PROPUESTA METODOLÓGICA PARA DIAGNOSTICAR Y PRONOSTICAR LAS CONSECUENCIAS DE LAS ACTUACIONES HUMANAS EN EL ESTUARIO DEL GUADALQUIVIR Diciembre 2010 Capítulo 11: Ecosistema de Plataforma Instituto de Ciencias Marinas de Andalucía — Centro Superior de Investigaciones Científicas 1 2 Antecedentes El 24 de Mayo de 2007 se firmó el contrato de adjudicación del procedimiento negociado sin publicidad entre la Autoridad Portuaria de Sevilla y el Consejo Superior de Investigaciones Científicas para el estudio titulado “PROPUESTA METODOLÓGICA PARA DIAGNOSTICAR Y PRONOSTICAR LAS CONSECUENCIAS DE LAS ACTUACIONES HUMANAS EN EL ESTUARIO DEL GUADALQUIVIR” coordinado por D. Javier Ruiz Segura (Instituto de Ciencias Marinas de Andalucía – Consejo Superior de Investigaciones Científicas) y D. Miguel Á. Losada (Grupo de Dinámica de Flujos Ambientales – Universidad de Granada). Según lo establecido en el Anejo I del presente convenio se regulan las tareas científicotécnicas que le son asignadas al Instituto de Ciencias Marinas de Andalucía (ICMAN). Con fecha 17 de enero de 2008, fue firmado el Convenio de Colaboración entre el CSIC y la Universidad de Granada para la participación del Grupo de Dinámica de Flujos Ambientales (GDFA) en la realización del citado estudio. Inscrito en dicho marco de colaboración se encuentra el presente Informe que describe el ecosistema en la zona de plataforma continental adyacente a la desembocadura del estuario del Guadalquivir, realizado por el ICMAN-CSIC. En este trabajo han participado por el ICMAN-CSIC Emma Huertas, Gabriel Navarro, Laura Prieto y Javier Ruiz; actuando de ponente y siendo director de este trabajo el Prof. Javier Ruiz Segura. 3 4 Índice Índice............................................................................................................................... 5 Lista de Figuras ........................................................................................................... 6 Resumen ........................................................................................................................ 9 Estructura del capítulo y sus contenidos ............................................................. 9 11.1 Introducción ...................................................................................................... 11 11.1.1 Definiciones y escalas................................................................................. 12 11.2 Interacción de procesos meteorológicos y dinámicos ............................... 14 11.3 Regiones ecológicas en el golfo de Cádiz: herramientas, componentes y función. .......................................................................................................................... 19 11.3.1 Procesamiento de imágenes de color oceánico ..................................... 19 11.3.2 Procesamiento de imágenes de color oceánico ..................................... 21 11.3.3 Procesamiento de imágenes de color oceánico ..................................... 22 11.3.4 La eco-región Franja Costera: Plataforma frente a la desembocadura. 26 11.3.5 Forzamiento estuárico de la biogeoquímica en la eco-región de plataforma. .................................................................................................................... 29 11.3.6 La eco-región plataforma: ejes de variabilidad. ...................................... 40 11.3.7 Presencia de la pluma de turbidez en la plataforma.............................. 43 11.3.8 La eco-región franja costera como sumidero de CO2 ........................... 46 10.1.1 La eco-región franja costera y los recursos pesqueros en el golfo de Cádiz. 48 10.2 Conclusiones y trabajo futuro ........................................................................ 51 5 Lista de Figuras Figura 11.1. Esquema de circulación en el Golfo de Cádiz como se deduce del análisis de Criado-Aldeanueva et al, (2009). Las líneas grises se corresponden con la circulación de primavera-verano propuesta por García-Lafuente et al. (2006). Las líneas negras indican la circulación del océano abierto al final del otoño e invierno donde el flujo cambia de sentido anticiclónico a ciclónico en la cuenta este del Golfo de Cádiz. ................................................................................ 12 Figura 11.2. Ilustración de los rangos de variabilidad espacial y temporal de tres eslabones tróficos de mayor importancia en el sistema pelágico. Además se muestra la escala espacial-temporal que abarcan los diferentes sistemas de muestreo como son las campañas oceanográficas y los satélites, usados en este estudio. ................................................................................................................. 14 Figura 11.3. Izda. Densidad de probabilidad del viento en las estaciones meteorológicas de Cádiz y Huelva. Valores positivos del eje x (oeste) y del eje y (norte). Dcha: Espectro de potencia de la varianza del viento en las estaciones de Cádiz y Huelva. .................................................................................. 15 Figura 11.4. Componente de la velocidad de corriente paralela y perpendicular a la costa obtenidas por el correntímetro fondeado en la zona de plataforma en el periodo comprendido desde enero de 2002 hasta agosto de 2004. La línea azul representa la serie original de ambas componentes, mientras que la línea verde es la serie filtrada: A y B en frecuencias menores a la componente semidiurna, es decir, se representa la corriente con frecuencias comprendidas hasta 12 horas-1; mientras que en C y D, la línea verde representa la corriente a frecuencias mayores de 1 mes y menores de 1 semana, que se corresponde con la componente sinóptica o meteorológica........................................................ 16 Figura 11.5. Diagramas TS mensuales en la zona de plataforma del Golfo de Cádiz desde Abril de 2003 (A) hasta marzo de 2004 (L). La escala de colores indica la intensidad de fluorescencia de la clorofila (u.r.). La líneas marcan las diferentes isopicnas, incluyendo la más gruesa que es indicativa del NACW. . 18 Figura 11.6. Valor del modo espacial para los seis primeros modos.................. 23 Figura 11.7. Coeficientes temporales para los tres primeros modos.................. 24 Figura 11.8. Zonas extraídas a partir del segundo modo espacial del análisis EOF de la clorofila satelital. ....................................................................................... 24 Figura 11.9. A) Densidad espectral de la varianza para los tres modos temporales. B) Densidad espectral para las frecuencias menores (entre 0 y 0.07 semanas-1). ......................................................................................................... 25 Figura 11.10. Serie mensual de climatologías y anomalías (diferencia entre el valor mensual y la climatología mensual) para la SST(ºC), PAR (mol quanta m2 d-1) y clorofila (mgChl m-3) en la zona de plataforma. ...................................... 28 Figura 11.11. Serie temporal para los promedios semanales de PAR (línea azul, mol quanta m-2 d-1), SST (roja, ºC) y clorofila (verde, mgChl m-3) para la zona de plataforma. Las barras grises en las gráficas superiores indican la dirección del viento (valores positivos son ponientes y negativos son levantes) y su velocidad (en km/h), mientras que las barras grises de las gráficas inferiores indican la precipitación diaria (en décimas de mm) en la estación meteorológica de Huelva. ..................................................................................................................... 29 6 Figura 11.12. A) Zonificación distinguida por la influencia de los diferentes ríos. Climatología de SST (B), clorofila (C) y promedios mensuales de SST (D) y clorofila (E) para las diferentes zonas de estudio en la plataforma atlánticoandaluza. Gu: Zona del Guadiana (línea azul), T-O: zona de desembocadura del Tinto-Odiel (línea roja), G: zona de desembocadura del Guadalquivir (línea verde) y CS relativo a la plataforma continental (línea negra). ............................ 30 Figura 11.13. Distribución de la concentración de clorofila superficial (mg/l) durante los muestreos mensuales ............................................................................ 31 Figura 11.14. (Continuación). Distribución de la concentración de clorofila superficial (mg/l) durante los muestreos mensuales.............................................. 32 Figura 11.15. Distribución de la concentración de nitrato (μM) durante los muestreos mensuales ................................................................................................. 33 Figura 11.16. (Continuación) Distribución de la concentración de nitrato (μM) durante los muestreos mensuales ............................................................................ 34 Figura 11.17. Distribución de temperatura, salinidad, porcentaje de clorofila superior a 20 micras, silicato (μM), material particulado (mg l-1), fosfato (μM) y porcentaje de material inorgánico en noviembre de 2002. ................................... 35 Figura 11.18. Distribución de temperatura, salinidad, porcentaje de clorofila superior a 20 micras, silicato (μM), material particulado (mg l-1), fosfato (μM) y porcentaje de material inorgánico en enero de 2004. ........................................... 36 Figura 11.19.Distribución de temperatura, salinidad, porcentaje de clorofila superior a 20 micras, silicato (μM), material particulado (mg l-1), fosfato (μM) y porcentaje de material inorgánico en abril de 2003. .............................................. 37 Figura 11.20. Distribución de temperatura, salinidad, porcentaje de clorofila superior a 20 micras, silicato (μM), material particulado (mg l-1), fosfato (μM) y porcentaje de material inorgánico en junio de 2004. ............................................. 38 Figura 11.21. Distribución espacial de la temperatura (ºC), salinidad, concentración de clorofila mayor de 20 µm (µg l-1), nitrato (µM), fostato (µM), silicato (µM), material particulado (mg l-1) y porcentaje de material inorgánico en las aguas superficiales en las diferentes zonas desde marzo de 2003 hasta septiembre de 2004..................................................................................................... 39 Figura 11.22. Resultados del análisis en componentes principales.................... 41 Figura 11.23. Variabilidad espacial y temporal de los valores de las cuatro componentes. A) Promedios espaciales de las tres zonas analizadas con influencia de los ríos. B-E) Promedio estacional para cada una de las zonas, Guadalquivir (B), Guadiana (C); Tinto-Odiel (D) y plataforma continental (E). . 42 Figura 11.24. Relación entre el índice NAO y la precipitación anual acumulada (mm/año) en el área del golfo de Cádiz para el periodo entre 1870 y 2007...... 43 Figura 11.25. Panel superior: Descargas diarias desde la presa de Alcalá del Río. Panel intermedio. Serie temporal de turbidez de la boya 34. Panel inferior. Diferentes imágenes RGB que muestran la pluma de turbidez........................... 44 Figura 11.26. Panel superior: Descargas diarias (barras azules) desde la presa de Alcalá del Río y precipitación (líneas) en diferentes lugares del estuario. Panel intermedio e inferior. Imágenes RGB (izq), clorofila superficial (centro, mg m-3) y radiancia emergente del agua a 551 nm (derecha) para el día 15 y 26 de noviembre, previos y posteriores a la descarga respectivamente....................... 44 Figura 11.27. Panel superior: Imagen RGB de MODIS para el 30 de diciembre de 2009. La rosa de viento se corresponde con los datos de la boya de Salmedina de las 24 horas anteriores a la adquisición de la imagen. Panel 7 intermedio: Descargas diarias desde la presa de Alcalá del Río. Panel inferior: Serie temporal de turbidez en la broa. ..................................................................... 