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Timestamp: 2020-08-08 09:36:32+00:00

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Libro Cambio Climatico | Climate Change | Sea
Con el presente volumen, el Instituto Español de Oceanografía (IEO) inicia una colección de textos de referencia, titulada Temas de Oceanografía, destinada a mejorar la difusión de la información científica relativa a las ciencias del mar dentro de la propia comunidad científica y entre los sectores interesados en estos temas.
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geo syllabus notes
Roes Sig 2004
Evolusi Pantai-uraian
An Ocean (From Greek, Okeanos (Oceanus)) Is
Con el presente volumen, el Instituto Español de Oceanografía (IEO) inicia una colección de textos de referencia, titulada Temas de Oceanografía, destinada a mejorar la di- fusión de la información científica relativa a las cien- cias del mar dentro de la propia comunidad cientí- fica y entre los sectores in- teresados en estos temas.
OCEANOGRAFÍA1
Manuel Vargas Yáñez Mª Carmen García Martínez Francina Moya Ruiz Elena Tel Gregorio Parrilla Francisco Plaza Alicia Lavín
Otros autores Mª Jesús García, Jordi Salat, Josep Pascual, Jesús García Lafuente, Damiá Gomis, Enrique Álvarez, Marcos García Sotillo, César González-Pola, Fausto Polvorinos, Eugenio Fraile Nuez.
Ministerio de Educación y Ciencia Copyright: Instituto Español de Oceanografía Avda. del Brasil, 31. 28020 Madrid Telf. 915 974 443 / Fax 915 947 770 E-mail: ieo@md.ieo.es http://www.ieo.es Proyecto editorial y realización: Cuerpo 8, Servicios Periodísticos, S.L. Diseño: Josep Lluís G. Trujillo NIPO: 656 07 003 0
ISBN: 84 95877 39 2 Depósito legal:
Impresión y encuadernación: Impresos y Revistas, S.A.
. Carta del director del Instituto Español de Oceanografía
. Resumen ejecutivo para gestores y responsables de políticas medioambientales
1.1 Breve introducción al cambio climático
1.2 Importancia de los sistemas de observación. La observación oceánica .
1.3 Importancia de la observación del clima marino en el Mediterráneo
Capítulo 2. Mediterráneo y cambio climático
2.2 Una revisión de la circulación del Mediterráneo Occidental.
La influencia del forzamiento atmosférico
2.3 Certezas e incertidumbres sobre los efectos del cambio climático en el Mediterráneo
Capítulo 3. Sistemas de observación y Grupo de cambio climático del IEO
Los sistemas de observación del Mediterráneo
Capítulo 4. Campos climatológicos en el litoral mediterráneo español
4.1 Campos medios de presión atmosférica y vientos
4.2 Campos medios de temperatura del aire y temperatura superficial del mar
4.3 Flujos de calor
4.4 Ciclo estacional del nivel del mar
4.5 Perfiles climatológicos de temperatura y salinidad
4.7 Distribuciones medias de temperatura y clorofila superficial desde satélite
Capítulo 5. Variabilidad y tendencias de las variables oceanográficas
y atmosféricas a lo largo del litoral mediterráneo español
5.1 Principales tendencias oceanográficas y atmosféricas en el litoral
5.2 Principales tendencias oceanográficas y atmosféricas
en las islas Baleares y litoral de
5.3 Principales tendencias oceanográficas y atmosféricas en el mar de Alborán
5.4 Análisis de series históricas de datos oceanográficos. Principales tendencias oceanográficas y atmosféricas a lo largo de la segunda mitad del siglo XX
5.5 Efecto del forzamiento atmosférico y nivel estérico sobre
las tendencias del nivel del mar.
Tabla de acrónimos y siglas
Carta del director del Instituto Español de Oceanografían
“El IEO se dedica al estudio multidisciplinar del mar y especialmente a los problemas derivados de la explotación de los recursos y de la contaminación. En este sentido, el Instituto procura orien- tar sus investigaciones de tal forma que sus resultados sirvan de apoyo a la función de asesora- miento, y para dar respuestas concretas a la administración pública con referencia al mar, a su uti- lización racional y a su protección”.
Bajo este compromiso con las ciencias marinas, la administración y la sociedad en general, el Ins- tituto Español de Oceanografía ha de vigilar y monitorizar los océanos, ayudando con sus siste- mas de observación, y a través del estudio de la información obtenida, a un mejor entendimien- to del funcionamiento de nuestros mares, al conocimiento de su estado de salud y a la vigilan- cia permanente de cuantos cambios naturales o antropogénicos pudieran acaecer en ellos.
El cambio climático puede suponer una amenaza para los océanos y sus ecosistemas, y el IEO tiene el firme propósito de abordar el análisis de este problema, fomentando la colaboración con otras instituciones. Este estudio debe servir tanto para aumentar nuestro conocimiento cientí- fico sobre el mar y su papel en el sistema climático planetario como para el asesoramiento a la administración y, de forma más general, a la divulgación científica en nuestra sociedad.
Con este propósito se presenta este informe sobre el cambio climático en el Mediterráneo, pa- ra el que se ha realizado un riguroso análisis científico de la información recogida por el propio IEO a través de sus sistemas de observación marinos desde hace más de seis décadas. Además, se ha contado con la colaboración de otras instituciones como el Instituto de Ciencias del Mar (ICM/CSIC), Instituto Mediterráneo de Estudios Avanzados (IMEDEA/CSIC), Instituto Nacio- nal de Meteorología (INM), Puertos del Estado (PE), Universidad de las Islas Baleares (UIB) y Universidad de Málaga (UMA). Estas instituciones han participado tanto aportando informa- ción recogida por sus propios sistemas de observación como participando en el análisis de di- cha información, y proporcionando material de diversa índole que ha contribuido a completar el presente informe.
Es la intención del IEO seguir avanzando en los distintos aspectos de este problema desde una perspectiva científica y rigurosa y publicando en el futuro próximo otras aportaciones como és- ta que sirvan a la gestión de nuestro medio ambiente marino.
Director General del Instituto Español de Oceanografía
El Mediterráneo es una zona particularmente vulnerable a la actividad humana. La concentra- ción de la población en las zonas costeras, la explotación pesquera, los impactos producidos por los sectores agrícola, industrial, turístico y el tráfico marítimo, son algunos ejemplos de las ac- tividades que, potencialmente, pueden influir sobre nuestro medio marino.
Además de estos impactos, el cambio climático supone una amenaza más que puede alterar de forma importante las condiciones físicas y químicas del Mediterráneo, y consecuentemente las condiciones ambientales en las que se desarrollan los seres vivos que lo habitan. Los ecosiste- mas marinos, los recursos vivos explotables o la misma morfología de nuestra costa pueden su- frir las consecuencias de un cambio global del clima del planeta.
En este informe se analizan datos oceanográficos y atmosféricos desde 1948. A partir de esta fecha se han alternado dos periodos claramente diferenciados. Desde 1948 hasta mediados de los años 70 se produjo un descenso de la temperatura del aire y la temperatura superficial del mar. Desde mediados de los 70 hasta la actualidad ha cambiado esta tendencia con un fuerte as- censo de las temperaturas. El aumento medio de la temperatura superficial del mar para el pe- riodo 1948-2005 varía entre 0,12 ºC y 0,5 ºC a lo largo del litoral mediterráneo.
En profundidades intermedias (200 m a 600 m) la temperatura aumentó desde 1948 hasta 2000 entre 0,05 ºC y 0,2 ºC, y la salinidad se incrementó entre 0,03 y 0,09. En las capas profundas (1000 m a 2000 m) el aumento de temperatura osciló entre 0,03 ºC y 0,1 ºC y el de salinidad en- tre 0,05 y 0,06.
El aumento de temperatura de las capas intermedias y profundas puede parecer pequeño, pe- ro hay que tener en cuenta el alto calor específico del mar, por lo que incrementos pequeños de temperatura requieren que el mar absorba enormes cantidades de calor. El aumento de sa- linidad refleja la disminución de las precipitaciones en el Mediterráneo, así como la disminución del aporte de los ríos debido a las obras hidráulicas llevadas a cabo en sus cauces.
El nivel del mar disminuyó en el Mediterráneo desde los años 50 hasta mediados de los 90. Ello fue debido a un anómalo ascenso de la presión atmosférica. El descenso de ésta desde media- dos de los años 90 y la aceleración del aumento de las temperaturas en la misma década coin- ciden con un acusado aumento del nivel del mar de entre 2.5 mm/año y 10 mm/año. Los da- tos disponibles sugieren que, además del calentamiento de las aguas, otros factores como el au- mento de la cantidad de masa de agua pudieran ser responsables de esta aceleración del ritmo de ascenso del nivel del mar.
Presentación / Resumen ejecutivo para gestores y responsables de políticas medioambientales
Resumen ejecutivo para gestores y responsables de políticas medioambientales
La alteración del clima de la Tierra se refleja en el océano global. Pueden producirse cambios im- portantes (y de hecho ya se aprecian en cierta medida) en el calor almacenado por los mares, en el nivel del mar a escala planetaria, en la intensidad y dirección de los sistemas de circula- ción oceánica, la intensidad y posición de los principales sistemas de afloramiento, etc. Todos estos elementos relacionados con el mar como componente del sistema climático terrestre han de ser monitorizados por los sistemas de observación globales de los océanos, los cuales, a su vez, han de integrarse en los sistemas de observación global de la Tierra.
Junto con los sistemas de observación de gran escala se deben desarrollar sistemas de obser-
vación de mayor resolución para conocer los impactos que pudieran producirse sobre las zonas litorales, bien debidos a las alteraciones del clima o bien debidos a otras alteraciones del medio marino derivadas de la actividad humana. Los así llamados sistemas de observación costeros de- ben tener una mayor resolución espacial así como un carácter multidisciplinar para conocer en todo momento las alteraciones ambientales que pudieran producirse. Estos sistemas costeros deben entenderse de una forma amplia e incluir las zonas de talud continental e incluso mar abierto en algunos casos para contemplar las interacciones entre plataforma y mar abierto. En cuanto a su extensión geográfica deben tomar en consideración las estructuras oceanográficas
y los principales sistemas de circulación para poder entender las influencias que unas zonas del
mar ejercen sobre otras.
El Mediterráneo es una zona idónea para el estudio de los efectos del cambio climático. Con fre-
cuencia se ha descrito como un laboratorio natural, ya que, a pesar de sus pequeñas dimensio- nes si se compara con los grandes océanos, en él se desarrollan la mayor parte de los procesos que son propios de la circulación global de los océanos, teniendo una circulación termohalina propia derivada de su déficit hídrico, la pérdida neta de calor y de flotabilidad y los procesos
de formación de aguas profundas.
14 Instituto Español de Oceanografía / MINISTERIO DE EDUCACIÓN Y CIENCIA
Figura 1. Esquema de funcionamiento del Mediterráneo donde se muestran los principales procesos oceanográficos susceptibles de verse alterados por distintas actuaciones del hombre.
La figura 1 esquematiza algunos rasgos oceanográficos del Mediterráneo que permiten consi- derarlo como un océano en miniatura y, por tanto, un laboratorio natural para el estudio del cambio climático. Uno de los motores que impiden la circulación del Mediterráneo es la pérdi- da neta de calor, que se representa en la figura 1 como un flujo de calor “Q” desde el mar ha- cia la atmósfera. El otro es el déficit hídrico debido a que la evaporación, indicada en la figura como “E”, supera a los aportes de ríos “R” y precipitaciones “P”.
Las grandes “chimeneas” representadas en la figura 1 tratan de esquematizar los procesos de formación de aguas profundas que suceden de forma anual en el Mediterráneo. La pérdida de calor y la evaporación neta producen aguas frías y muy saladas que, por tanto, tienen mayor densidad que las aguas superficiales. Debido a esto se hunden y extienden por el fondo del Me- diterráneo para finalmente salir a través del estrecho de Gibraltar. Consecuentemente, las aguas
superficiales del Atlántico entran a través del estrecho para compensar esta salida de agua del Mediterráneo y el déficit originado por la evaporación neta.
Todos estos elementos podrían ser alterados debido tanto al efecto del cambio climático, que afectaría de forma notable a la región Mediterránea, como por las actividades humanas, co- mo la construcción de embalses y el empleo del agua para usos agrícolas, consumo de las po- blaciones, etc.
En el Mediterráneo Occidental se pueden distinguir tres grandes capas: La capa superficial, comprendida entre la superficie y los 150 o 200 m de profundidad formada por Agua Atlán- tica (AA) que entra en el Mediterráneo a través del estrecho de Gibraltar. Las aguas interme- dias, entre los 200 y 600 m de profundidad. La mayor parte de esta capa de agua está forma- da por la llamada Agua Levantina Intermedia (ALI). Estas aguas se forman, es decir, adquie- ren su temperatura y salinidad características, en el Mediterráneo Oriental, y tras hundirse hasta su profundidad de equilibrio se desplazan hasta el Mediterráneo Occidental para salir finalmente a través del estrecho de Gibraltar. Son las aguas de mayor salinidad que se en- cuentran en el Mediterráneo Occidental. Un porcentaje menor de esta capa intermedia está formado por el Agua Occidental Intermedia (AOI). Son aguas muy frías pero menos saladas que el ALI, formada durante inviernos severos en la plataforma continental del golfo de León y mar Catalán. Finalmente, las aguas que ocupan el fondo del Mediterráneo Occiden- tal son el Agua Profunda del Mediterráneo Occidental (APMO). Son aguas muy frías y sala- das que adquieren su alta densidad primero al mezclarse el AA superficial con el ALI, eleván- dose así su salinidad. Posteriormente, la acción de los vientos fríos y secos de origen conti- nental que soplan en invierno en el golfo de León enfría las aguas hasta elevar considerablemente su densidad y hundirse hasta el fondo del mar. Esta masa de agua sale junto con el ALI a través del estrecho de Gibraltar.
Las observaciones realizadas desde mediados del siglo XX en el marco de distintos proyec- tos oceanográficos y recopilados en la base de datos MEDAR/MEDATLAS [2002] permiten estudiar cuál ha sido la evolución de las distintas masas de agua. En la figura 2 se muestra la serie temporal de anomalías de salinidad para dos profundidades correspondientes a la po- sición que ocupa el ALI, y en la figura 3 se muestran las anomalías de salinidad correspon- dientes a aguas profundas.
Tanto el ALI como el APMO han aumentado su salinidad desde 1943, e incluso antes si se consideran distintos trabajos publicados anteriormente. Este aumento de salinidad parece ser el resultado de un aumento de la evaporación neta producto de una combinación de fac-
16 Instituto Español de Oceanografía / MINISTERIO DE EDUCACIÓN Y CIENCIA
Figura 2. Series de anomalías
de salinidad a 500 y 600 m
en la zona de la costa catalana
y mar Ligur. El mapa de la es-
quina superior izquierda mues-
tra el área rectangular de la
que se recopilaron todos los
perfiles de temperatura y sali-
nidad disponibles en la base
de datos MEDAR/MEDATLAS
desde 1943 hasta el año
2000. Estas gráficas están ex-
traídas de los distintos capítu-
los de este informe donde se
comentan con mayor detalle.
