formó la concha. Sus conchas contienen más 18O en aguas frías. La composición isotópica del océano está en función de la cantidad de hielo glaciar porque esta agua helada está enriquecida en 16O. De modo que, el isótopo pesado (enriquecido en 18O) en los foraminíferos indica glaciaciones mientras el isótopo ligero (enriquecido en 16O) corresponde a interglaciales. Dos dificultades se presentan: la dificultad de separar el componente volumen de hielo o nivel marino del componente temperatura oceánica y que los sedimentos de los fondos oceánicos raramente se pueden datar con precisión.
2.4.1.1.9.- Geología de los depósitos marinos litorales Un registro diferente e independiente, de la historia del nivel del mar lo proporcionan los depósitos marinos y las plataformas costeras, los arrecifes y las terrazas (wave cut terraces) que en zonas tectónicamente activas emergen y corresponden a interglaciales. En una costa tectónicamente estable o lentamente subsidente los arrecifes solo emergerán cuando las subidas del nivel del mar (sea level stands) fueron más altas que en la actualidad. Paleoniveles marinos pueden así determinarse en las costas estables o incluso en las costas en proceso de elevación si se pueden hacer modelos de la proporción del elevamiento (uplift rate). Los bajos niveles del mar que ocurrieron durante los periodos glaciales pueden haber formado también arrecifes y
101 terrazas pero estarán bajo el mar actual mientras que se verán en tierra en las costas estables o subsidentes. Las plataformas costeras tienen dos ventajas sobre los registros de isótopos de oxígeno: Si los corales están presentes pueden datarse directamente y dependiendo de la tectónica se pueden estimar los paleoniveles del mar. Un nuevo marco para el estudio de los niveles del mar comenzó con las primeras dataciones U series que ligan los registros isotópicos de los fondos oceánicos con la terrazas interglaciales elevadas de coral en Barbados (Broecker, WS DL Thurber, J Goddard, TL Ku, RK Matthews & KJ Mesolella 1968). Estos dos registros independientes datados fueron, a su vez, relacionados con la teoría astronómica del clima, o fuerzas orbitales de Milankovitch (1941). En las últimas tres décadas se han comparado registros geomorfológicos fragmentarios de terrazas con casi completos registros de fondos oceánicos (deep sea sediments) de los ciclos de glaciaciones e interglaciales cuaternarios (Aharon, P., Chappell, J. 1986, Bender, E. ML, Fairbanks, RG, Taylor, RG, Matthews, RK, Goddard, JG & Broecker, WS 1979, Bloom, E AL, Broecker, WS, Chappell, JMA, Matthews RK, & Mesolella, KJ 1974; Chappell, J 1974, Chappell, J & Shackleton, NJ 1986, Dodge, RE, Fairbanks, RG, Benninger, LK & Maurrasse, F 1983., Ku, TL 1968, Mesolella, KJ, Matthews, RK; Broecker, WS & Thurber, DH 1969, Veeh, HH & Chappell, J, 1970). La mayoría de ellos en las espectaculares terrazas de coral interglaciales elevadas de Barbados y Nueva Guinea. El registro geológico de la historia de los niveles del mar del último glacial y del Holoceno se complica por las diferentes respuestas glacio hidro isostáticas de la corteza terrestre. Los modelos (Walcott, RI 1972, Chappell, J 1974, Clark, JA, Farrell, WE & Peltier, W 1978, Nakata, M & Lambeck, K 1989., Mitrovica, JX & Peltier, WR 1991, Peltier, WR 1994; Peltier, WR 1996; Peltier, WR 1999; Peltier, WR 2002), sugieren que a diferentes latitudes, tendrían lugar sobre los continentes y las islas oceánicas diferentes niveles del mar. Durante los períodos glaciales los hielos continentales (continental ice sheets) sobrepesan (hunden en) la corteza terrestre y producen un abombamiento (compensación) en sus márgenes. Cuando los hielos retroceden al principio en las regiones glaciares se experimenta un rebote o elevación de la corteza. Como los niveles del mar se elevan durante la deglaciación, el aumento de la masa de agua en las cuencas oceánicas causa una carga en la corteza y una depresión de los márgenes continentales. La misma agua fundida de los glaciares pesaría sobre el fondo del océano acarreando (debajo del fondo oceánico) corrientes del manto hacia islas de un mínimo tamaño distantes de los primeros campos de hielo. Así, tales islas experimentarían elevaciones y mostrarían evidencias de líneas de costa holocenas emergentes. Algunos de estos modelos han sido comprobados en islas tropicales de los Estados Unidos (Muhs, DR, Wehmiller, JF; Simmons, KR & York, LK 2004). El nivel del mar durante el estacionamiento alto del último interglacial es distinto en
102 las diferentes partes del mundo debido a la compensación glacio hidro isostática al trasferirse el agua entre hielos y océanos.
2.4.1.1.10.- Mediterráneo La cota de 6m+3m alcanzada en el sur de Cerdeña, tectónicamente estable desde el Mioceno inferior, se usa para el Mediterráneo central aunque es mayor (unos 3m) que la estima global. (Lambeck, K; Antonioli, F; Purcell, A & Silenzi, S 2004., Lambeck, K; Anzidei, M; Antonioli, F; Benini, A & Esposito,E 2004). Una recopilación de las cotas alcanzadas por los depósitos marinos del MIS 5e (125 Ka) a lo largo de las costas de Italia, muestra los desplazamientos verticales que afectan al Mediterráneo central desde el inicio del Pleistoceno superior. Para cada uno de los 246 sitios se ha medido con precisión la elevación del nivel del mar (highstand) a través de bien conocidos marcadores (markers, entonces no es cota exactamente sino rasgos geológicos que marcan el máximo). Ello emparejado con nuevos datos radiométricos. Estos marcadores proporcionan una sólida delimitación de la deformación. Significantes diferencias en elevaciones a lo largo de las costas varían entre 175 m y 125 m así que ayudan a comprender los procesos tectónicos regionales y locales incluyendo fallas y deformaciones volcánicas. Mientras, la mayoría de las costas de Cerdeña y del norte del mar Tirreno son tectónicamente estables. En cambio rápidos levantamientos afectan al sur de Calabria, noreste de Sicilia y el mar Jónico que están bien relacionados con sectores de alta sismicidad y movimientos horizontales de superficie documentados por velocidades geodésicas, (Ferranti, L; Antonioli, F; Mauz, B, Amorosi, A; Dai Pra, G; Mastronuzzi, G; Monaco, C; Orrù, P; Pappalardo, M; Radtke, U; Renda,P; Romano P, Sansò, P & Verrubbi, V 2006). Al MIS 5e le corresponde en el Mediterráneo el Eutirreniense, Esta es una subunidad cronoestratigráfica (Bonifay, E. E. & Mars, P 1959) que deriva del primitivo Tirreniense (Gignoux M 1913, A Issel 1914). Esto se ha establecido gracias a la coincidencia de las dataciones radiométricas de los depósitos con la gráfica del OIS 5e (último interglacial). La atribución de los depósitos al último interglacial se ratifica por la presencia de fauna cálida, fundamentalmente el Strombus bubonius Lamarck como fósil guía, que penetra desde el Atlántico ecuatorial por el estrecho de Gibraltar. El número de niveles con estos estrombos nunca se ha aclarado, el más antiguo correspondería al MIS 7 y sería el nivel 1, el nivel 2 correspondería al MIS 5.5. Por otra parte, el OIS 5e estaría subdividido en dos o más (Martinson, DG; Pisias, NG; Hays, JD; Imbrie, J; Moore Jr & Shackleton, NJ 1987; Shackleton, NJ; Sánchez Goñi, MF; Pailler, D & Y 2003) para quedar finalmente en 5e5, 5e3 y 5e1 más cálidos y separados por los 5e4 y 5e2 menos cálidos (Greenland Ice Core Project members,
103 GRIP, 1993) a los que acompañarían variaciones del nivel marino. En el Mediterráneo, medio centenar de sitios del último interglacial han sido estratigráficamente registrados y datados con AAR. Aproximadamente un 15% de los sitios se han datado por a U/Th sobre el coral solitario Cladocora caespitosa, confirmando la correlación con el MIS 5e al proporcionar una edad para calibrar muchos sitios en los que falta el coral o edades radiométricas. Las áreas que se consideran que tienen un bajo índice de movimientos tectónicos basándose en la actual posición de los depósitos del MIS 5e son el norte y el centro de Italia, España, Mallorca y Túnez. (Hearty PJ, 1986, Hearty PJ, & Dai, G Pra 1986, Hearty PJ, 1987, Hearty PJ, Hollin, JT & Dumas, B 1987, Hearty PJ, & Dai Pra, G 1992). En Túnez, (Herm, D. Paskoff, R. & Sanlaville, P., 1980) un corte muestra una unidad con conchas que se atribuye al SLI 2, una delgada eolianita con superficie erosionada a la SLI 3 y una segunda unidad con conchas a la SLI 4 5 cubierta por una segunda eolianita. Esta estratigrafía situaría la primera unidad marina a unos +3m y la segunda por encima de 4 m La proporción A/I en conchas de Glycymeris establece que ambas unidades marinas son estadísticamente iguales en edad (Miller, GH; Stearns, CE & Paskoff, R 1986). Esta correlación se confirma con una edad U/Th de 126 ka de un coral asociado (Hearty PJ, Hollin, JT; Neumann, AC; O’Leary, MJ & McCulloch, M 2007). En el norte de Israel, (Galili, E; Zviely, D; Ronen, A & Mienis, HK 2007) unos depósitos marinos cuya altitud máxima varía desde 0 a 9 m, en su mayoría situados entre areniscas eólicas cementadas, contienen algún Strombus bubonius (= Strombus latus o Lentigo latus en algunos autores) indicador del MIS 5e (high sea stand) en el área mediterránea. Ello unido a dataciones Th/U, AAR y RTL, y a industrias de silex dan 125 ka para el máximo del último interglacial. Se calcula un desplazamiento vertical menor de 48mm/ka lo que hace pensar en una tectónica relativamente estable.
2.4.1.1.11.- Canarias Algunos de los depósitos atribuibles al MIS 5e de Canarias, son conocidos desde muy antiguo (C Lyell 1865). Puesto que las faunas de origen senegalés habrían penetrado en el Mediterráneo por el estrecho de Gibraltar, el modelo mediterráneo de varias repeticiones de este evento vino a ser comprobado en Canarias, paso forzoso hacia el Mediterráneo (Tinkler, KJ 1966, Lecointre, G; Tinkler, KJ & Richards, HG 1967, Hernández Pacheco, F; 1969, Zazo, C; Goy, JL;, Hillaire Marcel, C; Gillot, P; Soler, V; González, JA; Dabrio, CJ & Ghaleb, B, 2002, Meco, J 1976., Meco, J, Petit Maire, N; Guillou, N; Carracedo, JC; Lomoschitz, A; Ramos, AJG & Ballester, J 2003) pero resultó que se tomaron por pleistocenos los depósitos mio pliocenos de Fuerteventura
104 y Lanzarote (Meco, J 6; Meco, J & Stearns, CE 1981; Meco J, Petit Maire,N, Guillén H, Carracedo J,C., Lomoschitz A, Ramos A J G, Ballester J (2003)) con lo que el modelo mediterráneo de múltiples oscilaciones del nivel del mar cuyos depósitos contienen fauna de origen senegalés ha quedado sin esa confirmación. Por otra parte, un yacimiento con centenares de Strombus bubonius, dado a conocer en 1975 (Meco, J; 1975) ha permitido varias dataciones U/Th y ESR sobre estos moluscos realizadas independientemente entre 1985 y 2002 por cuatro laboratorios (Ratdke, U 1985, Zazo, C; Hillaire Marcel, C; Hoyos, M; Ghaleb, M; Goy, JL & Dabrio, CJ, 1993) que muestran que estas dataciones no sirven para distinguir estadios, subestadios o eventos isotópicos próximos (Meco, J, Guillou, H; Carracedo, JC; Lomoschitz, A; Ramos, AJG, & Rodríguez Yánez, JJ 2002) puesto que los resultados sobre conchas adyacentes de la misma edad y estado diagenético de conservación, fueron 103 ka, 106 ka, 112 ka, 115 ka, 125 ka, 128 ka, 135 ka, 136 ka, 137 ka y 178 ka de las que 127 ka y 138 ka fueron edades ESR y todas las demás U/Th. Además, el método AAR necesita para su calibración de una datación numérica. Las 14C son inaplicables y las U/Th no son fiables. Además, una aplicación de este método a conchas en Jandía da medidas disparatadas (Zazo, C; Goy, JL;, Hillaire Marcel, C; Gillot, P; Soler, V; González, JA; Dabrio, CJ & Ghaleb, B, 2002, Meco, J; Ballester, J Betancort, JF; Cilleros, A; Scaillet, S; Guillou, H; Carracedo, JC; Lomoschitz, A; Petit Maire, N; Ramos, AJG; Perera, N & Meco, JM, 2005). En cuanto a la altura de los depósitos, en los de las Palmas de Gran Canaria el máximo transgresivo se sitúa a 12 m sobre el nivel actual del mar y la tectónica está presente desde tiempos miocenos y continúa hasta la actualidad por posible basculamiento de las islas como respuesta al peso de la aparición sucesiva de nuevas islas hacia el oeste (Meco, J; Scaillet, S; Guillou, H; Lomoschitz, A; Carracedo, JC; Ballester, J Betancort, JF & Cilleros, A 2007). En el norte de Lanzarote se sitúan a +9m, en un área tremendamente afectada por las erupciones volcánicas del siglo XVIII y por otras previas del Pleistoceno superior por lo que la tectónica local contribuiría a la elevación de los depósitos. En el sur de Fuerteventura los depósitos están a algo menos de +3 m y en la costa oeste del centro de la isla forman una meseta de conglomerados fosilíferos sueltos (bench) a unos 5 m sobre el actual nivel del mar, paralela a la costa actual y a los depósitos marinos holocenos por lo que se podría considerar estable. Coincidiría así con las de las Bermudas y sería la respuesta hidro glacio isostática de las zonas intermedias del Planeta entre el volumen de hielos de los continentes del hemisferio norte y la estable por alejada Australia. En Canarias, la fauna senegalesa de los depósitos marinos del MIS 5e presenta dos novedades con respecto a la del Mediterráneo: Una de ellas es que los Strombus bubonius vienen acompañados en todos los
105 yacimientos del coral Siderastrea radians, que aunque escaso, a diferencia del coral Cladocora caespitosa que es exclusivamente mediterráneo, vive en la actualidad sólo en el Golfo de Guinea y en el Caribe, es decir, forma parte de la fauna cálida senegalesa que superó su limite norte actual para alcanzar las islas Canarias durante el MIS 5e pero que jamás llegó al Mediterráneo. Estos corales fósiles procedentes de yacimientos de Lanzarote, Fuerteventura y Gran Canaria están en proceso de datación. Su edad U series, con los procesos más meticulosos y precisos aplicados a los de Australia, Caribe y las otras localidades clave dará una confirmación a la edad de la máxima elevación del mar durante el último interglacial o bien pudiera dejar en entredicho a ese método radiométrico porque la presencia de Strombus bubonius y Siderastrea radians en Canarias corresponde a un único episodio, precisamente el más cálido del último interglacial. Pero no es lo mismo si ese episodio más cálido se produce cerca del inicio del interglacial que cerca de su final. Por otra parte, si esa edad coincidiera con el final brusco del último interglacial, es decir el SLI 5 de Hearty de hace 120 Ka se confirmaría el grave peligro con el cambio climático actual de la fusión de Groenlandia y del oeste de la Antártida simultáneamente lo que produciría una rápida elevación del nivel del mar de unos 6m y quizás hasta 20 m (véase para esto último el capítulo dedicado al MIS 11). Finalmente, tanto el Strombus bubonius como Siderastrea radians vienen acompañados, aunque en escaso número, en todos los yacimientos canarios del bello gasterópodo Harpa rosea que, también en escaso número, vive en la actualidad en el Golfo de Guinea. Harpa rosea por lo tanto se desplazó hacia el norte hasta alcanzar Canarias durante el último interglacial pero jamás alcanzó el Mediterráneo. Por ello, por estar libre de la intoxicación mediterránea en la interpretación de la presencia de los Strombus bubonius al mismo tiempo lidera la representación de la fauna senegalesa en Canarias porque exige un intervalo cálido aún más estrecho que los estrombos o dicho de otro modo opone más resistencia a la migración con el cambio climático. Es decir, su presencia en Canarias corresponde al momento más álgido del cambio climático del MIS 5e (todo ello corroborado por su aparición conjunta en los depósitos canarios con Siderastrea radians, coral con las mismas exigencias y también ausente del Mediterráneo) éste tiene que ser más fuerte caracterizando los depósitos marinos del MIS 5e. Por todo lo cual se ha elegido para la realización de estudios comparativos sobre la temperatura alcanzada por las aguas oceánicas en Canarias durante el último interglacial. Ello dará una pauta para el cálculo del cambio climático actual contrastando este método con el de los isótopos de oxígeno aplicado a los Strombus bubonius en el Mediterráneo (Cornu, S, Pätzold, J, Bard, E, Meco, J & Cuerda Barceló, J 1993) y en Canarias (Bard, E. E. Patzold, J. Meco, J & Petit Maire, N 1995) de modo que, para un conocimiento más completo del último interglacial y para el próximo futuro, se pueda disponer del cuándo (proceso de datación radiométrica en el US Geological Survey que lleva un curso paralelo pero independiente de esta tesis) y del cuánto de la temperatura (esta a partir de datos deTeledetección ULPGC)
106 Nota: la presencia de Harpa rosea indica el momento más álgido del último interglacial, si eso se puede datar mediante el coral Siderastrea radians sabremos si es al final o al principio del último interglacial. Si es al final se confirma que puede venir más o menos rápido un aumento considerable del nivel del mar, si es al principio, el nivel del mar no subirá mucho más. (Intervendría también la duración de nuestro presente interglacial porque para la fusión de hielos no será lo mismo dos grados más durante dos mil años que su persistencia durante más de miles de años. Por otra parte, nuestros resultados de teledetección cuantificarán el número mínimo de grados de temperatura alcanzados durante el MIS 5e y gracias a su ausencia del Mediterráneo sabremos que ese valor mínimo está muy cerca del máximo, es decir, la paleo temperatura mediterránea serviría de tope. Un ejemplo: si subió como mínimo 2 grados (lo necesario para desplazarse) el máximo no puede estar muy alejado, digamos 10 grados, porque en ese caso estaría también en el Mediterráneo porque duplica el número de grados necesario para su desplazamiento y el tope máximo estaría en 4 ºC.
2.4.1.2.- El interglacial (MIS 11.3) o penúltimo gran interglacial
En este apartado se trata de exponer la dificultad de la datación y el nivel del mar alcanzado bien por mares serenos o por un megatsunami. Para el Pleistoceno medio, las dataciones radiométricas sobre corales de los depósitos son más inciertas por la proximidad a sus límites y probablemente al ser más antiguas las muestras están más afectadas por la diagénesis. Es probable que esto sea mejorado por el desarrollo tecnológico (Andersen MB, Stirling CH, Potter EK & AN Halliday 2004). Los registros isotópicos sugieren que los altos niveles del mar del interglacial MIS 11 comenzaron hace unos 415 ka y persistieron al menos hasta hace 395 ka aunque la resolución no es alta y el grado de variación en el intervalo es incierto. Recientemente, usando registros isotópicos muy detallados en perforaciones en el Atlántico Norte ODP 980 y 983 con una resolución de unos 200 años, se ha encontrado (McManus J, Oppo D,, Cullen J.& HealeyS, 2003) que el interglacial persistió unos 30 o 40 ka, dependiendo del modelo de edades usado en las perforaciones, en los que las proporciones de isótopos muestran pequeñas variaciones.
2.4.1.2.1.- El nivel del mar A partir de algunas localidades, aparentemente sin relación con elevaciones o subsidencias, se ha deducido que los niveles del mar durante el MIS 11 estaban próximos al nivel actual del mar: 3m en el sur de Australia (Murray Wallace CV 2002), +4m en Bermuda y Bahamas (Hearty PJ & Kindler P 1995) y de 9m a 5.5m en
107 Gran Caimán (Vézina J, Jones B& Ford D 1999). En Barbados, dos terrazas de arrecifes de coral fósil situadas entre 2m y +11m y entre +5m y +18m han sido atribuidas al MIS 11 según dataciones ESR, y otra tercera, está dudosa su pertenencia al MIS 11 o al MIS 9 (Schellmann G& Radtke U2004). Por otro lado, en base a depósitos de playa colgados a 22m en la isla Eleuthera, en las Bahamas, se ha inferido que el MIS 11 terminó con una brusca elevación del nivel del mar de unos 20m, seguida de la rápida entrada en el MIS 10. Ningún indicio de este pico ha sido hasta el momento descubierto en los registros de isótopos de alta resolución (McManus J, Oppo D, Cullen J & Healey S 2003) lo que implica que el nivel del mar estuvo a +10m y fue estable durante este largo interglacial (Siddall M, Chappell J & Potter EK (in press). En Bermuda a +21.3m con una edad de 400 ka determinada por edades U/Th y racemización de aminoácidos, descartándose, por tanto, la relación con tsunamis previamente publicada y el hecho de no haber evidencias de elevaciones tectónicas. (Olson SL& Hearty PJ 2009). Han sido publicadas evidencias de depósitos del MIS 11, hace unos 400 ka, a más de aproximadamente 20 m en Bahamas (Hearty PJ, Kindler P, Cheng H& Edwards RL 1999, Kindler P & Hearty PJ 2000), en Oahu, en las islas Hawai, (Hearty PJ 2000) en la vertiente norte de Alaska (Kaufman DS & Brigham Grette 1993), el Reino Unido (Bowen 1999 DQ; Preece RC, Scourse JD; Houghton SD, Knudsen KL & Penney DN 1990) en Curaçao, en las Antillas holandesas, (Lundgerg J& McFarlane D 2002) y en Sudáfrica (Roberts L, Jacobs Z, Karkanas P& Marean CV 2007) aunque hay argumentos en contra para los de Bermuda (Mylroie JE 2008, McMurtry GM, Tappin DR, Sedwick PN, Wilkinson I, Fietzke J & Sellwood B 2008) y los de Oahu (McMurtry GM, Tappin DR, Sedwick PN, Wilkinson I, Fietzke J & Sellwood B 2008) y contra réplica (Olson SL& Hearty PJ 2009)
2.4.1.2.2.- Comparación con el MIS 9 A continuación tratamos de establecer una comparación con el MIS 9 dado que el megasutnami de Lanzarote, podría ser de ese interglacial. En el MIS 9 los registros isotópicos del oxígeno, muestran un único pico dominante a 331 ka (MIS 9c), seguido de un pico secundario a 310 ka (MIS 9a). Las edades U/Th de corales de un arrecife elevado en la isla de Henderson del grupo de las Pitcairn, en el Pacífico sur, sugieren que este estadio duró desde hace 334 ka hasta hace 306 ka y que el pico correspondiente al MIS 9c empezó hace 324 ka y terminó hace 318 ka. Ello es concordante con la edad predicha por las fuerzas orbitales (Stirling CH, Esat TM, McCulloch MT, Blake SG, Lee DC& Halliday AN 2001). El nivel del mar durante el MIS 9c parece haber sido próximo al actual: 1m en Australia (Murray Wallace CV 2002), +4m en Bermuda y Bahamas (Hearty PJ & Kindler P 1995) y 3 a +0.5m en Gran Caimán
108 (Vézina J, Jones B& Ford D 1999). En Barbados el nivel del mar durante el MIS 9c estuvo entre 3m y +8m (Schllmann G & Radtke U 2004).
2.4.1.2.3.- Sondeos oceánicos Se han utilizado cambios en los isótopos de oxígeno atrapados en las conchas de los foraminíferos incluidos en los sedimentos de los fondos oceánicos para argumentar cambios en la temperatura oceánica y, consecuentemente, en el volumen de hielos y en el nivel del mar (Poore RZ & Dowsett HJ, 2001, McManus JF, Oppo D, Cullen J & Healey S 2003). Generalmente, los isótopos de oxígeno pueden proporcionar solo una indicación relativa de los cambios en el volumen de hielos debido a las incertidumbres inherentes a algunas variables escurridizas y quizás casuales. Cada proporción de isótopos de oxígeno está influida por efectos variables como el volumen de hielos, salinidad, temperatura, diagénesis, efectos vitales y errores analíticos. Además, cada muestra de cada nivel del testigo de los sondeos comprende un numero de individuos de foraminíferos, generalmente entre 10 y 30 que lo más frecuente es que hayan sido bioturbados por, al menos, decímetros por encima y por debajo de su nivel lo que añade una incertidumbre más de muchos metros de equivalencia en el nivel del mar y en miles de años. Además, en el cálculo del promedio de las proporciones de isótopo se descartan valores no gaussianos de modo que eventos geológicos cortos podrían estar representados por los valores descartados. Finalmente, la datación directa de los registros es extremadamente limitada y depende de la interpolación con la inversión magnética a 0.78 Ma para establecer una edad aproximada. En raros casos, como en la cuenca Cariaco al norte de Venezuela hay una bioturbación muy ligera y los sedimentos están finamente laminados proporcionando evidencias isotópicas de un nivel del mar en el MIS 11 entre 10 y 20 m más altos que en el presente.
2.4.1.2.4.- Perforaciones en los hielos Durante el último interglacial, Groenlandia estaba reducida aproximadamente a la mitad de la actualidad o quizás algo más (Otto Bliesner BL, Marshall SJ, Overpeck JT, Miller GH & A Hu CAPE Last Interglacial Projet members 2006). De ahí resulta razonable pensar que durante otros largos y cálidos interglaciales ocurrió lo mismo. Aunque no hay registro de hielos del último interglacial en Groenlandia se ha observado (Stanton Frazee C, Warnke DA, Venz K & Hodell DA 1999) en el ODP Site 982 frente a Groenlandia que para un período de 23 ka durante el MIS 11 no hubo detritos de hielo flotante, es decir, no hubo icebergs y por lo tanto hielo. La fusión de
109 los hielos de Groenlandia supone una elevación de 6.5 m (Williams RS; Jr & JG Ferrigno eds. 2008). La contribución más grande al nivel del mar del MIS 11 sería proporcionada por los hielos sobre el mar del WAIS (West Antartic Ice Sheet) y hielos adyacentes (Hearty PJ, P Kindler, H Cheng & RL Edwards RL 1999) y hay evidencias de este colapso durante el Pleistoceno medio proporcionadas por conjuntos de diatomeas e isótopos cosmogénicos, es decir, debidos a los rayos cósmicos (Scherer RP, Aldahan A, Tulaczyk S, Possnert G, Engelhardt H & Lamb B 1998). La fusión del WAIS contribuiría con otros 8m al nivel global del mar (Williams RS; Jr & JG Ferrigno eds. 2008). Sin embargo la composición del hielo y del aire no indica cambios significativos en la subida ni en Vostok ni en Domo C en el centro del Este de la Antártida (EPICA 2004), lo que se ha argumentado en contra de esta elevación del nivel del mar. Pero, ello pudiera ser por una menor sensibilidad desde esta distante parte del continente antártico (Olson SL & Hearty PJ 2009). Hay algunas evidencias en Barbados donde tres terrazas se relacionan con el MIS 11. Las dos inferiores están a 100 m y 110 m y la más alta, a 120 m, está escasamente representada. Aunque es difícil separar los niveles eustáticos de la tectónica en Barbados, los niveles del mar allí (Schellmann G& Radtke U 2004) recuerdan a los de Bermuda (Hearty PJ& Olson SL 2008). Asimismo, se parece la sucesión litoestratigráfica representando múltiples oscilaciones del nivel del mar en Oahu (Hearty PJ 2002) y Eleuthera en las Bahamas (Hearty PJ 1998, Hearty PJ, Kindler P, Cheng H & Edwards RL 1999, SL Olson & PJ Hearty 2009).
2.4.1.2.5.- Canarias En Canarias hay una notable datación del MIS 11c debido a que una colada de lava penetró en aquel mar y la lava tiene una edad K/Ar de 420 ka. Esta edad es también la de los depósitos marinos. Se encuentra en la desembocadura del Barranco de Cardones en el centro de la costa norte de la isla de Gran Canaria (Meco J, Guillou H, Carracedo JC, Lomoschitz A, Ramos AJG, & Rodríguez Yánez JJ 2002). La altura del depósito es de 30 35m sobre el actual nivel del mar, pero, a pocos Km de distancia se encuentran los depósitos marinos del MIS 5e de Las Palmas cuyo máximo transgresivo se sitúa a +12m Esto, y otros argumentos (Meco J, Scaillet S, Guillou H, Lomoschitz A, Carracedo JC, Ballester J, Betancort JF& Cilleros A 2007) permiten calcular una elevación de la costa norte de Gran Canaria de 5.8 cm/Ka durante el Pleistoceno superior y el Holoceno. Suponiendo que se hubiera mantenido ese ritmo desde el MIS 11c la elevación de la costa hubiera sido de unos 24 m y el mar se habría elevado como máximo durante el MIS 11c entre 6 y 11m sobre el actual nivel del mar. En la costa oeste de Lanzarote (Piedra Alta) se encuentra a +20m, un depósito de
110 carácter caótico, conteniendo fauna marina pero también terrestre, que ha sido asignado al MIS 9 en base al contenido en fragmentos de calcreta, supuestamente posterior al MIS 11c, pero que también podría estar cerca de este último. Finalmente, estos depósitos, tanto el de Gran Canaria como el de Lanzarote, contienen como fósil delator de la temperatura al bivalvo Saccostrea cucullata que vive en la actualidad en el fondo del Golfo de Guinea hasta las costas de Angola. Por lo tanto, de modo independiente se prueba en Canarias, gracias a la fauna de carácter cálido que contienen los depósitos marinos elevados, que hubo un interglacial y, gracias a una colada con lavas almohadilladas datada en 421 ka, que eso ocurrió al inicio del MIS 11 o MIS 11c. Esos depósitos de Cardones son de carácter sereno y completamente marino y litoral. Además, gracias a la misma fauna, se muestra también la existencia de un episodio de carácter violento en relación con ese interglacial o el siguiente. (Meco J, Guillou H, Cariacedo JC, Lomoschitz A, Ramos AJG, & Rodríguez Yánez JJ 2002, Meco J, Ballester J, Betancort JF, Cilleros A, Scaillet S, Guillou H, Carracedo JC, Lomoschitz A, Petit Maire N, Ramos AJG, Perera N & Meco JM 2006) en Piedra Alta en Lanzarote. En relación con la polémica de las Bermudas (simétricas de las Canarias respecto al eje del atlántico norte) sobre si allí hay tectónica en el MIS 11 y sobre si los depósitos corresponden a un megatsunami o se trata de depósitos serenos, puede ser esclarecedor que en Canarias hay las dos cosas conteniendo la misma fauna senegalesa con unas diferencias entre sí que hacen pensar que Cardones, en la costa de Arucas, corresponde al litoral y Piedra alta a fondos violentados. Además hay que tener en cuenta que Las Bermudas son el principal soporte para demostrar una subida del nivel del mar a 20m y que esto se emplea como argumento para la próxima subida del nivel del mar si se funden también los hielos del oeste de la Antártida. Los cálculos realizados en Gran Canaria (Meco J, Scaillet S, Guillou H, Lomoschitz A, Carracedo JC, Ballester J, Betancort JF & Cilleros A 2007) muestran que la costa noreste se está elevando desde el Plioceno. Según alturas medidas y pillowlavas datadas, hay depósitos a +120 m sobre el nivel actual del mar con 4.1 Ma de antigüedad. Lo que quiere decir un uplift rate de unos 3 cm/Ka. Si se considera que esto era antes de la formación de hielos en el polo norte, el mar estaría unos 8m más alto que ahora y entonces el uplift rate es de unos 2.9 cm/Ka (no vale la pena considerar la diferencia por lo impreciso de los datos). En el supuesto que este uplift rate hubiera sido constante durante los últimos 4.1 Ma, al depósito marino de Cardones le correspondería una elevación tectónica de unos 13 m Pero se tienen indicios de que el uplift rate no ha sido constante gracias a los depósitos marinos del último interglacial de Las Palmas de Gran Canaria. Estos están a +12m y el nivel del
111 mar según datos de la zona más estable de Fuerteventura y otros datos globales estaba unos 5m más alto que ahora. De modo que los depósitos marinos de Las Palmas están elevados tectónicamente unos 7 m en los últimos 125ka, lo que proporciona un uplift rate de 5.8 cm/ka que casi duplica la calculada desde el plioceno. Según ello, a los depósitos de Cardones les correspondería una elevación tectónica de unos 24 m Como los depósitos (420 ka) están entre 30 y 35 m de altura (Meco J, Guillou H, Carracedo JC, Lomoschitz A, Ramos AJG & Rodríguez Yánez JJ 2002) el nivel del mar durante el inicio del MIS 11 estaba entre 6 y 11 m más alto que ahora con un tope probable de 12 m Ello apoya la existencia de una fusión parcial de los hielos antárticos. 2.5.- Cambio Climático 2.5.1.- Los cambios climáticos y su incidencia en el Harpa rosea Lamarck, 1816 y en Saccostrea cucullata (Born).
Desde la existencia de la Tierra siempre se han producido cambios climáticos, dado que es un “planeta vivo” y está sometido a constantes cambios. Por lo que es previsible que se produzca un nuevo cambio en las condiciones ambientales que hagan que las especies que habitan en ella tengan que adecuarse en base a asegurar su supervivencia. Pero lo que es una realidad es que el cambio climático global durante el siglo XXI dependerá fundamentalmente de los cambios naturales y de la respuesta del sistema climático a la actividad humana. 2.5.2.- Evolución de las condiciones bioclimáticas en las Islas Canarias desde hace 130.000 años a la actualidad Meco et alii (2006) exponen que el estadio marino isotópico 5.5, o último interglacial, fue el más cálido de todos y estuvo precedido del periodo húmedo representado por un paleosuelo y sucedido por una delgada calcreta.
112 Fig. 52 a. Curvas de SPECMAP y de Devils Hole (Fuente: Meco, 2006). La elevación del mar fue de media docena de metros y al dejar sus restos por casi todas las costas de las islas se han relevado movimientos relacionados con el volcanismo local. En la Fig. 52a se representan las Curvas de SPECMAN y de Devils Hole. La curva SPECMAP (Imbrie et alii 1984) se ha obtenido combinando los registros de isótopos de oxígeno de sondeos oceánicos en muy diferentes lugares. Estas diferentes curvas son, sin embargo, lo suficientemente parecidas para permitir una estimación de referencia para el clima global. La curva Devils Hale, en Nevada, está obtenida de una veta de calcita y no parece confirmar las causas astronómicas de los cambios climáticos pleistocenos, en relación con la insolación en el hemisferio norte, (Milankovitch 1941), Estos se atribuyen más bien a interacciones entre la atmósfera, los hielos y el océano (Winogradetalii 1992), Las diferencias entre ambas explicaciones se ponen de manifiesto especialmente en la Terminación 11 o momento de inicio del último interglacial. Es decir, el inicio bien hace 127.000 años (flecha verde) o bien hace 140.000 años (flecha roja).