45 Figura 11.28. Imágenes RGB de MODIS para el 12 de febrero de 2010 y 12 de abril de 2008 para TERRA y AQUA. La rosas de viento se corresponden con los datos de viento (km/h) de las 24 horas anteriores a la adquisición de la imagen. .......................................................................................................................... 45 Figura 11.29. Arriba: Producción primaria de la zona de plataforma calculada a través del modelo de Behrenfeld y Falkowski, 1997. Abajo: Barras: Flujo de CO2 entre la atmosfera y la plataforma. La línea roja indica la velocidad del viento promedio............................................................................................................ 47 Figura 11.30. A y B) Imágenes térmicas para los días 23 y 30 de mayo de 2001. C y D) Distribución de huevos de boquerón para el muestreo de Macroescala (C, viento de poniente) y Mesoscala (D, viento de levante).. ....... 49 Figura 11.31. Las barras verdes incidan los días de levante que ha soplado con una intensidad superior a los 30 km/h durante el periodo de reproducción del boquerón (marzo a octubre). Los círculos azules indican los desembarcos que se han producido durante este periodo y los negros la captura por unidad de esfuerzo (CPUE).......................................................................................................... 50 8 Resumen En este capítulo se presenta de forma general el ecosistema pelágico que se desarrolla en la zona de plataforma adyacente al estuario del Guadalquivir, obtenida a partir de datos recolectados en este proyecto así como investigaciones que el grupo viene realizando en los últimos años en aguas del golfo de Cádiz. Además, se han utilizado herramientas de teledetección para poder estudiar todo el espectro de fluctuaciones del ecosistema. Los estudios han comprendido desde la descripción de los patrones de la producción primaria, su impacto sobre el ciclo del carbono así como su relación con las pesquerías de especies pelágicas en el golfo de Cádiz. Además, se ha estudiado la pluma de turbidez que se desarrolla en la desembocadura del estuario y que llega a ocupar amplias zonas de la plataforma continental. Junto con la descripción de las diferentes eco-regiones extraídas a partir de las funciones empíricas ortogonales, se ha establecido la clara conexión de los procesos estuaricos con el ecosistema de la plataforma adyacente al estuario, exponiendo claramente que gran parte de los procesos que ocurren en la plataforma (aguas cálidas en verano, gran concentración de nutrientes, altas tasas de producción primaria, etc) todos ellos relacionados con el éxito reproductor y de supervivencia de los recursos pesqueros, certificando que el estuario actúa como arteria a través de la cuales circula hacia la plataforma un flujo económico, cultural y ecológico. Estructura del capítulo y sus contenidos Los capítulos previos presentan los procesos oceanográficos que afectan a la plataforma continental del golfo de Cádiz como zona de transición entre las aguas estuáricas del Guadalquivir y la circulación presente en mar abierto. Este capítulo analiza las implicaciones ecológicas de estos patrones físicos cuya naturaleza se analiza con mayor detalle en el entorno de la desembocadura del río Guadalquivir. En este análisis se incluyen también las repercusiones de esa interacción estuario-plataforma para diferentes componentes como, por ejemplo, son el papel del estuario Guadalquivir en el secuestro de CO2 atmosférico o en el control de los recursos pesqueros del golfo de Cádiz. Además, se presenta un análisis preliminar de los patrones de la pluma de turbidez en la desembocadura y su progresión en la zona de plataforma. Este capítulo se inicia con una descripción general de las características de la plataforma así como de los procesos oceanográficos implicados en ésta y su variabilidad espacio-temporal. Seguidamente se describe como estos procesos fuerzan el ecosistema pelágico de la plataforma mediante la incorporación de técnicas de teledetección para variables biológicas y la aplicación de técnicas de análisis como las funciones empíricas ortogonales que permiten construir un marco conceptual para el establecimiento de eco-regiones que están presentes en los ecosistemas pelágicos del golfo de Cádiz. Por último, tanto mediante herramientas de teledetección como con información in situ se realiza un análisis detallado del ecosistema plataforma, incluyendo su control por procesos de interacción con el estuario del río Guadalquivir y las consecuencias de esta interacción sobre su dinámica y sobre servicios básicos que éstos prestan como el secuestro de CO2 y el sostenimiento de recursos pesqueros. 9 10 11.1 Introducción El golfo de Cádiz es la cuenca que conecta el océano Atlántico con el mar Mediterráneo. Su frontera norte, este y sur es la Península Ibérica y el noroeste del continente africano mientras que por el oeste ésta no está bien definida, aunque podemos establecer como límite el meridiano de 9ºW a la altura del cabo San Vicente. La zona norte del golfo de Cádiz contiene diferentes cabos entre los que destacan por su impacto sobre la oceanografía de la cuenca el de Santa María y el de Trafalgar, entre ellos se encuentra una amplia plataforma continental con importante influencia fluvial al estar conectada a la desembocadura de ríos como el Guadalquivir, el Gua-diana y el Tinto-Odiel. La productividad de los ecosistemas marinos está controlada principalmente por las condiciones hidrológicas y bioqueoquímicas que se presentan en una cuenca determinada, y en particular, en las zonas costeras situadas en la plataforma continental en las latitudes medias, como son las del golfo de Cádiz, la variabilidad del ecosistema pelágico se rige principalmente por las relaciones del ciclo estacional con una gran cantidad de procesos hidrológicos como pueden ser los afloramientos, frentes, dinámica mareal, descarga de ríos, etc (Mann and Lazier, 1996). Como consecuencia del forzamiento de estos procesos en un gran rango de frecuencias, el análisis del ecosistema pelágico debe ser analizado en el marco de estas fuentes de variación como elemento primario a resolver. Este marco oceanográfico primario está definido en el golfo de Cádiz por las grandes estructuras circulatorias y su conexión con la climatología en el Atlántico nororiental. Entre estas grandes escalas de variación destacan las fluctuaciones estacionales del giro subtropical del Nortaltántico. El tamaño y posición de este giro sigue los desplazamientos del anticiclón de las Azores, que se extiende hacia el norte en verano y reduce su tamaño en invierno. Siguiendo estas fluctuaciones, la corriente de las Azores fluye con dirección este hacia latitudes más septentrionales del Golfo de Cádiz cuando el giro subtropical es grande mientras que avanza hacia el sur cuando este giro se reduce en tamaño. Esta estacionalidad tiene su influencia en la circulación en la zona este del giro, que coincide con las latitudes a la que se encuentra la Península Ibérica. Como ejemplo, en los meses de invierno se establece una corriente hacia los polos a lo largo de la costa portuguesa (Frouin et al., 1990 y Haynes y Barton, 1990), la cual es reemplazada por una corriente hacia el ecuador durante la estación de afloramientos entre Mayo y Octubre (Wooster et al., 1976, Fiúza et al., 1982, Haynes et al., 1990 y Peliz and Fiúza, 1999). Como es de esperar, la circulación en el golfo de Cádiz es sensible a estas variaciones de gran escala. De hecho, Relvas y Barton (2002) sugieren que cuando se desarrolla el afloramiento en los meses estivales en el cabo de San Vicente, éste se desplaza preferiblemente hacia el este a lo largo de la plataforma y la zona de talud del norte de golfo de Cádiz, configurando de forma general una circulación anticiclónica en la cuenca (Ochoa y Bray, 1991; Sánchez y Relvas, 2003; Criado-Aldeanueva et al., 2006). Sin embargo, en los meses invernales, esta circulación en la zona central del golfo de Cádiz invierte su dirección, hacía el noroeste, afectando a la circulación en la zona de plataforma. Cuando el afloramiento decae, una contracorriente costera de aguas cálidas se dirige hacia el oeste y eventualmente alcanza el cabo San Vicente (Fiúza, 1983) e incluso puede girar hacia al norte una vez pasado éste. Esta contracorriente ha sido estudiada por Relvas y Barton (2002) y parece tener su origen en un gradiente de presión a lo largo de la costa, que hace que se establezca una corriente hacia el oeste en la costa sur del Algarve y una corriente hacia el polo norte en la costa oeste portuguesa. En condiciones extremas, este agua cálida puede alcanzar el cabo Sines, que está a unos 100 km al norte del cabo San Vicente. Relvas y Barton (2002) observaron, a partir de imágenes de satélite, que la velocidad de la contracorriente en septiembre de 1982 fue de 16 km/día, mientras que Sánchez y Relvas (2003) estimaron el transporte de esta contracorriente en 1Sv. Al girar al norte en el cabo San Vicente se puede doblar la velocidad (≈30 km/d). Esta contracorriente tiene evidencias geológicas de su 11 existencia, ya que las plumas de deposición de los sedimentos se dan hacia el oeste en la desembocadura del Guadiana (Lobo et al., 2004) y en la desembocadura del Guadalquivir, se observa una distribución de sedimentos hacia el noroeste Figura 11.1. Esquema de circulación en el Golfo de Cádiz como se deduce del análisis de Criado-Aldeanueva et al, (2009). Las líneas grises se corresponden con la circulación de primavera-verano propuesta por GarcíaLafuente et al. (2006). Las líneas negras indican la circulación del océano abierto al final del otoño e invierno donde el flujo cambia de sentido anticiclónico a ciclónico en la cuenta este del Golfo de Cádiz. 11.1.1 Definiciones y escalas La variabilidad espacio-temporal del ecosistema de plataforma viene definida por las diferentes escalas espaciales y temporales de los numerosos procesos que afectan al medio pelágico. Estos procesos son numerosos y suceden a distintas escalas, abarcando un gran espectro de fluctuaciones. En función del objetivo del análisis y de la información disponible, en este capítulo se aplican diferentes promedios en el espacio y en el tiempo de las variables de estado. Se define el promedio temporal de una variable instantánea ζ como 1 ζ (x , y, z ;T ) = T t +T ∫ ζ (x , y, z ; τ )d τ , t siendo T el periodo de tiempo sobre el que se promedia. En este capítulo son relevantes los siguientes promedios temporales a escala: 12 • Turbulenta: escala en la que se promedian los valores instantáneos para separar el valor medio y las fluctuaciones turbulentas (T= 1-3 s). En este estudio no se disponen de datos con una frecuencia de muestreo tan alta. • Instrumental o de estado: escala de tiempo fijada por la resolución temporal proporcionada por los instrumentos instalados que, en el contexto mareal, se adopta como la duración del estado mareal o tiempo en el que se admite que la dinámica mareal es estacionaria. • Mareal: asociada a la variación semidiurna de la marea astronómica, M2, S2, N2, con TM 2 = 12.45 h . • Sobremareal: movimientos a frecuencias múltiplos de la mareal semidiurna generadas por la interacción no lineal entre constituyentes semidiurnas entre sí. A frecuencia doble de la M2 se tiene la M4, TM 4 = TM 2 / 2 = 6.22 h , y con otras de periodo cercano MN4, MS4. • Submareal: movimientos de baja frecuencia por interacción no lineal de las constituyentes mareales entre sí; Msf, Mm, con periodos significativos de TMsf = 14.22 días y TMm = 28.44 días . • Escalas meteorológicas: típicamente unos pocos días, asociadas a descargas fluviales, al paso de las borrascas extratropicales y al régimen de brisas locales y remotas. • Estacional: con periodos de varios meses relacionados con la duración de las estaciones en el estuario del Guadalquivir