Por ello, las letras insertadas
en ellas no tienen sentido.
tores. Por una parte un aumento de la evaporación y descenso de las precipitaciones, y por otra, un descenso de los aportes de agua dulce de los ríos que vierten tanto en la cuenca oriental, como es el caso del Nilo o los ríos que desembocan al mar Negro, como en la cuen- ca occidental, como ha sido el caso del Ebro.
(*) La salinidad se mide en la escala práctica de salinidad, que aproximadamente es equivalente al concepto tradicional de gramos de sales disueltas por mil gramos de disolución. No obstante, en la nueva escala la salinidad se expresa como un cociente de conductividades eléctricas, y como tal cociente es adimen- sional, no siendo correcto el término ups, aunque lo mantendremos por claridad.
Figura 3. Series de anomalí-
as de salinidad a 1000 y
1750 m en la zona de la cos-
ta catalana y mar Ligur. El
mapa de la esquina superior
izquierda muestra el área rec-
tangular de la que se recopi-
laron todos los perfiles de
temperatura y salinidad dis-
ponibles en la base de datos
MEDAR/MEDATLAS desde
1943 hasta el año 2000.
Además de aumentar su salinidad, las aguas intermedias y profundas han aumentado su tem- peratura. Las figuras 4 y 5 muestran el aumento medio de la temperatura y salinidad en pro- fundidades correspondientes a las aguas intermedias y profundas respectivamente en la zona del mar Catalán/mar Ligur.
18 Instituto Español de Oceanografía / MINISTERIO DE EDUCACIÓN Y CIENCIA
Figura 4. Series de anomalí-
as de temperatura a 500 y
600 m en la zona de la costa
catalana y mar Ligur. El mapa
de la esquina superior izquier-
da muestra el área rectangu-
lar de la que se recopilaron
todos los perfiles de tempera-
tura y salinidad disponibles
en la base de datos ME-
DAR/MEDATLAS desde
Figura 5. Series de anomalías
de temperatura a 1000 y
Los cambios mostrados en la zona más septentrional de la costa mediterránea española para las aguas intermedias y profundas han sido similares en las otras zonas que cubren el Mediterrá- neo Occidental. Las figuras 6 y 7 muestran los cambios medios o tendencias de temperatura y salinidad en las zonas más septentrionales y meridionales analizadas en este informe. Aunque no se muestran los resultados en este resumen ejecutivo, hay que señalar qué cambios pareci- dos se han detectado en la zona del mar Balear y área de levante (capítulo 5 de este informe).
20 Instituto Español de Oceanografía / MINISTERIO DE EDUCACIÓN Y CIENCIA
Figura 6. Tendencias lineales
o incrementos medios de
temperatura y salinidad sobre
el periodo 1943-2000 para la
zona del mar Catalán y mar
Ligur señalada en el mapa de
Figura 7. Tendencias lineales
zona del mar de Alborán se-
ñalada en el mapa de la es-
quina superior izquierda.
Las aguas mediterráneas que vierten por Gibraltar se extienden por el Atlántico Norte a una profundidad de entre 1000 y 1200 m. Se ha detectado un aumento de la salinidad y tempera- tura de las aguas que ocupan esta profundidad en el Atlántico Nororiental, e incluso en las aguas del golfo de Vizcaya, donde este aumento ha sido de 0,023 ºC/año y 0,005 ups/año (*) du- rante la década de los 90 e inicios del siglo XXI. Estos valores son similares a los cambios ex- perimentados por las aguas del mar Mediterráneo. Las aguas mediterráneas se mezclan con las
(*) Ver nota en la página 17.
22 Instituto Español de Oceanografía / MINISTERIO DE EDUCACIÓN Y CIENCIA
aguas atlánticas en su progresión hacia el norte, de tal forma que estos cambios corresponden a aguas con un porcentaje muy bajo del agua original que salió a través del estrecho de Gibraltar. Por ello, es de esperar que cambios similares se hayan producido en las aguas atlánticas que se han mezclado con las mediterráneas hasta ser detectadas en el golfo de Vizcaya.
Las capas superficiales del mar Mediterráneo han tenido desde 1948, fecha desde la que se han recopilado los datos meteorológicos y oceanográficos del “Nacional Centre for Environmen- tal Prediction (NCEP)”, dos periodos claramente diferenciados. Un primer periodo de descen- so de temperaturas superficiales del mar, hasta mediados o finales de los años 70, y un segun- do periodo de ascenso rápido de las temperaturas (figura 8). Este comportamiento de las tem- peraturas superficiales es similar al experimentado por la temperatura del aire, y refleja simplemente el comportamiento a escala planetaria de las temperaturas superficiales tanto del mar como del aire. La evolución a nivel global de estas variables muestra un incremento de 0,071 ± 0,029 ºC/década para la temperatura del mar entre 1901 y 2005 [Trenberth et al., 2007], si bien los principales aumentos de temperatura se han producido entre el inicio del si- glo y 1945, y desde finales de los 70 al 2005.
Si se exceptúan las estaciones mareográficas y la estación oceanográfica de L’Estartit, la mayor parte de los sistemas españoles de monitorización del Mediterráneo se han iniciado en la déca- da de los 90. Todos ellos han iniciado sus registros dentro de este periodo de fuerte ascenso glo- bal de las temperaturas.
Las tendencias calculadas sobre periodos cortos de tiempo muestran incrementos o decremen- tos de la temperatura y salinidad muy acusados. Las tendencias sobre periodos largos como los mostrados en la figura 8 para Baleares y mar Ligur muestran que el ascenso de las temperatu- ras compensa y aún supera el descenso previo, dando un aumento medio de la temperatura su- perficial del mediterráneo entre 0,002 y 0,009 ºC/año.
Figura 8. Anomalías de temperatura superficial del agua en mar Catalán/Ligur, Baleares/levante y Alborán. Datos del NCEP.
24 Instituto Español de Oceanografía / MINISTERIO DE EDUCACIÓN Y CIENCIA
En la estación oceanográfica de L’Estartit se ha producido un aumento de la temperatura del agua de unos 0,025 ºC/año. Este valor coincide con el observado a partir de los datos del Re- análisis del NCEP, y por tanto reflejan el periodo de fuerte ascenso de las temperaturas que a escala global se ha registrado desde mediados de los años 70. En la plataforma continental del mar de Alborán (proyecto Ecomálaga) se han observado las mismas tendencias hasta el año 1998, lo que indica que desde 1992 a 1998 se han registrado temperaturas crecientes asociadas también a este periodo de calentamiento (figura 9). Sin embargo no está aún claro si esta fase de calentamiento va a continuar al mismo ritmo, pues desde 1998 se observa un descenso de las temperaturas y del calor absorbido por la columna de agua. A pesar de que los años 1998 y 2005 se encuentran entre los más cálidos a escala global desde 1850, se han observado fuertes oscilaciones en las propiedades oceanográficas del Mediterráneo, pues en el invierno 2004/2005 se produjo una anomalía fría en el Mediterráneo Noroccidental tan intensa que se registraron temperaturas de las aguas profundas similares a las obtenidas a principios de siglo XX, antes de que el efecto del cambio climático sobre las aguas profundas del Mediterráneo hu- biese sido detectado. No está claro aún qué papel pueden tener estos eventos extremos en las tendencias generales del Mediterráneo.
El nivel del mar no varió en las costas de Málaga desde 1943 hasta principios de los años 90. En otras localizaciones del Mediterráneo se produjo incluso un descenso del nivel del mar. Esto ha sido debido a un aumento de la presión atmosférica, ligado a una fase creciente de la Oscilación Noratlántica. El aumento de salinidad de la aguas intermedias y profundas produjo un aumen- to de la densidad y por tanto un descenso del nivel estérico del mar, es decir, aquel que está asociado a cambios del volumen del agua. Este factor junto con el mencionado aumento de la presión atmosférica fueron los responsables del anómalo comportamiento del nivel del mar en comparación con el océano global.
Figura 9. Calor absorbido en L’Estartit desde 1973 a 2005. Se ha incluido el aumento correspondiente del nivel termos- térico, es decir, por dilatación térmica de la columna de agua de 0 a 80 m. La figura inferior es igual pero para el caso de Ecomálaga, en el mar de Alborán. No se ha incluido la tendencia del calor absorbido para todo el periodo 1992-2005 por no ser significativa. Sí se ha hecho para el periodo 1997-2005 en el que se aprecia un descenso del calor almacenado en la columna de agua. A pesar de no ser significativo, se incluye la variación del nivel termostérico sobre el periodo total.
26 Instituto Español de Oceanografía / MINISTERIO DE EDUCACIÓN Y CIENCIA
Desde principios de los 90 ha habido un fuerte incremento de las temperaturas y un cambio de sentido en el forzamiento atmosférico. El nivel del mar tanto en Málaga como en L’Estartit mostraron un fuerte ascenso que no es explicado por los dos factores antes citados. No está aún claro el papel que han podido tener en este aumento del nivel del mar otros factores como el aumento de la masa total de agua, presumiblemente causada por el deshielo de glaciares y ca- pas de hielo, y cambios en la circulación del Mediterráneo.
Tras el máximo de calor absorbido alcanzado en 1998 se aprecia, como ya se ha comentado, un descenso de las temperaturas. En el caso de Baleares, este descenso, así como un aumento de la salinidad originaron un fuerte descenso del nivel del mar.
La disponibilidad de observaciones rutinarias procedentes de los sistemas de observación per- manentes permiten detectar estos cambios en la temperatura, salinidad, nivel del mar, etc. de las aguas que bañan nuestras costas, pudiéndose apreciar anomalías o comportamientos dife- renciados respecto del comportamiento global estimado a partir de sistemas de observación globales de más baja resolución espacial.
1.1 Breve introducción al cambio climático.
1.2 Importancia de los sistemas de observación. La observación oceánica.
1.3 Importancia de la observación del clima marino en el Mediterráneo.
Informe científico / Introducción
Que asistimos en la actualidad a un cambio global del clima del planeta es un hecho incuestio- nable. Entre la comunidad científica existe un amplísimo consenso acerca de que el sistema climático planetario, formado por la atmósfera, los océanos, biosfera, litosfera y la criosfera, es- tá experimentando cambios que no son atribuibles solamente a la variabilidad interna del pro- pio sistema. Los forzamientos externos de carácter natural (variabilidad de la actividad solar, erupciones volcánicas, etc.) son insuficientes para explicar satisfactoriamente las alteraciones observadas, las cuales sólo pueden entenderse si se tienen en cuenta los forzamientos de tipo antropogénico. Estos son muy diversos, e incluyen desde las emisiones de distintos tipos de ga- ses de efecto invernadero, como el dióxido de carbono, metano, etc., hasta cambios en el uso del suelo o la emisión de aerosoles.
En 1988, ante el aumento de las evidencias mostrando un calentamiento global de la Tierra, la Organización Meteorológica Mundial (OMM) y el Programa de las Naciones Unidas para el Medio Ambiente (PNUMA) crearon el Panel Intergubernamental para el cambio climático (PICC), cuyo Grupo de Trabajo I evalúa los aspectos científicos del sistema climático y el cam- bio climático. Desde su primer informe de evaluación en 1990 hasta el reciente cuarto informe de evaluación en 2007 no ha cesado de aumentar la cantidad y calidad de la información y de los datos climáticos, ha mejorado nuestro entendimiento acerca de los procesos que gobiernan el clima terrestre, así como nuestra capacidad de análisis de la información disponible y, final- mente, ha mejorado sensiblemente nuestra capacidad para modelar el clima y, en consecuen- cia, prever su comportamiento futuro en distintos escenarios posibles.
Por citar algunos ejemplos, en la actualidad se sabe que el aumento medio de la temperatura so- bre la superficie terrestre desde 1850 ha sido de unos 0,8 ºC, siendo las emisiones de gases de efecto invernadero, y en particular las de CO 2 , las principales responsables de tal aumento de temperatura. Otros efectos observados, que se asocian con un grado de probabilidad muy alto a forzamientos antropogénicos, son el aumento del contenido de calor de los océanos, la ele- vación del nivel del mar entre 1 y 2 mm/año, o el retroceso de los glaciares continentales y la capa de hielo del Ártico [Bindoff et al., 2007].
El conocimiento de estos cambios es lo que en el vocabulario propio del PICC se denomina de- tección, que simplemente es la demostración de que se han producido cambios en el clima, y de que la probabilidad de que dichos cambios se deban al azar y a la propia dinámica interna del sis- tema climático es muy baja. Esta demostración se realiza normalmente mediante la aplicación de diversas técnicas estadísticas a series de datos recogidos a lo largo del periodo instrumental. La atribución del cambio climático es el establecimiento de las causas más probables de los cambios
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detectados [Hegerl et al., 2007]. La comparación de las simulaciones realizadas bajo distintos for- zamientos con la evolución del clima presente, inferida a partir de los sistemas de observación del clima, permite atribuir los cambios detectados a unas u otras causas.
Estos modelos numéricos permiten hacer previsiones sobre la evolución futura del clima del planeta en relación con distintos escenarios futuros que contemplen diversas posibilidades en cuanto al modelo de desarrollo energético, económico y demográfico y las futuras emisiones de gases de efecto invernadero a escala global. El disponer de previsiones fiables con la mayor re- solución espacial posible es fundamental para afrontar el reto de adaptarnos a los futuros cam- bios, algunos de los cuales, debido a la inercia del sistema climático, son ya inevitables, aún en el caso de que se redujesen sensiblemente las emisiones de gases de efecto invernadero de forma inmediata. Por ello, los modelos deben ser validados, es decir, se debe estar seguro de su capacidad para reflejar y reproducir los principales procesos responsables de la variabilidad climática. Ello se hace a través de la comparación con la evolución del clima pasado que ofre- ce la paleoclimatología, o con la evolución del clima presente. Los modelos numéricos deben ser capaces de reproducir las distribuciones medias de distintas variables como temperaturas del ai- re, mar, presión atmosférica, circulación oceánica, etc., sus patrones estacionales, sus rangos de variabilidad, etc. Resulta obvio que este tipo de comparación requiere de un conocimiento ex- haustivo de estas distribuciones, y esto, a su vez, se consigue mediante la recopilación de da- tos climáticos de distintas fuentes, repartidos en diferentes bases de datos (arqueología de da- tos) y, mediante el establecimiento de sistemas de observación de los distintos componentes del sistema climático.