113 Asimismo, existen diferentes estimaciones del nivel del mar pleistoceno (Shackleton 2000, Lea et alii 2002, Siddal et alii 2003, Labeyrie et alii 1987, Cutler et alii 2003, Potter y Lambeck 2003, Potteretalii 2004, Thomson y Goldstein 2005).En la Figura 52b ,las variaciones del nivel del mar durante los últimos 240.000 años (adaptado de Antonioli et ali i 2004, Figura 13). Sobre las gráficas de Imbrie et alii 1984 (en azul) y de Waelbroeck etalii 2002 (en rojo) se han situado los testimonios canarios más significativos del Pleistoceno superior (redondeles negros). Los depósitos marinos del último interglacial (estadio marino isotópico 5.5) están muy próximos a los valores del nivel del mar de entonces expresados por ambas curvas, excepto los depósitos marinos de Las Palmas, que a 12m de altura indican una continuidad pleistocena en la inclinación post miocena de la isla (Meco et alii 2005, 2002) corroborada por la presencia de depósitos similares en Maspalomas, al sur de la isla, sólo a unos 4 metros por encima del nivel actual del mar Por la edad de la colada de Teno se sabe que además de los depósitos marinos y de los paleosuelos intercalados entre dunas, se formaron también paleosuelos lateríticos en relación con piroclastos alterados que testimonian asimismo una gran humedad, que conjuntamente con una temperatura elevada que propiciaron el desarrollo de vegetación. Por el efecto resorte de las Terminaciones y por las paleotemperaturas, deducidas de la fauna senegalesa presente en Canarias y en el Mediterráneo, se determinan condiciones oceánicas para el último interglacial que están empezando a reproducirse en la actualidad. En la Fig. 53 tal y como exponen Meco et alii (2006) se puede observar la situación térmica de la superficie del mar, el 10 de julio de 2003 y que parece ser cada vez más frecuente. El rojo corresponde a una temperatura de 24,5º C y el amarillo indica los 22,5º C, que es el límite para la fauna senegalesa del último interglaciar. En la Fig. 54 se presenta una imagen del Satélite NOOA/AVHRR tomada el 30 de abril de 2004 ofrecida por Meco et alii en la que los colores amarillo y rojo corresponden a las condiciones climáticas de la fauna senegalesa que alcanzó Canarias y el Mediterráneo durante el último interglaciar lo que parece indicar que la situación térmica es un amago de retorno a esas condiciones. En la Fig. 55 se recogen las variaciones climáticas de los últimos 420.000 años según los perfiles de deuterio y las variaciones de los isótopos 18 del oxígeno atmosférico obtenidos en la perforación de hielo de Vostok en el este de la Antártida (Petit et alii, 1999), avalada por la del Domo Fuji (Watanabe et alii, 2003) que alcanza solo los 340.000 años. Se relacionan estos datos con el volumen de hielos isótopos 18 del oxígeno oceánico, y estadios marinos isotópicos obtenidos de la perforación, cerca de las Maldivas, en el océano tropical índico (Bassinot et alii, 1994).
114 Fig. 52b. Gráfico de las variaciones del nivel del mar durante el Pleistoceno Superior (Fuente: Meco, 2006).
115 Fig. 53. Situación térmica de la superficie del mar el 10 de julio de 2003 (Meco et alii, 2006).
Fig 54. Situación térmica de la superficie del mar el 30 de abril de 2004 (Meco et alii, 2006).
116 Como podemos observar, a partir de la Terminación V, las Canarias registran los cambios climáticos más notables, con alternancia de dunas, paleosuelos, depósitos marinos y delgadas calcretas. Estas sucesiones hablan de periodos húmedos cálidos, seguidos de elevaciones del nivel del mar con llegada de fauna senegalesa y terminados en periodos áridos cálidos para dar paso a una aridez fría prolongada (Meco et alii, 2003). Esto se ha producido en el interglacial MIS 11.3 y en el MIS 5.5 y se está produciendo en el actual (MIS 1), en donde está por venir el árido cálido que precedería a la futura glaciación. Esto se sitúa sobre una curva paleoclimática.
Período húmedo-cálido (paleosuelos) Depósito marino (S= fauna senegalesa) Período árido-cálido (calcreta) Período árido-frío prolongado (dunas) Fig. 55. Variaciones climáticas de los últimos 420.000 años (Fuente: Meco et alii, 2006). Para Meco et alii (2006) es llamativa la coincidencia de la periodicidad de los testimonios climáticos canarios con la curva paleoclimática deducida de los datos de Vostok.
117 3.- METODOLOGÍA La metodología seguida para el estudio realizado se basa en una larga experiencia en el conocimiento de los depósitos marinos de Canarias con otra no menos costosa y dilatada experiencia de registros oceánicos desde satélite. A partir de estos datos se prosigue con una metodología paleontológica y otra de análisis de datos por teledetección. 3.1.- Paleontológica Se han recopilado las citas geográficas en la bibliografía científica desde 1758 (fecha de partida de la nomenclatura zoológica con la publicación de la décima edición del Systema Naturae de Linné) hasta la actualidad, teniendo en cuenta también cualquier dato mencionado en relación con la ecología. Para ello se ha utilizado documentación bibliográfica de las Bibliotecas del Museo Nacional de Ciencias Naturales de Madrid y del Naturhistorisches Museum Wien así como la del Laboratorio de Paleontología del Departamento de Biología de la ULPGC que está especializado en la región atlántica euroafricana. Del mismo modo se han revisado la diagnosis original y las sinonimias como garantía de los datos geográficos. Por otra parte, se ha recopilado la documentación fósil y bibliográfica de Canarias. Ello requirió, en los estudios previos, la localización de los yacimientos, el estudio taxonómico de la fauna fósil que contenían, su identificación con la fauna viviente mediante comparación de los restos, y la toma de datos en el campo referentes a la altura máxima de los depósitos y su situación respecto al litoral actual así como el tipo de roca que los constituye. Además de la incorporación de las edades radiométricas publicadas y de la historia del conocimiento de los depósitos desde el siglo diecinueve hasta la actualidad. La comparación de ambas series de datos ha permitido constatar la existencia en Canarias, de importantes testimonios del cambio climático ocurrido durante el último interglacial.
118 3.2.- Datos de satélites Se ha utilizado una base de datos de satélites para la determinación de estos valores Todos los tratamientos de síntesis, extracción de subimágenes, promedios, reproyección, extracción de datos, generación de mapas, visualizaciones etc. que se precisan y presentan en este trabajo, se realizaron mediante programas en IDL (Interactive Data Language) en su versión 5.5 y ENVI IDL en su versión 3.5 (ENviroNment for Visualizing Images). 3.2.1.- Temperatura superficial del mar (SST) La medida de la temperatura superficial del mar (STT su acrónimo en inglés) puede hacerse a partir de dos tipos de sensores radicalmente diferentes. Unos trabajan en el rango de las microondas y los otros en el infrarrojo térmico. Los primeros (por ejemplo el SMMR Scanning Multichannel Microwave Radiometer), presentan una resolución muy pobre y sus resultados son bastante inexactos. Los sensores operacionales útiles operan en el infrarrojo térmico. El programa de satélites NOAA que se inició en los años 70 y su continuidad estaba garantizada hasta el 2008, se caracterizan por la órbita simultánea de al menos dos satélites, un amplio campo de visión de 2700 Km, lo cual, da lugar una alta repetitividad temporal además de presentar una buena resolución espacial (1,1 Km en el nadir). La hidrosfera en el infrarrojo térmico se comporta como un cuerpo negro, esto es un cuerpo teórico que, a una temperatura dada, absorbe la totalidad de la radiación que recibe y la reenvía en su totalidad. Los cuerpos reciben energía de su medioambiente (por ejemplo del Sol) y la radiación que reciben la pueden absorber en mayor o menor medida. La fracción absorbida modifica la energía del cuerpo. Ésta puede ser emitida en forma de radiación a otra longitud de onda. Así el cuerpo juega el papel de fuente, transformando parte de la energía térmica en energía radiativa. La radiancia emitida por la superficie del mar es medida por el sensor y se convierte en temperatura de brillo o temperatura aparente, la cual se relaciona con la temperatura real del océano por la emisividad. La radiancia medida por el sensor atraviesa la atmósfera, donde la radiación se ve alterada. La principal perturbación que sufre es debida a la presencia de vapor de agua que absorbe parte de la radiación. Por esta razón, la temperatura de brillo y la absoluta difieren en varios grados. Las correcciones pueden realizarse a partir de modelos analíticos que piden gran cantidad de datos (perfiles de temperatura y vapor
119 de agua atmosféricos) o a partir de modelos empíricos. En el segundo caso, sólo se precisa de medidas in situ de calidad. Las propiedades del vapor del agua en el infrarrojo han sido estudiadas ampliamente, sobretodo la transmisión diferencial según la banda espectral. El método multi window utiliza esta propiedad para reducir el efecto del contenido atmosférico. Consiste en una combinación lineal de las medidas de temperatura de brillo hechas en varios canales. El método split window es un método particular del multi window usando los canales 4 y 5 del AVHRR. Los datos de temperatura utilizados provienen del programa de la NOAA/NASA AVHRR, Ocean Pathfinder Sea Surface Temperature products, desarrollado por el Jet Propulsion Laboratory (JPL) de la NASA. Este programa consiste en una base de datos de temperatura superficial de la mar obtenida por el sensor AVHRR (Advanced Very High Resolution Radiometer)) que llevan a bordo los satélites operacionales de la serie NOAA. El algoritmo utilizado para la obtención de la temperatura superficial del mar, fue propuesto por McClain et al. (1985), denominado MCSST: SST γαα −++= TTT )( 421 54 , donde α1 y α2 son constantes determinadas a partir de datos in situ por mínimos cuadrados, T4 y T5 son las temperaturas de brillo del canal 4 y 5 del sensor y γ es un factor basado en el conocimiento de los coeficientes de absorción (Emery et al., 1994). En esta fórmula no se contempla corrección alguna por atenuación debida al vapor de agua. Posteriormente se introduce un algoritmo no lineal (NLSST) que incorpora una estimación inicial de la temperatura superficial del mar, donde los coeficientes se calculan para diferentes regímenes de vapor de agua definidos por la diferencia entre
T4 y T5. La forma final del algoritmo NLSST utilizado en el programa Pathfinder según esta particularidad, se formula de la siguiente manera: SST ααα −++= *)( TTTT + θα −− TT ))(1)(sec( 543421 surf 4 54 , donde αi son los coeficientes obtenidos por mínimos cuadrados basados en datos in situ, T4 y T5 son las temperaturas de brillo. El ángulo de visión del radiómetro es θ y
Tsurf es el primer valor de temperatura superficial calculado. Los coeficientes del algoritmo se calculan para T4 y T5 ≤ 0.7 y T4 y T5 ≥ 0.7. Esta forma del algoritmo ha sido la aprobada por el AVHRR Oceans Science Working Group para el reprocesamiento de los datos MCSST porque es la que tiende al menor error por efecto de las condiciones ambientales (Podesta et al., 1995). La no linealidad proviene
120 de los coeficientes calculados para diferentes condiciones de vapor de agua. Estos coeficientes se recalculan anualmente para tres tramos de diferencias entre T4 y T5. Para la calibración de las medidas se utiliza la medida puntual de una sonda en los primeros decímetros de la superficie y se compara con una medida integrada sobre más de 1 Km2 sobre los primeros micrómetros de la superficie del mar. Si las capas inferiores son homogéneas, las medidas serán significativas (presencia de viento y ausencia de sobrecalentamiento superficial). Por el contrario si las capas inferiores están muy estratificadas las dos medidas serán diferentes. Con mucho viento sin embargo puede producirse una subestimación de la temperatura debido a la espuma. En la ecuación se introduce el ángulo zenital para tener en cuenta que las medidas alejadas del nadir han recorrido una capa más larga de atmósfera. Además, debido al ángulo de visión, cubren una superficie hasta 5 veces mayor que las correspondientes al nadir. Un tercer tipo de error lo producen las nubes que contaminan fuertemente las medidas. Las nubes producen subestimaciones de la temperatura. La máscara de nubes elimina las radiancias demasiado bajas para corresponder a temperaturas de la superficie del mar. Para la obtención de los datos se partió de los ficheros mensuales de la versión 5 del programa Pathfinder (en párrafos anteriores se habla del programa), de cobertura global y una resolución espacial de aproximadamente 4 Km (0.0439453125º) (http://podaac.jpl.nasa.gov/DATA_CATALOG/avhrrinfo.html). Se procedió a la descarga de la serie temporal de ficheros disponible (temperatura superficial del mar y nivel de calidad) en formato HDF (Hierarchical Data Format) desde los servidores PO.DAAC (Physical Oceanography Distributed Active Archive Center) del JPL. El periodo de tiempo de los datos utilizados comprendió la serie completa desde el año 1985 al 2009. Se escogieron los datos nocturnos para evitar el sobrecalentamiento diurno. Sobre los ficheros globales de temperatura superficial del mar y de calidad correspondientes, se procedió a la extracción de los datos sobre una ventana general de trabajo que cubre del 40º N al 30º S en latitud y del 30º W al 25º E en longitud. A partir de los datos extraídos se generaron imágenes PNG (Portable Netwok Graphics) (ver ejemplo en Fig. 56) de cada mes y se procedió a calcular el promedio, número de puntos disponibles y desviación estándar de los valores sobre las áreas seleccionadas (Fig 57 y Fig 58). Únicamente se utilizaron los datos de mayor nivel de calidad.
121
Fig. 56. Campo de SST de la cuenca Occidental Africana 3.2.2.- Color del océano El primer sensor para medir el color del océano fue el CZCS (Coastal Zone Color Scanner) a bordo del Nimbus 7. Su fallo prematuro en 1987, dejó sin datos de este tipo durante muchos años a la comunidad científica. En agosto de 1997 se puso en órbita el SEASTAR u Orbview2 con el sensor SeaWIFS (Sea viewing Wide Field of view Sensor). Su resolución espacial en el nadir es de 1 Km y el campo de visión es de 2800 Km Sus ocho canales que van desde el verde hasta el infrarrojo cercano analizan con gran precisión los componentes del agua de mar y su concentración. El canal 1 se utiliza para distinguir la sustancia amarilla; los canales 2, 3 y 4 para calcular la concentración de clorofila y los Canals 5, 6, 7 y 8 para evaluar la turbidez y corregir los efectos atmosféricos. Una calibración doble del sensor se hace regularmente en dirección al Sol y a la Luna, afinando el ajuste de sus radiancias. Otra particularidad de la plataforma es permitir una inclinación rápida (±20º) a lo largo de la traza del satélite (“tilt”), esto evita la reflexión especular. El inconveniente es la pérdida de
122 datos en varias decenas de millas en la zona intertropical durante esta maniobra que tarda algunos segundos. En el rango del espectro visible, las longitudes de onda lo suficiente pequeñas penetran en el agua y se absorben rápidamente hasta un cierta profundidad. En el visible, el rojo (aproximadamente 750 nm) se absorbe más rápidamente que el azul (aproximadamente 350 nm). La profundidad de absorción total de la luz es función de la composición del agua. Las aguas naturales dulces y saladas contienen una mezcla de materias disueltas, ópticamente activas, variables en naturaleza y concentración. En consecuencia, sus propiedades ópticas varían mucho en el espacio y el tiempo. Se distinguen dos categorías de materia en el agua: la materia disuelta y particulada. De manera arbitraria se considera materia disuelta toda aquella cuyo tamaño es inferior a 0,47 m La materia orgánica disuelta comprende los ácidos húmicos y fúlvicos productos de la descomposición de la materia vegetal (Gelbstoff en alemán). En el caso de aguas abiertas corresponde a la descomposición de zooplancton y fitoplancton al final de los blooms. En mar abierto, la materia particulada se compone también de zooplancton y fitoplancton vivo. Las concentraciones desde el orden de 0,5 mg*m 3 pueden ser muy variables. Estas variaciones son debidas a blooms de fitoplancton que son muy importantes para las cadenas tróficas pelágicas. Cerca de la costa puede sumarse arena o sedimentos cuya concentración varia con la profundidad y el movimiento del mar (desde algunos mg*m 3 a centenas de mg*m 3). En los estuarios los aportes llegan al orden de gr*m 3, además de la resuspensión de sedimentos hacia la columna de agua (por ejemplo debido a la marea). El cálculo se reduce a las aguas caso 1 donde el color se relaciona directamente con el fitoplancton. Se trata de relacionar las magnitudes medidas desde satélite con las cantidades reales sobre el terreno. El satélite mide radiancias, esta magnitud depende de las propiedades del medio y de la atenuación, puede explicarse en función de la reflectancia. La reflectancia es una propiedad óptica aparente (Apparent Optical Properties, AOP). Las AOP se definen en contraposición a las propiedades ópticas inherentes (Inherent Optical Properties, IOP). Las IOP son propiedades ópticas de una masa de agua que dependen únicamente de su composición y no de las condiciones de atenuación. Por ejemplo los coeficientes de absorción y de dispersión forman parte de las IOP pero otras magnitudes como el índice de refracción caracterizan las AOP. Localmente la atenuación varia rápidamente (presencia de nubes, ángulo de incidencia y estado de la superficie del mar). Con el fin de evitar esta limitación se pretende
123 utilizar las propiedades inherentes de la masa de agua. La radiancia medida por un satélite se explica en función de múltiples parámetros como la atenuación extra atmosférica pero también de la reflectancia bajo la superficie que contiene la información del color del agua. ( − ρ )( − ρ'11 )R = FL wn 0 2 ()1 − QrRn
Lwn es la radiancia reflejada medida por el satélite, F0 la atenuación extra atmosférica, n el índice de refracción del agua de mar, R la reflectancia debida a la transferencia radiativa función de la luz incidente y de las IOP, ρ reflectancia de Fresnel por incidencia normal, ρ’ reflectancia de Fresnel por el Sol y el cielo, r reflectancia del aire agua, Q constante que relaciona la atenuación ascendente bajo la superficie con la radiancia ascendente bajo la superficie. En la ecuación el cociente tiene en cuenta los procesos de interfaz entre miles de índices de refracción diferentes (R). Varía poco en función de las longitudes de onda y vale 0.545. Además, la reflectancia debida a la transferencia radiativa puede expresarse en función de las IOP como los coeficientes de absorción y de retrodispersión. b (λ) ()()= GR λµλ b 0 a()λ ( λµ ) a (λ ) Donde G 0 es el campo de luz descendente, es el coeficiente de absorción y (λ ) bb es el coeficiente de retrodispersión. Los coeficientes de absorción y de retrodispersión dependen de las concentraciones de los diferentes componentes ópticamente activos y de sus respectivos coeficientes por unidad de concentración. Estos últimos se calculan en base a medidas sobre el terreno o en el laboratorio. La técnica más utilizada para calcular la concentración de clorofila o de otros constituyentes es la relación entre radiancias. Se elige una banda en la que su radiancia es muy sensible y se normaliza eligiendo la radiancia a una longitud de onda a la que es poco sensible. La clorofila a absorbe fuertemente en la banda del azul y su reflectancia es débil. En el verde el pigmento absorbe poco y refleja mucho. La relación entre radiancias Lazul/Lverde, permite eliminar los efectos de una ambiente particular sobre la luz incidente y calcular la concentración de clorofila. A las longitudes de onda del visible, la radiancia medida por el sensor se ve afectada de manera importante por la atmósfera. Las partículas (agua, aerosoles) absorben fuertemente la radiación y la dispersan. Por tanto, la corrección atmosférica de los
124 datos es fundamental. En aguas abiertas el color del agua depende fundamentalmente de la concentración de clorofila. Por el contrario para las aguas caso 2 (aguas costeras), la interpretación de las medidas radiométricas es más compleja, debido a la presencia simultánea de la materia orgánica disuelta, materia particulada y pigmentos clorofílicos. La cuantificación de esos tres constituyentes requiere numerosos datos tierra y lo que se obtiene son modelos locales. En relación a la combinación de canales, es necesario realizar la elección óptima para la relación de radiancias en el algoritmo. Las medidas “in situ” son fundamentales para la calibración del sensor, pero su toma no es evidente. Los radiómetros se colocan debajo de la superficie del agua y están influidos por la presencia de nubes, espuma,..). Además la profundidad de integración depende de la región. Para la obtención de los datos se partió de los ficheros mensuales de concentración de clorofila a del sensor SeaWiFS nivel L3 SMI (Standard Mapped Image) disponibles en el Ocean Color Web (http://oceancolor.gsfc.nasa.gov/). La cobertura de los datos es global y la resolución espacial es de aproximadamente 9 Km (0,087890625º). Se procedió a la descarga de la serie temporal de ficheros en formato HDF (Hierartichal Data Format) desde los servidores del Ocean Color Web de NASA. El periodo de tiempo de los datos utilizados comprendió la serie del año 1998 al 2008. Sobre los ficheros globales de concentración de clorofila a se procedió a la extracción de los datos sobre una ventana general de trabajo que cubre del 40º N al 30º S en latitud y del 30º W al 25º E en longitud. A partir de los datos extraídos se generaron imágenes PNG (Portable Netwok Graphics) (ver Figura ejemplo) de cada mes y se procedió a calcular promedio, número de puntos disponibles y desviación estándar de los valores sobre las áreas seleccionadas (Fig 57 y Fig 58)
125 3.2.3.- Dominio geográfico
Área 1. Canarias Oriental
Área 2. Cabo Verde
Área 3. Cabo Blanco (Mauritania)
Área 4. S Dakar (Senegal)
Área 5. Guinea Ecuatorial
Área 6. Sao Tomé
Área 7. Isla Ascensión
Área 8. Luanda (Angola)
126 • , 111
.'," , ~CI '"CI . Z ~ -O- I '">- O '"Al: ti ::1'" ~ '"CI • ~Al: "'" S • . Q '"CI • Z -O , - .-:- Jo ~o -~ "~ . 5 9
Fig. 57. Localización de las áreas donde se han obtenido los valores de temperatura y de clorofila a
127 3.2.3.1.- Áreas de muestreo
128
5 Guinea 6 Sao
•
129 Fig. 58. Localización de cada una de las áreas de muestreo donde se han obtenido los valores de temperatura y de clorofila a. 3.2.4.- Escenario oceanográfico de los ambientes del Atlántico como hábitat de Saccostrea cucullata y de Harpa rosea
3.2.4.1.- Características bioclimáticas de la región estudiada Dado que, como hemos visto, la finalidad del presente trabajo es tratar de determinar la causa, o qué pudo suceder, para que, en la actualidad, no se hayan encontrado ejemplares vivos de Harpa rosea Lamarck ni de Saccostrea cucullata (Born) en las Islas Canarias y sí hayan sido citados por diferentes autores como recogidos en las costas de determinados países de África occidental, así como en algunas islas de océano Atlántico oriental, se analizan a continuación las temperaturas, y la clorofila a en diferentes áreas del océano Atlántico, que puedan influir en las condiciones necesarias para la habitabilidad de dicha especie. En la Figura 57 se señala, por tanto, la localización de las áreas donde se han obtenido 130 los valores de temperatura y de clorofila a. y en la Figura 58 se representa cada una de las áreas de cada uno de los puntos de muestreo, En el caso de las temperaturas, se han considerado los valores mensuales del período comprendido entre enero de 1985 y diciembre de 2009 y para la determinación de la clorofila a entre septiembre de 1998 y enero de 2007. 4. RESULTADOS Los valores obtenidos para el periodo 1985 2009 en cada una de las áreas, para la temperatura media mensual, así como para la clorofila a, para el período 1998 2007 se recogen en el Anexo I, y en el Anexo III, respectivamente 4.1.- Temperatura Para el estudio de la temperatura se han realizado las observaciones que se especifican en la Tabla 1 y en las Fig. 59 y 60. TOTAL DE OBSERVACIONES CANARIAS 183.157 CABO VERDE 439.680 BANC D'ARGUIN 26.909 SENEGAL 42.958 GUINEA 99.150 SAO TOMÉ 47.728 LUANDA 56.565 NAMIBE 98.351 ISLA ASCENSIÓN 61.688
Tabla 1. Nº de observaciones realizadas en cada área de muestreo en el período 1985 2009. En la Tabla 2 se ofrecen los valores correspondientes a las medias anuales de temperatura en cada una de las zonas estudiadas para el periodo 1985 2009, calculada sobre medias mensuales y en la Fig. 61 la correspondiente representación gráfica.
131 Nº DE OBSERVACIONES DE SST EN CADA ÁREA DE MUESTREO CANARIAS 35000 CABO VERDE 30000 BANC D'ARGUIN 25000 SENEGAL 20000 GUINEA 15000
SAO TOMÉ 10000
LUANDA 5000
0 NAMIBE
1 89 03 05 07 09 985 987 99 ISLA 1 1 19 1 1993 1995 1997 1999 2001 20 20 20 20 ASCENSIÓN Fig. 59. Representación gráfica de las observaciones realizadas en cada área de muestreo/año.
TOTAL DE OBSERVACIONES
500.000 450.000 439.680 400.000 350.000 300.000 250.000 TOTAL DE OBSERVACIONES 200.000 183.157 150.000 100.000 99.150 98.351 61.688 50.000 42.958 47.728 56.565 26.909 0
N DE IÓN S UINEA N G LUANDA NAMIBE SENEGAL CANARIAS D'ARGUI SAO TOMÉ CABO VER
BANC SLA ASCE I Fig. 60. Representación gráfica del total de observaciones realizadas en el período 1985 2009 en cada área de muestreo.
132
0º CANARIAS CABO BANC SENEGAL GUINEA SAO LUANDA NAMIBE ISLA VERDE D’ARGUIN TOMÉ ASCENSIÓN 1985 20,11 23,24 20,83 22,69 26,75 26,49 24,18 22,03 25,80 1986 19,69 22,84 20,43 22,84 26,79 26,27 24,44 22,13 25,75 1987 20,64 23,95 21,53 24,25 27,45 26,84 24,81 22,50 25,57 1988 19,97 23,50 20,69 22,79 27,29 27,17 24,92 23,19 25,99 1989 20,28 23,51 21,41 23,52 27,25 26,66 24,57 22,29 25,83 1990 20,54 23,90 21,66 23,64 26,92 26,51 24,60 22,39 25,36 1991 19,83 22,95 20,89 22,91 26,94 26,25 24,29 22,78 25,11 1992 19,94 23,24 21,04 23,39 26,92 25,98 23,58 21,84 24,69 1993 19,71 22,96 20,61 23,43 26,96 26,54 24,55 22,77 25,29 1994 19,81 23,00 21,20 23,39 27,13 26,53 24,47 22,62 25,46 1995 20,84 24,40 22,57 24,39 27,34 26,99 25,09 24,14 25,93 1996 20,63 24,36 22,23 23,93 27,06 26,68 24,51 23,02 25,97 1997 21,30 24,18 22,08 24,07 27,04 26,78 23,98 22,30 25,25 1998 20,44 24,38 21,92 24,33 27,66 27,36 25,26 23,88 25,88 1999 20,21 23,49 21,43 23,26 27,30 26,93 25,17 23,33 25,91 2000 20,13 23,69 21,56 24,21 27,13 26,61 24,85 23,41 25,86 2001 20,61 24,30 22,32 24,60 27,23 26,53 24,61 22,79 25,82 2002 20,44 24,16 22,16 24,26 27,37 26,80 24,79 22,46 25,70 2003 21,26 24,28 21,88 23,89 27,87 27,32 25,67 23,70 26,08 2004 21,05 24,38 22,46 24,09 27,41 26,93 24,55 22,49 25,56 2005 20,82 24,53 22,44 25,02 27,35 26,59 24,62 22,67 25,76 2006 20,95 24,43 22,54 23,88 27,55 26,88 24,92 22,56 26,00 2007 20,57 24,02 21,55 23,86 27,46 27,19 25,30 23,79 25,77 2008 20,46 24,28 22,39 24,56 27,22 26,81 24,72 23,27 26,00 2009 20,81 24,11 22,13 23,39 27,47 26,99 24,78 23,09 26,10
Tabla 2. Temperaturas medias del mar para las zonas estudiadas correspondientes al periodo 1985 2009. Asimismo, en la Tabla 3.a. y en la Fig. 62.a se presentan las temperaturas medias correspondientes a los períodos cálidos considerando como tales el período de abril a septiembre para el Hemisferio Norte y de octubre a marzo para el Hemisferio Sur.
133 SST MEDIAS ANUALES 1985-2009
30,00
28,00
CANARIAS 26,00 CABO VERDE BANC D'ARGUIN 24,00 SENEGAL GUINEA 22,00 SAO TOMÉ LUANDA 20,00 NAMIBE ISLA ASCENSIÓN 18,00 1985 1987 1989 1991 1993 1995 1997 1999 2001 2003 2005 2007 2009
Fig. 61. Representación gráfica de las temperaturas medias del mar para las zonas estudiadas correspondientes al periodo 1985 2009.
Fig. 62. Representación gráfica de las temperaturas medias correspondientes a los períodos cálidos. La línea marrón representa el límite de la temperatura por debajo de la cual no pueden vivir ambas especies en sus formas velígeras y juveniles. 134
0º
ISLA CANARIAS CABO VERDE BANC D’ARGUIN SENEGAL GUINEA SAO TOMÉ LUANDA NAMIBE ASCENSIÓN
20,34 23,03 21,32 23,65 27,06 26,96 26,34 24,18 25,45
19,82 22,96 21,40 24,17 26,87 26,78 24,96 22,24 25,41
21,04 23,87 22,12 25,61 27,51 27,40 27,06 24,59 25,52
20,35 23,65 21,52 23,68 27,12 27,42 26,01 23,17 25,50
20,83 23,51 22,48 24,30 27,49 27,07 25,46 23,10 25,16
20,78 23,91 22,56 23,78 27,31 27,32 26,50 23,69 25,26
19,91 22,98 21,49 23,44 26,62 26,38 24,26 22,55 24,29
20,28 23,29 21,89 23,97 26,88 26,79 25,95 23,98 24,49
20,35 23,13 21,97 24,94 27,04 26,91 25,62 22,61 25,31
20,16 23,02 22,24 24,22 27,55 27,49 27,57 25,68 25,59
21,23 24,41 23,71 25,19 27,60 27,53 26,17 24,46 25,53
20,88 24,21 23,11 24,84 26,96 26,85 24,46 22,37 25,11
21,63 23,99 22,53 24,35 27,93 27,86 27,38 25,31 26,00
20,65 24,14 22,40 24,44 27,62 27,51 26,54 24,77 25,21
20,57 23,36 22,41 24,47 27,27 27,06 26,33 23,85 25,60
20,57 23,72 22,84 25,04 27,64 27,09 26,17 24,36 25,56
20,61 24,12 23,25 25,33 27,49 26,75 25,57 23,47 25,68
20,26 23,69 22,76 25,53 27,78 27,45 26,72 24,07 25,68
21,66 24,42 22,77 24,82 27,88 27,65 26,95 23,97 25,58
21,60 24,26 23,44 24,88 27,74 27,63 27,17 25,21 25,39
21,26 24,44 23,70 26,30 27,85 27,35 26,66 24,31 25,40
21,51 24,11 23,64 25,08 27,88 27,46 26,99 24,11 25,66
20,68 23,93 22,21 24,27 27,45 27,22 26,30 24,50 25,61
21,04 24,26 23,85 25,41 27,66 27,43 26,20 24,63 25,77
21,32 24,03 23,11 24,26 Tabla 3.a. Temperaturas medias correspondientes a los períodos cálidos en los años 1985 2009. Por último, tal y como se observa en la Tabla 3.b. y en la figura 62.a, que considerando los valores medios alcanzados por las temperaturas en los períodos 1985 1989, 1990 1999 y 2000 2009, para cada una de las zonas de muestreo, la tendencia es hacia un incremento de las mismas, aunque con diferente intensidad para cada área de muestreo. En el caso de calcular las tendencias considerando las medias mensuales de los años considerados la tendencias son las que se contemplan en la figura 62.b. que muestra, igualmenteque la tendencia es hacia un incremento de las mismas.
135 BANC SAO ISLA CANARIAS CABO VERDE SENEGAL GUINEA LUANDA NAMIBE D'ARGUIN TOMÉ ASCENSIÓN 1985 1990 20,14 23,41 20,98 23,22 27,11 26,69 24,58 22,43 25,79 1991 1999 20,33 23,69 21,56 23,67 27,13 26,66 24,55 22,91 25,49 2000 2009 20,71 24,22 22,14 24,18 27,41 26,87 24,88 23,02 25,86 Tabla 3.b. Valores promedios de las temperaturas correspondientes a los períodos 1985 1990. 1991 1999 y 2000 2009
CANARIAS
20,80
20,70
20,60
20,50
20,40 CANARIAS 20,30 Tendencia 20,20
20,10
20,00
19,90
19,80 1985-1990 1991-1999 2000-2009
136 CABO VERDE
24,40
24,20
24,00
23,80 CABO VERDE 23,60 Tendencia 23,40
23,20
23,00
22,80 1985-1990 1991-1999 2000-2009
BANC D'ARGUIN
22,40 22,20 22,00 21,80 21,60
21,40 Serie1 21,20 Tendencia 21,00 20,80 20,60 20,40
20,20 1985-1990 1991-1999 2000-2009
137 SENEGAL
24,40
24,20
24,00
23,80
23,60 SENEGAL 23,40 Tendencia
23,20
23,00
22,80
22,60 1985-1990 1991-1999 2000-2009
GUINEA
27,50
27,40
27,30
27,20 GUINEA Tendencia 27,10
27,00
26,90
26,80 1985-1990 1991-1999 2000-2009
138 SAO TOMÉ
26,90
26,85
26,80
26,75 SAO TOMÉ 26,70 Tendencia 26,65
26,60
26,55
26,50 1985-1990 1991-1999 2000-2009
LUANDA
25,00
24,90
24,80
24,70 LUANDA Tendencia 24,60
24,50
24,40
24,30 1985-1990 1991-1999 2000-2009
139 NAMIBE
23,20
23,00
22,80
NAMIBE 22,60 Tendencia
22,40
22,20
22,00 1985-1990 1991-1999 2000-2009
ISLA ASCENSIÓN
25,90
25,80
25,70
ISLA ASCENSIÓN 25,60 Tendencia
25,50
25,40
25,30 1985-1990 1991-1999 2000-2009
Fig. 62.a. Valores promedios de las temperaturas correspondientes a los períodos 1985 1990. 1991 1999 y 2000 2009
140
TENDENCIA
25
24
23
22
21
20
19
18
17 19850 19860 19870 19880 19890 19900 19910 19920 19930 19941 19951 19961 19980 19990 20000 20010 20020 20030 20040 20050 20060 20071 20081 20091
CANARIAS Lineal (CANARIAS)
TENDENCIA
28
27
26
25
24
23
22
21 19850 19860 19870 19880 19890 19900 19910 19920 19930 19941 19951 19961 19980 19990 20000 20010 20020 20030 20040 20050 20060 20071 20081 20091
CABO VERDE Lineal (CABO VERDE)
TENDENCIA
29
27
25
23
21
19
17
15 19850 19860 19870 19880 19890 19900 19910 19920 19930 19941 19951 19961 19980 19990 20000 20010 20020 20030 20040 20050 20060 20071 20081 20091
BANC D'ARGUIN Lineal (BANC D'ARGUIN )
141
29
27
25
23
21
19
17
15 19850 19860 19870 19880 19890 19900 19910 19920 19930 19941 19951 19961 19980 19990 20000 20010 20020 20030 20040 20050 20060 20071 20081 20091
SENEGAL Lineal (SENEGAL)
TENDENCIA
30
29
28
27
26
25
24
23 19850 19860 19870 19880 19890 19900 19910 19920 19930 19941 19951 19961 19980 19990 20000 20010 20020 20030 20040 20050 20060 20071 20081 20091
GUINEA Lineal (GUINEA)
TENDENCIA
30
29
28
27
26
25
24
23 19850 19860 19870 19880 19890 19900 19910 19920 19930 19941 19951 19961 19980 19990 20000 20010 20020 20030 20040 20050 20060 20071 20081 20091
SAO TOMÉ Lineal (SAO TOMÉ)
142 TENDENCIA
32
30
28
26
24
22
20
18 19850 19860 19870 19880 19890 19900 19910 19920 19930 19941 19951 19961 19980 19990 20000 20010 20020 20030 20040 20050 20060 20071 20081 20091
LUANDA Lineal (LUANDA)
TENDENCIA
31
29
27
25
23
21
19
17 19850 19860 19870 19880 19890 19900 19910 19920 19930 19941 19951 19961 19980 19990 20000 20010 20020 20030 20040 20050 20060 20071 20081 20091
NAMIBE Lineal (NAMIBE)
TENDENCIA
29 28 27 26 25 24 23 22
21 20 19850 19860 19870 19880 19890 19900 19910 19920 19930 19941 19951 19961 19980 19990 20000 20010 20020 20030 20040 20050 20060 20071 20081 20091
ISLA ASCENSIÓN Lineal (ISLA ASCENSIÓN)
Fig. 62.b. Valores promedios de las temperaturas correspondientes a los períodos 1985 2009 y tendencias sobre medias mensuales
143 4.2.- Clorofila-a Para el estudio de la clorofila se han realizado las observaciones que se especifican en la Tabla 4 y en las Figs. 63 y 64. Nº TOTAL DE OBSERVACIONES CANARIAS 14.218 CABO VERDE 49.504 BANC D'ARGUIN 3.573 SENEGAL 4.611 GUINEA 7.982 SAO TOMÉ 4.651 LUANDA 7.324 NAMIBE 12.794 ISLA ASCENCENSIÓN 7.877 Tabla 4 Nº de observaciones realizadas en cada área de muestreo en el período 1998 2007
Nº OBSERVACIONES CHLOR EN CADA ÁREA DE MUESTREO
CANARIAS 6000
CABO VERDE 5000 BANC D'ARGUIN 4000 SENEGAL
3000 GUINEA
SAO TOMÉ 2000
LUANDA 1000 NAMIBE 0 12345678910 ISLA ASCENSIÓN
Fig.63. Representación gráfica de las observaciones realizadas en cada área de muestreo/año.