y su entorno. • Anual: con periodos de TAnual = 365 días En cuanto a las espaciales, se definen tanto en el eje vertical como en la horizontal. Con respecto a la vertical: • Capa fótica: parte de la columna de agua donde existe radicación suficiente para el crecimiento positivo del fitoplancton. Normalmente, se establece la capa fótica donde se alcanza al menos el 1% de la radiación superficial, y puede variar desde pocos metros hasta más de 150 metros en zonas muy oligotróficas en los giros subtropicales. • Capa de mezcla: parte superior de la columna de agua en donde hay activa turbulencia homogeneizando algunos rangos de profundidades. La capa de mezcla superficial es una capa donde esta turbulencia es generada por vientos, enfriamiento, o procesos como la evaporación. El rango es de pocos metros en épocas estratificadas a centenares de metros en temporales fuertes de invierno. • Picnoclina: es una capa de agua en la que se evidencia un cambio súbito en su densidad vinculado con la profundidad. En los ecosistemas de agua dulce, tales como los lagos, este cambio en la densidad es causado básicamente por modificaciones en la temperatura, mientras que en los ecosistemas marinos, como los océanos, el cambio puede ser causado tanto por cambios en la temperatura como por cambios en la salinidad del agua. • Termoclina: es una capa de agua en la que se evidencia un cambio súbito en su temperatura vinculado con la profundidad. • Nutriclina: es una capa de agua en la que se evidencia un cambio súbito en la concentración de nutrientes vinculado con la profundidad. • Profundidad crítica: es la profundidad donde la producción primaria integrada se iguala a la respiración • Máximo Profundo de Clorofila (DCM): es la profundidad donde aparece el máximo de clorofila, que normalmente suele coincidir con la picnoclina, termoclina, nutriclina, etc. Con respecto a la horizontal: 13 • Microescala: se corresponden con procesos cuya variabilidad espacial abarca escalas de menos de 10 km, como por ejemplo son los procesos de desembocadura • Mesoescala: se corresponden con procesos cuya variabilidad espacial abarca escalas decenas de km, como por ejemplo, frentes, remolinos, plumas de turbidez, afloramientos costeros • Macroescala: se corresponden con procesos cuya variabilidad espacial abarca escalas desde centenas a miles de km, como por ejemplo la circulación anticiclónica en el golfo de Cádiz, zonas de pesquerías, bloom del atlántico, etc. Figura 11.2. Ilustración de los rangos de variabilidad espacial y temporal de tres eslabones tróficos de mayor importancia en el sistema pelágico. Además se muestra la escala espacial-temporal que abarcan los diferentes sistemas de muestreo como son las campañas oceanográficas y los satélites, usados en este estudio. 11.2 Interacción de procesos meteorológicos y dinámicos La interacción de los procesos meteorológicos con la dinámica marina en la zona de plataforma es fuertemente dependiente del régimen meteorológico en la región y en concreto de su régimen de vientos (Stevenson , 1977; Fiuza et al, 1982; Fiuza, 1983; Folkard et al, 1997; Vargas et al, 2003). Ésta variabilidad influye de forma destacada en diversos procesos oceanográficos con impacto biológico, entre los que destaca la presencia de afloramientos puntuales en el espacio y tiempo en la plataforma continental del golfo de Cádiz. Estos afloramientos son especialmente intensos en las costas occidentales de Portugal. La frecuencia de afloramiento en la costa sur portuguesa es del 50% respecto a los que aparecen en la costa oeste. El afloramiento en la costa oeste se concentra en los meses de verano, mientras en la costa sur los eventos de afloramiento costeros se distribuyen más a lo largo del año y están más limitados al cabo de San Vicente, siendo más esporádicos los que ocurren al este del cabo Santa María. Está dinámica esta además sujeta a modificaciones locales del viento como función de la orografía en la zona. Esta permite, por ejemplo, que un viento norte en Lisboa role a poniente en la zona de Faro (Folkard et al., 1997). La costa sur de Portugal está afectada directamente por afloramiento cuando la dirección del viento favorece un bombeo de Ekman hacia fuera de la costa. Por la orientación de esta costa son los vientos de poniente los que generan estas condiciones favorables al afloramiento. Cuando ocurren, los aflorameintos en esta zona de la península Ibérica generan la aparición de aguas frías de naturaleza central noratlántica (ACNA) en la superficie (Folkard et al., 1997). Cuando son de 14 fuerte intensidad pueden llegar a girar en torno al cabo San Vicente y desplazarse hacia el este hasta alcanzar el cabo Santa María. Estas transformaciones locales del viento en el conjunto del golfo de Cádiz han sido analizadas con más detalle para la zona de plataforma continental en la que desemboca el río Guadalquivir mediante el análisis del régimen de vientos durante 20 años (1985-2004) en las dos estaciones meteorológicas que la AEMET tiene en la zona (Huelva y Cádiz). Este análisis (Figura 11.3) nos indica un marcado carácter zonal en la estación de Cádiz, el cual decrece cuando nos desplazamos hacia el oeste (estación de Huelva), donde la densidad de probabilidad de ponientes y levantes intensos es menor y presenta una cierta tendencia a la circularidad. El espectro de potencia de la distribución de varianza del viento observado en Cádiz y Huelva también presenta diferencias entre ambas estaciones. En Huelva, la varianza se acumula en frecuencias anuales, correspondientes a fenómenos estacionales, mientras que frecuencias mayores relacionadas con periodos semanales o mensuales son menores. Por el contrario, el ciclo estacional en la estación de Cádiz es menor comparado con el de Huelva y la varianza acumulada en las frecuencias sinópticas (semanal - mensual) incrementa, denotando la influencia del Estrecho de Gibraltar en el patrón meteorológico de la zona. Figura 11.3. Izda. Densidad de probabilidad del viento en las estaciones meteorológicas de Cádiz y Huelva. Valores positivos del eje x (oeste) y del eje y (norte). Dcha: Espectro de potencia de la varianza del viento en las estaciones de Cádiz y Huelva. La intensidad del campo de viento asociado a borrascas que atraviesan el Golfo de Cádiz es magnificada en la proximidades del Estrecho, dejando su impronta comparable a la varianza estacional acumulada (Figura 11.3). Este patrón tiene importantes consecuencias en el régimen de corrientes y por lo tanto en la productividad de la zona. El registro histórico de corrientes que mantiene el ICMAN en la plataforma, frente a las playas de Matalascañas en el veril de 16 metros, así lo indica (Figura 11.4). Este registro muestra como las componentes paralelas a la costa predominan sobre las perpendiculares y cómo las primeras están conectadas a la variabilidad sinóptica mientras que las segundas al forzamiento mareal. Las direcciones de la componente sinóptica de las corrientes en la plataforma están a su vez fuertemente determinadas por la dirección del viento forzante, coincidiendo los vientos de levante con corrientes hacia el noroeste y vientos de poniente con corrientes hacia el sudeste, que a su vez favorecen el transporte neto de Ekman de agua superficial hacia mar abierto (Ruiz et al, 2006). 15 Figura 11.4. Componente de la velocidad de corriente paralela y perpendicular a la costa obtenidas por el correntímetro fondeado en la zona de plataforma en el periodo comprendido desde enero de 2002 hasta agosto de 2004. La línea azul representa la serie original de ambas componentes, mientras que la línea verde es la serie filtrada: A y B en frecuencias menores a la componente semidiurna, es decir, se representa la corriente -1 con frecuencias comprendidas hasta 12 horas ; mientras que en C y D, la línea verde representa la corriente a frecuencias mayores de 1 mes y menores de 1 semana, que se corresponde con la componente sinóptica o meteorológica. Además del efecto del viento sobre las corrientes presentes en la plataforma, estos factores meteorológicos también dejan su impronta en las imágenes de temperatura superficial del mar como se ilustra a modo de ejemplo en la Figura 11.5. En ella se observa cómo entre el 2 y el 4 de julio de 2005, con viento persistente de poniente, se produce un enfriamiento progresivo de las aguas superficiales. En contraste, durante los días 9 y 11 de Junio de 2003, estuvo soplando un viento fuerte de levante y la totalidad de la plataforma estuvo ocupada por aguas más cálidas. 16 Figura 11.5. Imágenes de SST para diferentes días durante viento en Cádiz: levante (9, 10 y 11 de junio) y poniente (2, 3 y 4 de julio) del 2003. El régimen zonal de vientos y la climatología del golfo de Cádiz no sólo afectan a las capas más superficiales de la plataforma, este forzamiento se transfiere a toda la columna de agua. La evolución estacional de los diagramas TS para las masas de agua que ocupan el conjunto de la cuenca así lo muestra con claridad (Figura 11.6). En el golfo de Cádiz se han descrito varias masas de agua, entre ellas se encuentra el Agua Central Noratlántica (NACW, Gaspard and Richez, 1985) que ocupa entre los 100 y 700 metros de profundidad y cuyas características termohalinas se presentan en la Figura 11.6. Por encima de los 100 metros, en los meses estivales y debido a la influencia de los factores meteorológicos, aparece el Agua Superficial Atlántica (SAW) que puede aparecer junto con las aguas de plataforma durante el verano (Criado-Aldeanueva et al, 2007). La interfase entre la NACW y la SAW es un trazador de nutrientes y por lo tanto actúa como localizador de los máximos subsuperficiales de fluorescencia en el golfo de Cádiz (Navarro et al., 2006). 17 Figura 11.5. Diagramas TS mensuales en la zona de plataforma del Golfo de Cádiz desde Abril de 2003 (A) hasta marzo de 2004 (L). La escala de colores indica la intensidad de fluorescencia de la clorofila (u.r.). La líneas marcan las diferentes isopicnas, incluyendo la más gruesa que es indicativa del NACW. Durante los meses lluviosos, cuando la descarga de los ríos incremente en la zona de plataforma, aparecen picos de aguas menos salinas relacionados con aumentos en la fluorescencia de la clorofila. Este fenómeno es especialmente intenso en el caso del Guadalquivir cuya dinámica de descargas afecta fuertemente a la hidrología y biología de la plataforma. El análisis de las masas de agua que se presenta en la Figura 11.6 muestra como durante el periodo de mezcla, entre Noviembre y Abril, no se detecta estratificación en la columna de agua, coincidiendo con el aumento de los meses más lluviosos y aumento de las descargas desde la presa de Alcalá del Río. Este patrón se traduce en un cambio en la salinidad de los diagramas TS manteniendo la misma temperatura, claramente indicativo de su origen estuárico. El hecho de que aguas menos salinas tengan una señal de fluorescencia mayor es indicativo de la producción primaria que se genera en la plataforma continental de la 18 Andalucía atlántica en conexión con los procesos de intercambios que se producen en el estuario del Guadalquivir. Figura 11.7. Precipitación en Cádiz y Huelva y volumen de descarga desde la presa de Alcalá del Río desde enero de 2002 hasta noviembre de 2004. Por lo tanto, es muy clara la conexión de los procesos estuaricos con las características termohalinas de las aguas de plataforma, ya que los descensos bruscos de salinidad detectados a decenas de kilómetros de la desembocadura provienen de los aportes de agua dulce desde el estuario, y como se observa en los diagramas TS, la fluorescencia en este tipo de agua es mayor, apuntando, como veremos posteriormente, que estas aguas están asociadas a altos valores de nutrientes que hacen que la producción primaria aumente de forma considerable. Consecuentemente, no solo es el viento y los factores meteorológicos los forzantes de las diferentes masas de agua en la plataforma, si no también hay que tener en cuenta la pluviosidad y las entradas de agua dulce desde el estuario. 