1.2 Importancia de los sistemas de observación. La observación oceánica
Se necesita conocer cómo ha sido el clima pasado para validar los modelos de predicción y en- tender la variabilidad natural o interna del clima del planeta, y se necesita conocer y monito- rizar de forma sistemática, el clima actual.
La monitorización permanente, sistemática y global del clima permite:
1. Establecer climatologías susceptibles de ser usadas para la inicialización de los modelos
globales de circulación, así como establecer líneas de referencia respecto de las cuales de-
tectar posibles cambios o alteraciones.
2. Conocer y entender mejor los procesos y fenómenos que afectan al clima terrestre, con-
tribuyendo a una mejor parametrización de los mismos en los modelos numéricos.
3. Detectar y cuantificar los cambios del clima presente.
4. Atribuir los cambios observados a unas u otras causas mediante la comparación con los
5. Proporcionar datos asimilables por los modelos numéricos y para su validación.
Estos sistemas de observación deben ser globales, pues ésa es la cualidad fundamental del pro- blema al que nos enfrentamos, y esta globalidad no se entiende sólo desde un punto de vista es- pacial, al extenderse a todo el planeta, sino que debe considerar todos los aspectos o componen- tes del problema: observación de la atmósfera, de los océanos y de los otros componentes del cli- ma , observación in situ y observación remota, observación autónoma y, dependiendo del tipo de variable, incluso la observación rutinaria operada manualmente. Desde la constitución de la OMM y su programa de observación de la atmósfera, incluyendo la superficie del mar como lí- mite de la misma (ver http://www.wmo.int/pages/prog/www/index_en.html) se entendió que un sistema de observación no era abordable por un único país, sino sólo a través de la coopera- ción internacional. Ante la dimensión de los nuevos problemas y retos planteados, hoy día, la observación del planeta no es ni tan siquiera abordable con el esfuerzo internacional articulado en un único sistema de observación, sino que son varios los sistemas de observación necesarios, y todos ellos deben coordinarse, de tal forma que ha surgido el concepto de Sistema de Sistemas de Observación Globales de la Tierra (GEOSS, http://www.epa.gov/geoss/).
Los océanos son un componente fundamental del clima terrestre. La energía que impele esta
34 Instituto Español de Oceanografía / MINISTERIO DE EDUCACIÓN Y CIENCIA
compleja maquinaria es la solar, y lo que configura finalmente el clima del planeta tal y como
lo conocemos actualmente es la desigual distribución de esta energía en función de la latitud,
su variación a lo largo del ciclo de las estaciones y la capacidad del propio planeta para redis-
tribuir esta energía. Los principales agentes responsables de la redistribución energética son la atmósfera y los océanos. Los cambios en la cantidad total de energía recibida, en las desigual- dades latitudinales, estacionales o en la capacidad de redistribución del calor absorbido han determinado las variaciones del clima terrestre a lo largo de la historia del planeta.
La mayor densidad del agua y de la capacidad calorífica del mar en comparación con la atmós- fera, hace que sea un elemento amortiguador de los cambios atmosféricos, de lo que da idea el hecho de que los océanos han absorbido el 84% del calor retenido por la Tierra en el proceso de calentamiento global [Levitus et al., 2005]. Además, como se ha dicho antes, el clima del pla- neta depende de la capacidad de éste para redistribuir el exceso de energía absorbida en lati- tudes bajas hacia latitudes altas donde el balance energético es negativo. Este transporte de ca- lor lo realizan tanto la atmósfera como los océanos, estos últimos a través de un sistema de co- rrientes de escala planetaria que se conoce como circulación termohalina. Una de las hipótesis actualmente consideradas es que la intensificación del ciclo hidrológico, con un aumento de las precipitaciones en latitudes altas y una disminución en las zonas tropicales, el deshielo de la ca- pa de hielo del Ártico y el aumento de las temperaturas, llevaría a cambios en esta circulación con importantes efectos en el clima mundial en general, y el europeo en particular, con una sen- sible reducción de las temperaturas del aire en el norte europeo. Cuantificar los transportes la- titudinales de masa de agua y calor llevado a cabo por los océanos requiere de la monitoriza- ción de los campos de presión, temperatura y salinidad en secciones transoceánicas. En 1992 fue muestreada, dentro del proyecto WOCE, una sección transatlántica a lo largo del paralelo 24 ºN. La comparación con los datos de ocupaciones anteriores, en 1981 y en 1957 revelaron un calentamiento de las aguas del Atlántico Norte entre 800 y 2500 m de profundidad [Parri- lla et al., 1994]. Los mismos autores sugirieron que el transporte de masa y energía a través de esta sección no se habían visto alterados. Estimaciones más precisas del flujo de calor a través de esta sección [Lavín et al. 1998] mostraron que dicho transporte se había mantenido sin al- teraciones sustanciales desde 1957 a 1992, con valores aproximados de 1,3x10 15 W. Otras sec- ciones transoceánicas, como las realizadas en el Índico a lo largo del paralelo 32 ºS, han pues- to de manifiesto que un calentamiento y una menor salinidad de las aguas, observado desde principios de los 60 hasta 1987, y atribuidos en principio a cambios a largo plazo, se habían in- vertido entre 1987 y 1995, volviendo estas aguas a sus valores de salinidad y temperatura ini- ciales [Bryden et al., 2003]. Estos autores concluyeron que muchos de los cambios observados
y atribuidos en ocasiones a alteraciones a largo plazo, no son más que producto de la variabi-
lidad interna del sistema océano-atmósfera. Esto apoyaría de alguna forma las conclusiones de Parrilla, Lavín y coautores sobre la ausencia de variaciones persistentes en el tiempo de la circulación termohalina. Sin embargo, más recientemente, Bryden et al [2005], tras analizar una nueva sección transatlántica a lo largo del paralelo 25 ºN, han mostrado una reducción de hasta un 30% en la circulación termohalina en el Atlántico.
Siendo éste un tema de crucial importancia para entender el papel de los océanos en el clima te- rrestre y predecir la evolución futura del mismo, no está ausente de polémica [Wunsch, 2007]. Los modelos de circulación globales no están de acuerdo respecto de este tema, si bien es cier- to que aquellos modelos que predicen un colapso de la circulación termohalina muestran tam- bién un importante descenso de las temperaturas medias en el área de la península del Labra- dor y Europa del norte [Meehl et al., 2007].
Las discrepancias entre las diferentes ocupaciones de las secciones transoceánicas pueden ser simplemente el resultado de la escasez de datos oceánicos a esta gran escala espacial, y la ba- ja frecuencia con la que se repite el muestreo. Tal escasez, así como las técnicas de rellenado de huecos en las zonas de baja densidad de datos oceanográficos pueden ser causa, también, de las discrepancias entre modelos y observaciones [Gregory et al., 2004].
No es sólo la falta de observaciones globales y homogéneas lo que dificulta la detección y cuantificación de los cambios que se están produciendo en los océanos. Gouretski y Kolterman [2007] han mostrado que algunas de las tendencias estimadas para la temperatura y salinidad del mar podrían estar sesgadas por problemas técnicos en la instrumentación empleada.
El nivel del mar se incrementó a un ritmo de entre 1 y 2 mm/año durante el siglo XX [Church et al., 2001], siendo estas cifras superiores a la variación que habría sido causada por el calen- tamiento y consecuente dilatación del volumen del agua de mar (nivel termostérico) el cual se estimaba entre 0,4 y 0,5 mm/año. Sin embargo, Cabanes et al. [2001] consideran que la eleva- ción del nivel del mar está sesgada por la heterogénea distribución de las estaciones mareográ- ficas, la mayoría de las cuales se concentran en el hemisferio norte, el cual, según Cabanes et al. [2001] había sufrido un calentamiento por encima de la media de todo el planeta. Una co- rrecta comparación del nivel del mar observado y del aumento del nivel del mar por dilatación térmica revelaría un mejor acuerdo entre ambas magnitudes. Sin embargo Miller y Douglas [2004], vuelven a mostrar lo que ellos consideran un sesgo en el conjunto de datos usado por Cabanes et al. [2001] por estar muy influenciado por la corriente del golfo donde, según estos autores, también se habían producido variaciones locales que podían falsear las estimaciones del nivel termostérico global. Sin pretender entrar en esta polémica acerca del papel de la di- latación térmica en el aumento del nivel del mar, queda de manifiesto la importancia de dispo- ner de sistemas de observación homogéneos, y realmente globales, de las distintas variables oceanográficas.
Los anteriores ejemplos ponen de manifiesto la importancia de ampliar y mejorar los sistemas de observación globales del océano si se quiere conseguir una mejor detección y cuantificación de los cambios del clima oceánico y una mejor comprensión de los procesos que controlan su variabilidad.
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El mar Mediterráneo es un mar semicerrado, situado entre tres continentes, Europa, África y Asia. Está ubicado en la zona templada del hemisferio norte, entre los 35 ºN y los 45 ºN de la- titud aproximadamente (Fig. 1.1). Su principal conexión con el océano es el estrecho de Gibral- tar, a través del cual intercambia con el Atlántico agua, calor, sal, oxígeno, nutrientes, etc.
Figura 1.1. Mapa del mar Mediterráneo en el que se señalan los principales mares, cuencas, así como los canales y estrechos que las conectan y a los que se hará referencia a lo largo de éste y los siguientes epígrafes.
El Mediterráneo es un mar amenazado, no sólo por los efectos del cambio climático, sino por la actividad humana. Su costa mide unos 46.000 km, y el 40% de la población de los países ribe- reños (unos 100 millones de personas) se concentra en la franja costera. Es uno de los más im- portantes destinos turísticos del mundo, con 100 millones de visitantes al año, y lugar de un in- tenso tráfico marítimo con más de 200.000 travesías anuales. Si se le añade la contaminación procedente tanto de la actividad industrial como agrícola se ve el grado tan grande de vulnera- bilidad ambiental del Mediterráneo (datos de la Unión para la Conservación de la Naturaleza, http://iucn.org/places/medoffice/index.html).
Desde un punto de vista climático no sería exacto afirmar que el Mediterráneo tiene, por sus particulares características, un diferente grado de sensibilidad a las variaciones climáti- cas a largo plazo, en comparación con otros mares del planeta. Toda la circulación oceánica, así como los procesos que controlan el intercambio de calor, gases, nutrientes o materia or- gánica entre distintas cuencas, o entre las capas superficiales bien iluminadas y los fondos de los océanos, incluyendo los procesos de formación de aguas intermedias y profundas y los de afloramientos, están ligados al intercambio de energía entre el océano y la atmósfera. Los cambios que se produzcan en el clima terrestre, en los valores medios y los rangos de varia- bilidad de las distintas variables que controlan la interacción océano-atmósfera, repercutirán de una forma u otra en el océano mundial y, en consecuencia, en los ecosistemas que éste al- berga. Sin embargo, varios factores hacen del Mediterráneo un lugar de interés particular desde el punto de vista de la investigación climática, algunos de los cuales se enumeran a continuación:
1. Las variaciones en el contenido calorífico de sus aguas podrían inducir cambios más eviden-
tes en algunos de los indicadores climáticos, tales como la temperatura de la columna de agua, debido a sus reducidas dimensiones, y consecuentemente su menor inercia térmica. Baste pen- sar que la profundidad media del Mediterráneo es de 1500 m, frente a los 4000 m de los océ- anos mundiales. Tal vez debido a esta causa fue uno de los primeros mares donde se documen- taron claras tendencias de calentamiento de sus aguas profundas [Bethoux et al., 1990].
2. Ya se ha comentado lo importante que es conocer con exactitud el intercambio de energía en-
tre el mar y el océano. Además, para conocer la influencia de la interacción océano-atmósfera sobre la dinámica de cualquier mar, se necesita conocer los flujos de calor, agua y cantidad de movimiento. Estas variables se derivan, a través de fórmulas empíricas, de otras directamente observables tales como la intensidad del viento, humedad relativa, etc. El balance de calor y agua dulce para cualquier región del mundo es el resultado de esta interacción más el intercam- bio o transporte entre zonas adyacentes. El carácter semicerrado del Mediterráneo permite que el intercambio de calor y sal con el Atlántico, a través del estrecho de Gibraltar, esté relativa- mente bien cuantificado, lo que impone una importante restricción al balance de calor y agua a través de la superficie del Mediterráneo. Por esta razón se ha utilizado con frecuencia el Me- diterráneo para comprobar diferentes aproximaciones y fórmulas empíricas usadas para el cál- culo de las distintas componentes del flujo de calor entre el mar y la atmósfera [Bunker et al., 1982; Garret et al., 1993].
3. Algunos de los procesos y mecanismos fundamentales por medio de los cuales el océano
transporta calor desde unas zonas del planeta a otras y “ventila” las capas profundas, son los de convección, formación de aguas profundas y la circulación termohalina. Estos procesos y mecanismos son más visibles en zonas de altas latitudes, subpolares y polares, y en épocas del año en las que son de difícil acceso. El Mediterráneo es de los pocos lugares en latitudes tem- pladas donde también tiene lugar la formación de aguas profundas. Además posee una circu- lación termohalina propia similar a la del océano global, con la diferencia de que estos proce- sos se producen a escalas espaciales más susceptibles de ser estudiadas con mayor detalle. Po- dría decirse en este sentido que el Mediterráneo se comporta como un océano en miniatura
[Bethoux at al., 1999].
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4. Como ya se comentó en el epígrafe 1.2, uno de los temas que suscitan un gran interés en la
comunidad científica es el estudio de la influencia que los cambios climáticos pudieran tener en
la circulación termohalina. El Mediterráneo ofrece un excelente laboratorio natural donde es-
tudiar cómo las alteraciones de los flujos de agua y calor entre el océano y la atmósfera, meca- nismos íntimamente ligados con el clima, pueden alterar la formación de aguas profundas, las características de las masas de agua y la propia circulación termohalina del Mediterráneo. En- tre 1989 y 1993, una serie de inviernos excepcionalmente fríos y secos llevaron a que el lugar de formación de aguas profundas en el Mediterráneo Oriental se desplazara desde el Adriáti- co al Egeo, donde la producción de aguas profundas se elevó a 1.2 Sv (1 Sverdrup = 10 6 m 3 /s)
siendo anteriormente en el Adriático de 0,3 Sv. Este proceso se denominó “Eastern Mediterra- nean Transient” [Roether et al., 1996; Klein et al., 1999; Lascaratos et al., 1999]. La forma en que este suceso ha alterado la distribución de masas de agua en el Mediterráneo Oriental, el tiempo necesario para que esta cuenca vuelva a un estado de equilibrio, la forma en que este evento podría influenciar al Mediterráneo Occidental, o si es un proceso susceptible de repe- tirse en un futuro próximo no están aún claros. Millot et al. [2006] han sugerido recientemen- te que el mar Tirreno podría haberse convertido en un lugar de formación de aguas profundas en el Mediterráneo Occidental, compitiendo con el golfo de León y alterando la temperatura y salinidad de las aguas profundas que el Mediterráneo vierte al Atlántico a un ritmo superior in- cluso al inducido por los cambios en la absorción de calor ligados al calentamiento global.
