El clima en el Atlántico norafricano durante los interglaciales MIS 5.5 y MIS 11.3 a partir de los paleoindicadores Harpa rosea Lamarck [1816] y Saccaostrea cucullata (Born, 1780) en el archipiélago canario

UNIVERSIDAD DE LAS PALMAS DE GRAN CANARIA DEPARTAMENTO DE BIOLOGÍA TESIS DOCTORAL El clima en el Atlántico norafricano durante los interglaciales MIS 5.5 Y MIS 11.3 a partir de los paleoindicadores Harpa rosea Lamarck 1816 y Saccostrea cucullata (Born, 1780) en el archipiélago canario. Saccostrea cucullata (Born) Harpa rosea Lamarck Mercedes Montesinos del Valle Las Palmas de Gran Canaria, noviembre de 2011 5 UNIVERSIDAD DE LAS PALMAS DE GRAN CANARIA DEPARTAMENTO DE BIOLOGÍA D. JUAN LUIS GÓMEZ PINCHETTI, SECRETARIO DEL DEPARTAMENTO DE BIOLOGÍA DE LA UNIVERSIDAD DE LAS PALMAS DE GRAN CANARIA, CERTIFICA, Que el Consejo de Doctores del Departamento en sesión extraordinaria tomó el acuerdo de dar el consentimiento para su tramitación, a la tesis doctoral titulada “El clima en el Atlántico norafricano durante los interglaciales MIS 5.5 y MIS 11.3 a partir de los paleoindicadores Harpa rosea Lamarck y Saccostrea cucullata (Born ) en el Archipiélago canario”. Presentada por la doctorando Dña. Mercedes Montesinos del Valle y dirigida por el Dr. Joaquín Meco Cabrera y Dr. Antonio Juan González Ramos. Y para que así conste, y a efectos de lo previsto en el Artº 73.2 del Reglamento de Estudios de Doctorado de esta Universidad, firmo la presente en Las Palmas de Gran Canaria, a 4 de noviembre de 2011. 7 Departamento de Biología Las Palmas de Gran Canaria a Programa de Doctorado de Gestión de recursos vivos marinos y medioambiente Bienio 2006-2008 Título de la Tesis: “El clima en el Atlántico norafricano durante los interglaciales MIS 5.5 Y MIS 11.3 a partir de los paleoindicadores Harpa rosea Lamarck y S accostrea cucullata (Born) en el archipiélago canario.” Tesis doctoral presentada por Dña. Mercedes Montesinos del Valle para obtener el grado de Doctor por la Universidad de Las Palmas de Gran Canaria. Dirigida por el Dr. Joaquín Meco Cabrera y el Dr. Antonio Juan González Ramos. El Director El Director La Doctoranda 9 “Mañana, quizás mañana me la devolverá la mar”. De “El Marino. Relatos del Corazón Herido” A los que me quisieron A los que todavía me quieren A los que siempre me querrán 11 AGRADECIMIENTOS La realización de esta Tesis ha sido posible gracias a la iniciativa de Dr. Joaquín Meco Cabrera y a su dirección junto al Dr. Antonio Juan González Ramos. Asimismo, quiero agradecer la ayuda del Dr. Josep Coca y Alex Redondo, de SEAS Canarias satellite ground station, de Juan Francisco Betancort del LP-DB-ULPGC, de Andrea Kourgly de la Biblioteca del Naturhistorisches Museum Wien; de Maria Teresa Alberdi del Museo Nacional de Ciencias Naturales de Madrid; de los Drs Juan Carlos Carracedo del CSIC y Alejandro Lomoschitz del Departamentos de Ingeniería de la Universidad de Las Palmas, del Dr. Ángel Luque del Villar de la Universidad Autónoma de Madrid por sus aportaciones sobre el terreno al estudio geológico de los depósitos estudiados, de la Secretaría de Estado de Cambio Climático del Ministerio de Medio Ambiente, y Medio Rural y Marino y de mi familia y amigos por su comprensión y ánimo. 12 ÍNDICE RESUMEN ........................................16 ABSTRACT .......................................18 1.- PRESENTACIÓN ............................21 2.- ESTUDIOS PRECEDENTES.................22 2.1.- Geológicos ......................................22 2.2.- Geográficos ....................................23 2.2.1.- Islas Canarias ............................................23 2.2.1.1.- Gran Canaria ...........................................26 2.2.1.2.- Fuerteventura..........................................27 2.2.1.3.- Lanzarote...............................................28 2.2.2.- Archipiélago de Cabo Verde .............................30 2.2.3.- Mauritania ................................................31 2.2.4.-Senegal ....................................................33 2.2.5.- Gambia....................................................33 2.2.6.- Ghana .....................................................34 2.2.7.- Nigeria....................................................34 2.2.8.- Guinea Ecuatorial.........................................35 2.2.9.- Santo Tomé...............................................36 2.2.10.- Angola ...................................................37 2.2.11.- Isla Ascensión...........................................38 2.3.- Ecológicos ......................................39 2.3.1.- El paleoindicador Saccostrea cucullata (Born 1780) ..................................................39 2.3.1.1.- Biodistribución .........................................40 2.3.1.2.- Diagnosis y descripción morfológica ..................41 2.3.1.2.1.- Diagnosis .......................................................................................................41 2.3.1.2.2. Descripción morfológica............................................................................43 2.3.1.3.- Ecología. Reproducción y dispersión larvaria.........45 2.3.1.4.- Testimonios del Pleistoceno Medio en Canarias: Depósitos marinos MIS 11.3 con Saccostrea cucullata (Born, 13 1780)...............................................................47 2.3.1.4.1.- Gran Canaria................................................................................................47 2.3.1.4.2.- Lanzarote.....................................................................................................50 2.3.1.4.3.-Descripción de los ejemplares fósiles ...................................................54 2.3.2.- El paleindicador Harpa rosea Lamarck 1816 ... 56 2.3.2.1.- Biodistribución .........................................57 2.3.2.2.- Diagnosis y descripción morfológica ..................64 2.3.2.2.1. Diagnosis........................................................................................................65 2.3.2.2.2. Descripción morfológica............................................................................72 2.3.2.3.