144 TOTAL DE OBSERVACIONES CHLOR
60000
50000 49.504
40000
30000 Serie1
20000
14.218 12.794 10000 7.982 7.324 7.877 3.573 4.611 4.651 0
IN É N IAS U M IÓ R G O S A VERDE R UINEA T N N 'A G O LUANDA NAMIBE E A O D SENEGAL A C C B S N A E C BANC ASC A ISL Fig. 64. Representación gráfica del total del número de observaciones realizadas en el período 1998 2007 en cada área de muestreo. En la Tabla 5 se ofrecen los valores correspondientes a las medias anuales de clorofila a en cada una de las zonas estudiadas para el periodo 1998 2007 calculados sobre medias mensuales y en la Fig. 65 la representación gráfica de las mismas.
0º
CABO BANC SAO ISLA CANARIAS VERDE D’ARGUIN SENEGAL GUINEA TOMÉ LUANDA NAMIBE ASCENSIÓN 1998 0,210 0,869 4,899 7,361 3,816 0,273 1,834 1,283 0,115 1999 0,231 0,470 5,117 6,414 3,405 0,300 1,554 1,373 0,119 2000 0,181 0,325 5,077 9,321 3,789 0,323 2,303 1,328 0,127 2001 0,173 0,328 5,217 8,381 3,895 0,350 5,054 1,862 0,145 2002 0,177 0,295 7,570 8,292 3,818 0,286 2,449 2,016 0,126 2003 0,170 0,306 5,132 9,413 2,826 0,273 3,073 1,257 0,118 2004 0,194 0,255 8,401 6,581 3,527 0,295 2,335 2,244 0,107 2005 0,217 0,260 6,702 5,924 2,982 0,323 2,993 1,982 0,161 2006 0,191 0,287 7,243 8,835 3,418 0,256 3,656 2,110 0,097 2007 0,211 0,386 7,446 8,804 4,160 0,476 2,908 1,562 0,136
Tabla 5. Valores medios de clorofila a, calculados sobre medias mensuales. Periodo 1998 2007.
145
Fig. 65. Representación gráfica de los valores medios de clorofila a, calculados sobre medias mensuales. Periodo 1998 2007. Asimismo, en la Tabla 6 y en las Figs. 66 y 67 se presentan los valores medios de clorofila a correspondientes a los períodos cálidos.
146
0º
BANC ISLA CANARIAS CABO VERDE D’ARGUIN SENEGAL GUINEA SAO TOMÉ LUANDA NAMIBE ASCENSIÓN 0,17 0,25 4,83 7,40 5,67 0,30 1,22 0,89 0,12 0,20 0,30 5,42 5,18 3,57 0,37 2,11 1,27 0,11 0,16 0,28 5,44 8,36 4,82 0,39 4,81 1,22 0,13 0,16 0,27 5,73 8,96 8,10 0,38 2,15 2,11 0,13 0,15 0,25 8,00 9,31 3,96 0,28 4,39 1,46 0,11 0,15 0,27 5,48 10,24 4,38 0,32 1,48 0,97 0,10 0,16 0,21 8,91 5,23 3,71 0,26 3,05 0,97 0,10 0,19 0,21 7,02 4,62 3,97 0,26 1,99 2,15 0,13 0,15 0,23 7,57 9,86 4,61 0,26 3,12 1,51 0,11 0,18 0,29 8,99 10,58
Tabla 6. Valores medios de clorofila a correspondientes a los períodos cálidos de las áreas estudiadas. Periodo 1998 2007.
12,00 CANARIAS
CABO VERDE 10,00 MAURITANIA Cabo Blanco 8,00 SENEGAL
6,00 GUINEA
SAO TOMÉ 4,00
LUANDA 2,00 NAMIBE
0,00 ISLA 12345678910 ASCENSIÓN Fig. 66. Representación gráfica de los valores medios de clorofila a correspondientes a los períodos cálidos en cada una de las áreas estudiadas. Periodo 1998 2007.
147 0,45
0,40
0,35
0,30 SAO TOMÉ
CANARIAS 0,25
CABO VERDE 0,20
ISLA 0,15 ASCENSIÓN
0,10
0,05
0,00 12345678910 Fig. 67. Representación gráfica de los valores medios de clorofila a correspondientes a los períodos cálidos en cada una de las áreas estudiadas con menor concentración. Periodo 1998 2007. 4.3.- Estadísticos
Se han sometido estos valores a un tratamiento estadístico, tanto para las temperaturas como para la clorofila a. En primer lugar, se ha representado la frecuencia relativa para los valores de temperatura (Figs. 68a y 68b), la variación por valores medios mensuales (Fig. 69) y la representación gráfica de la variación en cada área (Fig. 70), para, a continuación, representar los mismos parámetros de la clorofila a y de la clorofila a por cada zona estudiada (Fig. 71a y 71b, 72 y 73), y cuyos datos de origen se explicitan en los Anexos I a IV, para determinar a continuación las series temporales de ambos parámetros (Figs. 74a, 74b, 74c y 75a, 75b y 75c).
148 Temperatura
Fig. 68a. Representación gráfica de las Frecuencias de los valores de temperatura para las áreas de muestreo: Canarias, Cabo Verde, Banco de Arguín, Senegal, Guinea y Sao Tomé
149 Fig. 68b. Representación gráfica de las Frecuencias de los valores de temperatura para las áreas de muestreo: Luanda, Namibe y Ascensión.
150 20 25 30 20 25 30 20 25 30 20 25 30 I I I I I I I I I I I I I I I I I I I I I I I I I I I mes: 12 mes: 12 mes: 12 mes: 12 mes: 12 mes: 12 mes: 12 mes: 12 mes: 12 are a : 1 area: 2 area :3 area : 4 area:5 area: 6 area:7 area:8 area: 9 .. .. ~ •mes: 11 mes:• 11 •mes: 11 mes: 11 mes: 11• mes: 11 mes:• 11 mes: 11 mes:• 11 ..are a : 1 area: 2 area: 3 area : 4 area:5 area: 6 area:7 area:8 area: 9 mes: 10 mes:• 10 mes:• 10 mes: • 10 mes: 10• mes: •10 mes:• 10 mes:• 10 mes:• 10 are a : 1 area: 2 area: 3 area : 4 area:5 area: 6 area:7 area:8 area: 9 .. ~ mes:• 9 mes: •9 mes:• 9 mes: 9 mes:9• mes:• 9 mes:• 9 mes:9 mes:9• are a : 1 area: 2 area: 3 area : 4 area: 5 area: 6 area: ? area: 8 area: 9 .. ~ .. + mes:• 8 mes:8 mes:8• mes: 8• mes:8 mes:8• mes: 8 mes :8 mes:8• are a : 1 area: 2 area: 3 area : 4 area:5 area:6 area:? area: 8 area: 9 + .. .. •mes: 7 mes:7• mes:• 7 mes: 7 mes: 7 mes:• 7 mes: 7 •mes :7 mes:7 • are a : 1 area: 2 area: 3 area : 4 area: 5 area:6 area:? area: 8 area: 9 .- ... .- ...... CIl Q) mes: 6 mes:6• mes:• 6 mes: 6 mes:6• mes:• 6 mes: 6 mes :6 mes:6• ~ are a : 1 area: 2 area: 3 area : 4 area: 5 area: 6 area:? area: 8 area: 9 ft + +- •mes: 5 mes:5 •mes: 5 mes: • 5 mes:5• mes:• 5 mes: 5 mes:5 mes:5• are a : 1 area: 2 area :3 area : 4 area:5 area: 6 area:7 area:8 area: 9 + ...... - -+- mes: 4 mes:4 • mes:4 mes:4 mes: 4• mes:4• mes:4 mes:4 mes:4• are a : 1 area:.. 2 area :3 area : 4 area:5 area: 6 area:?.- area:.... 8 area: 9 •mes: 3 mes: 3 •mes:3 •mes: 3 mes:3• mes:3• mes: 3 mes:3 mes:3• are a : 1 area: 2 ..area :3 ..area : 4 area:5 area: 6 .. area:?.. area:.. 8 area: 9 •mes: 2 •mes:2 mes:2 mes: 2 mes:2• mes:2 mes: 2 mes:2 mes:2• are a : 1 area: 2 area :3 area : 4 area:5 area:6 area:? area: 8 area: 9 ~ ~ ...... •mes: 1 •mes: 1 mes: 1 mes: 1 mes: 1 mes: 1 mes: 1 mes: 1 mes: •1 are a : 1 area: 2 area :3 area : 4 area: 5 area:6 area:? area: 8 area: 9 + ~ -. .. .- •I I I I I I I I I I I I I I • I I I I I .. I I I I I I • I I 20 25 30 20 25 30 20 25 30 20 25 30 20 25 30
SST (Co) / Área Fig. 69. Representación gráfica de la temperatura por meses en cada área de muestreo.
151 ----~-
20 25 30
Fig. 70. Representación gráfica de la variación de la temperatura en cada área seleccionada.
152 Clorofila a
Canarias Cabo verde
o00
00 , o , , , 00 § § o e 00 e , o , g .g • • ~ ~ •o ~ " " ~ ~ o
o o o o 0.25 3.25 6.25 9.25 12_25 15_75 19_25 22_75 0_25 3_25 6_25 9_25 12_25 15.75 19_25 22.75
1 [C lorofila-a[ (mg*m- ) [Clorofila-a] (mg*m--0)
Banco de Arguín Senegal
o M o ~ ~ ~ o , o , ~ ~ e ~ e , o , ~ g .g o • ~ • ~ o ~ " " o00 o o00 o o o o o
0_25 3_25 6_25 9.25 12_25 15_75 19_25 22_75 0_25 3_25 6_25 9_25 12_25 15.75 19_25 22.75
3 [C lorofila-a] (mg*m- ) [Clorofila-a] (mg*m--0)
Guinea Sao Tomé
o
00 ~ 00 , o , ~ ~ ~ 00 ,e e o g o~ .~ •o •o ~ e ~ e " o " o00 o~ o
o o o o 0_25 3_25 6_25 9.25 12_25 15_75 19_25 22_75 0_25 3_25 6_25 9_25 12_25 15.75 19_25 22.75
[C lorofila-al (mg'm-') [Clorofila-al (mg 'm-') Fig. 71a. Representación gráfica de las Frecuencia de los valores de clorofila-a para las áreas de muestreo: Canarias, Cabo Verde, Banco de Arguín, Senegal, Guinea y Sao Tomé.
153 Fig. 71b. Representación gráfica de las Frecuencia de los valores de clorofila-a para las áreas de muestreo: Luanda, Namibe y Ascensión.
154 0510 20 30 0510 20 30 0510 20 30 o 510 20 30 I I I I I I I I I I I I III I I I I I I I I I I I I III I I I I I I I I I I I I I I I I I III I I I I I I I I I I III mes 12 mes: 12 mes: 12 mes: 12 mes 12 mes 12 mes 12 mes 12 mes 12 area 1 area 2 area 3 area 4 area 5 area 6 area 7 are a 8 area 9 I t .- .- ~ t 1+ I mes 11 mes: 11 mes: 11 •mes: 11 mes 11 mes 11 mes 11 mes 11 mes 11 area 1 area 2 area 3 area 4 area 5 area 6 area 7 are a 8 area 9 I ~ ~ .. .. I ~ .. I mes 10 mes: 10 mes: 10 mes: 10 mes 10 mes 10 mes 10 mes 10 mes 10 area 1 area 2 area 3 area 4 area 5 area 6 area 7 are a 8 area 9 I ~ ...... I I mes: 9 mes: 9 mes: 9 •mes:9 mes: 9 mes: 9 •mes: 9 •mes 9 mes 9 area 1 area 2 area 3 area 4 area 5 area 6 area 7 are a 8 area 9 I I e · l. I .. I mes: 8 mes: 8 mes: 8 mes:8 •mes: 8 mes: 8 •mes: 8 mes: 8 mes 8 area 1 area 2 area 3 area 4 area 5 area 6 area 7 are a 8 area 9 I I ..- + I I mes: 7 mes: 7 mes: 7 •mes:7 mes: 7 mes: 7 mes: 7 •mes 7 mes 7 area 1 area 2 area 3 area 4 area 5 area 6 *area 7 are a 8 area 9 I I ~ I ... t I (j) ID mes: 6 mes: 6 •mes: 6 mes:6 •mes: 6 mes: 6 mes: 6 mes 6 mes 6 ~ area 1 area 2 area 3 area 4 area 5 area 6 area 7 are a 8 area 9 l..a... I I r-"""'" I .. t-- I mes: 5 mes: 5 •mes: 5 mes:5 •mes: 5 mes: 5 mes: 5 mes 5 mes 5 area 1 area 2 area 3 area 4 area 5 area 6 area 7 are a 8 area 9 I I .. I t I mes: 4 mes: 4 mes: 4 mes:4 •mes:4 mes: 4 •mes: 4 mes:4 mes :4 area 1 area 2 area 3 --area 4 area 5 area 6 area 7 are a 8 area 9 .- I I ~ - t I t I mes: 3 mes: 3 mes: 3 mes:3 mes: 3 mes: 3 mes: 3 •mes: 3 mes 3 area 1 area 2 area 3 area 4 area 5 area 6 area 7 are a 8 area 9 I t .. I .. t I mes: 2 mes: 2 mes: 2 •mes:2 •mes: 2 mes: 2 mes: 2 mes 2 mes 2 area 1 area 2 area 3 area 4 area 5 area 6 area 7 are a 8 area 9 ...... l.A.. I t .. ~ l. I r-""" I mes: 1 mes: 1 mes: 1 mes: 1 mes: 1 mes 1 mes 1 • mes 1 mes 1 area 1 area 2 area 3 area 4 area 5 area 6 area 7 are a 8 area 9 I I ~ .. 1* I ~ .. I I I I I I I I I I I I I III I I I I I I I I I I I I III I I I I I I I I I I I I I I I I I III I I I III I I I I I I I 0510 20 30 0510 20 30 0510 20 30 0510 20 30 o 510 20 30
[Clorofila-a] (mg*m-3) / Área
Fig. 72. Representación gráfica de la concentración de clorofila-a por meses en cada área de muestreo.
155 +
o 5 10 15 20 25 30
[Clorofila-a] (mg*m-3) Fig. 73. Representación gráfica de la variación de la concentración de clorofila-a en cada área seleccionada..
156 Series temporales de la temperatura
..- N Canarias
M N
N N
~ C\i 1- (fJ o (fJ N
O>
ro
"-
1985 1987 1989 1991 1993 1995 1997 1999 2001 2003 2005 2007 2009
Fecha
"- Cabo verde N
«> N
LO N ~ ..- 1- N (fJ (fJ M N
N N
C\i
1985 1987 1989 1991 1993 1995 1997 1999 2001 2003 2005 2007 2009
Fecha
~ ,------, Banco de Arguín
..N
~ N 1- N (fJ (fJ o N
1985 1987 1989 1991 1993 1995 1997 1999 2001 2003 2005 2007 2009
Fecha Fig. 74a. Representación gráfica de los valores de temperatura para las áreas de muestreo: Canarias, Cabo Verde y Banco de Arguín.
157 g ,------, Senegal ro N
(!) N
o N
1985 1987 1989 1991 1993 1995 1997 1999 2001 2003 2005 2007 2009
Fecha
Guinea O) N
ro N
r--- ~ N 1- (f) (f) (!) N
L!) N
1985 1987 1989 1991 1993 1995 1997 1999 2001 2003 2005 2007 2009
Fecha
O) N
ro N
L!) N
""N
1985 1987 1989 1991 1993 1995 1997 1999 2001 2003 2005 2007 2009
Fecha
Fig. 74b Representación gráfica de los valores de temperatura para las áreas de muestreo: Senegal, Guinea, Sao Tomé.
158
o '" Luanda
ce '" '" ~ '" f- (Jl (Jl "'" '" o '"
1985 1987 1989 1991 1993 1995 1997 1999 2001 2003 2005 2007 2009 Fecha
1985 1987 1989 1991 1993 1995 1997 1999 2001 2003 2005 2007 2009 Fecha
ce Ascensión '"
'"
LO '" "'" '"
1985 1987 1989 1991 1993 1995 1997 1999 2001 2003 2005 2007 2009 Fecha
Fig. 74c. Representación gráfica para los valores de temperatura para las áreas de muestreo: Luanda, Namibe y Ascensión.
159 Series temporales de la concentración de la clorofila a
"' '"o
o '"o
N "'o
o oN
"'o
1998 1999 2000 2001 2002 2003 2004 2005 2006 2007
Fecha
o 1998 1999 2000 2001 2002 2003 2004 2005 2006 2007 Fecha Banco de Arguín o 1998 1999 2000 2001 2002 2003 2004 2005 2006 2007 Fecha Fig. 75a. Representación gráfica de la concentración de clorofila-a en las áreas de muestreo: Canarias, Cabo Verde y Banco de Arguin. 160 o '" Senegal U") C\J , E o h C\J S C? U") I .!'1 'E o o Q. U") o 1998 1999 2000 2001 2002 2003 2004 2005 2006 2007 Fecha C\J Guinea o , E h ro S C? I eo ..,. Q. ) C\J J Nr1 1998 1999 2000 2001 2002 2003 2004 2005 2006 2007 Fecha U") C\J Sao Tomé o C\J 'E h S U") C? .!k e ~ o Q. U") o 1998 1999 2000 2001 2002 2003 2004 2005 2006 2007 Fecha Fig. 75b. Representación gráfica de la concentración de clorofila-a en las áreas de muestreo: Senegal, Guinea y Sao Tomé. 161 Fig. 75c. Representación gráfica de la concentración de clorofila-a en las áreas de muestreo: Luanda, Namibe y Ascensión. 162 4.3.- Descriptivos estadísticos Se han determinado los descriptivos más significativos. Temperatura 1985 2009: BANC SAO ISLA CANARIAS CABO VERDE D'ARGUIN SENEGAL GUINEA TOMÉ LUANDA NAMIBE ASCENSIÓN promedio 20,44 23,84 21,68 23,78 27,23 26,75 24,69 22,86 25,70 máximo 21,30 24,53 22,57 25,02 27,87 27,36 25,67 24,14 26,10 mínimo 19,69 22,84 20,43 22,69 26,75 25,98 23,58 21,84 24,69 desviación 0,47 0,55 0,66 0,62 0,27 0,33 0,44 0,61 0,34 varianza 0,21 0,29 0,42 0,36 0,07 0,11 0,18 0,35 0,11 Meses cálidos CABO BANC SAO ISLA CANARIAS VERDE D'ARGUIN SENEGAL GUINEA TOMÉ LUANDA NAMIBE ASCENSIÓN promedio 20,77 23,78 22,59 24,64 27,43 27,22 26,22 23,97 25,41 máximo 21,66 24,44 23,85 26,30 27,93 27,86 27,57 25,68 26,00 mínimo 19,82 22,96 21,32 23,44 26,62 26,38 24,26 22,24 24,29 desviación 0,53 0,49 0,76 0,70 0,37 0,36 0,85 0,93 0,37 varianza 0,27 0,23 0,55 0,48 0,13 0,12 0,69 0,82 0,13 Tabla 7. Descriptivos estadísticos de los valores de temperatura durante el período considerado y durante los meses cálidos Clorofila a 1998 2007 CABO BANC SAO ISLA CANARIAS VERDE D'ARGUIN SENEGAL GUINEA TOMÉ LUANDA NAMIBE ASCENSIÓN promedio 0,20 0,38 6,28 7,93 3,56 0,32 2,82 1,70 0,13 máximo 0,23 0,87 8,40 9,41 4,16 0,48 5,05 2,24 0,16 mínimo 0,17 0,26 4,90 5,92 2,83 0,26 1,55 1,26 0,10 desviación 0,02 0,18 1,32 1,27 0,42 0,06 1,00 0,38 0,02 varianza 0,0004 0,0305 1,5780 1,4519 0,1575 0,0036 0,9008 0,1304 0,0003 Meses cálidos BANC SAO ISLA CANARIAS CABO VERDE D'ARGUIN SENEGAL GUINEA TOMÉ LUANDA NAMIBE ASCENSIÓN Promedio 0,17 0,26 6,74 7,97 4,76 0,32 2,70 1,40 0,11 máximo 0,20 0,30 8,99 10,58 8,10 0,39 4,81 2,15 0,13 mínimo 0,15 0,21 4,83 4,62 3,57 0,26 1,22 0,89 0,10 desviación 0,02 0,03 1,56 2,24 1,41 0,05 1,25 0,47 0,01 varianza 0,00 0,00 2,18 4,53 1,77 0,00 1,38 0,20 0,00 Tabla 8. Descriptivos estadísticos de los valores de clorofila a durante el período considerado y para los meses cálidos 163 Test de Kolmogorov-Smirnov Este test se ha utilizado para chequear la uniformidad de los valores obtenidos para cada área comparando la función de probabilidad acumulada continua F(x) de una distribución uniforme con la función de probabilidad acumulada empírica SN(x) de una muestra de N observaciones. Temperatura Banca Cabo D’ARGU Isla Área Canarias Verde IN Senegal Sao Tomé Guinea Luanda Namibe Ascensión Z de Kolmogorov-Smirnov 0,841 0,838 0,835 0,835 0,808 0,841 0,835 0,838 0,841 Sig. asintót. (bilateral) 0 0 0 0 0 0 0 0 0 Tabla 9. Aplicación del test de Kolmogorov Smirnov para la temperatura por cada área de muestreo. Clorofila a Cabo Banc Isla Área Canarias Verde d'Arguin Senegal Sao Tomé Guinea Luanda Namibe Ascensión Z de Kolmogorov-Smirnov 0,841 0,841 0,750 0,833 0,641 0,800 0,758 0,841 0,841 Sig. asintót. (bilateral) 0 0 0 0 0 0 0 0 0 Tabla 10. Aplicación del test de Kolmogorov Smirnov para la clorofila-a por cada área de muestreo. U Mann-Whitney La prueba Mann Whitney es un método no paramétrico aplicado a dos muestras independientes, cuyos datos han sido medidos al menos en una escala de nivel ordinal. La prueba calcula el llamado estadístico U, cuya distribución para muestras con más de 20 observaciones se aproxima bastante bien a la distribución normal. Temperatura Se ha aplicado este método estadístico para cada una de las áreas de muestreo que se tabulan en la Tabla 11. 164 Cabo Banc Sao Isla Área Canarias Verde d'Arguin Senegal Tomé Guinea Angola Luanda Ascensión U 8018 32982 21058 0 26 10179 21111 282 Canarias Sig. 0 0 0 0 0 0 0 0 U 8018 66642 43993 4736 10374 36591 54858 20606 Cabo Verde Sig. 0 0 0,7913 0 0 0,0002 0 0 Banc U 32982 66642 28374,5 1529,5 4188 19297 34003,5 9811 d'Arguin Sig. 0 0 0 0 0 0 0 0 U 21058 43993 28374,5 18849 24175 38660 52245 33464 Senegal Sig. 0 0,7913 0 0 0 0,0063 0,0003 0 U 0 4736 1529,5 18849 52598,5 67555,5 81500,5 69861 Sao Tomé Sig. 0 0 0 0 0 0 0 0 U 26 10374 4188 24175 52598,5 64133 80819,5 63553 Guinea Sig. 0 0 0 0 0 0 0 0 U 10179 36591 19297 38660 67555,5 64133 60500 36468 Angola Sig. 0 0,0002 0 0,0063 0 0 0 0,0001 U 21111 54858 34003,5 52245 81500,5 80819,5 60500 16741 Luanda Sig. 0 0 0 0,0003 0 0 0 0 Isla U 282 20606 9811 33464 69861 63553 36468 16741 Ascensión Sig. 0 0 0 0 0 0 0,0001 0 Tabla 11. Aplicación de Mann Whitney para los valores de temperatura obtenidos en cada área de muestreo. Cabo Banc Sao Isla Área Canarias Verde d'Arguin Senegal Tomé Guinea Luanda Namibe Ascensión U 2042 0 0 0 2583 0 62 12587 Canarias Sig. 0 0 0 0 0 0 0 0 Cabo U 2042 70 69 124 7687 293 799 13945 Verde Sig. 0 0 0 0 0,1311 0 0 0 Banc U 0 70 6140 8942 12535 10666 12929 13080 d'Arguin Sig. 0 0 0,488 0 0 0 0 0 U 0 69 6140 9100 13672 11299 13511 14280 Senegal Sig. 0 0 0,488 0 0 0 0 0 U 0 124 8942 9100 11001 7257 9438 11520 Sao Tomé Sig. 0 0 0 0 0 0 0 0 U 2583 7687 12535 13672 11001 92 473,5 13181 Guinea Sig. 0 0,1311 0 0 0 0 0 0 U 0 293 10666 11298,5 7257 92 7963 13200 Angola Sig. 0 0 0 0 0 0 0,0069 0 U 62 799 12929 13511 9438 473,5 7963 14379 Luanda Sig. 0 0 0 0 0 0 0,007 0 Isla U 12587 13945 13080 14280 11520 13181 13200 Ascensión Sig. 0 0 0 0 0 0 0 Tabla 12. Aplicación de Mann Whitney para los valores de clorofila-a obtenidos en cada área de muestreo. 165 Clorofila Al igual que en el caso de las temperaturas se ha aplicado este test a los valores encontrados en cada una de las áreas de muestreo cuyo resultado se ofrece en la Tabla 12. 5.- DISCUSIÓN 5.1.- Biología 5.1.1.- Identificación de las especies En relación con los fósiles encontrados en Gran Canaria y Lanzarote se han estudiado las conchas y establecido la comparación con las descripciones realizadas, por los diversos autores. En primer lugar, para la Saccostrea cucullata (Born, 1870) la comparación se ha realizado teniendo en cuenta las descripciones efectuadas por Harry, 1985 y Gillespie, 1999. La Saccostrea cucullata es una especie de amplia dispersión sobre todo en el océano Índico y el mar Rojo, pero también en el tramo sur del golfo de Guinea. Su dispersión indica claramente aguas cálidas independientemente de su localización en algunos puntos extremos como Nueva Zelanda, Turquía o Egipto (Zenetos et alii, 2003) o más recientemente en el Algarve (Trigo & Rolan, 2010), o la relacionada con la actividad humana ya que, por una parte, es comestible y, por otra, puede ser una especie introducida adherida a los cascos de los buques. Para Cuerda, 1987, las formas cuaternarias de esta especie, hoy extinta en el Mediterráneo, provienen de Ostrea virleti, especie neogénica descrita en algunas zonas de Mallorca (Cuerda y Sacares, 1971) por lo que no resulta extraño que en el Pleistoceno inferior de Nizza (Iawosky, 1963) y de Marruecos (Lecointre, 1952) se presente asociada con la Saccostrea cucullata, existiendo incluso formas de tránsito entre ellas. Asimismo, expone que desaparece del Mediterráneo a finales del Pleistoceno inferior y, por consiguiente, puede considerarse en dicho mar como característica de ese período. En relación con la presencia de esta especie en estado fósil en las costas africanas, hay que significar que Lecointre recogió ejemplares en un yacimiento atribuido al 166 Messaoudiense africano o Mogrebiense, situado en la cota de 75 m en las cercanías de Casablanca. Asimismo, su sistemática no está exenta de sinonimias y es posible la convergencia morfológica como es el caso de la Saccostrea comercialis (Iredale & Roughley, 1933), cuyos aspectos biológicos más significativos son: forma muy variable, valva inferior profunda y en copa, hueca en el gozne, moderadamente alargada, sobre todo en posiciones expuestas, y la orilla de la valva ligeramente ondulada. Valva superior aplanada, doblada hacia el labio para coincidir con las ondulaciones de la valva inferior. Línea del gozne ligeramente amplio, ligamento azul. La coloración externa de las valvas varía de azulado a gris claro con bordes indefinidos azul negros. Color interior, blanco nacarado, con bordes azul negros y en ocasiones café. Cicatrices del músculo generalmente blancas, pero frecuentemente con marcas azulosas o color crema, particularmente en la valva superior. Borde levemente dentado, cercanos entre sí en el borde adyacente al gozne, pero más distantes en la valva superior. Branquias y palpos de color crema. El pliegue exterior del manto es blanco pero los pliegues intermedios e interiores así como el surco se pigmentan hacia las orillas. Las aurículas del corazón estrechamente unidas. La altura de la concha alcanza entre 70 y 100 mm medidas desde el gozne hasta el labio. La misma metodología se ha empleado para estudiar los fósiles de Harpa rosea Lamarck 1816, encontrados en Gran Canaria, Lanzarote y Fuerteventura teniendo en cuenta la diagnosis y descripción que sobre la misma realizaron, entre otros Martini, 1777, Gmelin, 1788, Lamarck, 1816, 1822, Dunker, 1853, Nobre, 1886 y Redher, 1973. Muchas han sido las discusiones, no ya con la diagnosis del género Harpa sino con la de la especie Harpa rosea, desde la diagnosis dada por Linneo, (1758) hasta los últimos avances presentados por estudiosos de la misma, ya que autores como Rheder (1973) y Burnay y Montero (1977) la describen como una sinonimia del Harpa doris Röding. Pero para Meco (1981) el nombre de Harpa doris Röding, 1798, carece totalmente de tradición en la bibliografía malacológica del África Occidental, pues durante bastante más de un siglo ha sido denominada Harpa rosea aunque Bernard (1984) la vuelve a clasificar como Harpa doris (Röding, 1798), incorporando una figura de la misma, y manifestando que es la única representante de la familia Harpidae sobre las costas del oeste africano, situándola en la zona ecuatorial, en Port Gentil y Mayumba. 5.1.2.- Ecología En el caso de la Saccostrea cucullata la fecundación es externa, y, probablemente, la emisión de gametos tiene que ver con la temperatura. La madurez gonadal dependerá también del alimento, y, como las ostras son filtradoras de fitoplancton, teóricamente 167 se producirá después, aunque no se sabe con exactitud cuánto tiempo después ya que parece que puede variar, de que haya comido lo suficiente, es decir, después de picos de fitoplancton (= clorofila). De los estudios realizados sobre el desarrollo gonadal de la Saccostrea cucullata, Morton, 1990 concluye que la puesta es en mayo, y la temperatura registrada en ese mes es de aproximadamente 24,5 ºC y la salinidad de unos 28 g/‰. El Harpa rosea, tal y como se ha descrito en el apartado de reproducción y dispersión larvaria, es una especie depredadora, que teóricamente se reproduce mediante cópula (fecundación interna), como todos los neogasterópodos, y aunque no hay nada publicado sobre esta especie, suponemos que tiene una fase larvaria meroplanctónica, relativamente larga, pues al estudiar la protoconcha observamos que tiene varias vueltas de espira (multiespiral) y algo de escultura, por lo que el desarrollo es planctónico, es decir, planctófaga, alimentándose por tanto la larva velígera, de plancton. Normalmente, como ya hemos visto y comprobado en la literatura estudiada de las zonas donde se ha recolectado esta especie viva, el período de desarrollo intercapsular de la larva depende de la temperatura (mayor crecimiento a mayor temperatura y la larva velígera que eclosione también tendrá unos requerimientos mínimos de temperatura para sobrevivir y desarrollarse normalmente en el plancton. Por tanto, en función de su temperatura y de su alimentación, la larva pasará mayor tiempo en el plancton recorriendo mayor o menor distancia en función de la dinámica advectiva de las corrientes marinas. En cuanto a la distribución espacial depende de la longitud de la etapa larval, de la conducta de las larvas y del régimen hidrográfico que encuentran, siendo su dispersión resultado de la interacción de procesos pasivos (advección difusión) y activos (natación) que ocurren a distintas escalas espacio temporales. Otro asunto importante a considerar, para ambas especies, es hasta dónde pueden llegar las larvas ya que no sólo depende, como es lógico, del tiempo que puedan pasar en el plancton, sino de que las corrientes sean favorables en el momento en el que ellas estén en el agua, para llevarlas, a las Islas Canarias, desde la costa continental de África en el tiempo que ellas puedan aguantar "a flote". 168 5.2.- Meteo-Oceanografía 5.2.1.- Temperatura De los valores medios obtenidos en cada zona de muestreo, para el período estudiado, 1985 2009, se observa que la temperatura del agua del mar para Canarias es de 20,44 ºC y que los demás valores están comprendidos entre ~ 22 ºC en el Banc d’Arguin y los 27,23 ºC de Guinea. Teniendo en cuenta que para la realización de la puesta, la temperatura ha de ser superior a 24 ºC, se ha realizado la observación de los valores obtenidos durante los meses cálidos, los cuales ofrecen una media de 20,77 ºC para Canarias, seguido por los obtenidos en el Banc d’Arguin que es aproximadamente de 23 ºC, y en todas las demás zonas los valores superan los 24 ºC llegando incluso a superar los 27 ºC en Guinea y Sao Tomé. Los resultados obtenidos mediante la aplicación del test de Kolmogorov Smirnov muestran que la distribución no es normal ya que son ≤ 1,5. Asimismo, la aplicación del test de U Mann Whitney indica que Senegal y Cabo Verde presentan medias iguales. 4.2.2.- Clorofila Al igual que lo realizado con la temperatura se ha calculado, por una parte, los valores obtenidos en cada área de muestreo observándose que el valor medio para Canarias es de 0,20 mg/m3 mientras que para el Banc d’Arguin la concentración es de 6,28 mg/m3 y de 7,93 mg/m3 para Senegal. Teniendo en cuenta el período de puesta y desarrollo larvario de ambas especies, se han obtenido los valores medios durante los meses cálidos, observándose que los valores para Canarias no superan los 0,17 mg/m3 mientras que en el Banc d’Arguin se alcanza una media de 6,74 mg/m3 y en Senegal de 7,97 mg/m3, mientras que en las demás zonas muestreadas los valores muestran valores muy dispersos que van desde 0.11 mg/m3 en Isla Ascensión hasta 4,76 mg/m3 en Guinea. Los resultados obtenidos con la aplicación del test de Kolmogorov Smirnov muestran, al igual que los valores obtenidos para la temperatura, que la distribución no es normal. Y los obtenidos mediante la aplicación del test de Mann Whitney indican que los valores medios son iguales en Senegal y Banc d’Arguin, lo mismo que para Guinea y Cabo Verde. 169 5.2.3.- Corrientes marinas Si se analiza el sentido de las corrientes durante el invierno boreal y verano austral (Fig. 76) se observa que los ascensos de aguas frías de la costa sahariana se extienden hasta Dakar, en el Senegal, e incluso se aproximan a las islas de Cabo Verde mientras que en el golfo de Guinea se reducen notablemente. Debido a la desigual distribución de las masas continentales en ambos hemisferios el Ecuador térmico o climático está desplazado hacia el norte en relación con el Ecuador geográfico, por lo que se podría decir que actualmente el Harpa rosea Lamarck y la Saccostrea cucullata (Born) encuentran los requerimientos adecuados para vivir en el hemisferio sur climático. Up ascenso permanente de aguas frías Ue ascenso estacional de aguas frías CB Corriente fría de Benguela CC Corriente fría de Canarias CG Corriente cálida de Guinea Fig. 76 Representación de la circulación de superficie en el invierno boreal verano austral y verano boreal invierno austral (Wauthy 1983, Maley 1987). 170 5.2.4.- Climatología A lo largo de este trabajo se han analizado diferentes factores tratando de encontrar una causa por la que individuos de las especies Saccostrea cucullata (Born) y Harpa rosea Lamarck se encuentren vivas en determinadas latitudes del litoral occidental de África y de algunas islas del Atlántico oriental y que en Canarias solo se hayan encontrado fósiles. Por ello, dada la importancia de la interacción continente océano es necesario conocer cuál ha sido la evolución del clima a nivel global durante los últimos milenios. El cambio climático global durante este siglo dependerá fundamentalmente de los cambios naturales y de la respuesta del sistema climático a la actividad humana. De los resultados del Grupo de Trabajo I del Panel Intergubernamental de Cambio Climático, se prevé que la temperatura media mundial de la superficie aumente de 1,4 a 5,8°C (Fig. 77) durante el período 1990 2100. Estos son los resultados para el intervalo completo de los 35 escenarios del Informe especial: Escenarios de emisiones (IE EE) basados en varios modelos climáticos. El ritmo de calentamiento previsto es mucho mayor que los cambios observados durante el siglo XX y es muy probable que sea algo sin precedente durante al menos los últimos 10.000 años, de acuerdo con los datos paleoclimáticos. En el año 2100, el rango en la respuesta de la temperatura de la superficie en el grupo de modelos climáticos ejecutados con un escenario dado, es comparable al que se obtiene de un modelo sencillo ejecutado con los diferentes escenarios del IE EE. Conforme a las recientes simulaciones mundiales modelizadas, es muy probable que casi todas las zonas terrestres se calienten más rápidamente que la media mundial, especialmente las situadas en latitudes septentrionales altas en la estación fría. Entre los casos más destacados se encuentra el calentamiento en las regiones septentrionales de Norteamérica y en Asia central y del norte, zona que supera el calentamiento mundial medio en cada modelo en más del 40 %. En cambio, el calentamiento es inferior al cambio medio mundial en el sur y sureste de Asia en verano y en la región austral de Sudamérica en invierno. (Fig. 78) 171 Fig. 77. Las líneas sólidas denotan las medias del calentamiento mundial obtenidas con múltiples modelos (con respecto a 1980–1999) para los escenarios A2, A1B y B1, mostrados como continuación de las simulaciones del siglo XX. El sombreado denota el intervalo de la desviación estándar+1 de las medias anuales de los modelos individuales. La línea color naranja representa el experimento donde las concentraciones se mantuvieron constantes en los valores del año 2000. Las barras grises de la derecha indican la mejor estimación (línea sólida en cada barra) y el rango probable evaluado de los seis escenarios de referencia del IE EE. La evaluación de la mejor estimación y de los rangos probables en las barras grises incluyen MCGAOs en la parte izquierda de la Figura y los resultados de una jerarquía de modelos independientes y las limitaciones de la observación. (Fuente: Cambio Climático 2007. Base de Ciencia Física IPCC 2007). En muchos modelos se prevé que continuarán las recientes tendencias de la temperatura de la superficie asemejándose a las de El Niño en el Pacífico tropical, con un calentamiento mayor en el Pacífico tropical oriental que en el occidental, lo cual supone un desplazamiento hacia el este de las precipitaciones correspondientes. ¿Cómo varía la vulnerabilidad al cambio climático de una región a otra? La vulnerabilidad de la población humana y de los sistemas naturales al cambio climático varía sensiblemente según las regiones y según las poblaciones dentro de las regiones. Las diferencias regionales en el clima y en el cambio previsto del clima, dan lugar a una exposición distinta a los estímulos climáticos a través de las regiones. Los sistemas naturales y sociales de las diversas regiones tienen múltiples características, recursos e instituciones, y están sometidos a una diversidad de presiones que dan lugar a diferencias de sensibilidad y de capacidad de adaptación. A partir de estas diferencias surgen inquietudes importantes que son distintas en cada una de las 172 principales regiones del mundo. Además, incluso dentro de una región, variarán los impactos, la capacidad de adaptación y la vulnerabilidad. Fig. 78. Cambio anual medio de la temperatura (sombreado en colores) y su margen de variación (isolíneas) (Unidad: °C) en el escenario A2 del IE EE (recuadro superior) y en el escenario B2 del IE EE (recuadro inferior). Ambos escenarios comparan el período 2071 2100 con el período 1961 1990 y se simularon con modelo de clima mundial atmósfera/océano (MCGAO) (Fuente: IEEE Informe especial: Escenarios de emisiones, del IPCC). Considerando todos estos aspectos, es probable que todas las regiones sufran ciertos efectos adversos del cambio climático. Algunas regiones son particularmente vulnerables por su exposición física a los peligros del cambio climático y por su limitada capacidad de adaptación. La mayoría de las regiones menos desarrolladas son especialmente vulnerables ya que una parte importante de su economía corresponde a sectores sensibles al clima y por ser baja su capacidad de adaptación, por razón de niveles escasos de recursos humanos, financieros y naturales, así como por su capacidad limitada de tipo institucional y tecnológico. Por ejemplo, los Pequeños Estados Insulares y las áreas costeras de poca altura son particularmente vulnerables a la subida del nivel del mar y a las tormentas así la mayoría de estos Estados tienen una capacidad limitada de adaptación. Se prevé que los impactos del cambio climático en las regiones polares sean grandes y rápidos, incluida la reducción de la extensión y espesor de la capa de hielo sobre el mar y el deterioro del permafrost. 