11.3 Regiones ecológicas en el golfo herramientas, componentes y función. de Cádiz: Como se ha descrito en los apartados anteriores, en la zona de plataforma concurren numerosos procesos oceanográficos que afectan a la variabilidad espacial y temporal del ecosistema pelágico en la plataforma del golfo de Cádiz. Para analizar de forma conjunta los procesos temporales implicados así como el componente espacial de su variabilidad, se ha realizado un análisis en funciones empíricas ortogonales a los datos de clorofila superficial estimada mediante sensores de color oceánico. 11.3.1 Procesamiento de imágenes de color oceánico Las imágenes de clorofila que se presentan en este informe proceden del sensor SeaWiFS, que es un espectrorradiómetro montado en el satélite OrbView-2 puesto en órbita en septiembre de 1997. Este instrumento cuenta con 8 bandas espectrales. Las bandas de la 1 a la 6 están localizadas en la región visible del espectro electromagnético (400 - 700 nm) y se sitúan en zonas características de absorción y/o reflexión de los pigmentos fotosintéticos del fitoplancton. Las bandas 7 y 8 se localizan en la región del infrarrojo cercano (745 - 885 nm) y son de utilidad para realizar una adecuada corrección atmosférica. La resolución espacial del sensor SeaWiFS es de 1.1 km en el nadir. Las imágenes SeaWiFs han sido proporcionadas por el GSFC (Goddard Spa-ce Flight Center, NASA) en cintas magnéticas de 4 mm y se corresponden con la versión 4 (re-procesamiento nº 3). Las imágenes de partida corresponden al nivel L1A (datos brutos) y su posterior proceso se realiza por medio del programa SeaDAS versión 4 (SeaWiFS Data Analysis System). Este software se utiliza para procesar, obtener y 19 analizar todos los datos procedentes del sensor SeaWiFS. Dicho programa puede ser obtenido gratuitamente de la página Web de SeaDAS (http://seadas.gsfc.nasa.gov). En el primer paso del proceso se extrae la zona del golfo de Cádiz (rutina “subscene”) de la imagen total que capta el sensor. El siguiente paso aplica la corrección geométrica, que consiste en ajustar la línea de costa teórica a la real. Para dicha corrección se utiliza la rutina register. El tercer paso del procesamiento es convertir los datos brutos (nivel L1A) en datos geofísicos (nivel L2) mediante la rutina msl2 (multi-sensor Level-2 procesing program). En dicha rutina se introducen las correcciones atmosféricas, las debidas al ozono y los parámetros de calibración del sensor. Existen 176 productos de salida del nivel L2. El principal producto de salida es la concentración de clorofila (mgChl m-3). Para el cálculo de la misma, la rutina msl2 se basa en el algoritmo OC4 versión 4 (O´Reilly et al., 2000) que convierte las radiancias en clorofila. En la rutina msl2, se incluyen los datos meteorológicos (modelados por el National Center for Environmental Prediction, NCEP) y de ozono provenientes de otros sensores para realizar las diferentes correcciones atmosféricas. El algoritmo de corrección atmosférica de SeaWiFS (Gordon y Wang, 1994; Wang, 2000) usa las bandas cercanas al infrarrojo (765 y 865 nm) para caracterizar las propiedades ópticas de los aerosoles y estimar la contribución de los mismos a la radiancia total en el espectro visible para corregir las radiancias que le llegan al satélite. El algoritmo OC4v4, utiliza el procedimiento teórico propuesto por Morel (1980), el cual considera que la reflectancia (Rrs, Remote Sensing Reflectance), es la razón de la radiancia ascendente emergente que proviene justo por debajo de la superficie (Lw) entre la irradiancia descendente (que es la integración de todas las radiancias descendentes en un punto) por debajo de la superficie (Ed), con la relación (Rrs=Lu/Ed). Algoritmo OC4: a = [0.366, − 3.067, 1.930, 0.649, − 1.532] 443 490 520 R = LOG10 ( Rrs555 > Rrs555 > Rrs555 ) Chl a ( μg ) =10 ^ (a (0) + a (1) * R + a (2) * R 2 + a (3) * R 3 + a (4) * R 4 ) l El color del océano para aguas de tipo 1 varía desde muy azul para zonas oligotróficas, hasta muy verde para aguas muy eutróficas. Este espectro de variación resulta de la fuerte absorción de los pigmentos en la banda del azul (máximo a 445) comparada con la débil absorción en la banda verde-amarilla (550-580). Normalmente, los algoritmos para calcular la clorofila utilizaban la proporción entre las bandas de 490 y 555 nm (por ejemplo, el OC2, O´Reilly et al., 1998). El hecho de que se utilice la banda centrada en 490 nm y no centrada sobre 443 nm, que está más cerca del pico de absorción de la clorofila, es debido a que la banda 443 nm esta también muy influida por la absorción de la CDOM, la cual decrece exponencialmente con el incremento de la longitud de onda (Bricaud et al., 1981). El algoritmo OC4v4 (O´Reilly et al., 2000) que hemos utilizado para el cálculo de la clorofila se diferencia de los anteriores porque utiliza el valor máximo de estas tres proporciones (Rrs443/Rrs555, Rrs490/Rrs555 o Rrs510/Rrs555) para el cálculo de la clorofila. Este método se conoce como Maximum Band Ratio, (MBR) y mejora los anteriores ya que así, se maximiza la señal del sensor, es decir, el cociente entre la reflectancia y el ruido (SNR, Signal Noise Ratio, O´Reilly et al., 1998). Para aguas oligotróficas (< 0.3 mgChl m-3), la mejor correlación con los datos in situ se corresponde con el cociente entre las bandas Rrs443/Rrs555. Para aguas mesotróficas, se utiliza el mismo cociente que se estaba utilizando (Rrs490/Rrs555) en el algoritmo OC2, mientras que para aguas con elevada concentración de clorofila, la fuerte absorción en la región de azul del espectro por parte del fitoplancton determina que la SNR para las radiancias en el 412 y 443 sea menor que para la banda de 510 nm, por lo tanto, el mejor ratio para estimar la clorofila viene dado por la relación Rrs510/Rrs555 (O´Reilly et al., 1998). Esta banda (510 nm) es mucho más precisa que las anteriores y además presenta menos problemas en la corrección atmosférica (Wang, 2000). Este método consistente en utilizar el valor máximo de la proporción entre distintas bandas, puede ser usado para definir operacionalmente el tipo de agua dependiendo de su estado trófico: oligotrófico (<0.3 mgChl m- 20 3), mesotrófico (0.3 - 1.5 mgChl m-3) y eutrófico (> 1.5 mgChl m-3), dependiendo de la banda que domina 443, 490 y 510 nm sobre la de 555 respectivamente. El cuarto paso en el procesado de las imágenes es la proyección en escala Mercator de los datos geofísicos (clorofila, PAR, k490, etc). Para ello se utiliza la rutina projection, considerando 111 píxeles de resolución por cada grado en longitud/latitud. Por último, se realiza una extracción de los datos en formato ASCII para su posterior tratamiento con otros programas para diversos fines (composición temporal de imágenes, cálculos estadísticos, etc). Dicha extracción se realiza mediante la rutina output y se obtienen tanto los parámetros geofísicos elegidos como la longitud y latitud de cada píxel. 11.3.2 Procesamiento de imágenes de color oceánico El análisis de Funciones Empíricas Ortogonales (EOF) se basa en los trabajos de Pearson (1902) y Hotelling (1935) y ha sido introducido en el análisis de datos meteorológicos por Lorenz (1956). La descomposición EOF es un método estadístico que nos proporciona una descripción compacta de la variabilidad temporal y espacial de una serie de datos en términos de funciones ortogonales comúnmente llamados modos empíricos (Emery y Thomson, 1998). Normalmente, la mayor parte de la varianza de una serie distribuida espacialmente, es la explicada por las primeras funciones ortogonales cuyos patrones no tienen por qué estar conectados con mecanismos de forzamiento físico (Emery y Thomson, 1998; Yoder et al., 2002). Los modos espaciales nos dan información de las estructuras espaciales, mientras que las funciones de amplitud describen su dinamismo. El estado completo del sistema (por ejemplo, la secuencia original de las imágenes de satélite) puede ser aproximado, por una simple combinación lineal del producto del modo espacial por la amplitud en aquellos modos más relevantes (Preisendorfer, 1988). Existen diversos métodos descritos en la bibliografía para realizar un análisis en funciones emp-ricas ortogonales. El método utilizado en este capítulo es conocido como SVD (Descomposición en Valores Singulares, de sus siglas en inglés) para calcular los autovalores, autovectores y las amplitudes de variación del modo temporal. La ventaja que presenta este método frente a otros (Kelly, 1998), estriba en la facilidad de construir la matriz de covarianza. El método de SVD se basa en el concepto de álgebra lineal (Press et al., 1992) que cualquier matriz D(MxN), cuyo número de filas M es mayor o igual que el número de columnas N, puede ser escrito como un producto de tres matrices: una matriz columna-ortogonal U(MxN); una matriz diagonal S(NxN), con elementos positivos o ceros; y una matriz transpuesta (VT) ortogonal de NxN. En notación matricial, el SVD sería: ⎛ s1 ⎜ ⎜ D =U ⎜ ⎜ ⎜ ⎝ s2 ⎞ ⎟ ⎟ T ⎟V ... ⎟ s N ⎟⎠ En nuestro caso, la matriz D consiste en M filas (píxeles espaciales de cada imagen de clorofila) y N columnas (cada imagen semanal). Los valores escalares s1≥ s2≥ … ≥ sN≥0 de la matriz S, son llamados valores singulares de D, y aparecen en orden descendente de magnitud en las primeras N posiciones de la matriz. La columna de la matriz V son los vectores singulares del subespacio izquierda de D, y las columnas de la matriz U son los vectores singulares del subespacio derecha de D. La matriz S tiene una diagonal superior S’, y una parte baja de todo ceros cuando M es mayor que N. 21 El método de SVD requiere que la matriz D sea completa, es decir, que no haya posiciones vacías (NaN, por ejemplo, nubes, tierra, píxeles enmascarados, etc). Para ello, primeramente, eliminamos aquellas imágenes semanales que presentan menos de un 90% de píxeles válidos (siguiendo el criterio utilizado por Vargas et al., 2003). Por último, en aquellas imágenes en las que todavía existen datos no validos, estos se sustituyen por el promedio de los píxeles más cercanos (matriz 3x3). Una vez realizadas estas operaciones, se obtiene una matriz de 48660 filas por 196 columnas, donde 48660 se corresponden con los píxeles validos por imagen, y 196 índica el número de promedios semanales utilizados en el análisis. Es necesario recordar que partíamos de un total de 260 imágenes semanales (5 años). Anteriormente al análisis, se resta de cada imagen semanal el promedio temporal por píxel. Además, también normalizamos dividiendo cada píxel por la desviación estándar de la serie (Da-vis, 1973). Este método se conoce como “EOF temporales” (Lagerloef y Bernstein, 1988) y algunos autores sugieren que este método es más apropiado cuando se analizan estructuras asociadas con la variabilidad temporal de un área (Parada y Cantón, 1998; Baldacci et al., 2001). Sin embargo, si restamos el promedio espacial a cada píxel, el método se conoce como “EOF espaciales” y esta descomposición se suele utilizar para estudiar estructuras con un fuerte gradiente espacial, como pueden ser los frentes, etc. Se puede estimar el error producido al realizar un EOF debido al número finito de imágenes utilizado en el método. Según North et al., (1982), la “distancia del error”, δλ, está dada por: 1/ 2 ⎛2⎞ δλ = λ ⎜ ⎟ ⎝n⎠ donde λ es el autovalor y n es el número de imágenes usado en el análisis EOF. En este estudio, n es 196, así que, δλ ≈ 0.01010. Un modo es considerado significativo sólo si la distancia entre λ y el autovalor más cercano es mayor que el error asociado a la diferencia del autovalor (δλ). 