5. En el Mediterráneo pueden apreciarse no sólo las alteraciones inducidas por cambios climá-
ticos ligados al aumento de gases de efecto invernadero [Bethoux et al., 1990; 1998], sino que
se notan otros efectos causados por la actividad humana actuando sobre el medio ambiente en general y el medio marino en particular. Estos efectos se solapan en gran medida con aquellos derivados del cambio climático o simplemente con la variabilidad natural del sistema océano- atmósfera.
Varios son los agentes que se consideran responsables del aumento de la salinidad del Medite- rráneo. Los aportes de agua dulce del Nilo se han reducido, debido a la construcción de la pre- sa de Asuán, así como los de los principales ríos que vierten sus aguas al mar Negro [Rohling
y Bryden, 1992; Tsimplis y Baker, 2000; Bethoux et al., 1998] y los del Ebro. Además, la aper-
tura del Canal de Suez y las sucesivas obras para ensanchar y aumentar su profundidad han au- mentado el flujo de agua más salada procedente del mar Rojo. Por último, el Mediterráneo también ha sido afectado por la alteración de uno de los patrones más importantes de la circu- lación atmosférica del Atlántico Norte: la Oscilación del Atlántico Norte.
6. Los cambios que se han observado, y que presumiblemente pudieran continuar en las pró-
ximas décadas, no sólo son importantes para el propio Mediterráneo, sino que podrían tener im- portantes repercusiones en la circulación del Atlántico y a través de la misma en el clima del planeta. El agua mediterránea que sale a través del estrecho de Gibraltar se extiende por el Atlántico Norte, principalmente por la parte oriental, llegando hasta el mar de Noruega donde su elevada salinidad contribuye a la formación del agua profunda del Atlántico Norte [Reid, 1979]. Jonhson [1997], en un controvertido trabajo, sugería la posibilidad de que el aumento del déficit de agua dulce del Mediterráneo, y el consiguiente aumento de su salinidad y del flu- jo saliente de agua mediterránea, provocaría un desplazamiento hacia el mar del Labrador de
parte de la corriente cálida que entra en el mar de Noruega, induciendo una pequeña glaciación en la península del Labrador y Europa del norte. Otros autores han mostrado cómo los cambios acaecidos en el Mediterráneo se podrían extender a lo largo del Atlántico Norte. Por ejemplo, Potter y Lozier [2004] señalan cómo entre 1955 y 1993 las aguas correspondientes al núcleo del agua mediterránea en el Atlántico Nororiental (máximo de salinidad situado en torno a los 1200 m de profundidad) habían experimentado un aumento de temperatura y salinidad de 0,01 ºC/año y 0,0028 ups/año (*) . Cambios similares han sido mostrados para el agua mediterrá- nea en el mar Cantábrico a la altura de Santander [González-Pola et al., 2005; González-Pola, 2006]. Tanto Potter y Lozier [2004] como González-Pola et al. [2005] comentan una cierta in- consistencia, o al menos una dificultad para explicar sus resultados, ya que los cambios obser- vados en la temperatura y salinidad de las aguas mediterráneas en el Atlántico Nororiental y el Cantábrico respectivamente son del mismo orden de magnitud que los descritos en la literatu- ra para estas masas de agua en su lugar de origen. El núcleo del agua mediterránea en el Atlán- tico Oriental es el resultado de la mezcla de esta masa de agua con el Agua Central del Atlán- tico Norte (ACAN), encontrándose ambas en una proporción aproximada de 1:3, y siendo aún menor la proporción de agua mediterránea en el Cantábrico. Por ello, el calentamiento y aumen- to de salinidad en estas capas del Atlántico deberían estar reducidos en esta misma proporción a menos que las aguas centrales del Atlántico Norte hubiesen experimentado una tendencia si- milar. Vargas-Yáñez et al. [2004] encontraron en 2002 que en la sección transatlántica 24 ºN, el principal aumento de temperatura y salinidad se observaba en la termoclina principal, por en- cima de la profundidad ocupada por el agua mediterránea, la cual sólo cambió sus propiedades muy ligeramente, no siendo estadísticamente significativos estos cambios. Estos resultados es- tarían en desacuerdo con los mostrados por los autores anteriores, pero seguramente están re- lacionados con la escasa frecuencia con la que este tipo de secciones transatlánticas son repe- tidas y la dificultad para detectar cambios a largo plazo que pueden ser enmascarados por la va- riabilidad interna y de corto periodo del sistema cuando la frecuencia de muestreo no es suficiente.
7. La situación entre tres continentes, la gran presión demográfica y turística, el intenso tráfi- co marítimo y la actividad industrial y agrícola hacen que los impactos sobre el Mediterráneo sean de muy diversa índole, no sólo asociados al cambio climático. En algunos casos sus con- secuencias son similares a las originadas por el calentamiento global, lo que hace difícil distin- guir unas causas de otras. Ya se mencionó que la construcción de embalses y el uso de sus aguas para consumo de poblaciones o usos agrícolas tiene impactos en el balance de agua y sal similares a los que pudieran inducir alteraciones en las tasas de evaporación y precipitaciones ligadas a oscilaciones del sistema climático [Tsimplis y Josey, 2001]. Bethoux et al. [1999] muestran un aumento de los aportes antropogénicos de nitrógeno y fósforo, asociados a la ac- tividad agrícola y al aumento demográfico de las zonas costeras, así como un aumento de la contaminación por metales como plomo o zinc ligados al aumento del nivel de vida en ciertos países ribereños.
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Por otra parte, el Canal de Suez ha supuesto una vía de entrada para numerosas especies invaso- ras originarias del Índico, algunas de las cuales han colonizado ciertas áreas de la cuenca levanti- na (véase por ejemplo el atlas de especies exóticas del CIESM, Consejo Internacional para la Ex- ploración Científica del mar Mediterráneo (http://www.ciesm.org/online/atlas/index.htm).
A este mecanismo de introducción de especies invasoras se une el transporte de otras en los
tanques de lastre de los buques cargueros, la entrada de forma natural de especies tropicales atlánticas a través del estrecho de Gibraltar o algunos accidentes como el que introdujo el alga caulerpa taxifolia.
De todo lo que acabamos de exponer se deriva la necesidad de establecer sistemas de obser- vación globales de los océanos y con la necesidad de articularlos mediante la cooperación in- ternacional y las alianzas regionales. Algunas de estas alianzas son, en el caso del Mediterrá- neo, Med-GOOS (la alianza regional mediterránea de GOOS, “Global Ocean Observing System”) o el programa de estudio de la variabilidad climática Med-CLIVAR, que es la alian-
za regional mediterránea del programa internacional CLIVAR, Climate Variability and Predic- tability del WCRP.
Por otro lado, resultaría un tanto corto de miras el establecimiento de sistemas de observación exclusivamente orientados a la vigilancia, monitorización, estudio y predicción de los cambios ligados a una única amenaza, la contaminación, el cambio climático, pérdidas de biodiversi- dad, etc. Los impactos de la actividad humana y los propios de la variabilidad natural son múl- tiples, y a veces difíciles de distinguir.
2.1 Mediterráneo y cambio climático.
La influencia del forzamiento atmosférico.
2.3 Certezas e incertidumbres sobre los efectos del cambio climático en el Mediterráneo.
Informe científico / Mediterráneo y cambio climático
2.1 Mediterráneo y cambio climático
El Mediterráneo es una cuenca de concentración, es decir, la evaporación supera a los aportes de las precipitaciones y ríos de tal forma que, si no estuviese conectado con el Atlántico, iría se- cándose progresivamente. A través de su conexión con el Atlántico, el estrecho de Gibraltar re- cibe agua que mantiene el balance de masa en el Mediterráneo. El flujo medio anual de calor entre él y la atmósfera promediado sobre un periodo largo de tiempo, muestra que el Medite- rráneo pierde entre 5 y 7 W/m 2 .
Figura 2.1. Flujo medio anual en el Mediterráneo expresado en Wm -2 . Los valores negativos indican flujo desde el mar hacia la atmósfera. Nótense los valores negativos en las zonas de convección y formación de aguas profundas e in- termedias en el golfo de León, Adriático, Egeo y cuenca levantina. La línea continua indica el valor cero. Datos ob- tenidos del NCEP/Reanalysis.
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El aumento de salinidad y el descenso de la temperatura producido por este déficit de agua dul- ce y de calor llevan consigo una pérdida de flotabilidad, es decir, un aumento de densidad de las capas superiores. La consiguiente pérdida de estabilidad de la columna de agua ocasiona una mezcla convectiva que homogeniza la columna de agua. Dependiendo de la intensidad de la pérdida de flotabilidad, estos procesos pueden llegar a homogeneizar toda la columna de agua hasta el límite más profundo, lo que se conoce por convección y formación de aguas profun- das, o puede limitarse a capas intermedias, hasta profundidades de 200 a 400 m.
Figura 2.2. Esquema de los procesos de formación de aguas intermedias y profundas y circulación termohalina del Mediterráneo. Q indica flujo de calor del mar hacia la atmósfera, Qe es el flujo de calor entrante a través del estre- cho de Gibraltar, Qs es el flujo de calor saliente. La diferencia entre ambos compensa la pérdida de calor a través de la superficie. E es evaporación, P las precipitaciones, R las descargas de los ríos y V la intensidad del viento.
Las zonas de formación de aguas profundas son el mar Adriático y el Egeo en el Mediterráneo Oriental, y el golfo de León en el Occidental. Sin embargo, recientemente y como ya se indicó, Millot et al. [2006] han sugerido que el Tirreno podría ser un lugar de formación de aguas pro- fundas. En cuanto a las aguas intermedias se forman tanto en la cuenca levantina como en la plataforma continental del golfo de León y el mar Catalano-Balear.
El esquema de la figura 2.2 muestra la mayor parte de los procesos importantes que hacen del Mediterráneo un laboratorio natural para el estudio del cambio climático y de otras influencias antropogénicas:
a) El intercambio de calor con la atmósfera, la evaporación y las precipitaciones cuyo dé-
ficit origina la circulación termohalina que se esquematiza en la figura 2.2 y que, lógicamen- te, podrían ser unos de los primeros factores que se verían afectados por el calentamiento global.
b) Los aportes de los ríos que se ven alterados por las construcciones hidráulicas, o por los
propios cambios del ciclo hidrológico del planeta. Estas alteraciones, a su vez, podrían afec-
tar a la circulación termohalina. La regulación de los ríos también podría afectar al aporte de sedimentos al mar.
c) La actividad industrial y agrícola que vierte sustancias contaminantes, nutrientes inor-
gánicos, materia orgánica, etc. al mar.
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2.2 Una revisión de la circulación del Mediterráneo Occidental. La influencia del forzamiento atmosférico
Varios trabajos ofrecen información sobre las masas de agua y su circulación dentro del Medi- terráneo Occidental. Por ejemplo, el lector puede consultar “Western Mediterranean” [Marga- lef, 1985] para leer una revisión completa del funcionamiento del Mediterráneo Occidental desde un punto de vista multidisciplinar, incluyendo aspectos tanto de su morfología como de la física, química y la biología marina, o bien Millot [1999] para una descripción más actual, aunque en este caso limitada a los aspectos puramente físicos.
Muchos de los trabajos que desde principios de los 90 han tratado de describir aspectos parcia- les de la circulación del Mediterráneo han relacionado la variabilidad de la misma con distintos forzamientos de tipo atmosférico y, consecuentemente, susceptibles de verse alterados por los efectos del cambio climático. Por otra parte, esta dependencia respecto de la interacción océano-atmósfera hace de estos lugares o de estas características de la circulación del Medite- rráneo Occidental, lugares y características sensibles y de interés en posibles programas de monitorización y observación del Mediterráneo.
La figura 2.3 muestra cómo las aguas atlánticas que entran a través de Gibraltar desarrollan dos giros anticiclónicos en el mar de Alborán, la cuenca más occidental del Mediterráneo. Esta zo- na del Mediterráneo Occidental es especialmente interesante por varias razones. En primer lu- gar, es la primera de las cuencas mediterráneas en recibir las aguas superficiales del Atlántico, las cuales conservan prácticamente las mismas características de temperatura y salinidad que tenían en el golfo de Cádiz. Por ello es una zona adecuada para detectar posibles cambios de las aguas entrantes, y discernir entre cambios que pudieran producirse a causa de la interacción océano-atmósfera dentro del propio Mediterráneo de cambios importados del Atlántico. No obstante, hay que señalar que la ubicación ideal para hacer este tipo de seguimiento, y sin du- da un punto que debería estar sujeto a permanente monitorización para poder cuantificar el flu- jo de calor entrante, así como sus posibles variaciones, es el estrecho de Gibraltar. Los trabajos realizados hasta la fecha en el estrecho han tratado de hacer estimaciones precisas del valor me- dio de los flujos de entrada, salida y transporte neto y, en el mejor de los casos, tratar de infe- rir la existencia de un ciclo estacional en dichos flujos [García-Lafuente et al., 2002]. La longi- tud de las series disponibles hasta el momento no permite evaluar la variabilidad interanual, y en consecuencia ningún tipo de variabilidad decadal o a largo plazo.
Siendo el Mediterráneo un mar oligotrófico, el mar de Alborán es uno de los lugares del Medi- terráneo Occidental (junto con el golfo de León o la desembocadura de algunos ríos) donde pueden encontrarse tasas de producción primaria más elevadas. Esto es debido a varios proce- sos que favorecen la inyección de nutrientes en las capas superiores bien iluminadas. En gene-
ral, es bien sabido que los procesos capaces de aumentar la fertilidad de la capa fótica e indu- cir altas tasas de producción primaria son: 1. Los procesos de convección intermedia o profun- da, ya que al mezclar la mayor parte de la columna de agua provocan altas concentraciones de nutrientes en las capas superficiales (ver fig. 2.2). 2. Los procesos de mezcla invernal, en los que sin llegar a tener lugar la formación de aguas intermedias o profundas, sí se rompe la termocli- na estacional incrementándose las concentraciones de nutrientes en las aguas superficiales. 3. En algunas partes del planeta, la dirección dominante de los vientos relativa a la orientación de la costa puede generar por transporte de Ekman el afloramiento de aguas sub-superficiales que aumentan la productividad de estas aguas. En el mar de Alborán no se da el primero de es- tos dos procesos, pero sí el segundo de ellos, y, debido al predominio de los vientos de ponien- te a lo largo del año [ver por ejemplo Parrilla y Kinder, 1987, para una descripción general de este mar y sus condiciones atmosféricas] y la orientación Oeste-Este de la costa, sí se producen con frecuencia afloramientos por transporte de Ekman (ver fig. 2.4 y 2.5 para una explicación esquemática de estos procesos).