173 Pero, ¿Cuáles son los cambios climáticos previstos para el futuro? Para prever el clima futuro, expertos del Panel Intergubernamental de Cambio Climático han desarrollado algunos escenarios de emisiones de gases de efecto invernadero e integrado en un programa informático. Esperándose, así, para el nuevo siglo que, si no se produce ningún cambio político específico: • aumente la temperatura global media de 1,4 a 5,8°C; • disminuya aún más la superficie emergida del hemisferio Norte y aumente la capa de hielo del Océano Antártico; • el nivel del mar aumente de 9 a 88 cm; • se den otros cambios e, incluso, haya un aumento de algunos fenómenos meteorológicos extremos. Después de 2100, se estima que los cambios climáticos producidos por el hombre perdurarán durante muchos siglos y que una vez que el clima se estabilice, el nivel del mar seguirá aumentando durante miles de años. Pero para analizar el cambio climático global, hay que analizar los factores esenciales que pueden provocar el mismo. Por ello, se debe de empezar por los cambios observados en la temperatura. En el registro instrumental para las tierras y los océanos se observa que la temperatura media mundial en la superficie ha aumentado 0,6 ± 0,2°C desde finales del siglo XIX. Es muy probable que los años noventa del siglo XX hayan sido el decenio más cálido y 1998 el año más cálido, según los registros instrumentales, desde 1861. La causa principal del aumento estimado del calentamiento mundial, de 0,15°C desde el Segundo Informe de Evaluación del IPCC (SIE), está vinculada con el récord de calor de los seis años de datos adicionales (1995 a 2000). Una segunda razón se relaciona con los mejores métodos para calcular el cambio. El actual margen de incertidumbre, levemente superior (±0,2°C, intervalo de confianza del 95%) también tiene fundamentos más objetivos. Además, la base científica para confiar en los cálculos del aumento de la temperatura mundial desde finales del siglo XIX se ha visto fortalecida desde el SIE. Esto se debe a las mejoras derivadas de varios nuevos estudios. Entre ellos Figura una prueba independiente de las correcciones empleadas para las desviaciones dependientes del tiempo en los datos sobre la temperatura en la superficie del mar y nuevos análisis acerca del efecto de las “islas de calor” urbanas sobre las tendencias mundiales en la temperatura terrestre. Como se indica en la Fig. 79, la mayor parte del aumento de la temperatura mundial desde finales del siglo XIX se ha producido en dos períodos distintos: 1910 a 1945 y a partir de 1976. El ritmo de aumento de la temperatura para ambos períodos es de 174 unos 0,15°C/decenio. El calentamiento reciente ha sido mayor en tierra que en los océanos; el aumento de la temperatura en la superficie del mar durante el período 1950–1993 es aproximadamente la mitad del experimentado por la temperatura media del aire en la superficie del suelo. La elevada temperatura mundial asociada con el fenómeno de El Niño de 1997 a 1998 se destaca como un fenómeno extremo, aun tomando en cuenta el ritmo reciente de calentamiento. Las pautas regionales del calentamiento que se produjo en la primera parte del siglo XX fueron diferentes de las que se presentaron en la última parte del mismo siglo. En la Fig. 80 se muestran las pautas regionales del calentamiento que se ha producido a lo largo de todo el siglo XX, así como tres períodos componentes temporales. El período más reciente de calentamiento (1976 a 1999) ha sido casi mundial, pero los mayores aumentos de temperatura se produjeron en las latitudes altas y medias de los continentes del hemisferio norte. El enfriamiento durante todo el año es evidente en el noroeste del océano Atlántico Norte y en el centro del Pacífico Norte, pero recientemente se ha invertido la tendencia refrigerante del Atlántico Norte. Se ha demostrado que las pautas regionales recientes del cambio de temperatura se vinculan, en parte, con diversas etapas de las oscilaciones atmosférico oceánicas, como la Oscilación del Atlántico Norte Ártica y posiblemente la Oscilación Decenal del Pacífico. Por lo tanto, las tendencias de la temperatura regional a través de unos pocos decenios pueden verse fuertemente influidas por la variabilidad regional en el sistema climático y pueden apartarse apreciablemente del promedio mundial. El calentamiento de 1910 a 1945 estuvo concentrado inicialmente en el Atlántico Norte. En cambio, el período de 1946 a 1975 mostró un importante enfriamiento en el Atlántico Norte, así como en gran parte del hemisferio norte, y un calentamiento en gran parte del hemisferio sur. Nuevos análisis indican que el contenido de calor de los océanos a escala mundial ha aumentado considerablemente desde finales de los años cincuenta. Más de la mitad del aumento en el contenido de calor se ha producido en los 300 m superiores de los océanos, equivalente a un índice de aumento de temperatura en esa capa de 0,04°C/decenio. Asimismo, nuevos análisis de las temperaturas diarias máximas y mínimas en la superficie terrestre de 1950 a 1993, continúan mostrando que esta medición del margen de variación de la temperatura diurna está disminuyendo muy ampliamente, aunque no en todas partes. En promedio, las temperaturas mínimas están aumentando casi al doble del ritmo de las temperaturas máximas (0,2 comparado con 0,1°C/ decenio). 175 Fig. 79. Anomalías en la temperatura anual combinada del aire en la superficie terrestre y en la superficie del mar (°C) en el período de 1861 a 2000, en relación con el período de 1961 a 1990. Se muestran dos incertidumbres por error tabular como barras sobre la cifra del año. (Fuente: IPCC 2007) Asimismo, las mediciones de la temperatura en la superficie y desde globos y satélites muestran que la troposfera y la superficie de la Tierra, se han calentado y que la estratosfera se ha enfriado. Durante el período más breve en que ha habido datos de satelitales y datos de globos meteorológicos (desde 1979), los registros de los globos y satélites muestran un calentamiento en la troposfera inferior considerablemente menor que el observado en la superficie. Los análisis de las tendencias en la temperatura desde 1958 para los 8 Km más bajos de la atmósfera y en la superficie coinciden, como se muestra en la Fig. 83 con un calentamiento de alrededor de 0,1°C por decenio. Sin embargo, desde el comienzo de los registros por satélite en 1979, los datos de temperatura, tanto satelitales como desde globos meteorológicos, muestran un calentamiento en la troposfera mundial de media a inferior, con un índice de aproximadamente 0,05 ± 0,10°C por decenio. La temperatura media mundial en la superficie ha aumentado considerablemente, en 0,15 ± 0,05°C/decenio. La diferencia en los ritmos de calentamiento es estadísticamente significativa. En cambio, durante el período 1958–1978, las tendencias en la temperatura de la superficie estaban cerca de cero, mientras que las tendencias en los 8 Km inferiores de la atmósfera eran de cerca de 0,2°C/decenio. 176 Fig. 80.- Tendencias de la temperatura anual en los períodos 1901 a 2000, 1910 a 1945, 1946 a 1975 y 1976 a 2000 respectivamente. Las tendencias están representadas por la superficie del círculo; el blanco representa los aumentos, el negro las reducciones y el gris poco o ningún cambio. Las tendencias se calcularon a partir de la anomalías para cada retícula promediadas anualmente, con el requisito de que el cálculo de las anomalías anuales incluya 10 meses de datos, como mínimo. Para el período 1901 a 2000, sólo se calcularon las tendencias para las casillas de la cuadrícula que contengan anomalías anuales en, por lo menos, 66 de los 100 años. La cantidad mínima de años requeridos para los períodos más breves (1910 a 1945, 1946 a 1975 y 1976 a 2000) fue de 24, 20 y 16 (Fuente: IPCC 2007) Alrededor de la mitad de la diferencia observada en el calentamiento desde 1979 se debe probablemente a la combinación de las diferencias en la cobertura espacial de las observaciones en la superficie y en la troposfera y a los efectos físicos de la serie de erupciones volcánicas y a un intenso episodio de El Niño que se produjo en ese lapso. Muy probablemente, la diferencia restante es real y no simple influencia de la observación. Surge principalmente debido a variaciones en el ritmo de cambio de temperatura en las regiones tropical y subtropical, que fueron más rápidas en los 8 Km más bajos de la atmósfera antes de 1979, pero que han sido más lentas desde entonces. No hay ninguna diferencia importante en los índices de calentamiento de las regiones continentales en las latitudes medias del hemisferio norte. En la troposfera superior, no se ha detectado ninguna tendencia importante en la temperatura mundial desde principios de los años sesenta. En la estratosfera, como se muestra en la Fig. 81, tanto los satélites como los globos muestran un considerable enfriamiento, puntuado por intensos episodios de calentamiento de uno a dos años de duración, debidos a erupciones volcánicas. 177 Fig. 81. Series temporales de anomalías en las temperaturas estacionales de la troposfera, basadas en globos y satélites, además de las superficiales. b) Series temporales de anomalías en las temperaturas estacionales de la estratosfera inferior, basadas en globos y satélites. (Fuente: IPCC 2007) Fig. 82. Reconstrucción de la temperatura del hemisferio norte (HN) en el milenio (gris oscuro – anillos de crecimiento de árboles, corales, muestras de hielo y registros históricos) y datos instrumentales (azul) desde 1000 d.C. hasta 1999. Se muestran una versión suavizada de la serie HN (negro) y dos límites de error tabular (gris claro). (Fuente: IPCC 2007) Si se consideran las temperaturas en la superficie durante el período preinstrumental, 178 según registros indirectos, es probable que el índice y la duración del calentamiento en el siglo XX haya sido más amplio que en cualquier otro período durante el último milenio. Los años noventa parecen haber sido el decenio más cálido del milenio en el hemisferio norte y probablemente 1998 fue el año más cálido. Se ha avanzado considerablemente en la comprensión del cambio de temperatura que se produjo en el último milenio, especialmente a partir de la síntesis de reconstrucciones individuales de la temperatura. Este nuevo registro detallado de la temperatura para el hemisferio norte se muestra en la Figura 83. Los datos revelan un período relativamente cálido asociado con los siglos XI a XIV y un período relativamente fresco asociado con los siglos XV a XIX en el hemisferio norte. Sin embargo, no hay pruebas de que este “medioevo cálido” y esta “pequeña edad de hielo”, respectivamente, hayan sido mundialmente sincrónicos. Como lo indica la Figura 80, el ritmo y la duración del calentamiento en el hemisferio norte en el siglo XX parecen no haber tenido precedentes durante el milenio, y no pueden ser considerados simplemente como una recuperación de la “pequeña edad de hielo” de los siglos XV a XIX. Estos análisis se complementan, mediante análisis de sensibilidad de la representatividad espacial de los datos paleoclimáticos disponibles, que indican que el calor del último decenio excede el intervalo de confianza del 95% de la incertidumbre en la temperatura, incluso durante los períodos más cálidos del último milenio. Más aún, se han completado ahora varios análisis diferentes que sugieren que las temperaturas del hemisferio norte en el último decenio han sido más cálidas que en cualquier otro período de los últimos seis a diez siglos. Este es el lapso en el cual pueden calcularse las temperaturas descomponiéndolas anualmente gracias a los anillos de crecimiento de árboles, muestras de hielo, corales y otros datos indirectos de descomposición anual a escala hemisférica. Como hay menos datos accesibles, se sabe menos acerca de las medias anuales antes de los mil años previos al presente y sobre las condiciones predominantes en la mayor parte del hemisferio sur antes de 1861. Otros factores a tener en consideración son los cambios observados en las precipitaciones y en la humedad de la atmósfera: Desde la época del SIE, las precipitaciones anuales en tierra, Fig. 84, han seguido aumentando en las latitudes medias y altas del hemisferio norte (muy probablemente, serán de 0,5 a 1%/decenio), excepto en Asia oriental. En los subtrópicos (10°N a 30°N), la lluvia en la superficie terrestre ha disminuido en promedio (probablemente a un ritmo de un 0,3%/decenio), aunque esto ha mostrado signos de recuperación en los últimos años. Las mediciones de las precipitaciones en la superficie en las tierras tropicales indican que probablemente las precipitaciones hayan aumentado en un 0,2 o 0,3%/decenio durante el siglo XX, pero los aumentos no son evidentes en los últimos decenios y la superficie de las tierras tropicales en las latitudes de 10°N a 10°S es 179 Fig. 83. Cambios de temperatura de superficie previstos para principios y finales del siglo XXI con respecto al periodo 1980 1999. El panel central y el derecho muestran la proyección media multimodelo AOGCM para los escenarios IE EE B1 (arriba), A1B (medio) y A2 (abajo) promediados en las décadas 2020 2029 (centro) y 2090 2099 (derecha). Los paneles de la izquierda muestran las incertidumbres correspondientes, así como las probabilidades relativas de estimaciones del calentamiento medio de varios estudios diferentes (AOGCM y Earth System Model of Intermediate Complexity) para los mismos periodos. Algunos estudios presentan resultados sólo para un subgrupo de escenarios IE EE, o para varias versiones de modelos. Por lo tanto, la diferencia en el número de curvas mostrada en los paneles de la izquierda es debida solamente a diferencias en la disponibilidad de resultados. (IPPC 2007 AR4). relativamente pequeña con relación a los océanos. Sin embargo, las mediciones directas de las precipitaciones y los análisis modelizados de las precipitaciones inferidas indican que la lluvia también ha aumentado en grandes zonas de los océanos tropicales. Donde y cuando existen, los cambios en el caudal de las corrientes anuales suelen coincidir con los cambios en las precipitaciones totales. Los aumentos de las precipitaciones en las zonas terrestres en las latitudes medias y altas en el hemisferio norte se correlacionan firmemente con los aumentos a largo plazo en la nubosidad total. En contraste con el hemisferio norte, no se han detectado cambios sistemáticos comparables de las precipitaciones en amplios promedios latitudinales en el hemisferio sur. Es probable que el vapor de agua total en la atmósfera haya aumentado en varios puntos porcentuales por decenio en muchas regiones del hemisferio norte. Se han analizado en algunas regiones los cambios en el vapor de agua durante los últimos 25 años aproximadamente, usando observaciones in situ en la superficie, así como mediciones en la troposfera inferior desde satélites y globos meteorológicos. De la mayoría de los conjuntos de datos más fiables, surge un cuadro de aumentos generales 180 en el vapor de agua en la superficie y en la troposfera inferior durante los últimos decenios, aunque probablemente haya desviaciones según la hora de los datos y variaciones regionales en las tendencias. También es probable que haya aumentado el vapor de agua en la estratosfera inferior en un 10% por decenio, desde que se inició el registro de observaciones (1980). Fig. 84. Cambio medio de las precipitaciones anuales (l/m2) a 2100 con respecto a 1990 (Balairón, 2006 de IPCC). Los cambios en la nubosidad total sobre las regiones continentales en las latitudes media y alta del hemisferio norte indican un probable aumento en la capa de nubes, de un 2% desde principios del siglo XX, que ahora se ha demostrado que se correlaciona positivamente con disminuciones en el margen de variación de la temperatura diurna. Se han demostrado cambios semejantes en Australia, el único continente del hemisferio sur en que se ha completado este tipo de análisis. Los cambios en la nubosidad total son inciertos en las zonas terrestres subtropical y tropical, así como en los océanos. La siguiente cuestión a plantearse es, cuáles son los cambios observados en la extensión de la capa de nieve y del hielo terrestre y marino. La reducción en la extensión de la capa de nieve y del hielo terrestre se mantiene 181 correlacionada positivamente con el aumento de las temperaturas en la superficie terrestre. Los datos satelitales muestran que es muy probable que haya habido reducciones de un 10% en la extensión de la capa de nieve desde fines de los años sesenta. Existe una correlación muy importante entre los aumentos de las temperaturas terrestres en el hemisferio norte y esas reducciones. Ahora existen amplias pruebas que explican una recesión importante de los glaciares alpinos y continentales en respuesta al calentamiento del siglo XX. En algunas pocas regiones marítimas, los aumentos de las precipitaciones debidos a cambios regionales en la circulación atmosférica han sido más importantes que los aumentos de temperatura en los últimos dos decenios, y los glaciares han vuelto a avanzar. Entre los últimos 100 y 150 años, las observaciones en tierra demuestran que es muy probable que haya habido una reducción de aproximadamente dos semanas en la duración anual del hielo de los lagos y ríos, en las latitudes medias a altas en el hemisferio norte. Las cantidades de hielo marino en el hemisferio norte están disminuyendo (Fig. 85), pero no resulta evidente ninguna tendencia significativa en la extensión del hielo marino en el Antártico. Una retracción de la extensión del hielo marino en la primavera y verano del Ártico del 10% al 15% desde los años cincuenta coincide con un aumento de las temperaturas primaverales y, en menor grado, de las temperaturas estivales en las altas latitudes. Hay pocos indicios de que se haya reducido la extensión del hielo marino en el Ártico durante el invierno, cuando las temperaturas han aumentado en la región circundante. En cambio, no hay ninguna relación fácilmente evidente entre los cambios decenales en las temperaturas antárticas y la extensión del hielo marino desde 1973. Después de una reducción inicial a mediados de los años setenta, la extensión del hielo marino en el Antártico se ha mantenido estable, o incluso ha aumentado ligeramente. Nuevos datos indican que probablemente ha habido una disminución de aproximadamente un 40% en el espesor del hielo marino en el Ártico, entre el fin del verano y el comienzo del otoño, entre el período 1958–1976 y mediados de los años noventa, y una disminución considerablemente menor en invierno. La longitud relativamente breve de los registros y las muestras incompletas limitan la interpretación de estos datos. La variabilidad interanual y la variabilidad interdecenal podrían influir en estos cambios. Durante el registro instrumental, según los datos aportados por los mareógrafos, el ritmo de aumento del nivel medio del mar en todo el mundo durante el siglo XX varía entre 1,0 y 2,0 mm/año, con un valor central de 1,5 mm/año (el valor central no debería interpretarse como la mejor estimación). Como lo indica la Fig. 88, los registros instrumentales más prolongados (dos o tres siglos, como máximo) del nivel del mar local provienen de mareógrafos. Según los muy escasos registros prolongados de mareógrafos, el ritmo medio de aumento del nivel del mar ha sido más amplio durante el siglo XX que durante el XIX. 182 Otra cuestión a considerar, son los cambios observados en el nivel del mar (Fig. 86). No se ha detectado ninguna aceleración importante en el ritmo de aumento del nivel del mar durante el siglo XX. Esto no es incongruente con los resultados del modelo, debido a la posibilidad de factores de compensación y a lo limitado de los datos. Pero con anterioridad al período de registro instrumental se observa que desde la última glaciación (último máximo glacial) hace unos 20.000 años, el nivel del mar en lugares alejados de las actuales y antiguas capas de hielo ha subido más de 120 m, como resultado de una pérdida de masa de esas capas de hielo. Todavía se están produciendo movimientos verticales en zonas terrestres, tanto ascendentes como descendentes, en respuesta a esas grandes transferencias de masa de las capas de hielo a los océanos. El aumento más rápido en el nivel mundial del mar ocurrió hace unos 15.000 a 6.000 años, con un ritmo medio de unos 10 mm/año. Según datos geológicos, el nivel del mar eustático (o sea, correspondiente a un cambio en el volumen de los océanos) puede haber subido con un ritmo medio de 0,5 mm/año en los últimos 6.000 años y con un ritmo medio de 0,1 a 0,2 mm/año en los últimos 3.000 años. Este ritmo es de alrededor de una décima parte de lo que se produjo durante el siglo XX. En los últimos 3.000 a 5.000 años, es probable que las oscilaciones en el nivel mundial del mar en escalas temporales de 100 a 1.000 años, no hayan excedido de 0,3 a 0,5 m Pero ¿Qué es lo que modifica el nivel del mar? El nivel del mar en la línea costera está determinado por muchos factores en el medio ambiente mundial que funcionan con un gran margen de escalas temporales, desde horas (las mareas) hasta millones de años (los cambios en las cuencas oceánicas debidos a la tectónica y a la sedimentación). En la escala temporal de los decenios a los siglos, algunas de las mayores influencias sobre los niveles medios del mar se vinculan con el clima y los procesos de cambio climático. En primer término, cuando el agua del océano se calienta, se expande. A partir de observaciones de las temperaturas oceánicas y resultados modelizados, se cree que la expansión térmica es uno de los principales contribuyentes a los cambios históricos en el nivel del mar. Además, se prevé que la expansión térmica aportará el mayor componente al aumento del nivel del mar en los próximos cien años. Las temperaturas de las profundidades de los océanos cambian muy lentamente; por lo tanto, la expansión térmica continuaría por muchos siglos, aunque se estabilizasen las concentraciones de gases de efecto invernadero (GEI) en la atmósfera. 183 1. 0 ; O.s i. ~ 0.0 ~ "ll-O.• 5 '" · 1.0 i al norte de I «"' 0.4 E ~ 0.2 •o 0.0 ~ ".2 -~ .... ¡ ".6 , ".8 Ii .-E 1.0 ~ • O.S o 0.0 "" " .S •,• -1.0 :¡ -1.5 , • «"' 2 ~ O •o "" ..·2 , O O 1 - . ~ ·1 ·20 O; "" " ·2 "O ~'b" -3 ..., ~ ..., " - .. O., }' 0.2 •o 0.0 ~ - " .2 ~ .... :¡• i i 1.S U 1.0 "- O.S .,• 0.0 ;\ , " .S -1.0 l Ii , i ~ 196() 1970 1980 1990 2000 Fig. 85. Serie cronológica de anomalías (desviación de la media a largo plazo) de la temperatura del aire de la superficie polar (A, G), extensión del hielo del mar Ártico y Antártico (B, F), extensión de suelo congelado en el Hemisferio Norte, (HN), (C), extensión de cubierta de nieve en el HN (D), y equilibrio mundial de la masa glaciar (E). La línea roja en E denota el equilibrio de la masa glaciar mundial acumulativa; los otros paneles muestran las variaciones decenales (Fuente IPCC 2007). 184 Fig. 86. Serie temporal del nivel relativo del mar en los últimos 300 años en Europa septentrional: Ámsterdam, Países Bajos; Brest, Francia; Sheerness, Reino Unido; Estocolmo, Suecia (sin tendencia en el período 1774–1873 para eliminar hasta el primer orden la contribución del levantamiento isostático postglacial); Swinoujscie, Polonia (antes Swinemunde, Alemania) y Liverpool, Reino Unido. Los datos de esta última son de la “pleamar media ajustada” en vez del nivel medio del mar e incluyen un término nodal (18,6 años). La barra de escala indica ±100 mm (Fuente IPCC 2007) En primer término, cuando el agua del océano se calienta, se expande. A partir de observaciones de las temperaturas oceánicas y resultados modelizados, se cree que la expansión térmica es uno de los principales contribuyentes a los cambios históricos en el nivel del mar. Además, se prevé que la expansión térmica aportará el mayor componente al aumento del nivel del mar en los próximos cien años. Las temperaturas de las profundidades de los océanos cambian muy lentamente; por lo tanto, la expansión térmica continuaría por muchos siglos, aunque se estabilizasen las concentraciones de GEI en la atmósfera. La cantidad de calentamiento y la profundidad del agua afectada varían según el lugar. Además, el agua más cálida se expande más que el agua más fría para un determinado cambio de temperatura. La distribución geográfica del cambio en el nivel del mar es resultado de la variación geográfica de la expansión térmica, los cambios en la salinidad, los vientos y la circulación de los océanos. La gama de variación regional es 185 considerable, comparada con el aumento medio del nivel del mar en el mundo. El nivel del mar cambia también cuando la masa de agua oceánica aumenta o disminuye. Esto ocurre cuando el agua oceánica es intercambiada con el agua acumulada en tierra. El principal acopio en tierra es de agua congelada en los glaciares o en las capas de hielo. En realidad, la principal razón de que el nivel del mar hubiese descendido durante el último período glacial fue la cantidad de agua acumulada en la gran extensión de las capas de hielo sobre los continentes del hemisferio norte. Después de la expansión térmica, se prevé que la fusión de los glaciares de montaña y de los casquetes de hielo constituirá el principal aporte al aumento del nivel del mar en los próximos cien años. Esos glaciares y casquetes de hielo representan sólo un escaso porcentaje de la superficie de hielos continentales en el mundo, pero son más sensibles al cambio climático que las capas de hielo más vastas en Groenlandia y en la Antártida, porque las capas de hielo están en climas más fríos, con menos precipitaciones y bajos índices de fusión. En consecuencia, se prevé que las grandes capas de hielo sólo harán un reducido aporte al cambio de nivel del mar en los próximos decenios. El nivel del mar también recibe la influencia de procesos que no están explícitamente relacionados con el cambio climático. El almacenamiento de agua terrestre (y por ende, el nivel del mar) puede ser alterado por la extracción de agua subterránea, la construcción de embalses, los cambios en la escorrentía superficial y la infiltración a acuíferos más profundos desde los embalses y la irrigación. Quizás estos factores compensen una fracción importante de la aceleración prevista en el aumento del nivel del mar por la expansión térmica y la fusión de los glaciares. Además, la subsidencia de la costa en las regiones con deltas fluviales puede influir también sobre el nivel local del mar. Los movimientos verticales en tierra firme provocados por procesos geológicos naturales, como los lentos movimientos del manto terrestre y los desplazamientos tectónicos de la corteza, pueden tener efectos sobre el nivel local del mar comparables a los impactos vinculados con el clima. Por último, en las escalas temporales estacional, interanual y decenal, el nivel del mar responde a cambios en la dinámica de la atmósfera y el océano, de los cuales el ejemplo más notable es el que se produce durante los episodios El Niño. 186 Fig. 87. . Aumento del nivel del mar en función de los Escenarios (Fuente: IPCC 2007). Otra de las cuestiones a tener en consideración son los cambios observados en las pautas de circulación atmosférica y oceánica ya que se trata de desvelar la incógnita de si las corrientes influyen en las larvas velígeras de la Saccostrea cucullata (Born) y Harpa rosea Lamarck y no pueden alcanzar las costas Canarias. Fig. 88. Circulación termohalina oceánica (Balairón, 2006 procedente del PNUMA) 187 El comportamiento de El Niño Oscilación Austral (ENOA) ha sido atípico desde mediados de los años setenta, comparado con los cien años precedentes; los fenómenos ENOA en la fase cálida son relativamente más frecuentes, persistentes e intensos que la fase fría opuesta. Este comportamiento reciente del ENOA se refleja en variaciones de las precipitaciones y de la temperatura en gran parte de las zonas tropicales y subtropicales del globo. Es probable que el efecto general haya sido una pequeña contribución al aumento en las temperaturas mundiales durante los últimos decenios. La Oscilación interdecenal del Pacífico y la Oscilación decenal del Pacífico están asociadas con la variabilidad climática decenal a multidecenal en la cuenca del Pacífico. Es probable que esas oscilaciones modulen la variabilidad del clima relacionada con el ENOA. Se están caracterizando otros factores de circulación importantes que afectan el clima en grandes regiones del globo (Fig. 88). La Oscilación del Atlántico Norte (OAN) se vincula con la intensidad de los vientos del oeste sobre el Atlántico y en Eurasia extratropical. Durante el invierno, la OAN muestra oscilaciones irregulares en escalas temporales de interanuales a multidecenales. Desde los años setenta, la OAN invernal ha estado con frecuencia en una fase que aporta vientos del oeste más fuertes, que se correlacionan con el calentamiento de la estación fría en Eurasia. Nuevas pruebas indican que probablemente la OAN y los cambios en el hielo marino en el Ártico estén estrechamente ligados. Ahora se cree que la OAN forma parte de una oscilación ártica atmosférica de mayor escala que afecta gran parte del hemisferio norte extratropical. Ha habido una oscilación antártica semejante en una fase positiva acrecentada durante los últimos 15 años, con vientos del oeste más fuertes sobre los océanos meridionales. El clima ha variado considerablemente en los últimos decenios y han aparecido episodios meteorológicos y climáticos extremos. Nuevos análisis muestran que en las regiones en las que la precipitación total ha aumentado, es muy probable que haya habido aumentos más pronunciados aún en episodios de precipitaciones intensas y extremas. También ocurre lo contrario. En algunas regiones, sin embargo, los episodios intensos y extremos (o sea, definidos como los que están dentro de los percentiles diez, superiores o inferiores) han aumentado a pesar de que las precipitaciones totales han disminuido o se mantienen constantes. Esto se atribuye a una disminución en la frecuencia de los fenómenos de precipitación. En general, es probable que para muchas zonas en las latitudes medias y altas, principalmente en el hemisferio norte, se hayan producido aumentos estadísticamente significativos en la proporción de precipitaciones anuales totales que corresponde a episodios de precipitaciones intensas y extremas; es probable que haya 188 habido un aumento del 2% al 4% en la frecuencia de los episodios de precipitaciones intensas en la última mitad del siglo XX. En todo el siglo XX (de 1900 a 1995), hubo aumentos relativamente reducidos en las áreas terrestres del mundo que experimentaron graves sequías o graves excesos de humedad. En algunas regiones, como en partes de Asia y África, se ha observado que la frecuencia e intensidad de las sequías ha aumentado en los últimos decenios. En muchas regiones, esos cambios están dominados por una variabilidad climática interdecenal y multidecenal, como el cambio en el ENOA hacia episodios más cálidos. En muchas regiones, la variabilidad interdiaria de la temperatura ha disminuido, y aumentos en la temperatura mínima diaria están prolongando el período sin heladas en la mayoría de las regiones de latitudes medias y altas. Desde 1950, es muy probable que haya habido una importante reducción en la frecuencia de temperaturas medias muy inferiores a la normal de la estación en gran parte del globo, pero ha habido un aumento menor en la frecuencia de temperaturas muy superiores a la normal. No hay ninguna prueba categórica que indique que han cambiado las características de las tormentas tropicales y extratropicales. Los cambios en la intensidad y frecuencia de las tormentas tropicales están dominados por variaciones interdecenales a multidecenales, que pueden ser considerables, e.g., en el Atlántico septentrional tropical. Debido a los datos incompletos y a análisis limitados y contradictorios, no es seguro que se hubiese dado algún aumento a largo plazo y en gran escala de la intensidad y frecuencia de los ciclones extratropicales en el hemisferio norte. Se han detectado aumentos regionales en el Pacífico Norte, partes de América del Norte y Europa en los últimos decenios. En el hemisferio sur, se han completado menos análisis, pero sugieren una reducción de la actividad de ciclones extratropicales desde los años setenta. Análisis recientes de los cambios en condiciones meteorológicas locales extremas (e.g. tornados, tormentas y granizo) en unas cuantas regiones escogidas no ofrecen pruebas categóricas que sugieran cambios a largo plazo. En general, las tendencias en las condiciones meteorológicas extremas son notoriamente difíciles de detectar, por su aparición relativamente rara y su gran variabilidad espacial. Pero ¿cuál es la visión de conjunto? Hay una verdad objetiva e incuestionable: estamos ante un mundo en fase de calentamiento y otros cambios en el sistema climático. En el momento actual, está bien documentada una sucesión de cambios climáticos, en particular en los últimos decenios del siglo, con su serie creciente de mediciones directas. En la Fig. 89, se muestran esas tendencias en los indicadores de temperatura (Fig. 89 a) y en los indicadores hidrológicos y relativos a las tormentas (Fig. 89 b), y también se indica la certeza de esos cambios. 