11.3.3 Procesamiento de imágenes de color oceánico Los resultados del análisis de las EOF realizado sobre las imágenes semanales de clorofila se presentan en las figuras 10.8, 10.9 y 10.10. Los coeficientes del modo espacial (Figura 11.9) muestran la extensión espacial e importancia dinámica de los procesos en el área de estudio. Cuanto más intenso es el fenómeno, mayor es la amplitud del coeficiente. La amplitud temporal del modo (Figura 11.10) indica cuando un fenómeno es importante. La combinación de la variabilidad espacial y temporal se obtiene multiplicando el coeficiente espacial por el temporal. Los primeros seis modos explican más del 47% de la variabilidad de la clorofila (Figura 11.8). Siguiendo North et al., (1982), sólo los dos primeros modos son estadísticamente significativos 22 Porcentage de varianza explicada (%) 25 20 15 10 5 0 2 4 6 8 n, numero de nodo 10 12 Figura 11.8. Porcentaje de varianza explicado por cada modo El primer modo explica alrededor del 20% de la varianza y parece estar relacionado con la estacionalidad (Figura 11.10). La mayoría de los coeficientes espaciales son positivos, con lo que según sea el valor del coeficiente temporal, el valor final de la clorofila será mayor o menor que la climatología en el conjunto de la cuenca. Los valores positivos nos muestran en que fechas se producen máximos de clorofila con respecto a la media, mientras que los valores negativos nos indicarán cuando se producen concentraciones de clorofila por debajo de la media temporal. Si observamos la Figura 11.10, el coeficiente temporal de este primer modo presenta máximos positivos en primavera y otoño, así como valores negativos en verano e invierno. De acuerdo con los promedios mensuales para la zona, parece que este primer modo está relacionado con la evolución estacional que afecta a toda la cuenca. Al igual que para el promedio mensual, el máximo valor del coeficiente temporal se alcanza en primavera del 2001 (≈ 4 para el mes de marzo de 2001). Figura 11.6. Valor del modo espacial para los seis primeros modos. 23 Figura 11.7. Coeficientes temporales para los tres primeros modos. El segundo modo explica el 9.8% de la variabilidad y distingue distintas zonas (Figura 11.11). La primera zona (Océano abierto), se encuentra situada en océano abierto y los valores del coeficiente espacial son cercanos a cero, lo que nos indica una estabilidad de la clorofila superficial con respecto al resto de la cuenca. La segunda zona se corresponde con el área influenciada por el cabo San Vicente. Los coeficientes espaciales son negativos (alrededor de 0.5), lo que indica la existencia de bloom de fitoplancton cuando los coeficientes temporales son también negativos. Valores negativos en el coeficiente espacial también se encuentran en la tercera zona que hemos definido (Frente de Huelva). Ésta se encuentra al este del cabo Santa María y parece corresponderse con el sistema formado por aguas que afloran hacia el sudeste del cabo Santa María (Stevenson, 1977; García et al., 2002) y conocido como frente de Huelva (Stevenson, 1977). Además en la zona del cabo Trafalgar también se observan valores negativos, donde es conocida la existencia de aguas superficiales frías (Vargas-Yánez et al., 2002) y ricas en clorofila (Prieto et al., 1999; García et al., 2002). La última zona extraída ocupa una franja costera entre Huelva y Cádiz que posee valores positivos del modo espacial, que indica una respuesta desfasada con las restantes zonas Figura 11.8. Zonas extraídas a partir del segundo modo espacial del análisis EOF de la clorofila satelital. Al realizar un análisis espectral a la serie temporal de los tres primeros modos temporales (Figura 11.12), se observa como la señal anual domina claramente en la serie temporal, y la fluctuación semestral (0.04 semanas-1) parece constituir la mayor señal en variaciones 24 intranuales. Peliz y Fiúza (1999), en su estudio con imágenes procedentes del sensor CZCS encontraron también que la señal anual domina frente al resto de señales, y la del periodo de seis meses era la señal dominante en el periodo intranual. Modo1 Modo2 Modo3 B 10 A 10 8 6 4 2 8 Densidad 0 0.1 0.2 0.3 0.4 0.5 6 4 2 0 0.01 0.02 0.03 0.04 0.05 0.06 0.07 -1 Frecuencia (Semanas ) Figura 11.9. A) Densidad espectral de la varianza para los tres modos temporales. B) Densidad espectral para las frecuencias menores (entre 0 y 0.07 semanas-1). Del segundo modo espacial hemos podido establecer diferentes eco-regiones cuya dinámica del ecosistema está relacionada con los procesos forzantes. La Figura 11.11 representa la localización de estas áreas en el golfo de Cádiz. La zona de mar abierto está formada por aguas oceánicas con concentraciones de clorofila muy bajas y con un ciclo estacional representado por dos regímenes, uno de máximos de clorofila a finales del invierno y otro de mínimos en los meses veraniegos, indicativo de que el factor que controla el ciclo estacional del fitoplancton es la concentración de nutrientes, máxima en periodo invernal donde la mezcla estacional es máxima (Figura 11.13). La zona del cabo San Vicente (Figura 11.11) incluye tanto la costa oeste de Portugal como la zona sur que habitualmente está ocupada por el giro anticiclónico, que se ha descrito en la Figura 11.1. Los diferentes estudios realizados muestran que normalmente en estas aguas aparecen núcleos de aguas frías (Vargas et al, 2003) con altos valores de clorofila (Navarro y Ruiz, 2006) en los meses estivales (Figura 11.13). La explicación de este patrón hay que buscarla en la aparición del afloramiento provocado por el viento del norte que sopla en los meses de verano como consecuencia del fortalecimiento del anticiclón de las Azores. Estos vientos arrastran el agua superficial de la costa oeste portuguesa hacia mar abierto y provocan la entrada de aguas más frías y ricas en nutrientes en superficie, en un momento del ciclo estacional en la que radiación solar es máxima, tal como ocurre en los meses de verano. La conjunción de luz elevada y abundancia de nutrientes permite al fitoplancton realizar la fotosíntesis con gran intensidad. 25 Figura 11.13. Climatología de temperatura y clorofila superficial para las diferentes zonas estudiadas en el golfo de Cádiz. La zona conocida como Frente de Huelva comienza en el cabo Santa María (Figura 11.11) y discurre hacia el sureste siguiendo el talud continental y coincide espacialmente con la estructura oceanográfica descrita por primera vez por Stevenson en 1977. En esta zona aparecen dos máximos de clorofila, a finales del invierno y en otoño, con valores promedio superiores a los encontrados en la zona de mar abierto. El origen de esta estructura hay que buscarlo en los cambios bruscos de batimetría que se producen en el talud continental, que a la postre genera inestabilidades en el mar provocando mezcla en las aguas superficiales y por lo tanto la fertilización de las mismas. La zona del cabo Trafalgar (Fig. 10.11) está muy condicionada por la cercanía al estrecho de Gibraltar, donde las corrientes son de gran intensidad. Además, en esta zona existen cambios bruscos en la batimetría que junto con la gran intensidad de la corriente favorecen la turbulencia y la mezcla vertical fertilizando las aguas superficiales con nutrientes. Esta mezcla, en la que también influye la marea, es máxima en la mareas equinociales de primavera y otoño, de ahí que estos periodos presenten los máximos de clorofila anuales (Figura 11.13). 11.3.4 La eco-región Franja Costera: Plataforma frente a la desembocadura. La zona denominada como franja costera se encuentra situada en la plataforma continental centrada en la desembocadura del estuario del Guadalquivir y por lo tanto es la zona de plataforma en la que los procesos oceanográficos que concurren en ella están estrechamente ligados a la dinámica física y del ecosistema del estuario. Las climatología mensual para SST y PAR (Figura 11.14) sigue presentando la misma forma que para la zona anterior, pero en este caso la temperatura máxima se alcanza en el mes de agosto (> 23 ºC), siendo ésta la máxima de las temperaturas promedios para todas las zonas. 26 Con respecto al mínimo de temperatura, alcanzado en el mes de enero, éste también es menor que en las demás zonas, indicando el rango tan amplio de temperaturas que se dan en esta zona tan costera. Las anomalías se suelen situar en ±1ºC, siendo este rango menor que en las zonas anteriores, indicando una menor variabilidad interanual. En esta zona es donde se alcanzan las concentraciones más altas de clorofila de todas las zonas. Se observa que la climatología mensual de clorofila presenta un patrón bimodal como las zonas de Cabo San Vicente y Santa María, aunque éste se ve modificado tanto en los meses en los que ocurren los máximos de primavera, de mayor intensidad, y el de otoño, que coincide con la desaparición de la estratificación térmica en octubre (Prieto et al, 2009). El primero de ellos, se alcanza en el mes de abril (≈ 4.3 mgChl m-3), mientras que el segundo bloom se produce entre los meses de octubre y noviembre (≈ 3.9 mgChl m-3). El mínimo anual se alcanza en el mes de agosto, con una concentración cercana a 2.7 mgChl m-3. Las anomalías representan un porcentaje alto del valor medio de clorofila (≈ 30%), lo que indica una variabilidad interanual bastante elevada, apareciendo al año entre dos y tres máximos. Para el año 1998, los tres máximos ocurren entre enero y abril, otro en los meses de junio-julio mientras que el tercero se desarrolla entre septiembre-octubre. Para el año 1999, este patrón cambia, y los máximos son en mayo y noviembre, siendo este segundo de mayor intensidad. En el 2000, al igual que en zonas anteriores, hay un máximo en abril y un mínimo en septiembre, a partir del cual la concentración empieza a aumentar hasta marzo del 2001, donde se alcanza el máximo mensual para la zona. Durante este año, ocurre otro pico de clorofila para el mes de octubre, de igual intensidad que el de abril del 2002, donde decrece la concentración hasta el mínimo de toda la serie, que ocurre en agosto. A partir de este mes, la concentración aumenta. Si nos centramos en los promedios semanales (Figura 11.15), se observa un fuerte acoplamiento entre aumentos de clorofila semanal y los ponientes en la época de estratificación, que se establece entre los meses de abril y noviembre (Sánchez-Lamadrid et al., 2003). También se observa que con vientos de poniente hay un enfriamiento de la temperatura superficial, mientras que los vientos de levante favorecen el aumento de la temperatura. Los ponientes determinan la longitud y persistencia del afloramiento costero. Existen numerosos ejemplos en todos los años que confirman dicho proceso. Por ejemplo, para el 1998, a finales de marzo, a mitad de abril, a finales de mayo, mitad de junio, principios de septiembre y octubre. Para el 1999, en marzo, finales de abril, principios de mayo y junio, finales de junio, mitad de agosto, septiembre y octubre. En el 2000, se observan en mitad de marzo, finales de junio, mitad de julio, agosto, septiembre y octubre. Para el 2001, a finales de abril, principios y mitad de julio y principios de octubre. Por último, en el 2002, ocurre a mitad de mayo, principios de junio, julio y septiembre y mitad de octubre 27 21 0 19 -1 17 1998 1999 2000 2001 2002 -2 6 15 60 Climatologia SST 1 Climatologia PAR 23 3 50 0 40 -3 30 -6 20 1.5 4.5 1 4.2 0.5 3.9 0 3.6 -0.5 3.3 -1 3 -1.5 2.7 Ene Feb Mar Abr May Jun Jul Ago Sep Oct Nov Climatologia CHL Anomalia SST Anomalia PAR Anomalia CHL 2 Dic Figura 11.10. Serie mensual de climatologías y anomalías (diferencia entre el valor mensual y la climatología mensual) para la SST(ºC), PAR (mol quanta m-2 d-1) y clorofila (mgChl m-3) en la zona de plataforma. El efecto contrario, donde los vientos de levante coinciden con aumentos de temperatura y descensos de la clorofila, se pueden observar para el año 1998, en los días 20 de marzo, 1 de mayo, 15 de junio, 3 de agosto, 15 de septiembre y 6 de octubre para 1998; en 1999, el 12 de marzo, 9 y 28 de abril, 22 de mayo, 10 de octubre y 25 de noviembre; en el 2000, 1 y 17 de mayo, 15 de junio, 13 de julio, 7 de septiembre y 23 de octubre; en 2001, 10 de abril, 20 de mayo, 16 de junio, 26 de julio, 21 de agosto, 9 de octubre; en 2002, 1 y 19 de abril, 15 de julio y 1 de octubre. La concentración de clorofila parece ser sensible a la precipitación en esta zona. Principalmente en los meses de otoño, la clorofila aumenta en aquellos años donde las lluvias han sido fuertes, ya que este hecho facilita la entrada de nutrientes a partir de los ríos, sobre todo del estuario del Guadalquivir, que como se ha visto en capítulos anteriores, existe una entrada masiva de nutrientes. Por ejemplo, a finales de octubre y principios de noviembre del 1999, hay un aumento fuerte de la clorofila con vientos débiles, tanto de poniente como de levante. También se observa que no existe una disminución de la temperatura, pero sí se registraron unos días de intensa lluvia, lo que pudo facilitar la entrada de nutrientes en la zona a través de los ríos y estuarios. Este proceso también se registró durante los meses de octubre y noviembre del 2001. 