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Figura 2.3. Esquema de circulación del Mediterráneo Occidental, adaptado de Millot [1999]. Las flechas negras in- dican la corriente superficial de agua atlántica, las flechas grises indican las aguas levantinas intermedias con cier- ta influencia de agua profunda del Tirreno, y las flechas azules muestran la circulación de las aguas profundas. Zo- nas rayadas indican posibles áreas de convección profunda o intermedia, y en discontinuo se indica posible transpor- te de agua a cargo de “eddies” desprendidos de la corriente argelina. Se han incluido algunas de las referencias que aluden a trabajos que relacionan la variabilidad de la circulación o las propiedades termohalinas de las aguas con la interacción con la atmósfera y, por tanto, pueden ser zonas de relevancia en estudios climáticos.
Figura 2.4. A) Situación de estratificación estival en la que el desarrollo de la termoclina estacional aumenta la esta- bilidad de las capas superficiales e impide la difusión turbulenta de nutrientes hacia la capa fótica. B) Durante otoño e invierno la energía cinética transmitida por el viento a las capas superiores del mar sirve para mezclar la columna de agua, rompiendo la termoclina estacional y aumentando las concentraciones de nutrientes en las capas superiores.
Figura 2.5. Proceso de afloramiento por transporte de Ekman. En el hemisferio norte estos procesos se producen cuando el viento tiene una componente paralela a costa dejando a la misma a su izquierda, como ocurre con frecuen- cia en el mar de Alborán.
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Además de estos procesos, otros específicos del mar de Alborán han sido descritos en la litera- tura. La rápida corriente atlántica que entra a través de Gibraltar genera dos giros anticiclóni- cos (ver Fig.2.3), la inclinación de las superficies materiales, isotermas, isohalinas e isopicnas,
eleva las capas sub-superficiales hacia el norte de la corriente, y las hunde hacia el sur, de tal forma que se genera un gradiente en la productividad de las aguas, más ricas en el norte, y más pobres en el sur [Morán y Estrada, 2001]. Diversos trabajos han descrito una circulación age- ostrófica transversal a la dirección principal de la corriente que podría favorecer el aporte de nutrientes en la zona norte de Alborán, y el hundimiento de las aguas y por tanto el predomi- nio de condiciones oligotróficas al sur de la cuenca [Tintoré et al., 1991, Viudez et al., 1996, fi- gura 2.6]. Otro mecanismo específico de afloramiento de aguas sub-superficiales en el mar de Alborán fue mostrado por Sarhan et al. [2000]. Desplazamientos hacia el sur de la corriente atlántica y el giro anticiclónico occidental, dejarían un espacio en la parte septentrional de la cuenca que sería ocupada por aguas sub-superficiales, aportando nutrientes a la capa fótica (ver fig. 2.6). La importancia de estos procesos de afloramiento en el balance total de carbono ha si- do puesta de manifiesto por Sánchez-Vidal et al. [2004] y Fabrés et al. [2002] quienes mues- tran la relación entre los procesos de afloramiento y la transferencia de materia orgánica des- de las capas superficiales del mar hacia las capas profundas y, finalmente, a los sedimentos marinos, siendo así retirados del ciclo del carbono. Sería necesario realizar una monitorización
y estudios a largo plazo para conocer la capacidad de exportación de carbono orgánico a los se-
dimentos marinos en zonas productivas como el mar de Alborán, el porcentaje de la producción primaria que estos flujos representan y las posibles alteraciones que los cambios climáticos pu- dieran tener sobre los mismos. Estas hipotéticas alteraciones, en caso de aumentar la exporta-
ción de materia orgánica a los sedimentos serían un proceso de retroalimentación negativo,
mientras que si se redujesen, por ejemplo en caso de una disminución de los vientos favorables
al afloramiento, serían una retroalimentación positiva.
Figura 2.6 A. Circulación anticiclónica en el mar de Alborán. Se muestra el frente termohalino asociado a la corrien- te atlántica que bordea este giro y la circulación secundaria o ageostrófica que podría inyectar nutrientes en las ca- pas superficiales del sector norte de Alborán.
Figuras 2.6 B y C. Esquema del modelo propuesto por Sarhan et al. [2000] sobre el efecto de las excursiones ha- cia el sur de la corriente atlántica (1m/s) y el afloramiento inducido por este proceso. Con un aspa se representa la rápida corriente atlántica que se dirige hacia el Este, es decir, hacia el interior del papel.
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Continuando hacia el este en el esquema circulatorio de la figura 2.3, se encuentra la corrien- te argelina, la cual tiene una importante actividad de mesoescala. Pinot et al. [2002] propusie- ron que parte del agua atlántica (AA) que pasa a través de los canales de las Baleares (Ibiza y Mallorca) podría ir asociada al desprendimiento de aquella estructura. El Agua Occidental In- termedia (AOI), es un agua muy fría (<13 ºC, Salat y Cruzado, 1981; Salat y Font, 1987) pero de menor densidad que el Agua Levantina Intermedia (ALI) por tratarse también de aguas de más baja salinidad (38-38.3 ups). Se forma en la plataforma continental del golfo de León y mar Catalano-Balear. La cantidad de Agua Intermedia que se forma cada invierno y que alcanza los canales en primavera tiene una alta variabilidad interanual, dependiendo fuertemente de las condiciones atmosféricas reinantes durante los meses invernales. Pinot et al. [2002] sugieren que el volumen de este agua que circula por los canales puede bloquear la circulación de aguas atlánticas a través de los mismos o, por el contrario, cuando aquella está ausente, debido a in- viernos suaves, favorecer el paso del AA. La monitorización de esta masa de agua en los cana- les baleares es de gran importancia, por una parte por ser un excelente indicador climático al re- flejar directamente los flujos de calor entre el mar y la atmósfera [Montserrat et al., 2007, Ló- pez-Jurado et al., 2005] y, por otra parte, porque la circulación de AA a través de los canales afecta a la posición del frente balear. Éste es un frente termohalino cuya posición fluctúa al nor- te y sur de las islas y cuya importancia va más allá de los procesos puramente climáticos, pues influye en las zonas de puesta de especies de interés comercial de la familia de los túnidos.
Montserrat et al. [2007] han mostrado que la presencia o ausencia de esta masa de agua en los canales baleares puede usarse como indicador de la variabilidad interanual del intercambio ener- gético océano-atmósfera. Además, recientes trabajos señalan que durante inviernos especial- mente fríos esta masa de agua puede sufrir un enfriamiento tal que, a pesar de su baja salinidad, puede alcanzar una densidad superior a la del Agua Profunda del Mediterráneo Occidental (AP- MO), hundiéndose, preferentemente a lo largo de los cañones submarinos presentes en la cos- ta noroccidental mediterránea hasta las capas más profundas del mar en un proceso que en la li- teratura inglesa se conoce como “cascading”. Este proceso se observó recientemente durante el invierno 2004-2005 [Font et al., 2007; López-Jurado, 2005]. Al igual que ocurría con la posición del frente balear, este proceso puede tener importancia más allá de la simple evolución de las ma- sas de agua y su relación con las condiciones atmosféricas. Canals et al. [2007] mostraron que los procesos de intenso “cascading” son un medio por el que pueden transportarse grandes cantida- des de sedimentos, a través de los cañones submarinos, hasta el fondo de la cuenca.
La otra masa de agua que se forma en el Mediterráneo Noroccidental es, como ya se ha comen- tado, el Agua Profunda del Mediterráneo Occidental (APMO). Tradicionalmente se ha conside-
rado que en su formación intervienen el AA que ocupa la capa más superficial, y por debajo de ella el ALI. Dado que los procesos de formación de aguas profundas dependen de una intensa interacción con la atmósfera, no es preciso enfatizar que sus propiedades y tasas de formación pueden alterarse por causa del cambio climático, y de hecho así se ha observado a lo largo del siglo XX (ver epígrafe siguiente). Sin embargo, la importancia de este proceso de convección profunda va más allá del propio Mediterráneo. Por una parte porque el agua mediterránea se extiende por el Atlántico participando en los procesos de formación del Agua Profunda del Atlántico Norte. Por otra, porque los flujos de calor océano-atmósfera en el golfo de León tie- nen una relación positiva con la variabilidad de la Oscilación del Atlántico Norte (OAN), y és- ta, a su vez, con el contenido calorífico del Atlántico Norte, por lo que se ha sugerido que el AP- MO es un indicador, sencillo de monitorizar, de cambios que pudieran ocurrir sobre en el Atlán- tico [Rixen et al., 2005].
No sólo la temperatura y salinidad de las capas profundas están determinadas por los procesos convectivos del golfo de León, influenciados a su vez por patrones de circulación atmosférica de gran escala como la OAN. La propia circulación del Mediterráneo Occidental podría estar mo- dulada por la variabilidad interanual de estos procesos. Vignudelli et al. [1999] sugirieron que el transporte asociado a la corriente septentrional (antiguamente corriente liguro-provenzal) es- taría relacionado negativamente con el índice OAN. Según estos autores, valores negativos de este índice irían asociados a fuertes pérdidas de calor en la zona del golfo de León (como lue- go confirmaría Rixen et al., 2005) y la mayor intensidad de los procesos de formación de aguas profundas requerirían un mayor transporte de aguas superficiales e intermedias para alimen- tar las capas superiores, cuyas aguas se hundirían tras los procesos de convección extendién- dose por el fondo de la cuenca. Más al sur, siguiendo la trayectoria de la corriente septentrio- nal, Font [1990] mostró que la corriente septentrional, a la altura del delta del Ebro, exhibía un patrón estacional con máxima intensidad a partir de otoño e invierno, y valores mínimos de in- tensidad de la corriente en verano. Sorprendentemente esta estacionalidad y, en general la va- riabilidad de esta corriente no estaban relacionadas con los vientos de esta zona, por lo que Font concluyó que estas variaciones estaban ligadas a la propia circulación termohalina. Aun- que en este trabajo no se consideraba la posible influencia de patrones de circulación atmosfé- rica o la variabilidad a largo plazo, se anticipa, en cierta forma, al trabajo de Vignudelli [1999], estableciendo la circulación termohalina del Mediterráneo Occidental y, por tanto, los procesos de formación de aguas profundas e intermedias como los moduladores de la corriente septen- trional. Si se consideran, además, los resultados de Montserrat et al. [2007], López-Jurado et al. [2005], Pinot et al. [2002], se podría concluir que toda la circulación desde el canal de Córcega hasta el Canal de Ibiza está gobernada por el forzamiento atmosférico y los flujos de flotabili- dad entre el océano y la atmósfera, siendo el viento un factor secundario.
Otros procesos cuya evolución debería monitorizarse son aquellos implicados en los aportes de nutrientes a las capas superficiales iluminadas, ya sean por afloramientos inducidos por el vien- to o por cualquier otro fenómeno. Ya se ha explicado la importancia de este fenómeno en el mar de Alborán. En la costa catalana, la dirección dominante del viento es del NW, sin embargo en primavera y verano se producen algunos eventos del SW que podrían inducir afloramientos [Font, 1990]. En esta misma área otros agentes que pueden aumentar la producción primaria son los aportes de agua y materia orgánica e inorgánica del río Ebro. Además de las construc-
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ciones de presas y el desvío del agua para usos agrícolas, las posibles alteraciones del ciclo hi- drológico, como la reducción de precipitaciones observada desde principios de los 60 hasta mediados de los 90, podrían cambiar no sólo el caudal vertido al mar, sino tener cierta influen- cia sobre la producción primaria de esta zona.
Hay trabajos que analizan mediante modelos globales de circulación posibles cambios en la in- tensidad de los principales sistemas de afloramiento del océano mundial ante distintos escena- rios de cambio global [Mote y Mantua, 2002]. Aunque estos autores no encuentran cambios apreciables, uno de los aspectos que necesitará de un seguimiento es la intensidad de estos procesos a escalas regionales y locales como las que se han descrito en este epígrafe.
Además de conocer los rasgos generales de las masas de agua y la circulación del Mediterráneo Occidental, y cuáles de ellos parecen a primera vista susceptibles de verse influenciados por el calentamiento global del planeta, se puede hablar ya de ciertos cambios observados y cuanti- ficados a día de hoy. De igual forma, se pueden señalar aspectos sobre los que existen aún im- portantes incertidumbres.
Desde principios de los años 90, un número creciente de trabajos ha ido aportando evidencias sobre la existencia de cambios en el Mediterráneo ligados a la variabilidad climática de esta re- gión del planeta. Algunos de estos cambios pueden ser oscilaciones asociadas a la variabilidad natural de esta zona y de sus condiciones meteorológicas o incluso oscilaciones de patrones de circulación atmosférica y oceánica de mayor escala espacial que la del propio Mediterráneo. Otros, en cambio, parecen ser el fruto de actividades humanas que, en principio, no estarían li- gadas a las emisiones de gases de efecto invernadero; y, finalmente, otros parecen ser tenden- cias a largo plazo, presumiblemente ligadas al aumento de las concentraciones de gases de efecto invernadero. Algunos de estos cambios están bien establecidos, mientras que respecto a otros existen aún ciertas dudas.
Bethoux et al. [1990] encontraron que el APMO se había calentado 0,12 ºC y aumentado su sa- linidad 0,03 a lo largo del periodo 1959-1989, manteniendo su densidad prácticamente constan- te en torno a los 1029.10 kg/m 3 . Estos autores consideraban que, debido a la alta variabilidad del ALI, no era posible afirmar nada acerca de cambios en su temperatura y salinidad. De acuer- do con el esquema tradicional, el APMO se forma a partir de dos contribuciones, el agua super- ficial de origen atlántico, y el ALI. Estos autores, basándose en los balances de calor, sal y ma- sa, consideraban que debían haberse calentado tanto las aguas superficiales de la cuenca occi- dental como las ALI.
No obstante, para llegar a esta conclusión se asumían varias hipótesis, como la de un valor cons- tante de los flujos intercambiados a través del estrecho de Gibraltar, ya que la densidad de las aguas mediterráneas no había cambiado, constancia de la actividad solar y una constancia de la temperatura del agua atlántica entrante a través de Gibraltar. Koutsikopoulos et al. [1998] mues- tran un aumento de la temperatura superficial del mar en el golfo de Vizcaya de 0,06 ºC/año en el periodo 1972-1993, y Vargas-Yáñez et al. [2004] muestran una importante elevación de las temperaturas de la termoclina en el Atlántico Subtropical entre 1992 y 2002. Aunque ninguno de estos dos trabajos están referidos al mismo periodo analizado por Bethoux et al. [1990] ni anali- zan las AA que directamente entran a través de Gibraltar, al menos crean ciertas dudas sobre la hipótesis de constancia en las temperaturas y el flujo de calor de entrada al Mediterráneo.