189 Fig. 89. a. : Esquema de las variaciones observadas en los indicadores de temperatura (Fuente IPCC 2007.) Fig. 89.b. Esquema de las variaciones observadas en los indicadores hidrológicos y relativos a las tormentas. (Fuente: IPCC 2007) 190 En conjunto, estas tendencias ilustran la imagen completa de un período de calentamiento • Se han medido y ajustado independientemente registros de la temperatura en la superficie terrestre y oceánica (con dos estimaciones separadas en este último caso). Todos los conjuntos de datos muestran tendencias mundiales en ascenso bastante semejantes, con dos períodos principales de calentamiento en todo el mundo: de 1910 a 1945 y desde 1976. Aparece una creciente tendencia a que las temperaturas de la atmósfera en la superficie terrestre, en todo el mundo, aumenten más rápido que las temperaturas en la superficie oceánica en general. • Las mediciones con globos meteorológicos muestran que las temperaturas en la troposfera inferior han estado aumentando desde 1958, aunque sólo levemente desde 1979. A partir de 1979, se cuenta con datos satelitales, que muestran tendencias similares a los datos recogidos por globos. • La reducción del margen de variación de la temperatura diurna en los continentes coincide con los aumentos en la nubosidad, las precipitaciones y los aumentos en el vapor de agua total. • La disminución casi mundial en la extensión de los glaciares de montaña y de la masa de hielo coincide con los aumentos de la temperatura en la superficie, en el mundo entero. Unas pocas excepciones recientes en las regiones costeras son coherentes con las variaciones en la circulación atmosférica y los correspondientes aumentos en las precipitaciones. • Las reducciones en la capa de nieve y el acortamiento de las temporadas de congelación en lagos y ríos se relacionan bien con los aumentos de temperatura en la superficie terrestre, en el hemisferio norte. • La reducción sistemática de la extensión del hielo marino en primavera y verano y de su espesor en el Ártico es coherente con los aumentos de temperatura en la mayoría de las tierras y océanos adyacentes. • El contenido de calor de los océanos se ha incrementado y ha subido el nivel medio del mar en todo el mundo. • Los aumentos en el vapor de agua total en la troposfera en los últimos 25 años son cualitativamente coherentes con los aumentos de las temperaturas en la troposfera y con un ciclo hidrológico aumentado, que provoca precipitaciones 191 más extremas y más intensas en muchas áreas donde cada vez son mayores las precipitaciones, e.g.., en las latitudes medias y altas del hemisferio norte. Se observa que algunos aspectos importantes del clima no parecen haber cambiado: • Unas cuantas zonas del globo no se han calentado en los últimos decenios, principalmente en algunas partes de los océanos del hemisferio sur y en partes de la Antártida. • No hay tendencias significativas claras en la extensión del hielo marino en la Antártida durante el período en que se han registrado mediciones sistemáticas por satélite (desde 1978). • Sobre la base de datos limitados, las variaciones observadas en la intensidad y frecuencia de los ciclones tropicales y extratropicales y de las tormentas locales intensas no muestran tendencias claras en la última mitad del siglo XX, aunque a veces se advierten fluctuaciones multidecenales. Las variaciones y tendencias en los indicadores examinados implican que es prácticamente seguro que hubo una tendencia generalmente creciente de la temperatura de la superficie del planeta durante el siglo XX, aunque se producen desviaciones de corto plazo y regionales con respecto a esta tendencia. En relación con los océanos, se han logrado importantes avances en la modelización de los procesos oceánicos, en particular del transporte de calor. Estos avances, unidos a un aumento en el grado de resolución, han sido importantes para reducir la necesidad de hacer un ajuste de flujo en los modelos y para producir simulaciones realistas de los modos de la circulación natural a gran escala y mejorar la simulación de El Niño (véase más abajo). Las corrientes oceánicas transportan calor desde los trópicos a latitudes más altas. Los océanos intercambian calor, agua (a través de la evaporación y la precipitación) y CO2 con la atmósfera. Debido a su enorme masa y su gran capacidad de almacenamiento de calor, los océanos tornan más lento el cambio climático e influyen en la escala temporal de la variabilidad del sistema océano atmósfera. Se han hecho progresos considerables en la comprensión de los procesos oceánicos que guardan relación con el cambio climático. El aumento de la resolución, así como una mejor representación (parametrización) de procesos importantes a escala subreticular (e.g. vórtices de mesoescala) han aumentado el realismo de las simulaciones. Sigue habiendo grandes incertidumbres en torno a la representación de los procesos a pequeña escala, como los desbordamientos (flujo por canales estrechos, como por ejemplo entre Groenlandia e Islandia), las corrientes occidentales de contorno (es decir, corrientes angostas a gran escala a lo largo de la línea de la costa) y los fenómenos de convección y mezcla. Las corrientes de contorno en las 192 simulaciones climáticas son más débiles y anchas que en la naturaleza, si bien las consecuencias de ello para el clima no son claras. El Niño/Oscilación Austral (ENOA) La fluctuación natural más intensa del clima a escala temporal interanual es el fenómeno El Niño/Oscilación Austral (ENOA). El término “El Niño” se aplicaba originalmente a una débil corriente oceánica que todos los años, cerca de las Navidades, pasaba a lo largo de la costa del Perú en dirección al sur, y fue sólo más tarde que comenzó a asociarse con un nivel de calentamiento inusualmente alto. Sin embargo, el calentamiento en las zonas costeras se asocia con frecuencia a un calentamiento anómalo y mucho más extenso del océano, hasta la Línea internacional de cambio de fecha, y es a este fenómeno, presente en toda la cuenca del Pacífico, al que se asocian modos climáticos anómalos a nivel mundial. El componente atmosférico vinculado a “El Niño” se ha denominado “Oscilación Austral”. Los científicos suelen designar este fenómeno, en el que la atmósfera y el océano colaboran entre sí, con el nombre de ENOA (El Niño/Oscilación Austral). El ENOA es un fenómeno natural, y hay abundantes pruebas, encontradas en muestras de corales y de hielo de los glaciares de los Andes, que indican que ha venido ocurriendo desde hace milenios. Las condiciones oceánicas y atmosféricas imperantes en la zona tropical del Pacífico son raramente uniformes, sino que fluctúan con cierta irregularidad entre los episodios de El Niño y su fase opuesta, “La Niña”, que consiste en un enfriamiento en toda la cuenta del Pacífico tropical durante un período que por lo general abarca de tres a seis años. La fase más intensa de cada fenómeno habitualmente dura un año. Hay un patrón característico de las temperaturas de la superficie del mar en el Océano Pacífico que anuncia el comienzo de los episodios del ENOA. Algunas características fundamentales son la “piscina de agua caliente” en la zona tropical del Pacífico occidental, donde se encuentran las aguas oceánicas más cálidas del mundo; aguas mucho más frías en el Pacífico oriental, y una lengua de agua fría a lo largo del ecuador, que es más pronunciada en octubre y menos marcada en marzo. Los alisios atmosféricos del este en los trópicos amontonan las aguas cálidas en el oeste, produciendo una pendiente ascendente en el nivel del mar a lo largo del ecuador de 0,60 m de este a oeste. Los vientos impulsan las corrientes marinas superficiales, lo que determina el lugar donde fluyen y se separan las aguas superficiales. Entonces, las aguas más frías y ricas en nutrientes afloran desde abajo a lo largo del ecuador y de la costa occidental del continente americano, favoreciendo el desarrollo del fitoplancton, el zooplancton y, por lo tanto, de los peces. Como la convección y las tormentas eléctricas ocurren principalmente en aguas más cálidas, la conFiguración de las temperaturas de la superficie del mar determina la distribución de las lluvias en los trópicos, y esto a su vez determina las tendencias de calentamiento de la atmósfera mediante la liberación de calor latente. El calentamiento impulsa las circulaciones de tipo monzónico en gran escala en los trópicos, y por ende determina los vientos. Este estrecho acoplamiento de la atmósfera y el océano en los trópicos da origen al fenómeno de El Niño. Durante El Niño, las aguas cálidas del Pacífico occidental tropical migran hacia el este a medida que los alisios amainan, desviando la trayectoria de los temporales de lluvias tropicales, atenuando aún más la fuerza de los alisios y acentuando así los cambios en las temperaturas del mar. A medida que las aguas cálidas avanzan hacia el este a lo largo del ecuador, el nivel del mar baja en el oeste, pero se eleva en el este hasta 0,25 m Ahora bien, los cambios en la circulación atmosférica no se limitan a los trópicos, sino que se extienden por todo el planeta y repercuten en las corrientes en chorro y en la trayectoria de las tormentas en las latitudes medias. Durante La Niña – la fase opuesta del fenómeno – se observan conFiguraciones aproximadamente inversas. Los cambios asociados al ENOA producen grandes variaciones meteorológicas y climáticas en todo el mundo de un año a otro. Esto tiene a menudo profundas repercusiones en la humanidad y en la sociedad, a causa de las sequías, las inundaciones, las olas de calor y demás cambios asociados a este fenómeno, que pueden tener consecuencias muy perjudiciales para la agricultura, la pesca, el medio ambiente, la salud, la demanda de energía, la calidad del aire, y modificar además los riesgos de incendios. El ENOA desempeña también un papel preponderante en la modulación del intercambio de CO2 con la atmósfera. El afloramiento normal de aguas frías ricas en nutrientes y en CO2 en el Pacífico tropical desaparece durante el episodio El Niño. En resumen, El Informe para Responsables de Políticas, presentado por el Grupo de Trabajo I en la 10ª Reunión, celebrada en París en febrero de 2007, describe el estado actual del conocimiento científico de las causas dominantes del cambio climático, el cambio climático observado, los procesos y atribución del clima y un rango de cálculos de cambio climático futuro. Basado en evaluaciones anteriores se 193 incorporan los resultados de las investigaciones de los seis últimos años y cuyas conclusiones más significativas se exponen a continuación2. Desde el Tercer Informe de Evaluación (TIE) se ha logrado un progreso en el conocimiento de cómo el clima está cambiando en el espacio y en el tiempo a través de la mejora y ampliación de la disponibilidad de datos, una mayor cobertura geográfica, mejor conocimiento de incertidumbres y una más amplia variedad de mediciones. Cada vez hay más observaciones exhaustivas disponibles sobre glaciares y capa de nieve desde los años sesenta, y sobre el nivel del mar y placas de hielo desde la pasada década. Pero la disponibilidad de datos sigue siendo limitada en algunas regiones. El calentamiento del sistema climático es inequívoco tal y como evidencian ahora las observaciones de los incrementos de las temperaturas medias en el aire y los océanos, el derretimiento generalizado de hielo y nieve y el incremento medio global del nivel del mar. En la Fig. 90, se aprecian los cambios observados en (a) temperatura media de la superficie, (b) aumento medio del nivel del mar de datos medidores de mareas (azul) y satélite (rojo) y (c) capa de nieve en el Hemisferio Norte marzo abril. Todos los cambios se expresan respecto a las medias del período 1961 1990. Las curvas suavizadas y las áreas sombreadas representan valores medios de la década y sus intervalos de incertidumbre, mientras que los círculos muestran los valores anuales. Once de los doce años comprendidos entre 1995 y 2006 están en el ranking de los doce años más calurosos en los registros de temperaturas de superficie3 instrumentalizados (desde 1850). La tendencia lineal actualizada para 100 años (1906 2005) es de 0,74º [0,55 0,02]ºC, por lo tanto es más grande que la tendencia equivalente estimada para (1901 2000) recogida en el TIE que era de 0,6 [0,4 0,8]ºC. La tendencia lineal de calentamiento de los últimos 50 años (0,13 [0,10 o,16]ºC por década) es casi el doble que para los últimos 100 años. El incremento total de temperatura desde 1850 1899 hasta 2001 2005 es 0,76 [± 0,19]ºC. 2 Definiciones: 1. La expresión cambio climático para el IPCC se refiere a cualquier cambio del clima a lo largo del tiempo, ya sea debido a la variabilidad natural o como consecuencia de la actividad humana. Esta acepción es distinta de la que se da en la Convención Marco sobre el Cambio Climático, donde cambio climático se refiere a un cambio del clima directa o indirectamente debido a la actividad humana que altera la composición de la atmósfera mundial y que se suma a la variabilidad natural del clima que se observa en los períodos de tiempo comparables 2. Forzamiento radiativo es una medida de la influencia que un factor tiene en alterar el balance de energía entrante y saliente en el sistema Tierra atmósfera y es un índice de la importancia del factor como un mecanismo potencial de cambio climático. El forzamiento positivo tiende a calentar la superficie mientras que el negativo tiende a enfriarla. En su informe los valores de forzamiento radiativo se refieren a cambios respecto a las condiciones preindustriales definidas en 1750 y se expresan en vatios por metro cuadrado. 3. Rangos de incertidumbre de los resultados presentados en el informe son intervalos de incertidumbres de 90%, excepto si se indica otra cosa, es decir, si hay una probabilidad estimada en un 5% de que el valor pudiera estar por encima del rango. 3 La media de la temperatura del aire cercano a la superficie de la tierra y la temperatura de la superficie del mar 194 Nuevos análisis de mediciones, por globos sonda y satélite, de temperaturas de la capa baja y media de la troposfera muestran bases de calentamiento que son similares a las de los registros de temperaturas de superficie y son coherentes con sus respectivas incertidumbres, solucionando la gran discrepancia presentada en el TIE. Las observaciones desde 1961 muestran que la media de temperatura del océano ha aumentado hasta profundidades de, al menos 3000 metros, y que el océano ha estado absorbiendo más del 80% del calor añadido al sistema climático. Este calentamiento hace que el agua del mar se expanda contribuyendo al aumento del nivel del mar. Datos nuevos posteriores al TIE muestran que las pérdidas en las placas de hielo de Groenlandia y la Antártica han contribuido muy probablemente al aumento del nivel del mar desde 1993 a 2003 (Tabla 13). Fig. 90 Cambios observados en (a) temperatura media de la superficie, (b) aumento medio del nivel del mar de datos medidores de mareas (azul) y satélite (rojo) y (c) capa de nieve en el Hemisferio Norte durante el período marzo abril. (Fuente: IPCC 2007) 195 Tasa del aumento del nivel del mar (m/siglo) Fuente de aumento del nivel del mar 1961-2003 1993-2003 Expansión térmica 0,042 +/ 0,012 0,16+/ 0,05 Glaciares y casquetes polares 0,050+/ 0,018 0,077+/ 0,022 Placas de hielo de Groenlandia 0,05+/ 0,12 0,21+/ 0,07 Placa de hielo de la Antártica 0,14+/ 0,41 021+/ 0,35 Suma de contribuciones climáticas 0,11+/ 0,05 0,28+/ 0,07 individuales al incremento del nivel del mar Incremento del nivel del mar total 0,18+/ 0,05 a 0,31+/ 0,07 a observado Diferencia (observado menos la suma de 0,07+/ 0,07 0,03+/ 0,10 las contribuciones climáticas estimadas) (a) los datos antes de 1993 son de medidores de mareas y después de 1993 de altimetría por satélite Tabla 13. Tasas del aumento del nivel del mar para los períodos 1961 2003 y 1993 2003 en función de la fuente de aumento. El nivel medio del mar creció con un índice medio de 1,8 [1,3 a 2,3 mm/año. No está claro si el índice de crecimiento más rápido para el período 1993 2003 refleja una variabilidad en la década o un incremento de las tendencias a largo plazo. Hay un nivel de confianza alto en que el índice de incremento del nivel del mar observado aumentó del siglo XIX al siglo XX y el incremento total del siglo se estima en 0,17 [0,12 a 0,22] m. A escala continental, regional y de cuenca oceánica, se han observado numerosos cambios a largo plazo en el clima. Estos cambios incluyen cambios en el hielo y las temperaturas del Ártico, cambios generalizados en la cantidad de precipitación, salinidad de los océanos, patrones de viento y aspectos de tiempo extremo, que incluyen sequías, precipitaciones fuertes, olas de calor e intensidad de ciclones tropicales, pero no se han observado cambios en algunos aspectos del clima, tales como que no hay evidencias suficientes para determinar si existen tendencias en la circulación meridional de retorno del océano o en pequeños fenómenos como tornados, granizo, relámpagos y tormentas de polvo o la extensión del hielo del mar de la Antártica continúa mostrando variabilidad interanual y cambios localizados, pero no muestran tendencias medias estadísticamente significativas, en concordancia con la falta de calentamiento reflejado en las temperaturas atmosféricas a través de la región. Los estudios Paleoclimáticos utilizan cambios en indicadores sensibles climáticamente para deducir cambios pasados en el clima en escalas de tiempo que van desde décadas hasta millones de años. La información paleoclimática apoya la interpretación de que el calor en la última mitad del siglo pasado es inusual al menos en los últimos 1300 años. La última vez que las regiones polares fueron significativamente más cálidas que ahora por un período largo (hace unos 125.000 años) las reducciones en el volumen del hielo polar produjeron un aumento del nivel del mar de 4 6 m Los datos de testigos de hielo 196 indican que las temperaturas polares medias en aquella época eran de 3 a 5º C más altas que en el presente, debido a las diferencias en la órbita de la Tierra. La plataforma de hielo de Groenlandia y otros campos de hielos árticos probablemente contribuyeron con no más de 4 m al aumento del nivel del mar observado, y debió, de haber también contribución del hielo de la Antártida. Dado que el calentamiento del sistema climático se ha detectado en cambios en las temperaturas de la superficie y de la atmósfera, en las temperaturas de las capas superiores del océano y en las contribuciones al aumento del nivel del mar, los estudios de atribución señalan la influencia antropogénica a dichos cambios. El patrón observado del calentamiento troposférico y el enfriamiento estratosférico es probablemente debido a la combinación de las influencias de los gases de efecto invernadero y la depleción del ozono estratosférico. En la Fig. 91 podemos observar los cambios decadales a escala global y continental en la temperatura del aire de superficie para 1906 2005, con respecto a la correspondiente media para 1901 1950 comparada con simulaciones de modelo. Las líneas negras indican los cambios observados y son discontinuas cuando la cobertura espacial es menos del 50%. Las bandas azules muestran el rango 5 95% para 19 simulaciones de 5 modelos climáticos que utilizan solo forzamientos naturales y las bandas rojas muestran el rango 5 95% para 58 simulaciones de 14 modelos climáticos que utilizan forzamientos naturales y antropogénicos. Desde el primer informe del IPCC en 1990, las proyecciones analizadas sugerían un aumento de la temperatura media entre 0,15º y 0,3ºC por década para el período comprendido entre 1990 y 2005. Esto puede ser comparado ahora con los valores observados de unos 0,2ºC por década, reforzándose la confianza en las proyecciones a corto plazo. La continuidad de las emisiones de los gases de efecto invernadero en los índices actuales, o un aumento de estos, causaría un mayor calentamiento e induciría muchos cambios en el sistema climático global durante el siglo XXI que muy probablemente serán mayores que los observados en el siglo XX. Los avances en modelización de cambio climático permiten ahora mejores estimaciones y un rango de incertidumbre probable para ser utilizado en las proyecciones de calentamiento en diferentes escenarios de emisiones. El IE EE considera seis escenarios indicativos: 197 Fig. 91. Comparación de los cambios observados a escala global y continental en la temperatura de superficie con resultados simulados por modelos climáticos usando forzamientos naturales y antropogénicos. Se muestran las medias de las décadas de observaciones para el periodo 1906 2005 (línea negra) trazada contra el centro de la década y con respecto a la correspondiente media de 1901 1950. Las líneas con guiones señalan que la cobertura espacial es menor del 50%. Las bandas sombreadas en azul muestran un rango del 5 95% para 19 simulaciones de 5 modelos climáticos usando solamente los forzamientos naturales debidos a la actividad solar y los volcanes. Las bandas sombreadas en rojo muestran el rango de 5 95% para 58 simulaciones de 14 modelos climáticos usando forzamientos naturales y antropogénicos (IPPC 2007 WG1 AR4). 198 ESCENARIOS A1 Describe un mundo futuro de crecimiento económico muy rápido; la población mundial alcanza su nivel más alto a mitad de siglo y disminuye posteriormente, produciéndose una rápida introducción de nuevas tecnologías más eficaces. Las cuestiones importantes subyacentes son la convergencia entre las regiones, la capacitación y mayores interacciones culturales y sociales, con una importante reducción de las diferencias regionales en los ingresos per cápita. Se divide en tres grupos que describen las distintas direcciones del cambio tecnológico en el sistema energético, distinguiéndose los tres por su énfasis tecnológico: fuentes de energía intensivas de origen fósil (A1F1), de origen no fósil (A1T) o un equilibrio entre todas las fuentes (A1B). A2 Describe un mundo muy heterogéneo. La cuestión subyacente es la autosuficiencia y preservación de las identidades locales. Los perfiles de fertilidad en las distintas regiones tienden a converger muy lentamente, lo cual acarrea un aumento continuo constante de la población. El desarrollo económico tiene una orientación principalmente regional y el crecimiento económico per cápita y el cambio tecnológico están más fragmentados y son más lentos que en otras líneas evolutivas. B1 Este escenario describe un mundo convergente, con la misma población mundial que alcanza su nivel más alto a mediados del siglo para disminuir posteriormente, como en la línea evolutiva A1 pero con cambios rápidos en las estructuras económicas hacia una economía de la información y de los servicios, con reducciones en el consumo de materiales e introducción de tecnologías limpias y de recursos eficaces. En esta línea evolutiva se hace hincapié en las soluciones mundiales a la sostenibilidad económica, social y ambiental, lo que comprende una mejora de la equidad, pero sin iniciativas climáticas adicionales. B2 Se hace hincapié en las soluciones locales a la sostenibilidad económica, social y ambiental. Se trata de un mundo cuya población mundial crece continuamente, a un ritmo menor de la línea evolutiva A2 con niveles medios de desarrollo económico y cambios tecnológicos menos rápidos y más variados que en las líneas evolutivas B1 y A1. Aunque el escenario está orientado hacia la protección ambiental y la equidad social, se centra en los niveles local y regional. Los escenarios de IE-EE no incluyen otras iniciativas climáticas, lo cual significa que no se incluyen escenarios que suponen explícitamente la aplicación de la Convención Marco de Naciones Unidas sobre el Cambio Climático, o los objetivos de emisiones del Protocolo de Kyoto. En la Tabla 14 se muestra el calentamiento de la superficie previsto para finales del siglo XXI (2090 2099) respecto a 1980 1999 para los diferentes escenarios de emisiones. CAMBIO EN LA TEMPERATURA (ºC EN Incremento del nivel del mar (m en 2090-2099 CON RESPECTO A 1980-1999)a 2090-2099 con respecto a 1980- 1999) Caso Mejor estimación Rango de probabilidad Rango basado en modelos excluyendo cambios dinámicos futuros rápidos en el flujo de hielo Concentraciones constantes 0,6 0,3-0,9 NA año 2000c Escenario B1 1,8 1,1-2,9 0,18-0,38 Escenario A1T 2,4 1,4-3,8 0,20-0,45 Escenario 2B 2.4 1,4-3,8 0,20-0,43 Escenario A1B 2,8 1,7-4,4 0,21-0,48 Escenario A2 3.4 2,0-5,4 0,23-0,51 Escenario A1F1 4,0 2,4-6,4 0,26-0,59 Tabla 14 (a) Estas estimaciones se han evaluado a partir de una jerarquía de modelos que engloba un modelo climático simple, varios EMICs y un gran número de AOGCMs. (c) La composición constante del año 2000 se ha obtenido solo del AOGCMs. De los datos ofrecidos se desprende que la mejor estimación para el escenario bajo (B1) es 1,8º C (rango de probabilidad entre 1,1 y 2,9ºC) y la mejor estimación del 199 escenario más alto (A1F1) es 4,0ºC (rango de probabilidad de 2,4 6,4ºC). Aunque estas proyecciones son consistentes con el intervalo proporcionado en el TIE (1,4 5,8ºC) no son directamente comparables. El Cuarto Informe de Evaluación es más avanzado y proporciona mejores estimaciones y rangos de probabilidad evaluados para cada escenario indicativo. La nueva evaluación se basa en un gran número de modelos climáticos de mayor complejidad y realismo, así como nueva información referente a la naturaleza de las retroacciones del ciclo del carbono y las limitaciones de las observaciones de la respuesta del clima. El calentamiento tiende a reducir la captación del carbono atmosférico por la tierra y por los océanos, aumentando la fracción de emisiones antropogénicas que permanecen en la atmósfera. Para el escenario A2, por ejemplo, las retroacciones del ciclo carbono clima aumentan el calentamiento medio correspondiente en 2100 en más de 1ºC. Los rasgos más altos evaluados para las proyecciones de las temperaturas son mayores que en el TIE debido, principalmente, al mayor rango de modelos ahora disponibles, que sugieren interacciones del ciclo carbono clima más fuertes. En cuanto a la elevación del nivel del mar, según se observa en la Tabla 14, para cada escenario, el punto medio del rango está dentro del 10% del modelo medio del TIE para 2090 2099 siendo los rangos más estrechos que en el TIE debido a la disponibilidad de mayor información sobre algunas incertidumbres en las contribuciones previstas, ya que en las proyecciones del TIE se hicieron para el 2100, mientras que el Informe de la Cuarta Evaluación se ha hecho para el período 2090 2099 y el Tercer Informe de Evaluación (TIE) hubiera dado rangos similares si hubiera considerado incertidumbres de la misma manera. Por tanto, el aumento del nivel del mar medio previsto para finales del siglo XXI en metros, respecto a 1980 1999, para los seis escenarios indicativos IE EE son: B1 0,28 [0,19 a 0,37]m; A1T 0,33 [0,22 a 0,44]m; A1B 0,35 [0,23 a 0,47]m; A2 0,37 [0,25 a 0,50]m; A1F1 0,43 [0,28 a 0,58]m La expansión térmica contribuye aproximadamente al 60 a 70% de estas estimaciones. Las proyecciones actuales del aumento del nivel del mar son menores que las que se estimaron en el TIE principalmente debido a la mejora de las estimaciones de la absorción de calor por parte de los océanos. El calentamiento en el siglo XXI muestran patrones geográficos, independientes del escenario, similares a aquellos observados en las últimas décadas. Se espera que el calentamiento sea mayor en la tierra y en la mayoría de las latitudes altas del norte, y menor en los océanos del sur y partes del Atlántico norte. El forzamiento radiativo debería estabilizarse en 2100 en niveles de B1 o A1B; debería 200 resultar de un calentamiento de 0,5º C principalmente en 2200. Si este forzamiento se estabilizase en 2100 en los niveles de A1B, la expansión térmica podría conducir a un aumento del nivel del mar de 0,3 a 0,8 m en 2300 (respecto a 1980.1999). La expansión térmica continuaría durante varios siglos, debido al tiempo necesitado para transportar el calor al fondo del océano. 