28 -2 -1 Figura 11.11. Serie temporal para los promedios semanales de PAR (línea azul, mol quanta m d ), SST (roja, -3 ºC) y clorofila (verde, mgChl m ) para la zona de plataforma. Las barras grises en las gráficas superiores indican la dirección del viento (valores positivos son ponientes y negativos son levantes) y su velocidad (en km/h), mientras que las barras grises de las gráficas inferiores indican la precipitación diaria (en décimas de mm) en la estación meteorológica de Huelva. 11.3.5 Forzamiento estuárico de la biogeoquímica en la eco-región de plataforma. La variabilidad del ecosistema de la plataforma, como se ha descrito, se compone de diferentes agentes forzantes así como la interacción con los diferentes ríos que desembocan en la misma, como son el río Guadalquivir, Guadiana y Tinto-Odiel, los cuales han servido para dividir en varias áreas dependiendo de su influencia (Figura 11.16). Basados en el estudio de siete años de imágenes de SST y color oceánico (desde Julio de 1997 y Diciembre de 2004), la climatología de toda la plataforma continental muestra un mínimo de temperatura en Enero y Febrero con promedio de 15.04 ºC (Figura 11.16.B). La temperatura máxima se alcanza en los meses de Agosto con valores alrededor de 23.22 ºC, coincidiendo con los mínimos en concentración de clorofila como consecuencia de la fuerte estratificación detectada en la columna de agua durante este periodo. Con respecto al patrón de clorofila superficial, se detectan dos bloom a lo lardo del año, el primero en los meses de primavera (Marzo-Abril) y el segundo durante el mes de Noviembre. Usando datos de satélite se ha demostrado la mayor influencia del Guadalquivir en la productividad de la plataforma en comparación con el resto de ríos que desembocan en la misma, como son el Guadiana y el Tinto-Odiel. El mayor rango de variabilidad en la temperatura ha sido observado cerca del Guadalquivir, con valores entre 14 y 24 ºC en invierno y verano respectivamente. En contraste, el área cercana a la desembocadura del río Guadiana fue caracterizada por un menor valor de temperatura en verano (22ºC), probablemente causado por la influencia del procesos de afloramiento asociado el frente de Huelva 29 (Stevenson, 1977; Fiúza et al., 1982), tal como describíamos para la zona del Frente del Huelva. Figura 11.12. A) Zonificación distinguida por la influencia de los diferentes ríos. Climatología de SST (B), clorofila (C) y promedios mensuales de SST (D) y clorofila (E) para las diferentes zonas de estudio en la plataforma atlántico-andaluza. Gu: Zona del Guadiana (línea azul), T-O: zona de desembocadura del Tinto-Odiel (línea roja), G: zona de desembocadura del Guadalquivir (línea verde) y CS relativo a la plataforma continental (línea negra). Ambas áreas, pero principalmente la más cercana al Guadalquivir, tienen importantes concentraciones promedio de clorofila comparada con el resto de la cuenca. La variabilidad interanual de la temperatura también muestra valores más altos en los meses estivales desde 1994 a 1998, y aguas con temperaturas mayores en las cercanías al Guadalquivir. El bloom de clorofila más intenso se observó durante Marzo del 2003 en la zona del estuario del Guadalquivir. Este pico del fitoplancton coincide con un elevado aumento en las descargas de agua dulce desde la presa de Alcalá del Río (Figura 11.7). El mismo patrón se observa en los datos de campo recolectados en las diferentes campañas históricas realizadas en el seno del ICMAN (Figuras 10.17). Además, las concentraciones de clorofila medidas in situ fueron mayores durante los meses de primavera y en las cercanías a la desembocadura del Guadalquivir. La mayor cantidad de fitoplancton estimada por el aumento en la clorofila se debe al enriquecimiento de los nutrientes en este área, raramente por debajo de 1 μM durante todo el año (Figuras 10.18). La influencia del aumento de los nutrientes por intercambio con los estuarios en la zona costera del golfo es muy clara ya que los máximos de nitrato en toda la plataforma se detectan en las cercanías de las desembocaduras, en particular en la del estuario del Guadalquivir con valores superiores a 8 μM que destacan sobre las que se observan en el Guadiana y el Tinto-Odiel (Figuras 10.18). La mayor concentración de nutrientes y una menor temperatura se observa durante los meses de invierno, precediendo al bloom primaveral (Fig. 10.19 y 10.20). En contraste, los menores valores de nutrientes (nitrato, fosfato y silicato) fueron encontrados en verano durante el periodo de estratificación (Fig. 10.21 y 10.22). Las concentraciones de fosfato siempre exceden de la constante de semisaturación del fitoplancton (Ks) de 0.03 y 0.5 μM aportado por McAllister et al. (1964) y Davies y Sleep (1981). 30 Los máximos de clorofila se observan en primavera y otoño aunque este último en menor medida (Fig. 10.19 - 10.22). El bloom primaveral del 2003 fue el mayor registrado de todas las observaciones realizadas entre 2002 y 2004. El ecosistema pelágico en la desembocadura del Guadalquivir aumenta las concentraciones de nutrientes y clorofila como respuesta a los eventos de pluviosidad que tienen lugar en este mes y en coincidencia con una disminución de la salinidad. También se observan valores muy altos de fosfato en las cercanías a la desembocadura del Tinto-Odiel Figura 11.13. Distribución de la concentración de clorofila superficial (mg/l) durante los muestreos mensuales 31 Figura 11.14. (Continuación). Distribución de la concentración de clorofila superficial (mg/l) durante los muestreos mensuales 32 Figura 11.15. Distribución de la concentración de nitrato (μM) durante los muestreos mensuales 33 Figura 11.16. (Continuación) Distribución de la concentración de nitrato (μM) durante los muestreos mensuales 34 Figura 11.17. Distribución de temperatura, salinidad, porcentaje de clorofila superior a 20 micras, silicato (μM), -1 material particulado (mg l ), fosfato (μM) y porcentaje de material inorgánico en noviembre de 2002. 35 Figura 11.18. Distribución de temperatura, salinidad, porcentaje de clorofila superior a 20 micras, silicato (μM), -1 material particulado (mg l ), fosfato (μM) y porcentaje de material inorgánico en enero de 2004. 36 Figura 11.19.Distribución de temperatura, salinidad, porcentaje de clorofila superior a 20 micras, silicato (μM), -1 material particulado (mg l ), fosfato (μM) y porcentaje de material inorgánico en abril de 2003. 37 Figura 11.20. Distribución de temperatura, salinidad, porcentaje de clorofila superior a 20 micras, silicato (μM), -1 material particulado (mg l ), fosfato (μM) y porcentaje de material inorgánico en junio de 2004. 38 Figura 11.21. Distribución espacial de la temperatura (ºC), salinidad, concentración de clorofila mayor de 20 µm -1 (µg l-1), nitrato (µM), fostato (µM), silicato (µM), material particulado (mg l ) y porcentaje de material inorgánico en las aguas superficiales en las diferentes zonas desde marzo de 2003 hasta septiembre de 2004 39 11.3.6 La eco-región plataforma: ejes de variabilidad. La información biogeoquímica descrita en los mapas presentados en las secciones anteriores de este capítulo se ha sintetizado mediante un análisis de componentes principales (PCA). Las primeras 4 componentes (ejes) del PCA explican más del 77% de la variabilidad encontrada en el sistema (Tabla 1). La primera componente PC1 explica el 34% de la variabilidad y es significativa del gradiente río-océano correlacionado con la salinidad, nitrato, silicato, clorofila total y de células mayores de 20 μm. Los valores positivos de PC1 denotan alta salinidad y bajas concentraciones de nutrientes, silicato y clorofilas. % VAR EXP Temperatura Salinidad Nitrato Fosfato Silicat0 Chla Chla>20 μm Material particulado % Mat. inorgánico Eje 1 Eje 2 Eje 3 Eje 4 34 0.137 0.418 −0.467 −0.176 −0.447 −0.421 −0.405 −0.120 0.043 18 -0.233 −0.076 0.056 −0.035 0.045 −0.004 0.020 −0.666 0.699 15 -0.2910 0.101 −0.270 −0.464 −0.401 0.439 0.502 −0.032 −0.105 10 0.862 −0.195 −0.141 0.086 −0.157 0.278 0.174 −0.232 0.068 Tabla 11.1. Resultados del análisis PCA. Con respecto al segundo eje (PC2), este explica el 18% de la variabilidad y está describiendo la naturaleza del material particulado (correlacionado tanto con el material orgánico como inorgánico) y en menor grado con la temperatura. Los valores positivos de PC2 se corresponden con bajas concentraciones de material particulado. La componente PC3 (15%) se correlaciona con la clorofila de grandes células y el fosfato, y en menor medida con la clorofila total, silicato y temperatura. Por último, la cuarta componente (PC4, 10%) está altamente correlacionada con la temperatura, sugiriendo esta componente la estacionalidad del sistema. La representación gráfica de las dos primeras componentes revelan dos grupos de estaciones. El primer grupo es caracterizado por valores muy negativos del PC1, representando la influencia de los ríos, y es coherente con las estaciones muestreadas cercanos a la desembocadura del Guadalquivir entre primavera del 2003 y 2004 y las estaciones costeras entre el Tinto-Odiel y el Guadalquivir muestreadas en otoño del 2003 (Fig 11.24). La componente estacional de este grupo está claramente asociada a episodios de elevada precipitación, resultando en altos valores de clorofila y nutrientes y una caída en la salinidad. El segundo grupo consiste en estaciones con altos valores negativos de PC2 y representa las estaciones con bajas fracciones de material suspendido inorgánico recolectados en otoño del 2002 y verano del 2003. Como es esperable, el PC1 explicó la mayoría de la variabilidad en la desembocadura del Guadalquivir. Esta zona está caracterizada por valores negativos de PC2 y PC3, así como valores positivos de PC4, indicando altas concentraciones de material particulado y fosfato, y altas temperaturas (Figura 11.23). 