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Rohling y Bryden [1992] analizaron datos de temperatura y salinidad en el APMO en una am- plia zona que cubría la mayor parte de la cuenca argelino-provenzal, y mostraban un calenta- miento y una progresiva salinización de estas aguas entre 1909 y 1989, con una aceleración de estas tendencias positivas después de 1955, alcanzando valores de 0,0016 ºC ups/año (*) y 0,00095 ups/año (*) . Contrariamente a Bethoux et al. [1990], estos autores sí encuentran un progresivo aumento de la densidad potencial de 0,00037 kgm -3 /año. A partir de medidas reco- gidas en la cuenca balear estimaron un aumento de la salinidad de las ALI de 0,00092 ups/año (*) en el periodo 1909-1989, con una intensificación de estas tendencias en las últimas décadas de este periodo de hasta 0,0024 ups/año (*) . Estos autores asocian este calentamiento de las aguas profundas al aumento de salinidad de las aguas levantinas que, como ya se ha comentado, se- ría una de las masas de agua que contribuyen a su formación. A su vez, el aumento de salini- dad sería producido por la reducción de los aportes de agua dulce en la cuenca levantina debi- da a la construcción de la presa de Asuán y otras en los ríos que desembocan al mar Negro.
Bethoux et al. [1998] sí afirmaron la existencia de un aumento tanto de la temperatura y sa- linidad de las APMO (0,00347 ºC/año 0,00107 ups/año (*) ) como de las ALI (entre 0,0068- 0,0091 ºC/año 0,0018-0,0019 ups/año (*) ).
En esta misma línea, es decir, calentamiento y salinización de las aguas profundas de la cuen- ca occidental, incide el trabajo de Tsimplis y Baker [2000], si bien estos autores apuntan a va- rias causas posibles del aumento de salinidad de las aguas profundas: por una parte la reduc- ción de los aportes de agua dulce en la cuenca levantina, pero por otra, también una reducción de las precipitaciones en la cuenca occidental asociadas a la fase positiva y creciente de la Os- cilación del Atlántico Norte (OAN) desde principios de los años 60 hasta el 1994, aproxima- damente.
Sin embargo Krahmann y Schott [1998] contradicen la hipótesis de Bethoux y coautores y de Rohling y Bryden acerca del aumento de salinidad del agua levantina y su implicación en el au- mento de la salinidad y temperatura del agua profunda. Si bien estos autores muestran un au- mento de la temperatura y salinidad de las aguas profundas occidentales en el periodo 1960- 1995 de 0,0016 ºC/año y 0,0008 ups/año (*) , no encuentran ningún tipo de tendencia para las aguas levantinas intermedias. En cambio, sí observan un aumento de la salinidad de la capa su- perficial atlántica entre 0 y 70 m de profundidad, el cual achacan a la disminución de los apor-
tes de agua dulce causada por las presas construidas en el Ebro, así como a una reducción de las precipitaciones ligadas al aumento del índice OAN, hipótesis que ya había sido sugerida por Tsimplis y Baker [2000]. Estos últimos aceptaban que el aumento de la salinidad y temperatu- ra profunda era el resultado de una combinación de factores, incluyendo la reducción de pre- cipitaciones en el Mediterráneo Occidental, pero también el aumento de salinidad de las aguas levantinas.
De acuerdo con Krahmann y Schott, la temperatura de la capa superficial no habría aumenta- do, afectando los cambios tan sólo a su salinidad. Sin embargo, esta posibilidad no parece muy consistente si se tiene en cuenta que Pascual et al. [1995] y Salat y Pascual [2002, 2006], mos- traron un claro aumento de la temperatura del mar entre 0 y 80 m en la estación de L’Estartit entre 1973 y 1994 primero, entre 1973 y 2001 más tarde, y, finalmente, entre 1973 y 2005 siendo estas tendencias del orden de 0,03 ºC/año, un orden de magnitud superior a la estima- da para las aguas profundas e intermedias. La estación oceanográfica donde estos autores ob- tienen la información de forma rutinaria está muy próxima a la zona analizada por Krahmann
y Schott. En nuestra opinión, los resultados de Salat y Pascual son unos de los más consisten-
tes y robustos de todos los expuestos en esta revisión, pues se basan en medidas semanales de temperatura, en el mismo punto y con la misma metodología a lo largo de tres décadas. Por otra parte, estos autores muestran datos de temperatura del aire en una estación meteorológica próxima a la misma estación oceanográfica y se observan tendencias de la temperatura del ai- re consistentes con las del agua y que sugieren una transferencia de calor de la atmósfera al mar (equivalentemente una reducción del flujo de calor del mar a la atmósfera). Finalmente, las tendencias estimadas por regresión lineal, por estos autores, apenas se ven alteradas por la se- lección del periodo sobre el que se realiza la regresión lineal. La duración de las series y la au- sencia de huecos en las mismas reduce sensiblemente el efecto que las oscilaciones naturales podrían tener sobre otras series formadas a partir de datos irregularmente distribuidos en el es- pacio y más escasos en el tiempo.
Otros trabajos que sugieren que las capas superficiales sí se han calentado de forma importan- te en la cuenca occidental son los de Vargas-Yáñez et al. [2002, 2005] que muestran tenden- cias positivas de la temperatura en los primeros 200 m de la columna de agua en la plataforma continental del mar de Alborán. Las tendencias encontradas por estos autores son del orden de
0,02 ºC/año entre 1992 y 2001. Hay que señalar nuevamente que el periodo cubierto por es- te estudio es distinto al analizado por Krahmann y Schott, pero estos resultados son consisten- tes con los de Salat y Pascual [2002, 2006], lo que añade credibilidad a ambos resultados. En conclusión, al menos entre 1973 y 2005, el aumento de la temperatura superficial del agua en
el Mediterráneo Occidental está bien documentado.
Un segundo hecho que merece mencionarse es que el ritmo de aumento de las temperaturas en estas capas superficiales es un orden de magnitud superior al encontrado para las aguas profun- das por Bethoux et al. [1990, 1998], Leaman y Schott [1991], Rohling y Bryden [1992], Krah- mann y Schott [1998], Tsimplis y Baker [2000]. Esto podría sugerir dos cosas: en primer lugar, las variaciones de temperatura de las aguas profundas reflejan simplemente el calentamiento por interacción con la atmósfera de alguna de las masas de agua que contribuyen a su forma- ción. Podría ser que los sucesivos procesos de mezcla entre aguas de distintos orígenes atenua-
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sen el calentamiento de las aguas profundas en comparación con el experimentado por las aguas superficiales. Una segunda posibilidad es que las diferencias se deban a los diferentes pe- riodos analizados, siendo la década de los 90 especialmente cálida. Esta segunda hipótesis es- tá apoyada por la existencia de fuertes tendencias en las aguas profundas del Tirreno entre 1996 y 2001, cuando éstas se calentaron a un ritmo similar al de las aguas superficiales en Al- borán y L’Estartit, con tendencias lineales de 0,016 ºC/año para la temperatura y 0,008/año pa- ra la salinidad [Fuda et al., 2002].
Sin embargo, más recientemente, Millot et al. [2006] han sugerido una nueva causa para el ca- lentamiento y la brusca elevación de las tendencias de temperatura y salinidad de las aguas pro- fundas a lo largo de la cuenca occidental y del flujo saliente de agua mediterránea en Gibraltar. Según estos autores, el Tirreno estaría contribuyendo de forma significativa a la producción de agua profunda, desplazando al golfo de León como principal productor de aguas profundas en la cuenca occidental. Las aguas más cálidas y saladas del Tirreno, explicarían el considerable au- mento de las tendencias observadas a partir de los años 90 para estas masas de agua.
En relación a las variaciones del nivel del mar observadas en el Mediterráneo a lo largo del si- glo XX, existen peculiaridades que ponen de manifiesto las distintas respuestas regionales a fe- nómenos globales tales como el cambio climático y la necesidad de desarrollar tanto sistemas de observación regionales como predicciones sobre escenarios regionales.
Aunque ya se han explicado algunas de las controversias concernientes a las variaciones del ni- vel del mar global, se puede establecer que, básicamente, éste ha aumentado a lo largo del si- glo XX a un ritmo de entre 1 y 2 mm/año [Church et al. 2001]. Contrariamente a este compor- tamiento observado sobre una escala global, Tsimplis y Baker [2000] mostraron un descenso del nivel del mar Mediterráneo a partir de 1960, el cual atribuyeron a un aumento de la presión at- mosférica asociado a la fase creciente de la OAN. Estos autores también sugieren una influen- cia del aumento de densidad causado por el aumento en el déficit de agua dulce durante este periodo. Tsimplis y Josey [2001] cuantificaron la influencia del índice OAN sobre el nivel del mar, estimándola entre -1,6 y -2,0 cm/unidad OAN. Este modo de variabilidad atmosférica no sólo influye en el nivel del mar a través de la presión atmosférica y el efecto de barómetro in- vertido, sino, también, a través de una reducción de las precipitaciones.
Tsimplis et al. [2005], muestran, usando un modelo numérico barotrópico forzado por campos de presión atmosférica y vientos, que estos factores (principalmente la presión) produjeron un descenso de entre -0,4 y -0,6 mm/año entre 1960 y 1994. Gomis et al. [2007] han analiza- do en mayor profundidad este efecto. La corrección del nivel del mar a partir de los resultados del modelo muestra tendencias crecientes, aunque inferiores a las encontradas en otras partes del océano mundial, lo que podría estar asociado al déficit hídrico del Mediterráneo y su acen- tuación durante la segunda mitad del siglo XX. Estos autores también observan un incremen- to notable de la velocidad a la que se eleva el nivel del mar a partir de 1993, lo que coincide con lo observado a nivel global [Cabanes et al., 2001].
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Varias instituciones españolan están llevando a cabo actividades relacionadas con la observa- ción del mar de una manera sistemática que, aunque no contempladas en general como un sis- tema de observación clásico similar al meteorológico por su formulación, servicio y financia- ción, sí se pueden enmarcar dentro del moderno concepto de “Oceanografía Operacional”. El Instituto Español de Oceanografía desarrolla, prácticamente desde su creación, muchas y di- versas actividades dentro del campo de la observación sistemática del mar, por ejemplo la red mareográfica establecida en 1943 y los muestreos sistemáticos y periódicos del medio marino encuadrados dentro de la red de observación RADMED. El Instituto Nacional de Meteorolo- gía (INM) cuenta con estaciones meteorológicas que cubren todo el litoral mediterráneo. Puer- tos del Estado (PE) cuenta con una importante red de boyas equipadas con diversos sensores oceanográficos y meteorológicos. El Instituto de Ciencias del Mar (ICM/CSIC) dispone de una estación mareográfica y meteorológica y visita periódicamente una estación oceanográfica en la costa catalana. El Instituto Mediterráneo de Estudios Avanzados (IMEDEA), la Universidad de Málaga (UMA) y PE llevan a cabo actividades de modelado numérico dentro del marco de diferentes proyectos y PE, ICM, IMEDEA y UMA realizan análisis de series de datos oceano- gráficos. Estas actividades contribuyen decididamente al desarrollo de la investigación ocea-
nográfica, y al mejor conocimiento de las características ambientales del mar y su variabilidad. Esto último permite detectar cambios relacionados con el clima y cómo tales cambios afectan
a los recursos vivos.
Ya se han expuesto en capítulos anteriores las amenazas que se ciernen sobre océano y mares,
y la relación océano-clima, así como la necesidad, encabezada y promovida por los principales
foros oceanográficos internacionales, de monitorizar sus características y variabilidad, explicar las causas de ésta, y suministrar las previsiones de su evolución. Para ello deben instalarse e instrumentalizarse los correspondientes sistemas de observación con carácter multidisciplinar
y multipropósito, pues ellos deben proporcionar información oceanográfica de forma sistemá-
tica y fiable que pueda ser distribuida, con fines diversos, a una pléyade de usuarios que inclu- ye los estamentos gubernamentales y administrativos, los organismos de decisión, la comuni- dad científica, los sectores industriales y económicos, y el público en general.
Un eficaz Sistema de Observación del Mediterráneo que sea capaz de contribuir al estudio de su estado de salud, así como de su relación con el clima está por desarrollar. Sin embargo, pro- gramas de monitorización del Mediterráneo, como los mencionados en párrafos anteriores, pa- lian esta deficiencia y, sin duda, deberían ser el núcleo sobre el que se articule el futuro siste- ma de observación.
El objetivo de los próximos capítulos es el de mostrar los resultados más recientes obtenidos a partir de los sistemas de observación tanto del Instituto Español de Oceanografía como de las otras instituciones implicadas en diferentes trabajos de monitorización, análisis de datos y mo- delado numérico relacionados con el clima marino del Mediterráneo. A partir de este análisis, así como de la revisión bibliográfica expuesta en los capítulos anteriores, se tratará de enten- der cuál es el estado actual del clima marino en las aguas del Mediterráneo español, en parti- cular las de la plataforma continental, así como detectar y cuantificar los cambios que hasta el momento se han producido en relación con el cambio climático.
3.1 Los sistemas de observación del Mediterráneo.
Informe científico / Sistemas de observación y grupo de cambio climático del IEO
3.1 Los sistemas de observación del Mediterráneo
La figura 3.1 muestra la posición de las estaciones oceanográficas monitorizadas por el IEO en los antiguos proyectos Ecomálaga, Ecomurcia y Ecobaleares, así como la estación oceanográfica de L’Estartit operada por el ICM. Aunque en este informe sólo se analiza el clima marino, estas es- taciones, al tener un carácter multidisciplinar, permiten detectar y estudiar otro tipo de efectos, causas y procesos implicados. Las series temporales obtenidas en dichas estaciones serán anali- zadas en el presente informe, así como los datos de nivel del mar de la red mareográfica del IEO y la estación de L’Estartit. Aunque PE también posee una red de mareógrafos que incluye el li- toral mediterráneo, sus series no serán directamente analizadas aquí, pero sí se incluirán resul- tados de los trabajos desarrollados recientemente por PE, IMEDEA y UMA, que usan tal infor- mación. Para más información sobre esta red puede consultarse http://www.puertos.es.
Las estaciones incluidas en los proyectos del IEO son visitadas trimestralmente, con la única ex- cepción de las tres estaciones situadas al sur de Mallorca que desde 1994 al 2000 fueron visi- tadas mensualmente. La estación de L’Estartit tiene carácter semanal. En cuanto a los mareó- grafos, se dispone de medidas del nivel del mar cada hora, por lo que todas las series han sido promediadas para obtener series mensuales.
Las series oceanográficas del IEO se extienden desde 1992 hasta el presente en el área de Eco- málaga, desde 1996 en el caso de Ecomurcia, y desde 1994 en el de Ecocirbal (aquí se analizan hasta el 2005, inclusive, en todos los casos). Las series de temperatura del mar en L’Estartit se remontan a 1973. En el caso de las series de nivel del mar la longitud de las series es también muy variable, siendo las más antiguas las de Algeciras, Málaga, Ceuta y Tarifa, que datan de los años 1943 y 1944, y las más recientes las de L’Estartit y Palma de Mallorca, iniciadas en los años 1990 y 1997 respectivamente.