6.- CONCLUSIONES 6.1.- Sobre Taxonomía Mediante el análisis exhaustivo de las diagnosis y las descripciones y citas publicadas, se concluye que ejemplares fósiles encontrados en yacimientos datados de las Islas Canarias corresponden a las especies Saccostrea cucullata (Born), presente durante el Estadio Isotópico Marino 11.3 (~ 420 000 años), y Harpa rosea Lamarck presente durante el Estadio Isotópico Marino 5.5 (~ 125 000 años). Estos dos interglaciales se consideran, debido a similares características de la orbita de la Tierra, los últimos más parecidos al actual en el que vivimos y la esperanza de conocer nuestro próximo futuro climático se basa en su estudio. Las ejemplares fosilizados indican que en las Canarias y al contrario que en la actualidad, se dieron las condiciones adecuadas para la reproducción, desarrollo y habitabilidad de la primera de esas especies en el interglacial más antiguo y de la segunda en el más reciente lo que delata cambios climáticos y la oportunidad de su elección como paleoindicadores respectivos de cada interglacial. 6.2.-Sobre paleo—temperatura de la superficie del mar Las dos especies fósiles canarias elegidas como paleoindicadores viven en la actualidad en el Golfo de Guinea por lo que se han comparado las temperaturas de su hábitat con las temperaturas actuales de Canarias donde, insisto, no se han encontrado ejemplares vivos de Harpa rosea Lamarck, ni de Saccostrea cucullata (Born) con los siguientes resultados: La temperatura media del mar, alcanzada en Canarias, durante el período 1985 a 2009, es de 20,44 ºC, siendo la media de las estaciones cálidas de 20,77 ºC En las zonas donde se han encontrado ejemplares vivos de Harpa rosea Lamarck la temperatura media del mar está comprendida entre los 21,68 ºC del Banc d’Arguin y los 27,23 ºC de Guinea, lo que supone una diferencia de 1,24ºC a 6,79ºC. Durante los 201 meses cálidos los valores de temperatura oscilan entre 22,59 ºC del Banc d’Arguin y los 27,43 ºC mientras que en Canarias es de 20,77 ºC lo que supone una diferencia de 1,82 ºC a 6,66 ºC para el interglacial MIS 5.5 lo que modifica y aumenta la precisión de los datos obtenidos hasta el presente basados en el Strombus bubonius fósil mediterráneo (Meco., 1977, Meco et al., 1993; Cabero 2009) Los ejemplares vivos de Saccostrea cucullata (Born) se han encontrado en una zona mucho más limitada, ceñida prácticamente en exclusividad al Golfo de Guinea. Las temperaturas medias del mar encontradas oscilan de los 22,86 ºC de Namibe a los 27,23 ºC de Guinea lo que supone una diferencia que va desde 2,42 ºC a 6, 79 ºC. En los meses cálidos las temperaturas van de 23,97 ºC en Namibe a 27,43 ºC en Guinea lo que supone un decalaje que oscila entre 3,53 ºC y 6,66 ºC. Es la primera vez que se deducen estas tempraturas para el interglacial MIS 11.3 del que sólo se conocía al respecto que en depósitos de Alaska de esta edad aparecen especies extralimite sur (Bowen 2010). 6.3.- Sobre paleo—biología Es evidente que la presencia en Canarias de estas especies utilizadas aquí como paleoindicadores estuvo relacionada con sus requerimientos para la reproducción y la dispersión larvaria. Como orientativa, para Saccostrea cucullata (Born) la referencia más cercana disponible es el trabajo de Morton (1990) sobre las Saccostrea de los manglares de Hong Kong en el océano Índico. En ella se observa, por una parte, en relación con el desarrollo gonadal de esa especie, que la temperatura del agua en la zona estudiada en el mes de septiembre era de 33,5 ºC decayendo progresivamente; que las gónadas maduraban en el mes de octubre y que la puesta era en mayo, siendo la temperatura registrada en ese mes de aproximadamente 24,5 ºC. El caso de la reproducción de Harpa rosea Lamarck, está aún menos estudiado y considerando que siga el proceso común de los gasterópodos, una vez producida la fecundación, la hembra debe poner en el fondo huevos encapsulados de los que eclosionará al cabo de cierto tiempo una larva velígera planctófaga, que pasará un tiempo en el plancton (dispersándose de un lado a otro), hasta que encuentre una pista, generalmente química (por ejemplo, la presencia de adultos) que induzca su metamorfosis y su asentamiento en el fondo. Como la larva se alimenta de plancton durante su etapa "errante", debe encontrar este recurso en la columna de agua. La reproducción se acopla a las épocas en las que la producción primaria es mayor, lo que suele coincidir con una mayor irradiación solar en aguas templadas, una elevación de la temperatura y una mayor presencia de nutrientes en el agua (por aporte terrestre, lluvias, afloramientos, etc.). 202 6.4.- Sobre concentraciones de clorofila-a En cuanto a la clorofila a, su concentración en el agua de mar, se utiliza, a menudo, como un índice de la productividad de un área. La utilización de sensores remotos en satélites que trabajan en el espectro del visible ha permitido la obtención de imágenes sinópticas de áreas extensas, a partir de las cuales se relaciona, tal y como hemos visto, el color del océano con la biomasa del fitoplancton (Morel y Prieur, 1977; Gordon y Morel, 1983; Nykjaer et al., 1986). La utilización de series temporales de estas imágenes ha servido para ver su variabilidad superficial en áreas de mayor o menor extensión. Pero no siempre representa fielmente la productividad de un sistema, pues su presencia depende, además, de las condiciones hidrológicas y de la concentración de nutrientes en la zona eutrófica, del control que los herbívoros del zooplancton ejercen en el fitoplancton. Una comunidad de fitoplancton puede ser muy productiva (con un alto cociente producción/biomasa) y sin embargo el resultado de esta actividad autotrófica sería difícil de encontrar. Para la Saccostrea cucullata (Born), paleoindicador del MIS 11.3, el promedio de clorofila a durante los meses cálidos, en el período 1988 2007, en el Golfo de Guinea es de 4,76 mg/m3 mientras que para Canarias es de 0,17 mg/m3 lo que supone una diferencia de 4,59 mg/m3. En el caso del Harpa rosea Lamarck, paleoindicador del MIS 5.5, en el Banc d’Arguin el promedio es de 6,74 mg/m3 por lo que la diferencia con la concentración encontrada es de 6,57 mg/m3. De ello se infiere una notable diferencia con la actualidad pero también aunque más atenuada entre ambos interglaciales. 6.5.- Sobre el nivel del mar/volumen de hielos Aunque en el cálculo de niveles del mar del pasado es preciso considerar la estabilidad geológica de los depósitos que los atestiguan el hecho demostrado por la fauna de que la temperatura superficial del mar fuese más alta implica un menor volumen de hielos que en la actualidad y un nivel del mar más alto. En relación con el nivel del mar durante el MIS 11.3, teniendo el cuenta el cálculo de temperatura a partir del paleoindicador Saccostrea cucullata, se concluye que la temperatura de la Superficie del mar en el Atlántico de Canarias superaba a la actual, como mínimo, en una variación anual de 2,42 ºC a 3.53ºC y, como máximo, al menos temperaturas anuales de 6,66ºC y 6,79 ºC más altas lo que implica la certeza de un volumen de hielos menor y un nivel del mar superior que el actual. En unos 7 m está calculada la subida del nivel del mar por la fusión de los hielos árticos y para más de una decena de metros se necesitarían además la fusión de hielos antárticos. Esta confirmación a través del paleoindicador es nueva en relación con lo publicado hasta 203 ahora que calculaba el nivel del mar sólo por la estabilidad geológica y altura de los depósitos con resultados muy contradictorios que van desde unos metros por debajo del actual nivel, lo que queda descartado, hasta una veintena de metros por encima (Bowen 2010) lo que cae en lo posible. Respecto al nivel del mar en el MIS 5.5 hay numerosos datos en todo el mundo, al contrario del MIS 11, que son mucho más escasos. En general, coinciden con unos 5 a 6 m más alto a la que, según los datos obtenidos mediante el paleoindicador canario Harpa rosea Lamarck, corresponde una variación de mínimos anuales de 1,24ºC a. 1,82 ºC y de al menos los máximos de 6,66ºC a 6,79ºC más que en la actualidad. Trabajando con mínimos corresponderían a la elevación del MIS 11.3 unos 7.26 m y operando con los máximos de los mínimos 6.42 m y finalmente operando con los máximos no sería posible diferenciar entre ambos (MIS 11.3 y MIS 5.5) niveles del mar que estarían en el MIS 11.3 al menos 6 metros por encima del actual. 6.6.- Sobre anticipación climática Además, las conclusiones de las paleotemperaturas, tanto en el MIS 5.5 como en el MIS 11.3 para Canarias han implicado la recopilación de 1.056.186 de datos desde 1985 a 2009, del Golfo de Guinea donde viven actualmente las especies utilizadas como paleoindicadores lo que ha permitido comprobar una elevación continua de la temperatura de la superficie del mar en nuestros días. Esto lleva a la cuestión de la similitud de los Interglaciales MIS 5.5 y MIS 11 con el presente interglacial y, por tanto, a considerarlas premonitorias del futuro nivel del mar. Nuestros datos confirman los del Grupo de Trabajo II del Panel Intergubernamental sobre Cambio Climático: Efectos, Adaptación y Vulnerabilidad, que constatan la trayectoria ascendente de la temperatura, por lo que la consecuencia más significativa relativa a los ecosistemas marinos y zonas costeras es que el cambio climático mundial dará como resultado aumentos de la temperatura de la superficie del mar (TSM) y subidas del nivel del mar; disminución de la cobertura de hielo marino; y cambios en la salinidad, en las olas y en la circulación de los océanos. Algunos de estos cambios ya se están produciendo. Se prevé que los cambios en los océanos tendrán importantes efectos de retroalimentación sobre el clima mundial y sobre el clima de la zona costera inmediata. Tendrán también profundos impactos en la producción biológica de los océanos, incluida la producción de peces. Por ejemplo, los cambios en la circulación mundial y la mezcla vertical de las aguas afectarán a la distribución de los elementos biogenéticos y la eficiencia de la captación de CO2 de los océanos; los cambios en los ritmos de afloramiento tendrían importantes impactos en las biocenosis y en el clima costero. Si los episodios de calentamiento asociados con El Niño aumentan en frecuencia, las biomasas de plancton y la abundancia de larvas declinarán y tendrán efectos adversos 204 sobre la diversidad biológica de los océanos (confianza alta). Además de la variabilidad de El Niño/ Oscilación del Sur (ENOS), desde el SIE se ha reconocido la persistencia de los regímenes océanos clima plurianuales y los cambios de un régimen a otro. Los ecosistemas costeros como los manglares, y la vegetación acuática sumergida sufrirán los impactos de la subida del nivel del mar, el aumento de la SST. Los impactos de la subida del nivel del mar en manglares y marismas de agua salada dependerán del ritmo de aumento en relación con el crecimiento vertical y el espacio para la migración horizontal, que pueden estar limitadas por el desarrollo humano en zonas costeras. Los cambios en la química de los océanos resultantes de mayores niveles de CO2 pueden tener impactos negativos debido a la acidificación del agua afectando directamente a los moluscos ya que tendrán dificultades para que las larvas generen las conchas. Teniendo en cuenta las previsiones recogidas en el Cuarto Informe elaborado por el Panel Intergubernamental de Cambio Climático que concluye que es probable el incremento de la temperatura del agua de los océanos en 0,1º C por década, pudiendo ser hasta de 0,2 ºC en los escenarios menos favorables, se podría aventurar un pronóstico de futuro y concluir que es muy probable que a mitad de este siglo, Harpa rosea Lamarck y otras especies guineanas propias del Interglacial MIS 5.5, el inmediato anterior al actual en que vivimos, pueblen de nuevo las costas de las islas Canarias. Sin embargo, Saccostrea cucullata (Born) lleva un camino geológico de desplazamiento hacia el sur desde el Pleistoceno inferior en que abandona Mediterráneo y Marruecos, seguido por el abandono de Canarias y Cabo Verde tras el Pleistoceno medio. Su no retorno en el último interglacial (MIS 5.5) a inicios del Pleistoceno superior cuando la llegada de la fauna Senegalesa a Canarias y Mediterráneo hacen sospechar resistencia al cambio climático y otros derroteros geográficos/evolutivos quizás hacia Sudáfrica. 205 Fig. 92 Probable evolución de las temperaturas del agua de los océanos y previsible llegada de la Saccostrea cucullata y del Harpa rosea a Canarias. 206 7. - BIBLIOGRAFÍA Aharon, P, Chappell, J & Compston,W 1980. Stable isotope and sea level data from New Guinea supports Antartic ice surge theory of ice ages. Nature 283, 649 651 Aharon, P, Chappell, J 1986. Oxygen isotopes, sea level changes and the temperature history of a coral reef environment in New Guinea over the las 105 years. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology 56, 337 379 Alvarado, R. Alvarez, J. (1964) Resultados de la expedición Peris Álvarez a la isla de Annobón. Bol. R. Soc Española Hist. Nat. 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Datos de temperatura B.ANC B.ANC D’ARGUI SENEGA D’ARG CANARIAS CABO VERDE N L GUINEA S.TOMÉ ANGOLA NAMIBIA ASCENSIÓN CANARIAS CABO VERDE UIN SENEGAL GUINEA S.TOMÉ ANGOLA NAMIBIA ASCENSIÓN ÁREA 1 ÁREA 2 ÁREA 3 ÁREA 4 ÁREA 5 ÁREA 6 ÁREA 7 ÁREA 8 ÁREA 9 ÁREA 1 ÁREA 2 ÁREA 3 ÁREA 4 ÁREA 5 ÁREA 6 ÁREA 7 ÁREA 8 ÁREA 9 198501 18,5811 19,4418 22,1571 22,5859 18,2242 18,153 27,3648 27,3014 25,6174 23,0184 26,0007 0,2795 0,2959 0,4328 0,5017 0,3317 0,366 0,3472 0,2094 0,5027 0,714 0,1858 198502 17,3622 18,0333 21,0538 21,1865 17,7562 18,8311 26,5383 27,0875 26,3402 25,0105 26,7855 0,4229 0,6249 0,4447 0,5527 0,4423 0,6281 0,1242 0,311 1,1949 0,833 0,1721 198503 17,5155 18,4948 21,3913 21,1646 18,5961 17,796 27,5022 28,3704 27,1 25,6207 27,6931 0,2978 0,3829 0,3819 0,6327 0,3314 0,1967 0,3747 0,616 0,2257 1,262 0,1998 198504 18,1943 18,5405 21,0271 20,5826 19,5031 18,1444 27,1473 27,9513 27,2413 23,6713 27,7359 0,4494 0,536 0,4134 0,666 0,3145 0,1899 0,2926 0,633 1,0036 0,573 0,3042 198505 18,9684 19,4034 21,2005 20,9175 18,6594 18,9545 26,9664 27,0345 25,3384 22,6487 27,7698 0,2783 0,2355 0,3648 0,5882 0,559 1,0965 0,3242 0,9483 1,5773 1,269 0,205 198506 20,2891 20,8202 -NaN 21,1109 19,6718 24,0511 27,012 24,8173 21,6277 20,1072 26,4045 0,3941 0,3775 -NaN 0,3383 0,6049 0,5608 0,6292 0,6579 0,4183 0,628 0,4189 198507 20,5519 20,9314 23,145 24,1611 20,7774 25,9703 26,4202 25,4952 20,8541 19,2336 25,7928 0,4959 0,3679 0,4822 0,7163 0,6302 0,2282 0,2761 0,4579 0,4548 0,79 0,2384 198508 21,0113 21,3086 25,1611 25,7115 23,7008 27,6795 25,7386 25,2947 20,8966 19,114 24,4925 0,4167 0,3207 0,5951 0,5097 0,5109 0,6827 0,2285 0,2738 0,6006 0,844 0,4225 198509 21,8142 22,1962 26,0393 26,2355 25,6245 27,0828 25,8946 25,4921 21,4398 19,692 23,8401 0,3531 0,3112 0,441 0,5237 0,331 0,3794 0,3976 0,3389 0,2936 0,638 0,1175 198510 21,843 22,3218 25,6077 25,6476 24,8023 27,2975 26,4676 26,3149 22,8403 20,5038 24,058 0,3592 0,3855 0,4503 0,4883 0,3877 0,3674 0,4594 0,373 0,6693 0,947 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0,3082 0,4161 0,4166 0,2359 0,7416 0,5886 0,3945 0,897 0,3776 226 B.ANC B.ANC D’ARGUI SENEGA D’ARG CANARIAS CABO VERDE N L GUINEA S.TOMÉ ANGOLA NAMIBIA ASCENSIÓN CANARIAS CABO VERDE UIN SENEGAL GUINEA S.TOMÉ ANGOLA NAMIBIA ASCENSIÓN ÁREA 1 ÁREA 2 ÁREA 3 ÁREA 4 ÁREA 5 ÁREA 6 ÁREA 7 ÁREA 8 ÁREA 9 ÁREA 1 ÁREA 2 ÁREA 3 ÁREA 4 ÁREA 5 ÁREA 6 ÁREA 7 ÁREA 8 ÁREA 9 198811 21,2165 21,6351 24,9859 25,4497 22,9705 25,598 27,9661 27,1119 25,443 21,9181 24,3975 0,3603 0,2424 0,4642 0,4598 0,41 0,8573 0,9492 0,5935 0,3169 1,369 0,3887 198812 19,6643 20,3275 23,8091 24,0214 18,5684 22,9941 26,5312 27,7559 25,3012 23,6449 25,147 0,6231 0,454 0,8452 0,7396 0,3964 0,7663 0,8666 0,5681 0,4659 1,033 0,2011 198901 18,1293 18,548 21,9689 22,1172 17,0764 19,8394 27,1867 27,5092 25,8136 23,7199 25,4953 0,4379 0,2847 0,3874 0,7346 0,184 0,3555 0,4328 0,2298 0,6355 0,823 0,1548 198902 17,416 17,5009 20,6611 21,0713 17,452 19,9954 27,5123 27,7524 27,8959 24,5661 26,6826 0,2863 0,2739 0,2518 0,5688 0,2541 0,4516 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0,2833 0,5905 0,448 0,5455 0,4417 0,4129 0,6426 0,819 0,2949 199003 18,1464 18,6068 21,8453 21,7002 19,6465 19,7146 28,1911 28,4061 27,6708 25,687 26,8935 0,3117 0,339 0,408 0,3856 0,2383 0,5831 0,4435 0,1716 0,6965 0,973 0,3634 199004 18,5452 18,7655 22,6009 22,9615 20,5542 20 28,3646 28,2124 27,5349 25,8157 27,2948 0,2926 0,1954 0,2809 0,4119 0,5408 0,4487 0,417 0,2733 0,6504 0,89 0,3299 199005 19,1132 19,4374 22,4013 22,8123 20,2972 20,6159 28,2836 27,7976 25,4365 23,5303 27,2006 0,3079 0,3692 0,337 0,3657 0,2985 0,6575 0,4617 0,6377 0,8102 0,771 0,2255 199006 20,3234 20,9544 22,6136 22,4316 20,2046 22,326 26,925 25,1785 23,8921 21,2765 26,4437 0,3832 0,4612 0,4397 0,428 0,5831 0,7408 0,6824 0,874 0,7618 1,089 0,2736 199007 20,5844 21,2964 23,3892 23,6197 24,1525 25,1089 24,5063 24,3465 19,7162 18,1622 25,5394 0,489 0,549 0,3901 0,646 1,0427 1,0009 0,2051 0,6655 0,3146 0,563 0,22 199008 21,9046 22,4173 25,5045 25,7646 25,133 26,6902 24,225 24,3523 20,2591 18,9665 24,4074 0,3083 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23,429 0,6311 0,5094 0,4724 0,4721 0,4362 0,1125 -NaN 0,3253 0,1966 0,368 0,3158 199109 22,8131 23,0536 24,6609 25,7338 24,9621 27,3177 25,4759 23,775 20,1094 19,8118 23,0853 0,4444 0,4138 0,2681 0,5171 0,3508 0,4459 0,363 0,2888 0,2009 0,583 0,2577 199110 22,1146 22,506 25,1255 25,6019 24,092 26,987 25,7322 24,0936 21,7436 20,4025 22,4333 0,3341 0,4029 0,3391 0,5166 0,4432 0,3391 0,2799 0,3589 0,3658 0,542 0,24 199111 21,2033 21,4442 24,6165 25,5933 22,4563 27,3742 26,3853 25,2739 23,3 21,7353 22,8244 0,6455 0,5942 0,4846 0,6465 0,5385 0,3883 0,3805 0,2986 0,0612 0,9 0,1299 199112 19,8512 20,094 22,9643 23,3154 20,3329 22,7578 26,5555 27,0664 23,7064 22,5474 24,071 0,2796 0,1953 0,5446 0,6392 0,4364 0,4937 0,2737 0,3305 0,2222 1,043 0,1561 199201 18,5493 19,0898 22,1381 22,8009 18,6964 21,5966 26,1799 26,5435 23,6691 23,1836 24,3324 0,5502 0,2923 0,3995 0,5174 0,4597 0,3129 0,2814 0,5683 0,796 0,685 0,2377 199202 17,7762 18,5838 21,9842 22,4773 19,0138 21,3221 27,3443 27,9908 26,3058 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19,5215 18,2982 23,6244 0,4188 0,4277 0,3815 0,4619 0,2379 0,3351 -NaN 0,8256 0,1907 0,425 0,2994 199209 21,1336 21,6648 25,1935 25,7288 24,9934 27,3317 25,7434 24,3292 21,2707 19,8874 22,8819 0,4271 0,3533 0,4116 0,5956 0,5814 0,6493 0,3437 0,3636 0,6307 1,312 0,2098 199210 21,7905 22,2421 24,9657 25,2195 24,0694 28,0148 25,7993 25,5291 23,7167 21,3412 23,0028 0,2629 0,2288 0,5919 0,8343 0,5366 0,3998 0,3759 0,2887 0,5539 1,287 0,1595 199211 20,4133 21,0706 24,3626 24,1856 21,5773 24,9782 26,9546 25,8671 25,2 23,7348 23,1332 0,3255 0,3214 0,5226 0,5985 0,5459 0,5155 0,5099 0,4051 0 0,986 0,4121 199212 19,6322 19,9482 23,2607 23,4747 18,9348 23,0178 27,5364 26,9433 25,2153 23,3346 24,0278 0,3807 0,3927 0,3524 0,4685 0,3471 0,7384 0,3059 0,3136 0,5997 0,875 0,1974 227 B.ANC B.ANC D’ARGUI SENEGA D’ARG CANARIAS CABO VERDE N L GUINEA S.TOMÉ ANGOLA NAMIBIA ASCENSIÓN CANARIAS CABO VERDE UIN SENEGAL GUINEA S.TOMÉ ANGOLA NAMIBIA ASCENSIÓN ÁREA 1 ÁREA 2 ÁREA 3 ÁREA 4 ÁREA 5 ÁREA 6 ÁREA 7 ÁREA 8 ÁREA 9 ÁREA 1 ÁREA 2 ÁREA 3 ÁREA 4 ÁREA 5 ÁREA 6 ÁREA 7 ÁREA 8 ÁREA 9 199301 17,878 18,214 21,0444 21,7339 16,9451 19,8681 26,5742 27,0917 26,231 23,9949 24,633 0,2863 0,2813 0,4157 0,6572 0,2147 0,3871 0,2738 0,206 0,4001 0,963 0,2854 199302 17,4612 18,1836 21,206 22,1434 18,1516 18,7657 27,3462 27,7 27,5382 25,9525 25,5484 0,2042 0,2675 0,5155 0,637 0,4015 0,5567 0,3284 0,3913 0,515 1,008 0,1765 199303 17,6376 18,0473 21,2549 21,6326 19,0445 19,8772 27,0615 27,6304 27,8141 25,511 26,5816 0,2425 0,2817 0,4126 0,7369 0,3567 0,5227 0,3397 0,5793 0,4052 0,547 0,2213 199304 17,6925 18,07 21,8272 21,9164 20,475 20,5768 28,0808 28,1457 26,9666 25,0544 27,1714 0,6235 0,2774 0,3773 0,7895 0,3496 0,3755 0,4158 0,3098 0,6453 0,961 0,2073 199305 19,08 19,3353 21,5587 22,1783 20,0556 22,1039 28,7674 27,0773 24,5595 23,1322 27,0551 0,3875 0,3437 0,495 0,4475 0,3456 0,5076 0,5035 1,2051 1,0342 1,001 0,2012 199306 20,3689 20,8261 22,3727 22,2461 20,3183 24,6991 26,9812 26,0306 22,2608 21,3941 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ANGOLA NAMIBIA ASCENSIÓN CANARIAS CABO VERDE UIN SENEGAL GUINEA S.TOMÉ ANGOLA NAMIBIA ASCENSIÓN ÁREA 1 ÁREA 2 ÁREA 3 ÁREA 4 ÁREA 5 ÁREA 6 ÁREA 7 ÁREA 8 ÁREA 9 ÁREA 1 ÁREA 2 ÁREA 3 ÁREA 4 ÁREA 5 ÁREA 6 ÁREA 7 ÁREA 8 ÁREA 9 200507 22,0166 22,1107 24,6444 25,2623 24,3591 28,402 26,2278 24,3 19,995 18,7674 25,2788 0,3944 0,3922 0,5301 0,7786 0,4435 0,2262 0,4991 0,7296 0,3924 0,462 0,1439 200508 22,3969 22,4161 25,4942 25,9499 25,425 28,6747 25,5735 24,8264 20,1242 18,825 24,5332 0,4079 0,3324 0,5953 0,7968 0,3985 0,4907 0,3208 0,3612 0,503 0,762 0,1639 200509 23,0955 23,421 26,4205 26,6149 26,1591 28,7544 26,072 25,1975 21,9178 20,1026 23,7848 0,3744 0,3304 0,3376 0,3834 0,5028 0,3371 0,4032 0,3135 0,3882 0,965 0,1294 200510 22,9567 23,2715 26,7003 27,4331 25,8341 28,2473 27,113 26,3297 24,197 22,5318 24,0719 0,3398 0,3135 0,3475 0,4518 0,2807 0,4698 0,6185 0,2954 0,4301 0,772 0,1285 200511 21,9076 22,4642 26,4366 26,8083 24,3657 28,6479 28,3494 26,772 25,7973 23,9555 24,5409 0,5267 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26,9009 25,9275 25,3248 24,6725 0,4024 0,193 0,2585 0,5932 0,5273 0,3125 0,3743 0,6852 0,5795 0,716 0,4247 200712 20,1498 20,7574 23,671 24,3819 19,9239 22,4238 28,2136 27,4376 26,2104 23,5765 25,276 0,3332 0,2897 0,2913 0,6956 0,3758 0,5061 0,3874 0,222 0,2327 0,965 0,2675 200801 19,3672 19,6457 22,2987 22,9171 17,8547 21,6599 27,3157 26,9996 25,568 23,4427 25,594 0,1073 0,3924 0,3374 0,6114 0,3511 0,3358 0,3426 0,3925 0,5371 0,734 0,2664 200802 18,9764 19,3316 22,2342 22,4272 20,0462 21,8169 27,2252 27,4378 28,1687 26,017 26,6444 0,1516 0,1367 0,3557 0,6151 0,4765 0,547 0,3534 0,1652 0,9671 0,861 0,1129 200803 18,7589 18,9639 22,4293 22,8779 21,6666 21,044 27,9736 27,9375 27,7236 26,3771 27,4722 0,1919 0,4067 0,2889 0,5959 0,2488 0,4206 0,3955 0,5296 0,8623 0,857 0,149 200804 18,8783 19,2768 22,4465 22,9333 20,9702 20,8364 -NaN 28,1772 27,7299 26,3907 27,9968 0,4438 0,4739 0,5813 0,9205 0,2939 0,6018 -NaN 0,3079 0,5329 0,614 0,4319 200805 19,9669 20,5628 23,776 23,3778 21,375 23,3421 27,375 28,5648 25,9178 24,8611 27,8448 0,386 0,3299 0,454 0,4579 0,1848 0,5821 -NaN 0,3497 1,1418 0,845 0,2456 200806 20,7109 20,9059 23,3371 23,0798 23,5477 25,1236 26,7189 24,4425 21,9114 21,5266 26,8107 0,3022 0,2375 0,494 0,6011 0,9668 0,5203 0,5416 0,5713 0,4556 0,519 0,3125 200807 21,2993 21,667 24,1498 23,8076 24,7053 27,0891 26,7264 25,2066 21,0438 19,998 26,335 0,6753 0,3535 0,7223 0,8605 0,4322 0,5408 0,6027 0,3665 0,4664 0,67 0,3015 200808 21,6915 22,0011 25,0029 25,6007 26,1597 27,8722 25,9031 25,8457 20,9839 19,3363 25,2478 0,4207 0,5903 0,4659 0,4365 0,731 0,4441 0,1442 0,4871 0,5609 0,284 0,3182 200809 22,6167 22,8975 26,6158 26,9588 26,3311 28,1992 26,8535 26,0714 21,4637 19,5377 23,9991 0,3322 0,4389 0,4055 0,3316 0,4648 0,407 0,3155 0,3893 0,385 0,745 0,2784 200810 22,0337 22,283 26,1032 26,9972 24,6394 28,4708 27,7334 26,7349 22,9881 21,7422 24,4384 0,34 0,3734 0,4811 0,5378 0,5856 0,2853 0,5354 0,314 0,5054 1,154 0,4625 200811 20,4067 21,1347 25,8157 26,6981 21,8559 25,7663 27,855 26,777 26,0629 24,5962 24,6501 0,3283 0,2812 0,4976 0,6476 0,5074 0,5079 0,4507 0,3505 0,507 0,719 0,3068 200812 18,5951 19,1317 25,0341 25,686 19,4716 23,5561 27,7022 27,5174 27,1038 25,3549 24,9986 0,2687 0,3197 0,5248 0,8327 0,6113 0,7994 0,6547 0,3431 0,8698 0,72 0,2604 200901 17,8236 18,399 22,9214 22,8378 17,5194 19,7385 27,4332 27,9678 26,4792 24,5813 25,8103 0,2278 0,4438 0,6707 0,7899 0,2003 0,8716 0,5311 0,4204 0,5469 0,542 0,4051 200902 17,23 18,0371 21,3079 21,9301 18,4151 17,1025 28,0083 27,9902 27,895 25,2921 26,7209 0,3751 0,1902 0,4085 0,4103 0,2847 0,62 0,506 0,2902 0,3431 0,454 0,2409 200903 17,7171 18,0127 21,6086 21,6953 19,5526 17,6192 27,2 27,5974 26,7 26,2257 27,9919 0,4218 0,2816 0,2664 0,7146 0,493 0,617 0,4013 0,6581 0 1,07 0,2034 200904 18,0621 18,5912 21,9867 21,7708 20,2553 18,6829 28,9774 28,661 28,0853 27,0049 28,3899 0,3437 0,2278 0,511 0,7348 0,3469 0,536 0,3234 0,4482 0,6614 1,052 0,2541 200905 19,1074 19,6593 21,9048 22,0442 19,8632 20,379 28,4479 28,2506 25,9606 23,8789 28,2825 0,3119 0,2117 0,676 0,6384 0,3624 1,2238 0,5043 0,3801 0,4872 0,68 0,2944 200906 21,7234 22,0245 23,2338 22,8511 20,6444 23,7438 27,7275 25,6557 22,5688 21,5953 27,4192 0,5062 0,4198 0,3819 0,6614 1,2488 0,9042 0,8674 0,8099 0,9467 0,921 0,1611 200907 22,037 22,322 24,2911 24,6452 23,7606 27,3346 26,3728 25,5991 21,0316 20,0229 26,732 0,4899 0,3607 0,4985 0,4911 0,3129 0,4054 0,5356 0,5928 0,3452 0,523 0,3656 200908 22,7292 23,1021 25,6723 26,5603 26,55 27,9722 25,3636 24,9483 21,0621 20,3134 24,5597 0,3604 0,3484 0,4637 0,5014 0,2919 0,4063 0,3568 0,5513 0,6117 0,594 0,3218 231 B.ANC B.ANC D’ARGUI SENEGA D’ARG CANARIAS CABO VERDE N L GUINEA S.TOMÉ ANGOLA NAMIBIA ASCENSIÓN CANARIAS CABO VERDE UIN SENEGAL GUINEA S.TOMÉ ANGOLA NAMIBIA ASCENSIÓN ÁREA 1 ÁREA 2 ÁREA 3 ÁREA 4 ÁREA 5 ÁREA 6 ÁREA 7 ÁREA 8 ÁREA 9 ÁREA 1 ÁREA 2 ÁREA 3 ÁREA 4 ÁREA 5 ÁREA 6 ÁREA 7 ÁREA 8 ÁREA 9 200909 22,9089 23,5532 26,5066 26,8584 27,5789 27,4517 26,2118 25,8652 21,9747 19,4889 24,0909 0,5215 0,5349 0,57 0,469 0,8137 0,7286 0,5586 0,4132 0,4668 0,753 0,2702 200910 23,5922 24,2452 26,6477 27,295 26,0976 28,9347 27,1387 26,3498 22,7572 21,8593 23,6712 0,237 0,2345 0,5086 0,6344 0,3924 0,4066 0,4502 0,3172 0,4615 1,169 0,3116 200911 22,2491 22,9718 25,9943 27,0441 23,6617 27,7883 28,0041 27,0562 25,7653 23,4543 24,3977 0,3999 0,2321 0,3852 0,5978 0,4611 0,5076 0,4559 0,414 0,5092 0,784 0,5324 200912 21,2618 22,0702 25,2782 25,6741 21,6614 23,9703 28,7656 27,9907 27,1027 23,4184 25,105 0,317 0,4095 0,3675 0,5261 0,377 0,8412 0,3119 0,3903 0,4499 0,864 0,1848 232 Anexo II.- Número de observaciones de temperatura BANC CANARIAS CABO VERDE D'ARGUIN SENEGAL GUINEA SAO TOMÉ ANGOLA NAMBIA ASCENSIÓN 198501 290 272 448 1003 98 124 338 54 99 228 216 198502 288 275 425 1006 92 172 96 138 163 431 221 198503 276 263 381 827 96 25 349 191 18 269 220 198504 310 271 437 991 98 54 84 171 184 446 218 198505 309 274 419 990 96 22 29 189 84 419 220 198506 303 272 1 23 93 66 344 195 233 407 219 198507 240 245 355 685 93 37 63 157 272 422 220 198508 353 295 451 896 99 116 33 118 267 82 127 198509 328 293 460 1027 97 182 69 38 147 250 212 198510 304 287 457 926 96 178 323 186 80 326 84 198511 301 269 450 1000 95 181 454 170 247 269 211 198512 295 261 220 805 91 174 649 196 77 407 163 198601 290 260 330 663 97 135 654 192 241 162 220 198602 287 262 386 1010 94 171 353 186 116 308 225 198603 286 241 319 966 91 147 310 198 183 327 223 198604 285 279 428 1018 97 159 437 200 250 433 222 198605 296 270 410 939 98 183 523 197 287 437 219 198606 290 256 385 605 94 26 118 199 200 413 218 198607 220 254 68 394 98 87 109 86 246 417 221 198608 346 294 405 1007 97 126 307 133 271 402 219 198609 318 284 477 1002 99 186 341 127 257 401 173 198610 304 267 437 965 98 186 466 104 87 147 199 198611 305 281 478 1046 88 183 517 186 105 405 165 198612 294 286 456 1008 85 178 625 148 52 336 219 198701 287 258 444 1000 97 186 668 189 231 236 220 198702 332 298 477 1065 98 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433 217 200907 341 295 466 1048 99 154 91 137 275 432 213 200908 338 289 463 1046 99 132 22 101 279 414 214 200909 332 285 448 1028 96 45 114 69 261 393 80 200910 318 290 466 1041 95 186 251 103 228 431 52 200911 318 282 459 990 98 182 629 184 203 439 129 200912 306 282 447 999 99 149 610 177 141 392 221 241 Anexo III.