40 Figura 11.22. Resultados del análisis en componentes principales. El examen de la estacionalidad de cada zona (Figura 11.25 b-e) revela que la PC1 explica la variabilidad en la zona del Guadalquivir en invierno, primavera y otoño (Fig 10.25), mientras en verano es la PC4 la que explica esa variabilidad con valores altos (elevadas temperaturas) comparadas con otras zonas en verano. Este patrón es debido a la inercia térmica que se ha descrito para la zona (García-Lafuente y Ruiz, 2007 Para la zona del Guadiana, la PC1 es altamente positiva en verano, indicando la fuerte influencia oceánica en este sector (Fig 10.25). La estacionalidad en la temperatura es claramente identificada en esta zona, con PC2, PC3 y PC4 cambiando de negativo a positivo a medida que la estación progresa. La PC3 representa la correlación negativa ente la temperatura y la clorofila de células grandes, resultando en valores positivos en invierno y en primavera (Fig. 10.25). Este efecto está probablemente relacionado con la presencia del frente de Huelva, aguas más frías que se encuentran en el cabo Santa María, el cual promueve blooms de fitoplancton en este sector al sudeste del cabo Santa María (Navarro y Ruiz, 2006). La estacionalidad del Tinto-Odiel se refleja en la PC4, con valores negativos en invierno y otoño y positivos en verano y primavera (Fig 10.25). Durante el verano los valores negativos de la PC2 denotan la alta temperatura y alta concentración de material suspendido con una baja fracción de material inorgánico. La mayoría de esta variabilidad está relacionada con una 3 estación en el mes de agosto (Fig 10.24). Los valores de clorofila en torno a 0.35 mg/m , sugieren que la biomasa fitoplanctónica es responsable sólo de forma parcial de la alta materia orgánica encontrada, e indica que este aumento está relacionado con altas concentraciones de zooplancton y por lo tanto de huevos y larvas de boquerón presentes durante esta época del año (Ruiz et al, 2006). Esta hipótesis se sustenta por las medidas de zooplancton e ictioplancton recolectadas a la misma vez. Por lo tanto, los valores negativos de PC2 junto con los valores de PC1 cercanos a cero parecen ser asociados con alta abundancia de zooplancton e ictioplancton. 41 B Figura 11.23. Variabilidad espacial y temporal de los valores de las cuatro componentes. A) Promedios espaciales de las tres zonas analizadas con influencia de los ríos. B-E) Promedio estacional para cada una de las zonas, Guadalquivir (B), Guadiana (C); Tinto-Odiel (D) y plataforma continental (E). La distribución de las variables biogeoquímicas en la plataforma continental del golfo de Cádiz es, por tanto, consecuencia del forzamiento meteorológico (régimen de vientos y precipitación que condiciona en parte la descarga del los ríos), que a su vez influye en la dinámica marina. El papel de los ríos en la fertilización de la cuenca, principalmente a través de la influencia del río Guadalquivir, sumado a los vientos de poniente que generan un afloramiento, constituyen los factores claves para la elevada productividad encontrada en la zona de plataforma. La fertilización del rio Guadalquivir es particularmente notable con un incremento en la concentración de nitrato, una reducción en la salinidad y un aumento en la concentración de clorofila (principalmente de grandes células) en el área cercana a la desembocadura de los diferentes ríos. Este efecto es de mayor intensidad durante la primavera, cuando aumenta la frecuencia en la precipitación. Este fenómeno meteorológico está relacionado con el índice NAO, tal como muestra la Figura 11.26, que representa la relación (r=-0.46, p<0.0001) entre la precipitación anual acumulada en el área del golfo de Cádiz y el índice NAO para el periodo 1870-2007. Durante los años 2002, 2003 y 2004, correspondientes a los gráficos mostrados de campañas oceanográficas, los valores de la NAO estaban comprendidos entre 0.76 y -0.07. Estos valores son muy cercanos a la moda y al percentil 50 de toda la serie de datos de la NAO (moda: 0.72, percentil: 40-59%). Por tanto, a pesar que no hay datos de campo anteriores a 2002, podemos asumir con robustez estadística, que durante el periodo de estudio el forzamiento climático fue el "típico", ni extremadamente húmedo ni extremadamente seco. Esto se traduce en que las campañas mostradas representan el patrón espacial y temporal típico de la variabilidad biogeoquímica del ecosistema en la plataforma. 42 Figura 11.24. Relación entre el índice NAO y la precipitación anual acumulada (mm/año) en el área del golfo de Cádiz para el periodo entre 1870 y 2007. 11.3.7 Presencia de la pluma de turbidez en la plataforma Como se ha venido describiendo en este capítulo y los anteriores, la cantidad de materia particulada tanto en el estuario como en la zona de plataforma, afecta al resto de procesos oceanográficos que concurren en la misma, desde la especiación química y la adsorción de contaminantes marinos, hasta la disminución de la luz y el consecuente decrecimiento de la producción primaria, con todo lo que la misma sustenta. Para estudiar la variabilidad espacial y temporal de la pluma de turbidez en la desembocadura, así como su dinámica temporal, se han empleado técnicas de teledetección de color oceánico para el estudio de la misma, ya que las herramientas tradicionales como son los muestreos in situ o el fondeo de instrumentos, o bien no captan toda la variabilidad espacial (numero de fondeos limitados) o bien la temporal (muestreos en fechas concretas). Las imágenes que se presentan en este apartado proceden del sensor MODIS, que está a bordo del satélite TERRA y del satélite AQUA, ambos con una diferencia en la captura de las imágenes de unas pocas horas, lo que nos permite estudiar la variabilidad de la pluma en escala horaria. La resolución de las imágenes es de 250 metros y están han sido procesadas desde el nivel L0 hasta el nivel RGB por la propia NASA. La Figura 11.27 muestra el patrón temporal de las descargas de Alcalá del Río, así como el patrón de turbidez de la boya situada en la Broa y algunas imágenes RGB de turbidez de la zona de desembocadura que demuestra la presencia de esta pluma en máximos de turbidez asociados a grandes descargas. De hecho, se observa la aparición de la pluma de turbidez en la imagen del 26 de noviembre d 2007, justo unos días después del aumento de la descarga de la presa de Alcalá del Río que se debido al aumento de la precipitación en el estuario (Fig 10.28). 43 Figura 11.25. Panel superior: Descargas diarias desde la presa de Alcalá del Río. Panel intermedio. Serie temporal de turbidez de la boya 34. Panel inferior. Diferentes imágenes RGB que muestran la pluma de turbidez. Figura 11.26. Panel superior: Descargas diarias (barras azules) desde la presa de Alcalá del Río y precipitación (líneas) en diferentes lugares del estuario. Panel intermedio e inferior. Imágenes RGB (izq), clorofila superficial -3 (centro, mg m ) y radiancia emergente del agua a 551 nm (derecha) para el día 15 y 26 de noviembre, previos y posteriores a la descarga respectivamente. Además de la relación clara entre las descargas y la aparición de la pluma de turbidez en la desembocadura, las dimensiones y la forma de la misma varía dependiendo de los procesos meteorológicos y oceanográficos. De hecho, en la Figura 11.29 se presenta la imagen RGB para el día 30 de diciembre de 2009, cuando estuvo soplando un viento de suroeste hizo que la pluma de turbidez ocupara la zona costera frente al Parque Nacional de Doñana, ya que el viento empujaba contra la costa la pluma de turbidez del Guadalquivir. 44 Figura 11.27. Panel superior: Imagen RGB de MODIS para el 30 de diciembre de 2009. La rosa de viento se corresponde con los datos de la boya de Salmedina de las 24 horas anteriores a la adquisición de la imagen. Panel intermedio: Descargas diarias desde la presa de Alcalá del Río. Panel inferior: Serie temporal de turbidez en la broa. El efecto del viento sobre la distribución de la turbidez, también se representa en la Figura 11.30, en la que se observa una orientación hacia el sureste, es decir, la pluma de turbidez se dirige hacia aguas de la Bahía de Cádiz con viento favorable de componente noroeste. Figura 11.28. Imágenes RGB de MODIS para el 12 de febrero de 2010 y 12 de abril de 2008 para TERRA y AQUA. La rosas de viento se corresponden con los datos de viento (km/h) de las 24 horas anteriores a la adquisición de la imagen. 45 11.3.8 La eco-región franja costera como sumidero de CO2 Además de los patrones de clorofila y nutrientes descritos, en la plataforma existen procesos muy relacionados con la química del carbono oceánico que tienen proyecciones sobre aspectos relacionados con el cambio global. Las evidencias en otras zonas han demostrado que el secuestro de CO2 en el medio marino posee una componente regional muy acusada que se refleja finalmente en la influencia que el forzamiento atmosférico local ejerce sobre la dinámica del carbono en la columna de agua. Esta última se rige a su vez por tres mecanismos -directa o indirectamente relacionados con factores meteorológicos- que en última instancia gobiernan la captación de carbono y su posterior transporte desde la superficie a las aguas profundas. El primero de estos mecanismos es la bomba de solubilidad, controlado por la temperatura y que muestra su mayor eficiencia en latitudes altas debido a la influencia térmica sobre la solubilidad de los gases. El segundo mecanismo es el denominado bomba química basado en la interacción entre las distintas formas del carbono inorgánico (Ci) que aparecen en el medio marino, esto es, dióxido de carbono e iones carbonato y bicarbonato y cuyo equilibrio confiere capacidad tampón al océano. Los dos procesos anteriores se encuentran acoplados y han recibido genéricamente el nombre de bomba física. El tercer mecanismo regulador de la absorción de CO2 es la bomba biológica, dependiente de la fijación fotosintética de carbono por parte del fitoplancton, quien mediante la producción primaria, incorpora Ci y genera materia orgánica en forma de desechos biogénicos carbonados que es transportada a las capas más profundas del océano vía sedimentación. Adicionalmente, se ha descrito la existencia de un cuarto mecanismo de captura de CO2 exclusivo de las plataformas continentales. El fenómeno -conocido como continental shelf pump (Tsu-nogai et al. 1999)- ha sido observado en sistemas costeros que presentan estratificación estacional habiéndose descrito en el mar de la China Oriental (Tsunogai et al. 1999), el golfo de Vizcaya (Frankignoulle y Borges 2001), la plataforma central Atlántica (the Middle Atlantic Bight, MAB, DeGranpre et al. 2002), la plataforma del Mar del Norte (Thomas et al. 2004) y en la plataforma continental del golfo de Cádiz (Huertas et al. 2006, 2007). Básicamente, la bomba de plataforma consiste en la elevada absorción de CO2 atmosférico que tiene lugar en los márgenes continentales debido, por un lado al enfriamiento en la capa superficial durante ciertos periodos del ciclo anual y por otro, a la elevada actividad fotosintética que ocurre en estas zonas costeras y que favorece la generación de materia orgánica. Tanto el CO2 disuelto contenido en las aguas más densas (y frías) como aquel en forma de materia orgánica son transportados a zonas más profundas donde se produce su degradación completa a carbono inorgánico y su exportación final al océano abierto. La bomba de plataforma es de gran relevancia como sumidero de CO2 cuando se extrapola a la extensión global de la plataforma continental a escala mundial. Es esperable que en estas áreas costeras, el impacto del aumento en los niveles de CO2 disuelto sea superior que en regiones de mar abierto, tanto por la magnitud de los procesos que en ellas se desarrollan como por el funcionamiento de la bomba de plataforma. De hecho, la zona costera representa en su conjunto, una de las regiones de la biosfera más activas desde un punto de vista biogeoquímico sosteniendo entre un 10 y un 30% de la producción primaria oceánica, contribuyendo significativamente al ciclo del carbono a escala global (Borges et al. 2006). Por tanto, los márgenes continentales presentan una mayor vulnerabilidad ante el cambio global debido a la naturaleza inherente a su funcionamiento y a la presión antropogénica que padecen (IPCC2007). Esta sensibilidad se hace particularmente evidente en aquellos márgenes localizados en latitudes medias donde las fluctuaciones térmicas estacionales ejercen una gran influencia sobre la dinámica del sistema del Ci. La plataforma continental del golfo del Cádiz actúa como sumidero para el CO2 atmosférico durante la mayoría del año con excepción de algunos meses estivales donde el incremento de la temperatura