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Figura 3.1. Los círculos azules indican la posición de las estaciones oceanográficas visitadas cuatro veces al año por el IEO para realizar muestreos multidisciplinares dentro de los proyectos Ecomálaga (en el mar de Alborán), Ecomur- cia (al sur de cabo Palos) y Ecocirbal (Canales Baleares y sur de la isla de Mallorca). El círculo rojo indica la posición de la estación oceanográfica de L’Estartit, visitada semanalmente por el ICM (CSIC) de Barcelona. Los triángulos azu- les indican la posición de los mareógrafos del IEO y el triángulo rojo el mareógrafo operado por el ICM. Los cuadros negros indican las zonas escogidas para realizar una recopilación histórica de datos de temperatura y salinidad de la base de datos MEDAR/MEDATLAS (2002).
Para poner en perspectiva los resultados de estos proyectos de monitorización, relativamente modernos, se han recopilado todos los perfiles de temperatura y salinidad disponibles en la base de datos MEDAR/MEDATLAS (2002) correspondientes a los rectángulos delineados con trazo grueso en la figura 3.1. Así se obtiene una información muy valiosa sobre los cambios ocurridos a lo largo de la segunda mitad del siglo XX en tres zonas que cubren todo el rango de latitud del litoral mediterráneo.
Dentro de un sistema de observación los centros de datos desempeñan un papel primordial. Aunque estrictamente no realizan labores de observación y monitorización, son un elemento in- dispensable, hasta el punto de que la monitorización del mar o de cualquier otra componente del sistema climático carece de sentido si no existe una buena gestión de los datos generados. To- das las series de nivel del mar procedentes del IEO se obtuvieron a través del Centro de Datos Oceanográficos del IEO donde además se almacenan, tras los pertinentes controles de calidad, los datos hidrográficos recogidos en las campañas oceanográficas. Otros de los datos que se recopi- lan, controlan y almacenan en este centro de datos son los procedentes de distintas medidas de corriente realizadas en el marco de proyectos de investigación del Plan Nacional de I+D, de los programas marco de la Unión Europea, o de cualquier otra fuente de financiación. Por otra par- te, PE incluye en su Red Exterior de Boyas Oceanográficas medidas de corriente de la capa su- perficial del mar. La base de datos de corrientes del IEO así como los datos de corrientes de la Red Exterior de PE ha sido analizada en este informe para obtener información sobre el estado del co- nocimiento de esta variable, tan importante para entender la forma en que se distribuyen y dis- persan por el mar distintas sustancias naturales como nutrientes, sedimentos, sal y calor, o an- tropogénicas, como contaminantes, vertidos accidentales, etc. La figura 3.2 muestra la posición de las medidas puntuales (en el caso del IEO) o permanentes (en el caso de PE) que se han ob- tenido y se obtienen a lo largo de las aguas mediterráneas españolas.
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Figura 3.2. Los puntos azules muestran la posición de distintos fondeos realizados por el IEO con duración limita- da en el tiempo a lo largo del Mediterráneo. Los puntos rojos muestran la posición de las boyas de la red exterior de PE donde se obtienen medidas superficiales de corrientes que han sido analizadas en este informe.
Para poder entender la variabilidad de las variables oceanográficas es imprescindible tener una buena información meteorológica. Ya se ha explicado en los capítulos anteriores que el motor que impele toda la dinámica de los océanos y los ciclos de todos los seres vivos que el mar al- berga es, en última instancia, la energía del Sol, modulada por la transferencia de energía y can- tidad de movimiento entre el océano y la atmósfera. Por ello se ha recopilado información me- teorológica de diversas fuentes: en primer lugar, una información muy detallada, con datos horarios en diversas estaciones meteorológicas del INM en estaciones situadas a lo largo de la costa. Las series de intensidad y dirección del viento y temperatura del aire cubren el periodo 1990-2005, coincidiendo con aquel en el que se dispone de información oceanográfica de los programas de monitorización del IEO. En segundo lugar, se ha usado igualmente información meteorológica, también de intensidad y dirección del viento y temperatura del aire de la Red Exterior de Boyas de PE. Estas series son más cortas y variables iniciándose todas ellas a lo lar- go de los años 90. En tercer lugar, se han utilizado los datos de presión atmosférica, intensidad
y dirección del viento y temperatura del aire en la estación meteorológica de L’Estartit, del
ICM (CSIC). Estas series se iniciaron en 1974. Finalmente, se usaron los datos de presión atmos- férica, temperatura superficial del mar, temperatura del aire, dirección e intensidad del viento,
transferencia de momento y flujos de calor del Nacional Center for Environmental Prediction/Reanalysis Project, proporcionados por NOAA-CIRES Climate Diagnostics Center, Boulder, Colorado, USA, http://www.cdc.noaa.gov/. La figura 3.3 muestra la localización de las distintas fuentes de datos meteorológicos.
Figura 3.3. Los triángulos negros muestran las estaciones meteorológicas del INM, los rojos las boyas de la Red Ex- terior de PE, y el amarillo la estación meteorológica de L’Estartit (ICM). Los puntos azules son los puntos de la rejilla donde NCEP proporciona sus datos, y los cuadrados azules enmarcan los puntos de rejilla que se han usado o se han promediado para tener información del mar de Alborán, Murcia, Baleares y sector norocidental del Mediterráneo.
Además, se han recopilado imágenes de satélite de temperatura superficial del mar procedentes de
la Agencia Aeroespacial Alemana (Deutsches Zentrum für Luft-und Rumfahrt, DLR
http://www.dlr.es ) y de concentración superficial de clorofila a partir de la NASA, proyecto Se- aWifs (http:// www.oceancolor.gsfc.nasa.gov/seawifs ). Se obtuvieron imágenes de estas dos va- riables promediadas mensualmente en tres zonas que cubrían: 1) El mar de Alborán, 2) zona de la costa Murciana y Baleares, y 3) sector noroccidental del Mediterráneo desde la costa catalana has-
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ta Córcega. La figura 3.4 muestra las zonas geográficas seleccionadas para recopilar series tempo- rales de imágenes de satélite mensuales.
Figura 3.4. Zonas geográficas seleccionadas para la recopilación de imágenes mensuales de temperatura superficial y clorofila superficial. La zona 1. Alborán queda definida por los límites de longitud y latitud 5° 50’ W-2° W y 35°N–37°N. La zona 2. Murcia e islas Baleares por 2°W–6°E y 37°N–41°N, y la zona 3. Sector noroccidental del Me- diterráneo por 2°E–10°E y 41°N–43°N.
Capítulo 4. Campos climatológicos en el litortal mediterráneo español
Campos climatológicos en el litoral mediterráneo español
4.1 Campos medios de presión atmosférica y viento.
4.2 Campos medios de temperatura del aire y temperatura superficial del mar.
4.3 Flujos de calor.
4.4 Ciclo estacional del nivel del mar.
4.5 Perfiles climatológicos de temperatura y salinidad.
4.6. Distribución media de corrientes.
4.7 Distribuciones medias de temperatura y clorofila superficial desde satélite.
Informe científico / Campos climatológicos en el litoral mediterráneo español
Previamente al análisis de la variabilidad que afecta a cualquier serie temporal se debe obtener
el valor medio de la serie, el cual, una vez sustraídos los datos originales, proporcionará una se-
rie de residuos con media cero. El valor medio de una variable oceanográfica o atmosférica es-
timado a partir de un periodo de tiempo suficientemente largo y para una región o área geográ- fica determinada es lo que se denomina un valor climatológico. El conjunto de valores medios
o climatológicos de ciertas variables como la temperatura del aire, intensidad y dirección del
viento, presión atmosférica, humedad relativa del aire o la abundancia de precipitaciones, de- finen el clima de esa zona geográfica. Ésta sería una definición estrictamente física del clima, y hay que recordar que otro tipo de variables tales como la vegetación o la fauna predominan- tes también sirven para definir el clima de una región. En el caso del clima marino ocurre lo mis- mo, el valor medio de variables tales como la temperatura, salinidad, intensidad y dirección de las corrientes, altura del nivel del mar, etc., definen el clima marino de una región cualquiera del océano, así como el tipo de ecosistemas que en ella se encuentran.
El valor de una variable puede (y en general así ocurre) depender de la estación del año. A me-
nudo esa dependencia es tan marcada que puede enmascarar fluctuaciones de más largo plazo
(interanuales o interdecadales) que son las que definen las variaciones climáticas. Para evitar-
lo se debe obtener el promedio climatológico de dicha variable para cada día, mes o estación del
año (según sea el paso de tiempo de la serie). En el caso de series mensuales, por ejemplo, los doce promedios así obtenidos definen el ciclo anual o ciclo estacional medio. Al sustraer este ci- clo estacional a los datos originales se obtiene una serie de anomalías o residuos de media ce- ro, que en principio se puede considerar como la realización de un proceso estocástico estacio- nario para el valor medio. Hay que señalar que en general, aunque no siempre se tiene en cuenta, la desviación estándar de las series oceanográficas y atmosféricas también depende del ciclo de las estaciones, no siendo por tanto las series de residuos estacionarias para este mo-
mento de segundo orden. El conocimiento de la climatología de una región terrestre o marina debe incluir también el de las desviaciones estándar y su variación a lo largo del año, lo que de- fine los rangos de variabilidad natural de cada variable.
A pesar de eliminar la estacionalidad de las series de datos, puede ocurrir que la serie de resi-
duos obtenida muestre una progresiva deriva hacia valores crecientes o decrecientes, lo que normalmente se entiende como existencia de una tendencia. Ésta, en primera aproximación, suele considerarse lineal y suele interpretarse como el reflejo de algún tipo de forzamiento o proceso determinista al que el sistema responde con una variación continua de alguna de sus propiedades. Éste es precisamente uno de los objetivos del análisis de variables oceanográficas en el contexto del cambio climático, detectar estas desviaciones respecto del estado estaciona- rio, cuantificarlas y atribuirlas a una u otras causas, aunque en éste caso suele ser necesario otro tipo de herramientas además del análisis de series temporales, como puede ser el uso de mode- los numéricos. Éste será el tema del capítulo 5, mientras que este está centrado en el cálculo de campos medios climatológicos.
El análisis estadístico y climatológico de las series temporales oceanográficas proporciona una va-
liosísima información para establecer líneas de base o referencias que definan el buen estado de los
mares. Este estado debe conocerse no sólo para detectar desviaciones respecto del mismo ocasio- nadas por el cambio climático, sino por cualesquiera otras alteraciones naturales o antropogénicas.
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Mediterráneo Occidental se encuentra, aproximadamente, en las latitudes medias, entre 35 ºN
45 ºN. Al estar conectado, por el estrecho de Gibraltar, al Atlántico está directamente influen-
ciado por el principal patrón de variabilidad atmosférica del Atlántico Norte: la Oscilación del
Atlántico Norte o, abreviadamente, la OAN [ver Hurrel et al., 2003 para una extensa revisión de la OAN; ver Rixen et al., 2005 y Vignudelli et al., 1999 para algunos efectos de la OAN so- bre el Mediterráneo].
Figura 4.1. Distribución de presión atmosférica sobre el nivel del mar en el Atlántico Nororiental y mar Mediterrá- neo. A) febrero, B) mayo, C) agosto y D) noviembre. Datos de NCEP (1948-2005).
En la figura 4.1 se muestra el promedio de la presión atmosférica sobre el nivel del mar en el Atlántico Nororiental y mar Mediterráneo durante los meses de febrero, mayo, agosto y no- viembre. Se puede observar la estructura de tipo dipolar del campo de presión atmosférica en
el Atlántico Norte, dominada por bajas presiones en la zona de Islandia y las altas presiones
centradas en torno a las Azores. Ésta es la estructura que caracteriza la OAN. Con frecuencia
y con objeto de analizar la variabilidad de este patrón de circulación atmosférica, se usa un ín-
dice simple consistente en la diferencia de presión normalizada entre Islandia y Lisboa, Azo- res o Gibraltar [Hurrel et al., 2003]. Ese gradiente de presión genera los vientos del oeste do- minantes entre los 40 ºN y 60 ºN de latitud. Igualmente, el anticiclón de las Azores es respon- sable de los vientos alisios de componente noreste sobre la costa noroccidental africana.
El ciclo estacional de presión atmosférica está dominado por el de la OAN. Tal y como puede
observarse en la figura 4.1, la baja de Islandia se intensifica y desplaza hacia el sur a partir del otoño, en especial en invierno, siendo más acusado el gradiente meridional de presión, y, en consecuencia, más intensos los vientos de componente oeste que transportan humedad hacia
el continente europeo y advectan las borrascas atlánticas. En primavera y verano, por el con-
trario, esta baja se debilita y desplaza hacia el norte, intensificándose el anticiclón de las Azo- res, lo que tiene consecuencias bien conocidas sobre la oceanografía de la fachada atlántica de
la Península Ibérica y África Noroccidental: La intensificación de los vientos de componente
norte a lo largo del margen atlántico de la Península Ibérica, y de los alisios a lo largo de la cos-
ta noroccidental africana, generan un fuerte proceso de afloramiento que eleva el aporte de nu-
trientes a la capa fótica. Se trata, por tanto, de zonas de muy elevada producción primaria du- rante los meses de verano.
En lo que concierne al Mediterráneo Occidental, en los meses de invierno se observa una elon- gación del anticiclón de las Azores en dirección noreste, ocupando la mayor parte de la Penín- sula Ibérica, mientras que en verano, y sobre todo en primavera, la posición del centro de al- tas presiones se desplaza hacia el suroeste. El descenso de la presión atmosférica en primave- ra se debe tanto al paso de bajas presiones, como al inicio del calentamiento de los meses estivales. Un mínimo secundario en los meses de verano está asociado a una baja térmica que afectaría parcialmente al Mediterráneo español.
La figura 4.2 muestra un detalle de la presión atmosférica media en los meses de febrero, ma- yo, agosto y noviembre en el Mediterráneo Occidental, así como la media mensual en las cua- tro zonas marcadas en la figura 3.3, es decir, la zona 1. Alborán, 2. Murcia, 3. Baleares y 4. gol- fo de León-mar Ligur (figuras 4.2 E y F). En el ciclo estacional de estas cuatro zonas seleccio- nadas se incluye la desviación estándar de las series mensuales. Hay que señalar que al calcular
la desviación estándar a partir de series mensuales, ésta es inferior a la que se obtendría a par-
tir de series con mayor resolución temporal, pues el promedio mensual filtra la varianza asocia- da a las escalas temporales inferiores a un mes.