- Datos de clorofila CANARIAS CABO VERDE BANC SENEGAL GUINEA SAO LUANDA NAMIBIA ASCENSIÓN CANARIAS CABO VERDE BANC SENEGAL GUINEA SAO LUANDA NAMIBIA ASCENSIÓN D’ARGUIN TOMÉ D’ARGUIN TOMÉ 0,2978 0,225 0,4115 0,3953 4,4221 4,914 -NaN 0,3156 0,6493 0,563 0,0864 0,0836 0,0348 199801 0,2964 0,2079 0,3372 0,3456 4,5912 6,3767 2,5652 0,3149 0,7151 0,486 0,0825 0,0664 0,053 0,1896 0,2653 1,2141 4,2121 1,1978 0,0776 0,5429 0,3447 0,0084 199802 0,3162 0,2224 0,2803 0,3076 4,8697 18,8789 -NaN -NaN 1,1742 0,2681 0,0809 0,0813 0,0351 0,1006 0,1617 0,8376 9,7888 -NaN -NaN 0,7573 0,1407 0,0077 199803 0,2331 0,184 0,2557 0,2632 4,766 26,3027 2,296 0,2582 1,065 1,045 0,1046 0,0843 0,0374 0,0985 0,0859 1,2243 -NaN 4,348 0,0621 0,844 1,0931 0,0102 199804 0,178 0,1357 0,2369 0,293 4,678 4,5722 2,227 0,2135 2,913 1,0231 0,1159 0,0375 0,0183 0,0649 0,111 0,5336 2,6686 3,0396 0,0569 2,0133 0,9868 0,0115 199805 0,152 0,1253 0,2423 0,5533 4,6547 2,1462 2,9015 0,21 1,7528 0,8606 0,1148 0,0265 0,0219 0,0849 0,2422 0,6188 0,8094 3,2452 0,0304 1,3485 1,101 0,0106 199806 0,2001 0,1571 0,2136 0,1947 -NaN 2,7695 1,8856 0,2887 2,9357 1,6137 0,0947 0,0565 0,0549 0,0546 0,0461 -NaN 1,6543 2,307 0,0675 1,184 1,1841 0,0101 199807 0,2417 0,1801 0,2329 0,1907 5,0298 2,2371 3,763 0,3516 -NaN 3,8303 0,1112 0,0707 0,0401 0,0526 0,0457 1,1906 2,2132 4,3482 0,0445 -NaN 1,4238 0,017 199808 0,1705 0,1318 0,1936 0,1818 5,0275 6,3689 2,4574 0,1901 6,3397 2,1891 0,1615 0,0395 0,0214 0,0759 0,0676 0,7539 5,8238 1,5315 0,0303 4,7928 1,8384 0,0113 199809 0,2018 0,1917 0,1758 3,3862 5,7814 6,3253 3,367 0,1681 0,7598 1,2658 0,1751 0,0495 0,0325 0,0528 4,0332 1,4573 3,9038 3,2434 0,0423 0,2278 1,0675 0,0318 199810 0,2017 0,1787 1,6776 7,9421 5,5324 3,2718 5,1429 0,384 0,7749 0,7804 0,1361 0,0311 0,0326 1,7708 7,2256 1,044 1,4985 6,5528 0,2462 0,5989 0,6388 0,0289 199811 0,319 0,2988 1,1407 1,4125 4,5395 4,1649 11,5509 0,3068 1,0912 1,4734 0,12 0,1178 0,0338 0,5789 0,7385 0,6366 1,4326 9,0596 0,1234 0,9297 2,0107 0,0137 199812 0,3047 0,3304 0,5061 0,6525 4,102 7,08 7,8744 0,3479 1,0737 0,5156 0,1071 0,068 0,0803 0,1606 0,3608 0,94 4,7119 1,429 0,1171 0,9526 0,8187 0,0109 199901 0,3238 0,3417 0,6716 0,7273 3,7892 9,2041 3,2283 0,3112 1,584 1,0067 0,109 0,0841 0,049 0,1353 0,5561 0,5382 3,2845 1,9634 0,0435 1,6438 1,2851 0,0098 199902 0,369 0,3219 0,4297 0,8925 4,1006 14,188 2,8825 0,2877 2,0217 0,2787 0,1024 0,0714 0,0428 0,0991 1,0043 0,3544 6,6617 3,0635 0,0454 1,212 0,2147 0,0185 199903 0,3021 0,278 0,3373 0,5078 4,7982 7,8175 1,5951 0,2931 1,0534 0,4452 0,0918 0,0979 0,1046 0,1299 0,2967 0,4485 5,4146 1,7026 0,1174 0,4961 0,383 0,0125 199904 0,2222 0,2036 0,3549 0,4316 5,535 11,2255 2,9275 0,1968 1,0657 1,1792 0,0962 0,0499 0,0479 0,1171 0,1573 0,8239 4,4955 3,1495 0,0402 0,959 1,0648 0,0126 199905 0,2479 0,2353 0,3326 0,2731 -NaN 4,2713 3,3882 0,3678 1,2675 1,4589 0,1067 0,0595 0,0527 0,0959 0,083 -NaN 3,9747 4,3102 0,0823 1,1429 0,7409 0,0169 199906 0,1952 0,1565 0,2318 0,2083 -NaN 1,3948 2,3988 0,2589 2,2938 2,3917 0,1123 0,0582 0,0423 0,0719 0,0694 -NaN 1,3674 2,2127 0,0396 1,0776 3,4429 0,011 199907 0,1768 0,133 0,2323 0,2413 5,2718 2,3381 2,9099 0,2955 -NaN 1,9375 0,1394 0,0419 0,0425 0,1129 0,0797 1,187 2,6572 2,1351 0,0654 -NaN 1,6008 0,0115 199908 0,1487 0,153 0,2408 0,2566 6,0644 4,0422 1,8376 0,2342 3,0029 2,2491 0,1824 0,028 0,0256 0,0961 0,0738 1,2839 3,0281 2,2226 0,1205 1,9668 0,7529 0,0287 199909 0,1532 0,1431 0,2621 0,3286 5,2511 3,9897 3,791 0,1723 1,5429 2,2189 0,1533 0,0316 0,0232 0,1206 0,1415 0,6709 3,1967 3,6637 0,0273 0,8561 0,9789 0,0217 199910 0,1714 0,1773 0,6415 0,8406 6,8602 4,7957 4,6213 0,2849 1,023 1,4021 0,1236 0,0302 0,1395 0,6346 1,6241 1,7767 2,6955 3,7455 0,1382 0,4661 1,3858 0,0278 199911 0,2236 0,227 0,7023 0,9849 5,3974 6,6193 -NaN 0,5514 1,1669 1,397 0,1012 0,0342 0,0278 0,2834 0,7443 1,2321 3,4443 -NaN 0,1524 0,7223 2,4739 0,0076 199912 0,2636 0,2656 0,4672 0,5856 4,27 14,8636 -NaN 0,515 1,4744 1,5916 0,0882 0,0489 0,0416 0,1606 0,233 0,6196 6,8632 -NaN 0,0872 0,8724 2,1918 0,0069 200001 242 CANARIAS CABO VERDE BANC SENEGAL GUINEA SAO LUANDA NAMIBIA ASCENSIÓN CANARIAS CABO VERDE BANC SENEGAL GUINEA SAO LUANDA NAMIBIA ASCENSIÓN D’ARGUIN TOMÉ D’ARGUIN TOMÉ 0,2704 0,2804 0,6861 0,5035 4,4854 20,7037 -NaN -NaN 4,7058 0,7652 0,0912 0,0552 0,0681 0,2648 0,2551 0,484 5,5944 -NaN -NaN 5,8465 1,2661 0,0116 200002 0,2088 0,185 0,2646 0,2774 5,1932 11,6631 2,3102 0,3294 2,7615 0,2605 0,0888 0,0709 0,041 0,1188 0,0921 0,8191 5,1582 3,1579 0,1632 2,8405 0,1304 0,0109 200003 0,1758 0,1445 0,3147 0,4942 5,1904 23,679 2,1994 0,1967 0,6837 0,4449 0,086 0,0357 0,0242 0,1867 0,2708 0,9745 11,5281 3,6487 0,0256 0,6481 0,5486 0,0105 200004 0,1516 0,1278 0,3635 0,3424 5,1987 8,7379 2,3469 0,2191 1,2603 1,0813 0,0953 0,0372 0,0235 0,3559 0,1346 0,9265 2,6227 3,4124 0,0421 0,9416 1,1482 0,0138 200005 0,1702 0,1596 0,2589 0,2814 -NaN 3,7863 2,6011 0,2941 2,4333 1,2288 0,103 0,0354 0,025 0,0819 0,1868 -NaN 2,8167 3,2637 0,0299 1,1641 0,5779 0,0112 200006 0,1855 0,1643 0,1706 0,2217 5,735 1,5866 3,5788 0,2932 5,3481 1,8808 0,1101 0,0366 0,0329 0,0486 0,0661 0,7852 1,48 2,459 0,0549 4,5039 0,7974 0,0174 200007 0,1557 0,1608 0,2687 0,2249 5,6319 3,9076 3,2823 0,3688 -NaN 1,543 0,175 0,0228 0,033 0,1114 0,1066 1,3207 2,4366 2,7817 0,101 -NaN 0,6242 0,0474 200008 0,1406 0,1397 0,2352 0,2036 5,4494 8,4468 4,77 0,207 3,9397 3,1279 0,2058 0,0276 0,0862 0,0643 0,0685 0,9275 10,4652 2,1675 0,0332 2,9132 1,9247 0,0346 200009 0,1691 0,1314 0,2188 0,2627 4,8829 5,4748 5,6988 0,1554 1,1723 1,5359 0,2356 0,045 0,0185 0,0819 0,1173 1,1927 3,389 4,6186 0,0325 0,7238 1,1871 0,0326 200010 0,2043 0,1409 0,2615 0,2915 5,0105 3,5491 7,3109 0,1925 0,7369 0,8662 0,1348 0,0625 0,0258 0,0835 0,1057 1,2263 1,75 6,7871 0,0729 0,2006 0,7837 0,0137 200011 0,2191 0,1298 0,2858 0,3212 4,8001 5,4547 -NaN 0,7823 0,8215 1,6099 0,114 0,0781 0,0233 0,0735 0,3446 0,9288 1,7728 -NaN 0,4583 0,4602 2,6125 0,0138 200012 0,2184 0,1555 0,3431 0,5239 4,2448 7,9715 -NaN 0,5479 1,8315 1,3611 0,1158 0,0545 0,0298 0,1142 0,4311 0,5829 3,4161 -NaN 0,0933 2,6515 2,2259 0,0125 200101 0,2922 0,2667 0,4534 1,0922 4,0206 12,3831 -NaN -NaN 23,5314 1,112 0,0937 0,0628 0,0687 0,1412 1,381 0,6302 5,2728 -NaN -NaN 22,6136 0,4579 0,0137 200102 0,2094 0,1404 0,2645 0,3292 4,0676 10,5235 1,4557 0,2909 0,7651 0,8142 0,0853 0,0417 0,0229 0,0793 0,1524 0,5585 3,8633 1,5345 0,1144 0,3744 0,1616 0,0102 200103 0,2155 0,1515 0,2751 0,3785 6,6046 27,335 2,2609 0,377 0,8952 0,8616 0,0897 0,0553 0,0364 0,081 0,1444 1,4638 12,7467 2,9561 0,1985 0,958 0,5714 0,0158 200104 0,173 0,1229 0,2875 0,3278 5,4976 4,8293 2,8109 0,359 1,2291 2,5157 0,087 0,0355 0,0202 0,1203 0,2453 1,1818 2,7023 3,6471 0,0875 0,986 3,2286 0,0067 200105 0,1896 0,1656 0,285 0,3221 -NaN -NaN 2,8751 0,3836 1,879 1,3313 0,1016 0,0517 0,0409 0,0839 0,2376 -NaN -NaN 3,5867 0,1437 1,2833 0,5724 0,0113 200106 0,1984 0,1814 0,1824 0,2126 -NaN 2,382 3,5548 0,4245 10,337 1,1615 0,1268 0,0427 0,0352 0,0642 0,0656 -NaN 3,0297 2,0374 0,1192 7,0448 1,1896 0,0282 200107 0,1511 0,1264 0,2695 0,201 5,3749 3,5929 2,9645 0,2962 7,2935 2,5749 0,2017 0,0751 0,0296 0,1732 0,1215 0,8249 4,8434 1,365 0,128 8,9763 1,581 0,0451 200108 0,1203 0,1091 0,2314 0,2492 5,4268 6,6666 3,0427 0,2883 4,7572 2,6376 0,3592 0,0229 0,0164 0,0894 0,0897 1,0842 7,961 3,0389 0,047 4,0731 1,6349 0,098 200109 0,1444 0,0925 0,2505 0,2857 5,5878 7,2157 4,3001 0,1805 2,3663 3,0117 0,1899 0,0273 0,019 0,1152 0,0794 1,2391 7,928 3,9901 0,0335 1,0143 1,5299 0,0572 200110 0,2025 0,158 0,2084 0,3729 4,7796 6,0144 11,9012 0,2446 0,9644 1,6868 0,1421 0,0577 0,0317 0,0935 0,2625 0,7111 4,6984 13,945 0,06 0,5354 1,248 0,015 200111 0,2088 0,1791 0,2833 0,4334 5,7788 3,1903 -NaN 0,6834 2,5885 3,3043 0,1361 0,0402 0,0441 0,102 0,2274 1,0115 1,4483 -NaN 0,5159 2,2237 3,206 0,0128 200112 0,3138 0,1969 0,491 0,2938 4,5437 10,4428 -NaN 0,5532 2,0879 2,2642 0,1044 0,0799 0,0412 0,2534 0,1765 0,508 4,9019 -NaN 0,4334 1,6258 2,6962 0,0107 200201 0,2801 0,2494 0,4414 0,3893 4,5527 7,3237 -NaN 0,3461 3,721 1,5029 0,0909 0,0758 0,0389 0,1536 0,1559 1,1936 3,1875 -NaN 0,111 2,5983 1,9151 0,012 200202 0,2084 0,1887 0,3394 0,4366 4,8468 10,9685 -NaN 0,2789 1,1518 0,9073 0,0871 0,0452 0,0366 0,1328 0,2852 0,6086 6,0798 -NaN 0,0542 0,6076 0,3426 0,0177 200203 0,1809 0,1699 0,2569 0,2452 5,3521 15,525 2,4336 0,1879 0,9979 1,6394 0,0769 0,041 0,0406 0,0959 0,0811 0,8837 4,7855 3,5892 0,0404 0,8901 1,3204 0,0102 200204 0,1793 0,1644 0,2009 0,2651 5,0618 26,207 2,5042 0,2295 1,1227 1,0816 0,1048 0,0448 0,0381 0,0756 0,0762 0,7409 19,3491 2,9812 0,0569 0,8266 0,58 0,0203 200205 243 CANARIAS CABO VERDE BANC SENEGAL GUINEA SAO LUANDA NAMIBIA ASCENSIÓN CANARIAS CABO VERDE BANC SENEGAL GUINEA SAO LUANDA NAMIBIA ASCENSIÓN D’ARGUIN TOMÉ D’ARGUIN TOMÉ 0,1691 0,1398 0,2625 0,251 6,716 3,6429 3,9424 0,3333 1,6586 1,6566 0,1017 0,0341 0,0264 0,1751 0,088 2,1233 2,1481 4,578 0,0561 1,2096 1,2685 0,0094 200206 0,1548 0,1363 0,3242 0,2642 7,7059 4,5162 1,9788 0,3606 3,9556 1,7792 0,1236 0,0284 0,0233 0,2081 0,0825 2,1011 2,8826 1,3268 0,0673 1,8477 0,8391 0,0225 200207 0,1555 0,1261 0,2264 0,2202 -NaN 1,5462 2,466 0,2927 -NaN 3,3047 0,2546 0,0301 0,0202 0,127 0,0658 -NaN 1,7329 2,0088 0,0779 -NaN 1,6705 0,0522 200208 0,1483 0,1236 0,265 0,2431 15,1578 4,3987 6,4794 0,1828 6,7702 2,7104 0,1736 0,0514 0,0288 0,1208 0,069 5,8176 4,0588 6,3265 0,0371 9,9744 1,2989 0,0236 200209 0,1435 0,1504 0,2538 0,2326 11,2838 5,3481 3,9231 0,1789 1,2801 2,1799 0,1282 0,0243 0,0343 0,1223 0,0722 2,8254 3,8887 4,3715 0,0497 1,4916 1,2267 0,0555 200210 0,1578 0,1501 0,2626 0,3872 10,5241 5,5816 6,8158 0,1855 0,9973 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2,1625 0,026 0,7505 1,4309 0,0225 200305 0,1683 0,1494 0,3108 0,4234 4,5422 8,5839 1,596 0,3785 2,932 1,3868 0,1264 0,0355 0,0366 0,1217 0,1192 0,9052 8,4777 2,0617 0,1101 1,5857 0,5206 0,015 200306 0,1484 0,1605 0,2553 0,2418 -NaN 3,9117 3,0003 0,2906 2,6046 1,6924 0,1454 0,0257 0,0327 0,1273 0,0714 -NaN 5,299 3,8739 0,141 2,044 1,0559 0,0192 200307 0,1328 0,1162 0,225 0,2029 6,095 5,0971 0,9386 0,3078 -NaN 3,9195 0,1628 0,0259 0,0165 0,0919 0,0576 1,0543 13,2189 1,246 0,0615 -NaN 5,297 0,0443 200308 0,161 0,1258 0,2618 0,3101 7,8629 2,1088 3,638 0,1708 3,5014 1,6892 0,1554 0,0347 0,0212 0,0949 0,1345 2,0916 3,5733 3,415 0,0225 1,6622 0,7883 0,0114 200309 0,1288 0,1066 0,1972 0,2445 4,9697 4,8523 3,6975 0,1626 0,5947 2,4892 0,1367 0,0251 0,0188 0,0741 0,0935 1,1088 4,4098 3,944 0,0382 0,2573 2,1624 0,0151 200310 0,1648 0,1178 0,2432 0,2825 4,8277 4,502 7,5568 0,1824 0,7081 0,6803 0,1057 0,0286 0,0145 0,1044 0,1327 1,195 2,6796 6,3221 0,0732 0,464 0,4818 0,0337 200311 0,1746 0,1585 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0,4533 0,0106 200606 0,2072 0,1688 0,1846 0,2332 -NaN 5,5695 3,4633 0,2648 3,0565 2,0107 0,0762 0,0534 0,0338 0,0453 0,089 -NaN 4,5365 3,3656 0,063 3,4272 0,9543 0,0106 200607 0,1473 0,1284 0,1801 0,1752 9,7575 1,6846 2,9977 0,4213 12,4753 2,6423 0,1179 0,0273 0,0206 0,0461 0,0644 2,9087 1,4617 1,8764 0,1357 9,7839 1,4139 0,0178 200608 0,1185 0,119 0,2031 0,2268 9,7586 5,8665 2,8677 0,2227 6,8547 3,9934 0,132 0,0229 0,0143 0,1173 0,0884 2,2549 5,6106 1,7746 0,035 4,0795 1,5135 0,0182 200609 0,1305 0,1325 0,2481 0,2883 10,9101 6,4233 6,1938 0,1465 2,6373 2,9941 0,1518 0,0246 0,0167 0,1443 0,1237 3,6992 4,4836 6,4508 0,0245 1,969 1,4152 0,0225 200610 0,182 0,1579 0,2395 0,2459 9,3718 4,4571 8,4175 0,1517 2,5744 1,815 0,1172 0,0369 0,0288 0,0645 0,0704 3,2626 2,2775 6,7057 0,0313 1,5061 1,819 0,0206 200611 0,2733 0,2241 0,3502 0,357 6,382 9,0295 2,3025 0,281 1,6792 1,5666 0,0796 0,0514 0,0443 0,1477 0,1837 1,4778 5,5828 -NaN 0,0613 1,8537 2,3556 0,0118 200612 245 CANARIAS CABO VERDE BANC SENEGAL GUINEA SAO LUANDA NAMIBIA ASCENSIÓN CANARIAS CABO VERDE BANC SENEGAL GUINEA SAO LUANDA NAMIBIA ASCENSIÓN D’ARGUIN TOMÉ D’ARGUIN TOMÉ 0,3358 0,2765 0,4399 0,5144 6,2174 5,6331 -NaN 0,4132 4,4447 0,7977 0,0931 0,0767 0,0328 0,1927 0,3275 1,3627 1,6989 -NaN 0,0394 4,2044 2,6971 0,0076 200701 0,3018 0,2578 0,5607 0,5858 6,1177 5,1611 -NaN 0,3476 5,7747 1,3025 0,106 0,0927 0,1262 0,2106 0,3509 0,8111 3,4425 -NaN 0,072 6,2875 2,4386 0,008 200702 0,314 0,2585 0,5796 0,5434 7,0525 12,6164 1,5266 0,2245 1,6288 0,5842 0,1013 0,1013 0,0559 0,3018 0,3949 2,5452 5,5777 1,3357 0,0221 1,4203 0,2927 0,0122 200703 0,221 0,1672 0,3314 0,5135 6,9782 12,303 1,8196 0,2499 0,8151 0,6863 0,08 0,0616 0,0406 0,1266 0,3065 2,1735 3,2744 3,2158 0,05 0,6708 1,0185 0,0113 200704 0,1972 0,1671 0,3172 0,356 8,875 19,6781 2,4704 0,2251 2,0414 0,6196 0,106 0,0558 0,0272 0,1076 0,1435 3,7431 4,9371 3,2847 0,0638 1,3048 0,4034 0,0111 200705 0,1553 0,1383 0,3032 0,3508 10,1705 13,3889 3,8903 0,4053 3,3027 1,5341 0,1134 0,0231 0,0304 0,1845 0,1097 4,5756 7,1864 3,7921 0,117 3,9839 1,1266 0,0121 200706 0,1957 0,2093 0,3506 0,199 10,5574 6,1483 2,7299 0,3576 3,8956 2,1688 0,1056 0,0468 0,0481 0,1571 0,0693 4,6994 -NaN 1,7208 0,0613 2,8401 0,74 0,0079 200707 0,1766 0,2095 0,189 0,1927 8,7549 4,2002 2,1557 0,3449 -NaN 3,2257 0,194 0,039 0,0428 0,0468 0,0637 2,711 3,4743 0,2523 0,0564 -NaN 0,8693 0,068 200708 0,1734 0,2017 0,2056 0,2169 8,6337 7,7621 4,9809 0,2419 6,1323 3,4399 0,3431 0,0914 0,0645 0,0478 0,0739 2,489 8,8342 6,233 0,1031 7,9457 2,8201 0,1268 200709 0,1682 0,1458 0,2136 0,2936 6,3847 3,4241 6,2494 0,1653 1,9031 1,1597 0,1706 0,0327 0,0215 0,0592 0,1091 1,7363 3,3193 5,3308 0,0718 0,8184 0,9355 0,023 200710 0,1903 0,1505 0,2543 0,3284 4,93 8,238 7,2882 0,2298 0,8349 0,5774 0,1204 0,0897 0,0604 0,1169 0,1608 0,9306 5,569 6,002 0,0873 0,5239 0,3532 0,0252 200711 0,2445 0,2094 0,5342 0,8969 4,6794 7,0989 8,4912 2,5029 1,2166 2,6435 0,1042 0,0709 0,0293 0,2347 0,8007 0,8643 3,8321 6,0843 1,5805 1,0706 3,8803 0,0125 200712 246 Anexo IV.- Número de observaciones de clorofila CABO BANC SAO CANARIAS VERDE D'ARGUIN SENEGAL GUINEA TOMÉ LUANDA NAMIBIA ASCENSIÓN 199801 115 98 157 311 34 46 1 56 76 118 67 199802 119 94 159 324 34 46 37 48 50 112 67 199803 118 98 156 313 33 40 1 1 78 116 67 199804 114 96 158 270 33 1 65 51 75 119 66 199805 115 98 147 285 33 42 176 53 78 119 67 199806 117 98 105 136 33 4 136 22 75 119 67 199807 104 86 47 131 1 40 78 44 22 62 67 199808 115 92 17 107 31 18 56 30 1 60 66 199809 118 100 151 269 33 35 23 27 65 90 66 199810 119 101 154 317 33 45 134 53 49 116 67 199811 118 99 158 321 34 44 118 27 76 112 37 199812 121 102 134 330 34 45 42 44 78 118 65 199901 117 96 144 319 35 48 12 26 77 114 67 199902 114 94 158 323 34 46 5 53 60 115 64 199903 119 98 160 321 34 48 102 61 71 117 67 199904 120 98 157 287 34 43 29 62 75 118 66 199905 119 99 124 289 34 41 175 54 77 117 65 199906 118 97 20 50 1 27 138 45 73 118 67 199907 119 99 29 88 1 34 153 49 68 96 67 199908 118 96 132 285 29 36 86 38 1 110 67 199909 118 99 142 282 27 43 59 44 16 107 63 199910 120 99 155 319 34 46 128 57 72 116 66 199911 118 101 159 320 34 46 103 50 74 111 66 199912 118 98 159 321 34 47 1 43 79 118 67 200001 119 99 161 322 34 46 1 15 75 117 67 200002 119 99 160 322 34 44 1 1 52 114 66 200003 114 98 156 323 34 44 3 23 75 116 67 200004 119 99 159 284 34 25 165 59 77 117 67 200005 120 99 153 294 34 44 164 59 77 118 66 200006 95 80 31 177 1 42 143 33 78 118 67 200007 112 97 103 276 9 20 49 30 75 116 68 200008 117 98 55 154 22 28 42 27 1 59 66 200009 117 99 86 296 33 45 17 7 66 61 65 247 CABO BANC SAO CANARIAS VERDE D'ARGUIN SENEGAL GUINEA TOMÉ LUANDA NAMIBIA ASCENSIÓN 200010 118 101 153 240 34 46 145 55 50 107 61 200011 115 99 149 321 35 45 99 59 78 115 66 200012 123 99 161 324 34 45 1 17 79 119 66 200101 120 100 160 325 34 47 1 5 79 113 68 200102 118 96 158 315 34 44 1 1 8 116 63 200103 125 99 157 322 34 48 42 33 75 116 67 200104 116 97 138 258 34 42 163 41 78 118 68 200105 117 99 100 239 34 40 182 58 79 119 68 200106 115 99 68 118 1 1 179 61 77 116 67 200107 118 100 76 235 1 44 29 49 10 52 67 200108 120 97 129 220 34 40 11 50 27 75 67 200109 118 99 148 258 33 43 49 56 60 89 65 200110 119 101 151 312 34 44 77 32 52 105 67 200111 114 99 161 323 34 44 67 32 75 117 65 200112 119 96 160 319 34 47 1 63 76 119 66 200201 119 99 163 323 34 47 1 25 79 116 67 200202 117 101 159 310 34 47 1 16 75 108 65 200203 118 99 161 318 34 45 1 38 75 117 66 200204 112 98 157 321 34 46 55 42 74 118 67 200205 120 99 154 293 31 8 170 58 77 121 68 200206 113 96 79 154 30 21 132 41 75 118 67 200207 111 98 54 101 31 38 50 31 9 38 67 200208 117 98 125 289 1 37 37 25 1 91 67 200209 120 99 148 264 22 46 20 34 63 114 64 200210 119 102 158 322 34 44 146 52 32 118 60 200211 120 100 158 294 34 44 62 36 77 116 65 200212 115 99 159 324 34 49 1 48 77 116 67 200301 120 101 160 325 34 47 1 1 76 114 67 200302 119 101 159 319 33 45 1 44 22 118 67 200303 117 96 159 323 34 45 4 24 78 115 65 200304 117 100 156 316 34 41 101 53 78 119 67 200305 119 99 153 293 31 41 167 59 77 118 67 200306 116 98 67 49 29 28 79 59 77 119 67 200307 112 81 104 220 1 3 98 53 61 113 67 200308 119 98 110 250 30 22 16 47 1 110 67 200309 118 98 152 310 13 19 75 44 29 27 66 248 CABO BANC SAO CANARIAS VERDE D'ARGUIN SENEGAL GUINEA TOMÉ LUANDA NAMIBIA ASCENSIÓN 200310 120 99 156 320 34 45 173 52 58 110 64 200311 118 99 161 321 34 45 41 57 79 112 62 200312 117 98 162 322 34 45 1 24 73 112 67 200401 117 97 161 324 34 46 1 21 78 112 67 200402 118 99 162 323 34 45 1 20 59 117 67 200403 119 100 152 321 34 45 58 39 76 117 66 200404 119 97 159 317 34 46 152 29 79 118 67 200405 117 98 158 306 34 47 103 43 80 117 67 200406 116 99 87 159 33 14 7 1 79 113 67 200407 116 93 43 96 1 14 75 4 1 111 67 200408 118 98 143 291 34 42 31 57 1 115 65 200409 117 96 154 270 34 44 39 34 37 31 64 200410 114 95 156 306 34 44 123 55 51 110 61 200411 120 101 161 325 34 46 165 51 78 114 65 200412 118 98 145 280 34 46 1 44 76 118 67 200501 120 100 159 321 34 45 1 27 76 114 68 200502 112 95 161 318 34 47 1 50 26 117 67 200503 120 101 163 324 34 48 6 42 74 118 66 200504 119 97 146 316 34 46 60 26 79 117 67 200505 121 101 124 214 34 42 142 62 75 117 67 200506 118 97 137 241 31 38 87 57 76 42 67 200507 118 101 88 103 1 40 26 26 1 73 67 200508 116 101 74 161 30 22 6 43 1 62 66 200509 118 101 158 314 29 44 43 32 42 110 65 200510 119 100 149 319 34 46 153 49 75 117 65 200511 121 99 160 325 34 44 133 50 77 117 61 200512 122 98 145 318 34 47 5 4 75 118 66 200601 115 100 159 321 34 46 1 4 79 117 64 200602 118 98 159 324 34 45 35 38 76 118 66 200603 126 104 153 322 35 48 1 32 79 116 68 200604 116 98 155 300 35 41 25 56 78 120 67 200605 120 101 132 323 34 47 137 62 78 119 67 200606 120 100 113 257 25 4 147 49 76 116 67 200607 116 84 41 226 1 18 82 42 69 101 67 200608 119 99 127 221 32 20 46 41 18 92 67 200609 121 100 157 319 34 44 43 32 18 46 67 249 CABO BANC SAO CANARIAS VERDE D'ARGUIN SENEGAL GUINEA TOMÉ LUANDA NAMIBIA ASCENSIÓN 200610 120 100 164 310 35 45 99 45 73 79 50 200611 118 97 162 325 34 48 126 36 76 115 67 200612 121 101 160 322 34 46 1 8 77 119 67 200701 118 95 160 320 34 25 1 12 74 116 68 200702 121 101 158 325 34 46 1 6 67 115 67 200703 118 98 144 310 34 43 25 11 76 120 65 200704 120 100 158 318 34 45 100 53 76 119 66 200705 120 101 162 319 34 16 180 60 79 120 67 200706 119 99 45 276 31 21 130 62 75 119 67 200707 111 91 12 191 30 1 17 60 75 114 67 200708 118 100 119 237 32 23 4 42 1 17 67 200709 121 100 148 303 34 45 135 48 49 105 66 200710 121 100 161 325 34 47 141 49 62 115 56 200711 119 99 157 318 34 45 160 44 76 117 55 200712 120 99 163 321 34 47 3 26 77 116 66 250 Anexo V.- Cuadro resumen de referencias sobre el Harpa rosea Lamarck AUTOR NOMBRE DESCRIPCIÓN DISTRIBUCIÓN. HÁBITAT. Alvarado, R. Alvarez, J. (1964)Resultados de la expedición Dos ejemplares no muy grandes traídos por los nativos. Bien conservados. Peris Álvarez a la isla de Annobón. Bol. R. Soc Española Harpa rosacea LAMK. Identificados con ejemplares del Senegal de la colección del Museo. Hist. Nat. (Biol) 62, 265 282 Distribución: Isla de Annobón Descripción: La describe como Harpa doris (Röding, 1798) Bernard, P. A. (1984)Coquillages du Gabon /Shells of Harpa doris (Röding Distribución: En la arena rara (de 11 a 50 ejemplares y entre 15. 50 m) Tamaño 81mm Gabon. La Piramide. Roma. 1978) Zona ecuatorial. P. Gentil y Mayumba (Gabón) Buchanan, J.B. (1954) Marine Molluscs of the Gold Coast, Distribución: Ocasionalmente especimenes muertos West Africa. Journal of the West African Science Harpa rosea Lamarck Takoradi, Elmina Association 1, 30 45. Descripción:Concha ligera, fusiforme, de apariencia generalmente rosácea, la última espira ocupando más de las dos terceras partes de la longitud total de la concha. En cuanto al color, algunas pequeñas manchas Harpa doris Röding, marrón rojizo intenso se encuentran en las bandas longitudinales encima de un fondo naranja o rosa claro; Burnay, L.P., Monteiro, A.A. (1977)Seashells from Cape 1798 en el medio de la última vuelta, pequeñas manchas de color rojo se encuentran en una banda ancha, contínua Verde Islands (1). Lisboa. Harpa rosea Lamarck, o no. Hay algunas costillas destacadas, más elevadas cerca de la sutura donde se encuentran pequeñas 1816 protuberrancias angulosas; las costillas tienen el mismo color que la concha pero de una tonalidad más oscura. Ilustración: de ejemplar de Angola Descripción: Haec varietas tets minore, solidula cotisque crassioribus fortiter angulatis notata est. Dunker, G. (1853) Index Molluscorum quae in itinere ad Harpa rosea var minor Pág. 23, lám IV Fig. 16 y 17 Guineam Inferiorem collegit Georgius Tamns Med. Dr. Lamarck Distribución En St. Anton (Guinea inferior) Theodori Fischer. Cassellis Catorum 1 74 251 AUTOR NOMBRE DESCRIPCIÓN DISTRIBUCIÓN. HÁBITAT. Harpa (Harpa) crenata Swainson, 1822Harpa rosea Lamarck Emerson, W.K. (1964) Results of the Puritan Americam (Kiener,1835 pp11, 12, pl. Museum of Natural History Expedition to Western Descripción: Especímenes de las especies actuales Harpa doris (1798) [= Harpa rosea Lamarck (1816)], are 5, fig. 8 not fig. 8A. Not Mexico. 20. The Recent Mollusks: Gastropoda: Harpidae, often mislabeled in old collection. The latter species is characterized by having a higher spire, stroger Harpa rosea Lamarck, Vasidae and Volutidae. American Museum Novitates. ribs and by the rose clored surface. 1816Harpa rosea Number 2202 crenata Swainson, Gray, 1839, p.122, pl. 34, fig. 5 Pacific ocean Gofas, S., Pinto Afonso, J.,Brandao, M. (s/f) Conchas e Moluscos de Angola / Coquillages et Mollusques d’Angola. Harpa rosea Lamarck Distribución: en Cabo Ledo Universidade Agostinho Neto / Elf Aquitaine Angola 133 Hoyle W.E. (1887) List of Shells collected by Mr Jhon Rattray, B. Sc., F.R.S.E. on the West Coast of Africa and Gran número recogidas por un nativo the adjacent Islands. Proceedings of the Royal Physical Distribución: Porto Praya, Cape Verde Islands Society 9, 337 341. Knudsen, J. (1956) Marine Prosobranchs of Tropical West Africa (Stenoglossa) Atlantide Report Nº 4 Scientific Harpa rosea Lamarck Resulsts of the Danish Expedition to the Coasts of Distribución: Islas de Cabo Verde, S. Thomé, Senegal a Africa ecuatorial francesa 1822 Tropical West Africa 1945 1946. Anton Fr. Bruun. Danish Science Press Ltd. Bianco Lunos Bogtrykkery A/S. Copenh Lamy, E. (1907) Liste des coquilles marines recueillies par M. Ch. Gravier à l'île San Thome (1906). Bulletin du Museum National d'Histoire Naturelle de Paris 13, 145 154. Lamy, E. (1923) Mollusques Testacés. C. R. du Congrès des Soc. sav. 1922: 1 16 Recolectado por Jean CADENAT (30 de abril a 29 de junio de 1950) Marche Marchad, I. (1956) Sur une collection de coquilles Harpa rosea Lamarck 3 ejemplares en San Thiago marines provenant de l’Archipel du Cap Vert. Bulletin de 1822 Distribución: Senegal, Guinea, Gabón, Príncipe, Sao Thomé y Cabo Verde. (Locard 1897 y Nobre) l’I.F.A.N. 18, 39 74. 252 AUTOR NOMBRE DESCRIPCIÓN DISTRIBUCIÓN. HÁBITAT. Marche Marchad (1958) Nouveau Catalogue de la Collection de Mollusques Testacés Marín de L'IFAN. Harpa rosea Lamk. Distribución: Dakar (Abeille, Nicklès) Islas de Cabo Verde (Cadenat) Institut Français d'Afrique Noir. Catalogues. XIV. IFAN DAKAR 1958 Martini, F. (1777) Neues Systemastisches Conchylien Descripción: Conchlis volutata tenuis, ventricosa, costis qangustis albida, elengatissimis picturis hosculosis Cabinet. Nurberg, Gabriel Nicolas Raspe. Pág. 419 420; & roseis tesseris ornata. Dollium Harpa rosea tab. CXIX Fig. 1094 La figura 1094 es una imagen cierta que corresponde a la especie que en 1816 Lamarck denominó Harpa rosea Lámina I Figuras. Sinonimias Descripción: El Harpa doris, Röding, 1798, carece totalmente de tradicción en la bibliografía malacológica Meco (1981) Neogastrópodos fósiles de las Canarias de África Occidental, pues durante bastante más de un siglo ha sidodenominada Harpa rosea.Distribución Orientales. Patronato de la "Casa Colón". Anuario de Harpa rosea Lamarck de especies FÓSILES!: Matagorda (Lanzarote), Matas Blancas (Fuerteventura) con el mismo significado Estudios Atlánticos. Madrid Las Palmas. 27, 606 607 paleoclimático, que el Strobus bubonius relacionada su presencia con el último interglacial (Pleistoceno Superior) Nicklès, M. (1947) La collection de Mollusques testacés de l'I.F.A.N. Catalogues Inst,. Français d'Afrique Noire I. Harpa rosea Lamk. Distribución: Dakar (Abeille, Nicklès) Dakar: 1 23 En la lista consultada pone 2 1 23 En fotocopia: 204 pág 113 Descripción: Concha de 50 a 60 mm. Adornada de costiññas transversales finas, angulosas hacia arriba y Nicklés, M. (1950) Mollusques testacés marins de la Côte dirigidas hacia atrás. Bonita coloración que varía del rosa salmón al marrón claro, marcada por dibujos occidentale d'Afrique. Manuels ouest africains 2 1 269. Harpa rosea Lamarck marrones, a ves muy complicados; gruesas manchas marrón oscuro visibles en la callosidad columelar y en el Paul Lechevalier. Paris. interior de la última vuelta. Distribución: Frecuente en las islas de Cabo Verde, rara en Dakar, conocida además en Gabón, esta especie es una de las formas más bonitas de la costa Occidental de África. Nicklés, M. (1952) Mollusques testacés marins du littoral Harpa rosea Lamarck Distribución: Namino de l’A.E.F. Journal de Conchyliologie Paris 92, 143 154 253 AUTOR NOMBRE DESCRIPCIÓN DISTRIBUCIÓN. HÁBITAT. Nobre (1886) Exploraçao scientifica da Ilha de S. Thomé. Distribución: Príncipe Conchas terrestres e marinhas recolhidas pelo Sr. Harpa rosea Lamarck Descripción: 1 único ejemplar que coincide con las figuras de Dunker, pero de un tamaño menor la parte Adolpho Moller na Ilha de S. Thomé en 1885. Boletim da interna de la abertura es roja y no amarilla, la concha es más delgada y las "costillas" más estrechas Sociedade de Geographia de Lisboa 4, 1 4. Nobre, A, (1909) Matériaux pour l’étude de la faune Distribución: I. de Cabo Verde: (SÁ NOGUEIRA, FERREIRA BORGES)San Vicente (CARDOSO, malacologique des possessions portugaises de l’Afrique NEWTON)Santo Antäo, S. Nicolau, Santa Luzia, Sal (los ejemplares más desarrollados), Maio Harpa rosea Lamk. occidentale. Bulletin de la Société Portugaise des Sciences (CARDOSO)I. de San Vicente, Ribeira Grande, litoral (Exp du Talisman)Conglomerats de S. Thiago Naturelles 2, 1 108. (CESSAC)I. do Principe (NEWTON, QUINTAS)I. de S. Thomé (MOLLER, CASTRO, NEWTON Nobre, A. (1887) Remarques sur la faune malacologique marine des possessions portugaises de l’Afrique Recolectadas por Francisco Newton y Adolpho F. Moller continúa Francisco Quintas Harpa rosea Lamarck occidentale. Jornal de Sciencias Mathematicas, Physicas e Distribución: S. Thomé (Moller Quintas) Naturaes 46, 1 14. 254 AUTOR NOMBRE DESCRIPCIÓN DISTRIBUCIÓN. HÁBITAT. Varias pag. SalteadasDescripción: Concha de 77 a 31 mm de longitud, alargada, oval y bastante fina pero ocasionalmente más ancha y sólida. Espira en términos generales cónica, protoconcha con un "ápice" (¿= elevated mamillated?) 3 1/4 espiras, rosa pálido o color carne, lisa; las primeras spiras postnucleares más bajas, costillas axiales afiladas cruzando las separadas (lejanas, distantes) redondeadas crestas espirales; entre las costillas, la escultura espiral está cruzada por un microscópico y tupido hilo axial. En las siguientes espiras, presentan una angulación espinosa en el hombro y la escultura axial se va haciendo cada vez más oscura, primero en el nivel subsutural encima del hombro y luego en el resto de la espira. "El cuerpo de la espira" (=Body whorl) oval alargado con una clara concha subsutural encima del ángulo que forma el hombro, el cual está marcado por fuertes espinas triangulares de las costillas; costillas en número de 11 a 13, ocasionalmente 14, generalmente esbeltas y bastante bajas y triangulares en la sección de cruce; ocasionalmente aquellas hacia la apertura muy ensanchadas; las costillas atravesadas por una línea de color marrón fina en la cresta. En la forma fuerte y ancha en el cuerpo de la espira todas las costillas Harpa doris Röding, son anchas y pesadas y bastante anguladas en la periferia. Base de color carne pálida ocasionalmente más Rehder, H. A. (1973)The family Harpidae of the world. 1798Harpa brochoni oscura con las más próximas a las espiras postnucleares de naranja rosáceo a rosa purpúreo, bandas de Indo Pacific 255 AUTOR NOMBRE DESCRIPCIÓN DISTRIBUCIÓN. HÁBITAT. Recolectadas en Sao Thomé por J. Chalmers Tomlin, J. R. Le B., Shackleford, L. J. (1914) The marine Descripción: Los de S. Thomé semejantes a los de Cabo Verde pero de menos tamaño mollusca of Sao Thomé I. Journal of Conchology 14, 239 Harpa rosea Lam. Distribución S. Thomé común 256. Príncipe y Cabo Verde (Nobre); Guinea, Senegal 256 Anexo VI.- Cuadro resumen de referencias sobre Saccostrea cucullata (Born) AUTORES ESPECIES CITADAS DISTRIBUCIÓN. HÁBITAT. DESCRIPCIÓN Buchanan, J.B. (1954) Marine Molluscs of the Gold Coast, West Africa. Journal of the West African Science Ostrea cucullatta. Born Distribución: Christiansborg de 1 6 Km al O de Accra (Ghana, Costa de Oro) Association 1, 30 45. Ostrea cucullata , BORN (1780); O. forskälii Distribución: Campaña de 1909 1910. Playa de Mossamédès. Dautzenberg, Ph. (1912) Mission Gruvel sur la Côte CHEMNITZ (1785), Cornu copiae Ostrea, etc. Occidentale d'Afrique (1909 1910) Mollusques marins. Annales CHEMNITZ (1785), O. cornucpoiae Chemn. Dispersión: África Occidental e Isla Ascensión (Chemnitz), Benguela e Isla Príncipe (Dohrn), de l'Institut Océanographique 5 (3), 1 131 SCHROETER (1788); O. cuccullata Born REEVE (1871), San Thomé (Capitan Le Chatelier); Mar Rojo y Oceáno Índico. O. cornucopiae Chemn. DOHRN (1880) Gofas, S., Pinto Afonso, J.,Brandao, M. (s/f) Conchas e Angola: Benguela y Moçâmedes (Namibia?). Sâo Tomé, Prícipe y Ascensâo Moluscos de Angola / Coquillages et Mollusques d’Angola . Fósil en el Cuaternario de Marruecos. Universidade Agostinho Neto / Elf Aquitaine Angola Hoyle W.E.(1887) List of Shells collected by Mr Jhon Rattray, Costa de África Occidental e islas adyacentes B. Sc., F.R.S.E. on the West Coast of Africa and the adjacent Ostrea Forskali Chemnitz San Tomé Islands. Proceedings of the Royal Physical Society 9, 337 341. Ostrea cucullata Born (1780), O. cornucopiae Lamy, E.(1907) Liste des coquilles marines recueillies par M. Chemnitz (1785), O. lacerata Hanley (1845) O. Ch. Gravier à l'île San Thome (1906). Bulletin du Museum guineensis Dunker (1853), O. lacerans Hanl. Sowerby Distribución: Sao Thomé. Citada por M. E. A Smith en Ascensión. National d'Histoire Naturelle de Paris 13, 145 154. (1871), O cornucopiae Dorn (1880), O. guineensis Dkr Nobre (1887), O. cucullata Born Smith (1890) 257 AUTORES ESPECIES CITADAS DISTRIBUCIÓN. HÁBITAT. DESCRIPCIÓN Lecointre, G. (1952) Recherche sur le Nógène et le Quaternaire marins de la cote atlantique de Maroc. Notes et Mémoires nº 99 Tomo II. Protectoral de la République Gryphea cuccullata (Born) En el Cuaternario en las Islas de Cabo Verde y en la época actual en los Trópicos française au Maroc. Direction de la production industrielle et de mines. Division de Mines et de Géologie. Service Géologique. Paris 1952 En la parte sur de la Isla de la Sal en el nivel medio planicie de arrecifes a 1 Km al sur del faro de Ponta Norte. Gres calcáreo. En la isla Santiago, en el islote de Santa María de Praia hay un banco de Ostrea (Gryphaea) Lecointre, G. (1963) Sur les terrains sédimentaires de l'île de cuccullata Born donde numerosos ejemplares tienen sus valvas en conexión. Se trata, Sal. Avec remarques sur les Îles Santiago et de Maio (Archipel Ostrea cucculata Born (valva inferior) probablemente del plegamientos donde M. de Cessac (cf. P. Fisher, 1874), recogió los du Cap Vert.) García de Orta (Lisboa) Vol II (nº 2) p. 285 ejemplares de las colecciones del Museo de París. SEidentifica com la forma cuaternaria, muy diferente de la forma virleti del PLioceno (cf. Ranson in Lecointre, 1952, II, p, 34, pl ix, figs. 1 4 y pl. x figs. 1 5. Lecointre piensa que esta formación debe ser relacionada al "nivel superior" (Anfatien) de la isla de la Sal. (discute sobre la oportunidad) Meco, J.Ballester J, Betancort JF (2005) Cambio de compás en el clima pleistoceno: Antártida Canarias. In Memoria y Arucas Pensamiento. Homenaje a Juana Argimira Alonso Medina (E Saccostrea cuccullata Born Repetto Jiménez, I Ruíz de Francisco y G Hernández Fósil Rodríguez coordinadores) Univers 258 AUTORES ESPECIES CITADAS DISTRIBUCIÓN. HÁBITAT. DESCRIPCIÓN Región Kribi: Eboundja: Hábitat: rocas de cuarcita y gneiss Descripción: Individuos no muy grandes (60 mm), en general aislados, distantes unos de otros algunos cm e identificados como los recolectados por A. Gruvet en Mossamédès. Nicklès, M. (1949) Mollusques marins de la région de Kribi. Ostrea cuccullatta Born. 1780 O. cuccullata, O. La forma de la valva fijada con su largo gancho hueco, la valva libre operculiforme que Etudes Camerounaises 2 (25 26), 113 118. cuccullata BORN, Dautzenberg Mission Gruvel… presenta, en el interior, con dientes redondeados y una coloración de un negro violáceo en los bordes, que no dejan dudas sobre la identidad de estas muestras. Distribución: Angola (Mossamédès (Namibia?) y Benguela)), así como en las islas de Ascensión, Sao Thomé y Príncipe pero jamás en Camerún. En el Cuaternario más al Norte en Mauritania y Marruecos. Distribución: Costas de Camerún y de Angola, islas de Sao Thomé, Príncipe y Ascensión. Fösil en los depósitos cuaternarios de Mauritania, y algunas variedades en Marruecos (ya no viene allí) Hábitat: En bancos sobre las rocas que descubren las mareas bajas Descripción: Concha de 35 a 90 mm, de forma extremadamente irregular. Valva inferior fijada a las rocas o a otras ostras por una gran parte de su superficie, presentando un gancho Nicklès, M.