y el descenso de la producción primaria produce una sobresaturación de CO2 en el agua que es emitido a la atmosfera (Figura 11.31). Este patrón está muy relacionado con el patrón térmico caracterizado por aguas más cálidas que el resto del golfo en verano y más 46 frías en invierno y condiciona la productividad biológica del resto del golfo (Prieto et al. 2009) así como la circulación oceánica en la zona de plataforma. Figura 11.29. Arriba: Producción primaria de la zona de plataforma calculada a través del modelo de Behrenfeld y Falkowski, 1997. Abajo: Barras: Flujo de CO2 entre la atmosfera y la plataforma. La línea roja indica la velocidad del viento promedio Los diversos resultados obtenidos en el seno del grupo han constatado el relevante papel que juega la comunidad fitoplanctónica costera en el ciclo del carbono. Así, las correlaciones encontradas entre el ciclo anual de producción primaria y las distribuciones espacio-temporales de CO2 y de materia orgánica indican que el fitoplancton y, por ende, el balance eutrófico, gobierna la captura de CO2 atmosférico (Huertas et al. 2006, Prieto et al. 2006). Igualmente, el patrón térmico descrito anteriormente en esta franja del litoral rige las fluctuaciones de la presión parcial de CO2 en las aguas superficiales (Huertas et al. 2006, 2007). La captura del carbono por parte de los productores primarios implica la mediación y funcionamiento a nivel celular de mecanismos concentradores de carbono, de tal modo que los procesos fisiológicos de transporte y adquisición de Ci participan en última instancia en los intercambios de CO2 airemar, habiéndose encontrado que dichos mecanismos difieren de unas zonas a otras de la plataforma en función de la composición específica de las floraciones fitoplanctónicas (Huertas et al. 2005) La información disponible nos indica que el margen continental del golfo de Cádiz posee una gran vulnerabilidad ante perturbaciones físicas en el ambiente pelágico asociadas al cambio global. Las modificaciones en el patrón térmico y en el sistema del Ci presentan la potencialidad de alterar la dinámica de la población fitoplanctónica, e incluso podrían favorecer la proliferación de ciertos organismos en detrimento de otros, en función de su capacidad de adaptación ante dichas perturbaciones. De hecho, estudios recientes efectuados sobre “parches” naturales de fitoplancton sometidos a diferentes proporciones de CO2 en aire o experimentos en mesocosmos a distintos niveles de CO2 disuelto han descrito cambios en la composición de los grupos funcionales de la comunidad, así como en las tasas de consumo de carbono (Tortell et al. 2002, Riebesell et al. 2007). Las estrategias de adaptación que originan tales respuestas así como sus repercusiones al resto de niveles tróficos son aún desconocidas 47 10.1.1 La eco-región franja costera y los recursos pesqueros en el golfo de Cádiz. Los patrones oceanográficos descritos con anterioridad evidencian la existencia de una gran variabilidad en cuanto a corrientes, patrones térmicos y tróficos se desarrollan en el golfo de Cádiz, y sobre todo en la zona de plataforma. Estos patrones pueden llegar a ser muy favorables para la supervivencia de los primeros estadios larvarios de especies de interés pesquero como es el boquerón. La reproducción de esta especie está muy condicionada por la temperatura del agua, con periodos de puesta normalmente asociados a temperatura superficial de más de 14ºC (Motos et al, 1996) y un máximo de actividad entre 19 y 23 ºC en aguas colindantes como ocurre en el mar de Alborán (García y Palomera 1996). En la zona de plataforma del golfo de Cádiz las temperaturas medidas siempre superan el valor de 14ºC, excediendo de 20ºC en el mes de junio cuando se produce el proceso de puesta del boquerón. Además, los estudios con imágenes de satélite (Vargas et al, 2003, Navarro y Ruiz, 2006) demuestran que en esta zona de plataforma las temperaturas son mayores que en el resto de la cuenca en los meses estivales (Fig. 10.13). Sin embargo, estas condiciones térmicas no están asociadas con zonas oligotróficas que suelen caracterizar a las aguas oceánicas en los meses estivales. De hecho, Navarro y Ruiz (2006) confirmaron la inusual combinación que se produce en la zona de plataforma atlánticoandaluza en los meses estivales, y es la simultaneidad de una zona de aguas cálidas y productivas, sien-do particularmente relevante la zona cercana a la desembocadura del Guadalquivir (Prieto et al, 2009). Este patrón se observa a lo largo de todo el año, donde la producción primaria es mayor en la desembocadura que en el resto de la cuenca (Figuras 10.17 y 10.18), estando asociado este incremento a procesos estuáricos como son la entrada de nutrientes a través del río y la intensa mezcla mareal en esta zona. Este aumento de la producción primaria influencia el aumento de la concentración de zooplancton que se observa en este área, sirviendo de alimentación a las larvas de boquerón dentro del estuario (Baldó y Drake, 2002). Por lo tanto, tanto las condiciones térmicas como tróficas son las adecuadas para el crecimiento y alimentación del boquerón en los primeros estadios larvarios. Además, la intensidad de las corrientes es usualmente bajas en el área (Figura 11.4), lo cual favorece la permanencia de estos pequeños pelágicos con reducida capacidad natatoria en la zona. Sin embargo, estas condiciones favorables para los pequeños pelágicos pueden modificarse bruscamente con la presencia de fuertes vientos de levante, que hacen variar las condiciones hidrológicas bruscamente, como son el enfriamiento del agua superficial debido al aumento del flujo de calor latente hacia la atmosfera, sobre todo en los meses de Marzo y Abril, favoreciendo el retraso en la puesta del boquerón. Además, los temporales de levante hacen que disminuya la concentración de clorofila en los meses estivales por efecto de apilamiento del agua costera (Navarro y Ruiz, 2006). Consecuentemente, los vientos de levante hacen cambiar las condiciones térmicas y tróficas descritas anteriormente como ideales para el crecimiento del boquerón, además de tener un efecto negativo por la advección de las larvas hacia el este, ya que con viento de levante se intensifica la contracorriente en la zona de plataforma continental (Relvas y Barton, 2002) hacia el cabo Santa María, e incluso esta corriente puede alcanzar el cabo San Vicente, donde las aguas son en general más frías y oligotróficas comparadas con el área de plataforma (Navarro y Ruiz, 2006). Junto con el agua se transportan todos los organismos planctónicos en suspensión, incluyendo aquellos que son huevos y larvas de especies nectónicas cuando son adultas. Las aguas advectadas hacia el oeste pueden transportar ictioplancton. Los temporales de levante no son predecibles como lo es el ciclo estacional o lunar por lo que el efecto sobre la reproducción de estas especies puede ser devastador. Si tras efectuar una puesta en sincronía con el ciclo estacional y lunar se produce un temporal de levante, éste tiene la capacidad de transportar todos los huevos y larvas de esta puesta hacia mar abierto donde la mortalidad será casi total. En la Figura 11.32 se muestra un ejemplo de este proceso en acción. Se trata de dos mapas de distribución de huevos de boquerón en la zona costera en 48 una situación previa y posterior a un temporal de levante. Como se puede comprobar, el temporal de levante desplaza la mancha de huevos hacia el oeste desde la plataforma continental de Andalucía. Este temporal de levante sólo duró escasos días y no fue especialmente intenso, pero fue suficiente para transportar la puesta de estas especies a las cercanías del cabo de Santa María. Con seguridad, un temporal más intenso hubiera hecho que las larvas en la plataforma continental viajaran en dirección oeste hasta atravesar el cabo de San Vicente. Figura 11.30. A y B) Imágenes térmicas para los días 23 y 30 de mayo de 2001. C y D) Distribución de huevos de boquerón para el muestreo de Macroescala (C, viento de poniente) y Mesoscala (D, viento de levante).. El impacto del levante es tan intenso que deja trazas en los recursos vivos que se obtienen de la región. En la Figura 11.33 se muestran las capturas históricas de boquerón en el GC y su relación con el régimen de levante durante esos años. Aunque la correlación no es perfecta si se puede comprobar que los años de intensos levantes que azotaron el GC durante los años noventa estuvieron asociados a años de escasas capturas. 49 Figura 11.31. Las barras verdes incidan los días de levante que ha soplado con una intensidad superior a los 30 km/h durante el periodo de reproducción del boquerón (marzo a octubre). Los círculos azules indican los desembarcos que se han producido durante este periodo y los negros la captura por unidad de esfuerzo (CPUE). 50 10.2 Conclusiones y trabajo futuro En el presente capítulo se han puesto de manifiesto las escalas espacio-temporal de los procesos pelágicos que se desarrollan en el golfo de Cádiz, y en especial énfasis en la zona de plataforma adyacente a la desembocadura. Las escalas temporales abarcan desde periodos de horas (por ejemplo, dispersión de la pluma de turbidez) hasta procesos interanuales como la variabilidad de los blooms de fitoplancton y su conexión con los recursos pesqueros en diferentes años. Asimismo se ha realizado una regionalización de todo el golfo de Cádiz en unidades dinámicas en cuanto a la variabilidad de los productores primarios se refiere. Una de las regiones extraídas y analizadas se corresponde con la eco-región de la plataforma costera que está adyacente a la desembocadura del estuario. En esta región, existe una alta concentración de clorofila durante todo el año, muy superior a las encontradas en el resto de regiones estudiadas. Estas altas concentraciones de clorofila se deben principalmente a la entrada de nutrientes a través del estuario que hacen que en condiciones lumínicas suficientes, exista una proliferación de organismos fitoplanctónicos. Esta gran cantidad de productores primarios, junto con las altas temperaturas estivales y la dinámica marina presente en la zona, hace que sea un área propicia para el éxito reproductivo de recursos pesqueros como es el boquerón. Además, esta zona de plataforma continental del golfo del Cádiz actúa como sumidero para el CO2 atmosférico durante la mayoría del año con excepción de algunos meses estivales donde el incremento de la temperatura y el descenso de la producción primaria produce una sobresaturación de CO2 en el agua que es emitido a la atmosfera. Por lo tanto, el control que ejerce el estuario sobre los productores primarios de la plataforma afecta al ciclo del carbono en sus aguas. Junto con los procesos que afectan a los diferentes eslabones tróficos, se ha analizado la pluma de turbidez en la desembocadura, la cual hace de transportador de nutrientes, contaminantes y otras partículas desde el interior del estuario hasta la plataforma. La dimensión y forma de la misma está sujeta a las condiciones meteorológicas (pluviosidad, viento) y oceanográficas (dinámica marina, oleaje, etc) así como a la gestión antrópica de las descargas en Alcalá del Río. A partir de este estudio, se abren nuevas líneas posibles de trabajo. Queda estudiar con detalle como los diferentes procesos forzantes (meteorológicos y oceanográficos) afectan a la aparición de la pluma de turbidez y como esta se modifica tanto en tamaño como en forma. Para ello sería necesario estudiar de forma conjunta los procesos forzantes del sistema así como la forma de la pluma. Además, para la correcta gestión de los recursos pesqueros en el golfo de Cádiz se debería seguir monitorizando aquellos procesos o agentes que afectan a su supervivencia, y que han sido incluidos en modelos de gestión como son los agentes meteorológicos, dinámicos, productores primarios, etc. 51 52