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Figura 4.2. Detalle de la distribución de presión atmosférica sobre el Mediterráneo Occidental en A) febrero, B) ma- yo, C) agosto y D) noviembre. La Figura E muestra el ciclo anual para los puntos de malla correspondientes al mar de Alborán y Murcia, mientras que la F) corresponde a los puntos de malla próximos a Baleares y golfo de León-Li- gur. Las barras de error indican la desviación estándar mensual.
La figura 4.3 muestra el ciclo estacional de la presión atmosférica a partir de observaciones en las boyas de la Red Exterior de PE en Alborán, cabo de Gata y Mahón, así como el ciclo anual en la estación meteorológica de L’Estartit. Todas las series muestran un patrón similar al obte- nido a partir de los datos procedentes del NCEP.
Figura 4.3. Ciclo estacional medio de la presión atmosférica en A) Boyas de Alborán, cabo de Gata y Mahón de la Red Exterior de PE, y B) Estación meteorológica de L’Estartit.
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Además de la consistencia entre los resultados del NCEP y las medidas in situ, se aprecian otras características notables, como un claro ciclo estacional especialmente intenso en la presión at- mosférica del mar de Alborán, tanto en su sector más occidental, como en su parte oriental (al sur de cabo de Gata) donde PE dispone de dos boyas meteorológicas y oceanográficas. Valores relativamente bajos de presión atmosférica se mantienen desde el inicio de la primavera en abril, hasta el final de verano en septiembre, produciéndose un incremento de la misma duran- te los meses de otoño e invierno. En la costa levantina, islas Baleares y costa nororiental del li- toral mediterráneo español, se observa un ciclo similar aunque no tan acentuado, produciéndo- se el mínimo de presión atmosférica en abril, o abril-mayo.
Figura 4.4. Campo medio de cizalla tangencial del viento expresado en N/m 2 en A) febrero, B) mayo, C) agosto y D) noviembre. Las flechas azules son los promedios obtenidos del NCEP, mientras que las flechas rojas son valores me- dios obtenidos de estaciones meteorológicas del INM en Estepona, Fuengirola, Málaga, Motril, Valencia, Porto Pi y Pollença, y de las boyas de la Red Exterior de PE en el mar de Alborán, cabo de Gata, Valencia, Mahón y en la esta- ción meteorológica de L’Estartit.
El campo de vientos también muestra una clara estacionalidad. En otoño e invierno se produ- cen las intensidades más altas, especialmente en el Mediterráneo Noroccidental, es decir, la parte nororiental de la costa española y la zona del golfo de León y mar Ligur. En estos meses no sólo se aprecia una intensificación de los vientos, sino otros efectos notables, como la im- portancia del relieve interior y de la costa. Éste encauza los vientos a lo largo del valle del Ró-
dano, en el sur de la costa francesa, con dirección del norte, o a lo largo del valle del Ebro, con dirección del noroeste en la costa española. Estos episodios de fuertes vientos durante la épo-
ca invernal contribuyen de forma decisiva a la pérdida de flotabilidad (i.e. aumento de densi-
dad) de las capas superficiales de la columna de agua y a la formación de aguas intermedias y profundas en el Mediterráneo Occidental (de forma particular en el golfo de León).
A lo largo de la costa catalana y a medida que se baja hacia la costa levantina, islas Baleares y
región de Murcia, se aprecia un claro gradiente latitudinal con un descenso importante de las intensidades medias en todas las estaciones del año. Además de este gradiente, se observa una clara estacionalidad tanto en la intensidad como en la dirección del viento. Nuevamente los vientos más fuertes corresponden a los meses de otoño y, sobre todo, invierno. Durante estos meses el viento proviene claramente del noroeste (notese el buen acuerdo entre los vientos ob-
tenidos a partir del NCEP y las observaciones de las boyas de PE en Valencia, Mahón y Tarra- gona y la estación meteorológica de L’Estartit). Durante los meses de primavera y verano la in- tensidad de los vientos promediados mensualmente decrece considerablemente, lo que indica que no hay una dirección predominante, e incluso en algunas zonas hay un dominio de vien- tos de componente Este. Font [1990] muestra esta variabilidad de los vientos en la costa cata- lana en los meses estivales, durante los que observa una alternancia entre vientos del noroes-
te y del sudoeste, estos últimos capaces de producir fenómenos de afloramiento. Un fenóme-
no similar ocurre en la zona de Alborán donde, además de registrarse vientos más suaves durante la época estival, se produce un cambio entre la dominancia de vientos de poniente y vientos de levante. Sin embargo, en este caso hay que señalar diferencias entre los vientos del NCEP y las observaciones costeras en la boya de PE en la parte occidental de Alborán o en la estación meteorológica de Málaga (INM), donde prevalecen los vientos de componente Sur suroeste en la primera y del noroeste en la segunda. De forma más general, se puede decir que bajo régimen de poniente se observan importantes diferencias entre los resultados del NCEP y los vientos reales medidos en diferentes estaciones meteorológicas a lo largo de la costa del mar de Alborán, debido a la importancia de la orografía de la misma, de donde se deduce la nece- sidad de aumentar la resolución espacial del modelado numérico.
La figura 4.5 muestra el transporte de Ekman, obtenido a partir del flujo de momento ejercido
por el viento (τ) a lo largo de la costa:
es el parámetro de Coriolis, con Ω la velocidad de rotación de la Tierra, y λ la latitud de la zo-
na geográfica donde se calcula el transporte. En el caso de los datos del NCEP (figura 4.5) se ha calculado el transporte medio para el periodo 1948-2005 en las zonas de Alborán, Murcia y gol-
, donde ρ es la densidad del agua de mar y f=2Ωsen(λ)
fo de León-Ligur, tomándose como ángulo de la costa con la dirección oeste-este 0º, 45º y 0º res-
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m 2 s - 1m
2 s - 1m
2 s - 1
Figura 4.5. Ciclo estacio- nal del transporte de Ek- man en m 2 /s. Figura 4.5 A) usando datos del NCEP para el periodo 1948- 2005 en la zona de Albo- rán (línea continua roja, ángulo de costa 0°) Mur- cia (línea amarilla, ángulo de costa 45°) y golfo de León-Ligur (línea azul, án- gulo de costa 0°). La línea roja discontinua es el ciclo estacional de transporte de Ekman en Alborán calcula- do sobre el periodo 1999- 2005. Figura 4.5 B) ciclo anual del transporte de Ek- man a partir de datos del INM en la estación meteo- rológica de Málaga (1992- 2005), boya de Alborán (PE, 1997-2005) y boya de C. Gata (PE, 1999-2005). Figura 4.5 C). Ciclo estacio- nal del transporte de Ek- man calculado a partir de los datos de viento de la estación meteorológica de L’Estartit, usando un ángu- lo de 90° para la orienta- ción de la costa.
Los ciclos anuales medios mostrados en la figura 4.5 muestran algunas de las características importantes de nuestro litoral mediterráneo. Por una parte, tal y como se ha referido en la li- teratura y ya se explicó en el capítulo 2, el Mediterráneo es un mar oligotrófico, siendo esca- sos los lugares donde se producen procesos de afloramiento. Entre estos lugares está el mar de Alborán. La evolución del transporte de Ekman a lo largo del año indica que el afloramiento se intensifica en otoño e invierno, y de forma puntual en el mes de abril. Por otra parte, los gráficos anteriores muestran la importancia de los efectos locales, posiblemente ligados a la orografía de la costa, existiendo lugares como la bahía de Málaga donde la predominancia de los vientos de componente noroeste se mantiene a lo largo de todo el año. A pesar de ello, aún en las zonas del mar de Alborán donde en promedio el transporte de Ekman es siempre hacia mar abierto, se aprecia una clara estacionalidad, con un acusado descenso del mismo en los meses estivales.
Junto a la importancia de los efectos locales, que debería tenerse en cuenta en estudios de im- pacto de cambio climático, se pone de manifiesto la variabilidad de estos procesos de aflora- miento y convergencias, siendo distinto el ciclo estacional que se obtiene a partir de promediar series largas que el derivado de periodos más cortos y recientes. Así por ejemplo, el ciclo anual obtenido a partir del NCEP para el periodo 1948-2005 (figura 4.5 A, línea roja continua) es aparentemente distinto del que se obtiene en la boya de cabo de Gata, cuyos datos abarcan el periodo 1999-2005. Si se calcula el ciclo medio estacional usando los datos del NCEP para ese mismo periodo, 1999-2005 (figura 4.5 A, línea roja discontinua) se obtiene un gráfico más pa- recido al de cabo de Gata, reduciéndose las diferencias a la parte final del año. Este tipo de va- riabilidad temporal con periodos en los que decrece el transporte hacia mar abierto, o incluso se invierte su sentido durante ciertos meses del año, podría ser de gran importancia en la apa- rición de ciertas especies de medusas en las zonas costeras del Mediterráneo Occidental como
la pelagia noctiluca [Goy et al., 1989].
La otra zona donde pueden producirse procesos de afloramiento es la zona del mar Ligur y
golfo de León, aunque en este caso estarían asociados a los meses de verano (Figura 4.5 A). En
la costa catalana predominan los vientos de componente norte que en promedio generan trans-
porte de Ekman hacia costa durante todo el año. Nuevamente hay que resaltar la importancia de la circulación inducida por el viento. Si bien Font [1990] muestra que la corriente septentrio-
nal es la principal característica de la circulación en el mar Catalán, no estando sujeta a la in- fluencia del viento y su variabilidad, éste sí podría desempeñar un papel importante en el arrastre de aguas superficiales hacia el interior de la plataforma, con el consiguiente transpor- te de especies planctónicas [Sabatés y Masó, 1990].
Finalmente hay que señalar que los transportes de Ekman calculados en esta sección usan la componente del viento paralela a costa, pues se asume un estado estacionario. Durante el pe- riodo transitorio, o para aguas costeras muy someras, vientos normales a la costa podrían in- ducir procesos de afloramiento o convergencia. Sería necesario un mejor conocimiento de es-
tos efectos a un nivel local, es decir, con alta resolución espacial, para entender la forma en que
forzamiento atmosférico, y posibles cambios del mismo afectarían al intercambio de calor, sal
materia orgánica e inorgánica entre el océano profundo y las capas superficiales, así como en-
tre la plataforma continental y mar abierto.
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La temperatura del aire es otra de las variables atmosféricas fundamentales para entender muchos de los procesos que se desarrollan en los mares. Influye en los flujos de calor entre la atmósfera y el océano, tanto en el de calor sensible, que es proporcional a la diferencia de temperatura entre la superficie del mar y la del aire, como en el de calor latente, ya que la saturación del aire depende de la temperatura del mismo [véase por ejemplo Gill, 1982].
La temperatura superficial del mar es un factor a tener en cuenta para conocer los cambios en el calor almacenado (si es ese el caso) por la capa superior de la columna de agua, y por tan- to la variación del nivel estérico del mar. También será de gran relevancia para el grado de es- tratificación estival de la columna de agua, o en los procesos de formación de aguas interme- dias y profundas, que a su vez regulan en parte los aportes de nutrientes a la capa fótica.
La figura 4.6 muestra la temperatura del aire para las cuatro estaciones del año. En todas las regiones consideradas en este informe (Alborán, Murcia, Baleares y golfo de León-Ligur) el máximo se alcanza en el mes de agosto. Como característica más sobresaliente cabe destacar la distribución zonal de temperatura en los meses de primavera y verano y el máximo rela- tivo de temperatura en la zona de las islas Baleares durante los meses de otoño e invierno.
Figura 4.6. Temperatura superficial del aire en los meses de A) febrero, B) mayo, C) agosto y D) noviembre. Datos del NCEP (1948-2005).
No obstante, esta característica que se aprecia en la figura 4.6 A) y D) y que muestra tempe- raturas más altas en el archipiélago balear que en el mar de Alborán, podría ser el resultado de la baja resolución de los datos de NCEP. Medidas in situ muestran que la situación en estos me- ses podría ser la opuesta (figuras 4.12 y 4.13) siendo superiores las temperaturas del aire en las estaciones meteorológicas de la costa del mar de Alborán.
Otra de las variables que influyen en el intercambio de calor entre el océano y la atmósfera es, obviamente, la temperatura del agua. No sólo influye en este intercambio, sino que, a su vez, es, en parte, el resultado del mismo. El otro elemento a considerar, y que determina la distri- bución de temperatura superficial del mar, es el transporte de masa y calor desde unas zonas marinas a otras. Finalmente, la temperatura superficial del mar, aunque no determina exacta- mente el calor almacenado por la capa superior (hasta unas decenas o incluso centenas de me- tros) puede ser un buen indicador de esta variable.
La figura 4.7 muestra la distribución de temperatura superficial del mar en el Mediterráneo Occidental en las cuatro estaciones del año. Esta figura no permite apreciar determinadas ca- racterísticas cuasi permanentes del Mediterráneo Occidental, como la señal térmica de los giros anticiclónicos del mar de Alborán, o el frente balear. Esto es debido a la escasa resolución es- pacial de la base de datos empleada (COADS 2ºx2º). Solamente se puede apreciar el gradiente
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latitudinal de temperatura que aumenta de el norte al sur en todos los meses del año, excepto en los meses de verano en los que existe una franja en torno a las islas Baleares donde las tem- peraturas superficiales son máximas.
Figura 4.7. Distribución superficial de temperatura del mar en los meses de A) febrero, B) mayo, C) agosto y D) no- viembre. Datos de COADS/NCDC.
Las figuras 4.8 a 4.10 muestran los valores medios para los meses de febrero, mayo, agosto y noviembre de tres de las componentes del flujo de calor entre el océano y la atmósfera: radia- ción neta de onda larga, calor latente y calor sensible. La radiación neta de onda corta (la úni- ca componente que siempre es positiva, flujo desde la atmósfera hacia el mar) no se incluye por no presentar variaciones espaciales apreciables en el Mediterráneo Occidental; esa componen- te muestra simplemente un ciclo estacional con valores mensuales (media diaria) que oscilan entre un mínimo de unos 100 Wm -2 en diciembre y enero y un máximo próximo a los 300 Wm 2 en los meses de julio y agosto (ver figura 4.11). Para las demás componentes, los valores son negativos (indicando flujo de calor desde el mar hacia la atmósfera).
Figura 4.8. Radiación neta de onda larga. Los valores negativos indican pérdida de calor del mar, es decir, flujo des- de el mar hacia la atmósfera.
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Figura 4.9. Flujo de calor latente.
Figura 4.10 Flujo de calor sensible.
Cabe destacar que las pérdidas de calor por radiación de onda larga toman los valores más ba- jos (en valor absoluto) en la franja comprendida entre las Baleares y Cerdeña, siendo también esta zona, junto con el golfo de León y mar Ligur, donde las pérdidas de calor latente son máximas en los meses de otoño e invierno, lo que está ocasionado por los intensos vientos frí- os y secos de componente norte que predominan en e

References: resolución 
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