(1950) Mollusques testacés marins de la Côte hueco,con frecuencia encorvado y extremadamente alargado, que le da forma de embudo. occidentale d'Afrique . Manuels ouest africains. Paul Osrea cuccullatta Born. Fuertes costillas radiales seprolongan hacia los bordes en generosas apófisis salientes. Valva Lechevalier. Paris. superior delgada, en forma de opérculo, adornada, como las partes visibles de la valva inferior, de pliegues concéntricos. Presentan en el interior a cada lado del ápice, algunos dientes redondeados, separados irregularmente, a los que corresponden en la valva fija el mismo nº de hoyuelos. Testa generalmente encostrada exteriormente, presentando una coloración de un negro violáceo sobre los bordes de las valvas; el interior es blanco, bañada por el mismo color, que forma una banda oscura alrededor. Distribución: En la Isla Ascensión archipiélago del sur del Océano Atlántico de coordenadas 7° Smith, E. A. (1890) ON the marine mollusca of Ascension Ostrea cuccullata. Born (O. cornucpiae y O. forskalii 56' S, 14° 22' O, a 750 millas al noroeste de Santa Helena, incluye pequeñas islas satélites Island Proc. Zool. Soc. XXII 317 Y 322 (Mar Rojo) como la isla Boatswain Bird, la roca Boatswain Bird (Este), White Rocks (Sur), 259 Anexo VII.- Siglas, abreviaturas y unidades usadas por el Panel Intergubernamental sobre Cambio Climático (IPCC) Siglas y abreviaturas ACB Análisis de costos y beneficios AIJ Actividades implementadas de forma conjunta A O Atmósfera Océano AOGCM Simulación general de circulación atmosférica oceánica AV Acuerdo voluntario BP Antes del presente C2F6 Perfluoroetano / Hexafluoroehano C3 Compuesto con tres carbonos C4 Compuesto con cuatro carbonos CA CA Cantidades atribuidas CANZ Canadá, Australia y Nueva Zelanda CC Berne Simulación del ciclo de carbono Berna CCC(ma) Canadian Centre for Climate (Modeling and Analysis) CCE Combinación de calor y energía CCGT Turbina de gas (ciclo combinado) CCT Cambio de la cubierta terrestre CDM Mecanismo de Desarrollo Limpio CEA Análisis de rentabilidad CEE Comisión Económica Europea CF4 Perfluorometano / Tetrafluorometano CFC Clorofluorocarbono CH4 Metano CIUC Consejo Internacional de Uniones Científicas CMCC Convenio Marco de las Naciones Unidas sobre el Cambio Climático CMR Costos marginales de reducción CO2 Dióxido de carbono 260 CP Conferencia de las Partes COV Compuestos orgnánicos volátiles CUT Cambio de uso de la tierra d. de C. después de Cristo DES DR Documento de referencia: Desarrollo, equidad y sostenibilidad DES Desarrollo, Equidad y Sostenibilidad DHF Fiebre hemorrágica de dengue DR Documento de referencia DSS Síndrome de shock por dengue DT Documento técnico ECE Equilibrio general calculable EIT Economía en transición ENOA El Niño Oscilación Austral ERU Unidad de reducción de emisiones ESCO Sociedad de servicios ecoenergética EST Tecnologías ambientalmente apropiadas EUA Eficiencia en la utilización de agua EUS Ex Unión Soviética GCIAI Grupo Consultativo para la Investigación Agrícola Internacional GCM Simulación general de circulación GEI Gas de efecto invernadero GFDL Geophysical Fluid Dynamics Laboratory (Estados Unidos) GICC S Gasificación integrada de ciclo combinado o supercrítico GPP Producción principal bruta GRID Base de Datos sobre Recursos Mundiales GTI TIE Contribución del Grupo de Trabajo I al Tercer Informe de Evaluación GTII SIE Contribución del Grupo de Trabajo II al Segundo Informe de Evaluación GTII TIE Contribución del Grupo de Trabajo II al Tercer Informe de Evaluación GTIII Contribución del Grupo de Trabajo III al Tercer Informe de Evaluación TIE H2O Vapor de agua HadCM Hadley Centre Coupled Model 261 HFC Hidrofluorocarbono I & D Investigación y Desarrollo IC Implementación conjunta IEA Agencia Internacional de Energía IEAAM Informe especial: La aviación y la atmósfera mundial IECMTTT Informe especial: Cuestiones metodológicas y tecnológicos en la transferencia de tecnología IEEE Informe especial: Escenarios de emisiones IET Comercio internacional de emisiones IEUTS Informe especial: Uso de la tierra, cambio de uso de la tierra y silvicultura IPCC DT3 Documento técnico: Estabilización de los gases atmosféricos de efecto invernadero: implicaciones físicas, biológicas y socioeconómicas IPCC DT4 Documento técnico: Implicaciones de las propuestas de limitación de emisiones de CO2 IPCC Grupo Intergubernamental de Expertos sobre el Cambio Climático IST Irradiación solar total MAD Marco de análisis de decisiones MCGC MCG enganchado del CCC(ma) MCGIO MCG isopicnal oceánico MD Marco de decisiones MOP Reunión de las Partes MPP Método de procesos y producción MSU Unidad de sondeo a base de microondas N2O Óxido nitroso NASA Agencia Nacional de Aeronáutica y del Espacio NBP Producción neta de bioma NEP Producción neta del ecosistema NMM Nivel medio mundial del mar NOX Óxidos de nitrógeno O2 Oxígeno molecular O3 Ozono OA Oscilación Ártica 262 OAN Oscilación Atlántica Norte OCDE Organización de Cooperación y Desarrollo Económico OMM Organización Meteorológica Mundial ONG Organización no gubernamental OPEP Organización de Países Exportadores de Petróleo PCM Potencial de Calentamiento Mundial PCMP Proyecto de comparación de simulaciones paleaoclimáticas PCSI Proyecto de comparación de simulaciones interconectadas PFC Perfluorocarbono PIB Producto interior bruto PME Pequeñas y medianas empresas PNB Producto nacional bruto PNUMA Programa de las Naciones Unidas para el Medio Ambiente PPB Producto Primario Bruto PPN Producto primario neto PPP Paridad de poder adquisitivo RCE Reducción Certificada de Emisiones RCT Respuesta climática transitoria RE Resumen ejecutivo RRP Resumen para responsables de políticas RT Resumen técnico SAO Sustancias que agotan la capa de ozono SCR Simulación climática regional SECI Simulación de evaluación científica integrada SEI Simulación de evaluación integrada SF6 Hexafluoruro de sulfuro SIE Segundo Informe de Evaluación SIN WSystemas nacionales de innovación SO2 Dióxido de sulfuro SOGGE Simulación oceánica geotrófica a gran escala THC Circulación termohalina TIE Tercer Informe de Evaluación 263 TSM Temperatura de la superficie marina UCA Unidad de cantidad atribuida UNESCO Organización de las Naciones Unidas para la Educación, la Ciencia y la Cultura URE Unidad de reducción de emisiones UV Ultravioleta WAIS Capa de hielo del Oeste Antártico WRE Wigley, Richels y Edmonds WTA Voluntad de los individuos para aceptar pagos WTP Voluntad de pago Unidades Unidades SI (Sistema Internacional) Cantidad física Nomde de la unidad Símbolo Longitud metro m Masa kilograma kg Tiempo segundo s temperatura termodinámica kelvin K cantidad de sustancia Mol mol Fracción Prefijo Símbolo Multiple Prefijo Símbolo 10 1 Deci d 10 deca da 10 2 Centi c 102 hecto h 10 3 Milli m 103 kilo k 10 6 Micro 106 méga M 10 9 Nano n 109 giga G 10 12 Pico p 1012 tera T 15 15 10 Femto t 10 peta P Nombres y símbolos especiales para ciertas unidades derivados del SI Cantidad Nombre de la Símbolo de la Definición de la física unidad SI unidad SI unidad fuerza Newton N kg m s 2 264 presión Pascal Pa kg m 1 s 2 (=N m 2) energía Julio J kg m2 s 2 poder Vatio W kg m2 s 3 (=J s 1) frecuencia Hertz Hz s 1 (ciclos por segundo) Fracciones decimales et múltiples de unidades SI con nombres especiales Nombre de la Símbolo de la Definición de la Cantidad física unidad SI unidad SI unidad Longitud Ångstrom Å 10 10 m = 10 8 cm Longitud micron m 10 6 m Superficie hectárea Ha 104 m2 Fuerza DINA Dina 10 5 N Presión Bar Bar 105 N m 2 = 105 Pa Presión millibar Mb 102 N m 2 = 1 hPa Masa tonelada T 103 kg Masa grama G 10 3 kg densidad de unidades Dobson UD 2.687x1016 columna moléculas cm 2 función de la Sverdrup Sv 106 m3 s 1 corriente Unidades no SI °C grado Celsius (0°C = 273 K aproximadamente) Las diferencias de temperaturas son igualmente indicadas en °C (=K) en vez de la forma más correcta de “Grados Celsius”. ppmv partes por millón (106) de volumen ppbv parts per billón (109) de volumen pptv parts per trillón (1012) de volumen año Año ky miles de años bp antes del presente 265 Anexo VIII.- Glosario Panel Intergubernamental sobre Cambio Climático (IPCC) (sic.) Cambio climático Variación estadísticamente significativa, ya sea de las condiciones climáticas medias o de su variabilidad, que se mantiene durante un período prolongado (generalmente durante decenios o por más tiempo). El cambio del clima puede deberse a procesos naturales internos o a un forzamiento externo, o a cambios antropógenos duraderos en la composición de la atmósfera o en el uso de la tierra. Véase que la Convención Marco sobre el Cambio Climático (CMCC), en su Artículo 1, define el cambio climático como: "cambio del clima atribuido directa o indirectamente a actividades humanas que alteran la composición de la atmósfera mundial, y que viene a añadirse a la variabilidad natural del clima observada durante períodos de tiempo comparables". La CMCC hace pues una distinción entre "cambio climático", atribuible a actividades humanas que alteran la composición de la atmósfera, y "variabilidad del clima", atribuible a causas naturales. Véase también: 'variabilidad del clima Cambio climático rápido El carácter no lineal del sistema climático puede dar lugar a cambios climáticos rápidos, a veces llamados cambios abruptos o incluso sorpresas. Algunos de esos cambios abruptos pueden ser imaginables, como una reorganización drástica de la circulación termohalina, una desglaciación rápida o un deshielo en gran escala de la capa de permafrost que provoque cambios rápidos en el ciclo del carbono. Otros cambios pueden ser realmente inesperados, como consecuencia de un forzamiento intenso y en rápida evolución de un sistema no lineal. Cambio secular en el nivel (relativo) del mar Cambios a largo plazo en el nivel relativo del mar, causados ya sea por cambios eucásticos, como los que se producen a raíz de una expansión térmica, o por cambios en los movimientos verticales de las masas terrestres. 266 Cambio eustático en el nivel del mar Cambio en el nivel medio del mar a escala mundial provocado por una alteración en el volumen de los océanos. Esto puede deberse a cambios en la densidad del agua o en la masa total de agua. Cuando se analizan los cambios a escalas de tiempo geológicas, a veces se incluyen también en esta expresión los cambios en el nivel medio del mar a escala mundial causados por una alteración en la forma de las cuencas oceánicas. En este Informe el término no se utiliza con ese significado. Capa de hielo Masa de hielo en forma de domo que cubre las zonas altas y se encuentra en menor extensión que la capa de nieve. Capa de nieve Masa de hielo terrestre de un espesor suficiente para cubrir la mayor parte de la topografía rocosa subyacente, de tal manera que su forma está principalmente determinada por su dinámica interna (el flujo de hielo que se produce por la deformación de su estructura interna y por el deslizamiento en su base). La capa de hielo fluye a partir de una altiplanicie central, con una superficie que en promedio está poco inclinada. Los márgenes tienen una pendiente muy pronunciada, y la capa de hielo descarga su caudal en rápidas corrientes de hielo o glaciares de valle, que a veces desembocan en el mar o en barreras de hielo flotantes en el mar. Hay solamente dos grandes capas o mantos de hielo en el mundo moderno, en Groenlandia y en la Antártida. El manto de hielo de la Antártida está dividido por las Montañas Transantárticas, en el manto de hielo oriental y el occidental; durante los períodos glaciales hubo otros. Capa de ozono La estratósfera tiene una capa la llamada capa de ozono en la que hay una mayor concentración de ozono. Esta capa se extiende entre los 12 y los 40 km de altitud. La concentración de ozono alcanza su máximo valor entre los 20 y los 25 km. Esta capa se está agotando a causa de las emisiones antropógenas de compuestos de cloro y bromo. Todos los años, en la primavera del hemisferio sur, se produce una fuerte disminución de la capa de ozono sobre la región antártica, también causada por compuestos 267 artificiales de cloro y bromo, en combinación con las condiciones meteorológicas propias de la región. A este fenómeno se le ha dado el nombre de agujero de ozono. Capacidad de adaptación Capacidad de un sistema para ajustarse al cambio climático (incluso a la variabilidad del clima y a los episodios extremos) para mitigar posibles daños, aprovechar las oportunidades o afrontar las consecuencias. Carga Masa total de una sustancia gaseosa de interés en la atmósfera. Casquete de hielo Masa de hielo de forma abovedada que cubre una altiplanicie y que se considera de menor extensión que una capa de nieve. Ciclo del carbono Término utilizado para describir el flujo del carbono (en diversas for mas, por ejemplo como dióxido de carbono) en la atmósfera, los océanos, la 'biósfera terrestre y la litosfera). Circulación general Movimientos a gran escala de la atmósfera y los océanos como con secuencia de las diferencias en el calentamiento de la Tierra debido a su rotación, destinados a restablecer el balance de energía del sistema mediante el transporte de calor e impulso. Circulación termohalina Circulación a gran escala de los océanos, determinada por la densidad y causada por diferencias de temperatura y salinidad. En el Atlántico norte, la circulación termohalina consiste en una corriente superficial de agua cálida que fluye hacia el 268 norte y una corriente profunda de agua fría que fluye hacia el sur, que sumadas dan como resultado un trans porte neto de calor hacia los polos. El agua de la superficie se hunde en zonas muy restringidas de flujo descendente ubicadas en latitudes altas. Clima Se suele definir el clima, en sentido estricto, como el "promedio del estado del tiempo" o, más rigurosamente, como una descripción esta dística en términos de valores medios y de variabilidad de las cantidades de interés durante un período que puede abarcar desde algunos meses hasta miles o millones de años. El período clásico es de 30 años, según la definición de la Organización Meteorológica Mundial (OMM). Dichas cantidades son casi siempre variables de superficie, como la temperatura, las precipitaciones o el viento. En un sentido más amplio, el clima es el estado del sistema climático, incluida una descripción estadística de éste. Convención Marco sobre el Cambio Climático, de las Naciones Unidas (CMCC) Esta Convención se aprobó el 9 de mayo de 1992 en Nueva York y fue firmada por más de 150 países y la Comunidad Europea en la Cumbre para la Tierra, celebrada en Río de Janeiro en 1992. Su objetivo último es "lograr la estabilización de las concentraciones de gases de efecto invernadero en la atmósfera a un nivel que impida interferencias antropógenas peligrosas en el sistema climático". Establece obligaciones para todas las Partes. Con arreglo a la Convención, las Partes incluidas en el Anexo I se fijaron el objetivo de lograr que las emisiones de gases de efecto invernadero no controlados por el 'Protocolo de Montreal de 1990 volvieran a los niveles que tenían en 1990 para el año 2000. La Convención entró en vigor en marzo de 1994. Véase: 'Protocolo de Kioto Efecto Invernadero Los gases de efecto invernadero absorben de manera eficaz la radiación infrarroja, emitida por la superficie de la Tierra, por las nubes y por la propia atmósfera debido a los mismos gases. La atmósfera emite radiación en todas direcciones, incluida la descendente hacia la superficie de la Tierra. De este modo, los gases de efecto invernadero atrapan el calor en el sistema superficie troposfera. A esto se le llama efecto invernadero natural. 269 La radiación atmosférica se encuentra muy ligada a la temperatura del nivel al cual se emite. En la tropósfera, en general la temperatura decrece con la altitud. De hecho, la radiación infrarroja que se emite hacia el espacio se origina a una altitud cuya temperatura es, de media, 19°C, en equilibrio con la radiación solar entrante neta, mientras que la superficie de la Tierra se mantiene a una temperatura media mucho mayor, en torno a los +14°C. Un aumento en la concentración de los gases de efecto invernadero lleva a una mayor opacidad de la atmósfera y, por lo tanto, a una radiación efectiva hacia el espacio desde una mayor altitud y a una menor temperatura. Esto genera un forzamiento radiativo, un desequilibrio que sólo puede ser compensado por un aumento en la temperatura del sistema superficie troposfera. Este es el efecto invernadero acusado. El Niño-Oscilación Austral(ENOA) El Niño, de acuerdo con la acepción original del término, es una corriente de agua cálida que fluye periódicamente a lo largo de la costa del Ecuador y el Perú, perturbando la pesca local. Este fenómeno oceánico se asocia con una fluctuación de las características de la presión en superficie y la circulación en la región intertropical de los océanos Índico y Pacífico, denominada Oscilación Austral. Este fenómeno de acoplamiento entre la atmósfera y el océano ha sido designado en forma conjunta con el nombre de El NiñoOscilación Austral, o ENOA. Cuando se produce un episodio El Niño, los alisios que soplan en ese momento amainan y la contracorriente ecuatorial se intensifica y hace que las aguas cálidas de la superficie en la región de Indonesia fluyan hacia el este y se superpongan a las aguas frías de la corriente del Perú. Este fenómeno surte profundos efectos en el viento, la temperatura de la superficie del mar y las precipitaciones en la zona tropical del Pacífico. Influye en el clima de toda la región del Pacífico y en muchas otras partes del mundo. La fase opuesta de un fenómeno de El Niño se denomina La Niña (mas información: http://www.grida.no/climate/ipcc_tar/wg1/022.htm#box4). Escenario (en sentido genérico) Descripción verosímil y a menudo simplificada de la forma en que puede evolucionar el futuro, sobre la base de una serie homogénea e intrínsecamente coherente de hipótesis sobre fuerzas determinantes y relaciones fundamentales. Los escenarios pueden derivarse de proyecciones, pero a menudo se basan en información adicional de 270 otras fuentes, en ocasiones combinada con una "línea evolutiva narrativa". Véase también: 'Escenarios del IE EE;Escenario climático; escenarios de emisión. Descripción verosímil y a menudo simplificada del clima futuro, sobre la base de una serie intrínsecamente coherente de relaciones climato lógicas, elaborada para ser expresamente utilizada en la investigación de las posibles consecuencias de los cambios climáticos antropógenos y que suele utilizarse como instrumento auxiliar para la elaboración de modelos de impacto. Las proyecciones climáticas sirven a menudo como materia prima para la creación de escenarios climáticos, pero éstos suelen requerir información adicional, como datos sobre el clima observado en la actualidad. Un escenario de cambio climático es la diferencia entre un escenario climático y el clima actual. Escenario de Emisiones Representación verosímil de la evolución futura de las emisiones de sustancias que pueden ser radiativamente activas (como los gas de efecto invernadero y los aerosoles), sobre la base de una serie homogénea e intrínsecamente coherente de hipótesis sobre las fuerzas determinantes (como el crecimiento demográfico, el desarrollo socioeconómico y el cambio tecnológico) y las relaciones fundamentales entre ellas. Los escenarios de concentración, derivados de los escenarios de emisiones, se utilizan en los modelos climáticos como elemento introducido para el cálculo de proyección climáticas, ). En el IPCC (1992) figura una serie de escenarios de emisiones que se utilizó como punto de partida para la elaboración de 'proyecciones climáticas en el IPCC (1996). A esos escenarios se les conoce con el nombre de escenarios IS92. En el Informe especial del IPCC sobre escenarios de emisiones (Nakicenovic y otros, 2000) se publicaron nuevos escenarios de emisiones, los llamados Escenarios del IE EE, algunos de los cuales se utilizaron, entre otros, como base de las proyecciones climáticas que figuran en el Capítulo 9 del Informe. Para conocer el significado de algunos términos relacionados con esos escenarios, véase 'Escenarios del IE EE: http://www.grida.no/climate/ipcc_tar/ wg1/338.htm Escenario forzamiento radiativo Representación verosímil de la evolución futura del forzamiento radiativo asociado, por ejemplo, a cambios en la composición de la atmósfera o en el uso de la tierra, o con factores externos como las variaciones de la actividad solar. Los escenarios de forzamiento radiativo pueden utilizarse en modelo climático simples, como elementos 271 introducido para el cálculo de proyección climática. Escenarios del IE-EE Los escenarios del IE EE son 'escenarios de emisión escenarios de emisiones ideados por Nakicenovic y otros (2000) que se han utilizado, entre otros, como base de las proyecciones climáticas que figuran en el Capítulo 9 del presente Informe. Es importante conocer los términos que figuran a continuación para poder comprender mejor la estructura y el uso de la serie de escenarios del IE EE. Familia (de escenarios) Escenarios que tienen una línea evolutiva similar en lo que respecta a sus características demográficas, sociales, económicas y de cambio tecnológico. La serie de escenarios del IE EE consta de cuatro familias de escenarios: A1, A2, B1 y B2. Grupo (de escenarios) Escenarios de una misma familia que reflejan una variación uniforme de la línea evolutiva. La familia de escenarios A1 comprende cuatro grupos, denominados A1T, A1C, A1G y A1B, que exploran diversas estructuras posibles de los sistemas de energía futuros. En el Resumen para responsables de políticas de Nakicenovic y otros (2000), los grupos A1C y A1G se combinan en un grupo de escenarios A1F1, caracterizado por la "utilización intensiva de combustibles de origen fósil". Las otras tres familias de escenarios tienen un grupo cada una. Por lo tanto, la serie de escenarios del IE EE que se describe en el Resumen para responsables de políticas de Nakicenovic y otros (2000) consiste en seis grupos de escenarios claramente diferenciados, todos ellos igualmente correctos y que en conjunto reflejan toda la gama de incertidumbres asociadas a las fuerzas determinantes y las emisiones Escenario ilustrativo Escenario que es ilustrativo de cada uno de los seis grupos de escenarios descritos en el Resumen para responsables de políticas de Nakicenovic y otros (2000). Dichos escenarios comprenden cuatro 'escenarios de referencia' revisados, correspondientes a los grupos de escenarios A1B, A2, B1, B2, y dos escenarios adicionales para los grupos A1F1 y A1T. Todos los grupos de escenarios son igualmente válidos. Escenario de referencia Escenario publicado en forma preliminar o de proyecto en el sitio del IE EE en la Web para representar una determinada familia de escenarios. La elección de los escenarios de referencia se basó en la cuantificación inicial que mejor reflejaba la línea evolutiva y en las características de determinados modelos. Los escenarios de referencia no son, ni más ni menos probables que cualquier otro 272 escenario, pero los autores del IE EE los consideraron representativos de una línea evolutiva dada. En Nakicenovic y otros (2000) figuran en su forma revisada. Estos escenarios han sido objeto de un examen muy atento por parte de todos los autores del IE EE, y en virtud del proceso abierto a que se sometió dicho informe. También se han elegido escenarios para ilustrar los otros dos grupos de escenarios (véase también 'Grupo de escenarios' y 'Escenario ilustrativo'). Línea evolutiva (de los escenarios) Descripción narrativa de un escenario (o familia de escenarios) que pone de relieve las principales características de un escenario, las relaciones entre las fuerzas determinantes fundamentales y la dinámica de su evolución. Forzamiento radiativo El forzamiento radiativo es un cambio en la irradiancia vertical neta (expresada en Watts por metro cuadrado: Wm 2) en la tropopausa, a raíz de un cambio interno o de un cambio en el forzamiento externo del sistema climático, como por ejemplo un cambio en la concentración de dióxido de carbono en la energía emitida por el Sol. El forzamiento radiativo se calcula generalmente después de dejar un margen para que las temperaturas de la estratosfera se reajusten a un estado de equilibrio radiativo, pero manteniendo constantes todas las propiedades troposféricas en sus valores no perturbados. El forzamiento radiativo se llama instantáneo si no se registran cambios en la temperatura estratosférica. Gas de Efecto Invernadero Los gases de efecto invernadero o gases de invernadero son los componentes gaseosos de la atmósfera, tanto naturales como antropogénicos, que absorben y emiten radiación en determinadas longitudes de onda del espectro de radiación infrarroja emitido por la superficie de la Tierra, la atmósfera y las nubes. Esta propiedad produce el efecto invernadero. En la atmósfera de la Tierra, los principales gases de efecto invernadero (GEI) son el vapor de agua (H2O), el dióxido de carbono (CO2), el óxido nitroso (N2O), el metano (CH4) y el ozono (O3). Hay además en la atmósfera una serie de gases de efecto invernadero (GEI) creados íntegramente por el ser humano, como los halocarbonos y otras sustancias con contenido de cloro y bromo, regulados por el Protocolo de Montreal. Además del CO2, el N2O y el CH4, el Protocolo de Kyoto establece normas respecto de otros gases de invernadero, a saber, el hexafluoruro de azufre (SF6), los hidrofluorocarbonos (HFC) y los 273 perfluorocarbonos (PFC). Glaciar Masa de hielo terrestre que fluye pendiente abajo (por deformación de su estructura interna y por el deslizamiento en su base), encerrado por los elementos topográficos que lo rodean, como las laderas de un valle o las cumbres adyacentes; la topografía de lecho de roca es el factor que ejerce mayor influencia en la dinámica de un glaciar y en la pendiente de su superficie. Un glaciar subsiste merced a la acumulación de nieve a gran altura, que se compensa con la fusión del hielo a baja altura o la descarga en el mar. Incertidumbre Grado de desconocimiento de un valor (por ejemplo, el estado futuro del sistema climático). La incertidumbre puede derivarse de la falta de información o de las discrepancias en cuanto a lo que se sabe o incluso en cuanto a lo que es posible saber. Puede tener muy diversos orígenes, desde errores cuantificables en los datos hasta ambigüedades en la definición de conceptos o en la terminología, o inseguridad en las proyecciones del comportamiento humano. La incertidumbre puede por lo tanto representarse con medidas cuantitativas (por ejemplo, con una serie de valores calculados con distintos modelos) o expresiones cualitativas (que reflejen por ejemplo la opinión de un grupo de expertos). Véase: Moss y Schneider (2000). Indicador climático directo Un indicador climático indirecto es un registro local que se interpreta aplicando principios físicos y biofísicos, para representar alguna combinación de variaciones relacionadas con el clima en épocas pasadas. A los datos relacionados con el clima que se obtienen de esta manera se les llama datos indirectos. Son ejemplos de indicadores indirectos los registros dendroclimatológicos, las características de los corales y diversos datos obtenidos de las muestras de hielo. Margen (rango) de variación de la temperatura diurna Diferencia entre la temperatura máxima y la mínima durante un día. 274 Nivel relativo del mar Nivel del mar medido con un 'mareógrafo tomando como punto de referencia la tierra firme sobre la que está ubicado. El nivel medio del mar se define normalmente como el promedio del nivel relativo del mar durante un mes, un año o cualquier otro período lo suficientemente largo como para que se pueda calcular el valor medio de elementos transitorios como las olas. Oscilación del Atlántico Norte (NAO) La Oscilación del Atlántico Norte consiste en variaciones opuestas de la presión barométrica cerca de Islandia y cerca de las Azores. En promedio, vientos del oeste, entre la zona de baja presión de Islandia y la zona de alta presión de las Azores, transporta ciclones, con sus sistemas frontales conexos, hacia Europa. Sin embargo, las diferencias de presión entre Islandia y las Azores fluctúan en escalas temporales de días a decenios, y a veces pueden revertirse Predicción Climática Una predicción climática o un pronóstico del clima es el resultado de un intento de establecer la descripción o la estimación más probable de la forma en que realmente evolucionará el clima en el futuro, ya sea a escalas temporales estacionales o interanuales o a más largo plazo. Véase también: 'proyección climática Proyección climática y Escenario (de cambio) climático. Protocolo de Kyoto El Protocolo de Kioto de la Convención Marco de las Naciones Unidas sobre el Cambio Climático Convención Marco sobre el Cambio Climático (CMCC) se aprobó en el tercer período de sesiones de la Conferencia de las Partes (COP) en la Convención Marco sobre el Cambio Climático, de las Naciones Unidas celebrado en 1997 en Kioto (Japón). El Protocolo establece compromisos jurídicamente vinculantes, además de los ya incluidos en la CMCC. Los países que figuran en el Anexo B del Protocolo (la mayoría de los países miembros de la OCDE y países con economías en transición) acordaron reducir sus emisiones antropógenas de gas de efecto invernadero (CO2, CH4, N2O, 275 HFC, PFC y SF6) a un nivel inferior en no menos de 5% al de 1990 en el período de compromiso comprendido entre 2008 y 2012. Sistema Climático El sistema climático es un sistema altamente complejo integrado por cinco grandes componentes: la atmósfera, la hidrosfera, la criosfera, la superficie terrestre y la biosfera, y las interacciones entre ellos. El sistema climático evoluciona con el tiempo bajo la influencia de su propia dinámica interna y debido a forzamientos externos como las erupciones volcánicas, las variaciones solares y los forzamientos inducidos por el ser humano, como los cambios en la composición de la atmósfera y los cambios en el uso de la tierra. Sumidero Cualquier proceso, actividad o mecanismo que elimine de la atmósfera un gas de efecto invernadero, un aerosol o un precursor de un gas de efecto invernadero o de un aerosol. Tendencias de variabilidad del clima La variabilidad natural del sistema climático, particularmente en escalas temporales estacionales y más largas, sigue casi siempre a determinadas tendencias espaciales predominantes que obedecen a las características dinámicas no lineales de la circulación atmosférica y a la interacción con la superficie de los continentes y los océanos. Estas tendencias espaciales se denominan también "regímenes" o "modos". Ejemplos de ello son la 'Oscilación del Atlántico Norte,'El Niño Oscilación Austral 276