- Ecología, reproducción y dispersión larvaria .........73 2.3.2.4.- Testimonios del Pleistoceno Superior en Canarias: Depósitos marinos MIS 5.5 con Harpa rosea Lamarck 1816 ...76 2.3.2.4.1.-Gran Canaria.................................................................................................77 2.3.2.4.2.- Fuerteventura............................................................................................80 2.3.2.4.3.- Lanzarote....................................................................................................82 2.3.2.5.- Descripción morfológica de los ejemplares fósiles...84 2.4.-Paleoclimatológicos..............................88 2.4.1.1.- El último interglacial (MIS 5e o 5.5).................89 2.4.1.1.1.- El nivel del mar.............................................................................................91 2.4.1.1.2.- Australia.......................................................................................................92 2.4.1.1.3.- Zonas Intermedias.....................................................................................93 2.4.1.1.4.- Las posibles fluctuaciones del nivel del mar........................................96 2.4.1.1.5.- ¿Cómo se datan los depósitos del MIS 5e?.........................................98 2.4.1.1.6.- Desequilibrio U-series ..............................................................................99 2.4.1.1.7.- La racemización de aminoácidos ...........................................................100 2.4.1.1.8.- Isótopos del oxígeno en los fondos oceánicos....................................101 2.4.1.1.9.- Geología de los depósitos marinos litorales........................................101 2.4.1.1.10.- Mediterráneo...........................................................................................103 2.4.1.1.11.- Canarias.....................................................................................................104 2.4.1.2.- El interglacial (MIS 11.3) o penúltimo gran interglacial ....................................................... 107 2.4.1.2.1.- El nivel del mar..........................................................................................107 2.4.1.2.2.- Comparación con el MIS 9.....................................................................108 2.4.1.2.3.- Sondeos oceánicos...................................................................................109 2.4.1.2.4.- Perforaciones en los hielos....................................................................109 2.4.1.2.5.- Canarias.......................................................................................................110 2.5.- Cambio Climático............................. 112 2.5.1.- Los cambios climáticos y su incidencia en el Harpa rosea Lamarck, 1816 y en Saccostrea cucullata (Born). 14 .............................................................112 2.5.2.- Evolución de las condiciones bioclimáticas en las Islas Canarias desde hace 130.000 años a la actualidad .............................................................112 3.- METODOLOGÍA............................118 3.1.- Paleontológica ................................ 118 3.2.- Datos de satélites........................... 119 3.2.1.- Temperatura superficial del mar (SST)........119 3.2.2.- Color del océano .................................122 3.2.3.- Dominio geográfico ..............................126 3.2.3.1.- Áreas de muestreo .................................. 128 3.2.4.- Escenario oceanográfico de los ambientes del Atlántico como hábitat de Saccostrea cucullata y de Harpa rosea ...............................................130 3.2.4.1.- Características bioclimáticas de la región estudiada ................................................................... 130 4. RESULTADOS................................131 4.1.- Temperatura ................................. 131 4.2.- Clorofila-a ................................... 144 4.3.- Estadísticos .................................. 148 4.3.- Descriptivos estadísticos.................... 163 5.- DISCUSIÓN................................166 5.1.- Biología ....................................... 166 5.2.- Meteo-Oceanografía ........................ 169 5.2.4.- Climatología ......................................171 6.- CONCLUSIONES...........................201 6.1.- Sobre Taxonomía ............................ 201 6.2.-Sobre paleo—temperatura de la superficie del mar................................................... 201 6.3.- Sobre paleo—biología ........................ 202 15 6.4.- Sobre concentraciones de clorofila-a ...... 203 6.5.- Sobre el nivel del mar/volumen de hielos .. 203 6.6.- Sobre anticipación climática ................ 204 7. - BIBLIOGRAFÍA ...........................207 ANEXOS.........................................226 22 Costa de Arucas, en Gran Canaria y Piedra Alta en Lanzarote respectivamente 35 m en la costa de Arucas y entre 16-18 m en Piedra Alta, pertenecen al gran interglacial del Pleistoceno Medio (MIS 11.3.). Dataciones U/Th y ESR realizadas sobre conchas procedentes del yacimiento de Matas Blancas han proporcionado edades que oscilan sobre los 135 Kiloaños, edad generalmente atribuida al último interglacial. Canarias ha tenido una situación geográfica muy peculiar durante los avatares geológicos y climáticos de los últimos 5 millones de años. Justos los años de los cambios climáticos modernos y también de la génesis de la humanidad. Está en el hemisferio Norte, donde se concentran la mayor parte de las masas continentales. Está en el Atlántico, el único océano “vertical” de polo a polo desde el cierre de Panamá hace un poco más de 4 ma, justo coincidiendo con el fin de la presencia de corales pliocenos en Canarias y con el inicio de un importante enfriamiento climático que culminaría con la formación de hielos árticos desde hace casi 3 ma y con la instalación de la Corriente de Canarias. Está a latitudes (28º N) medias frente a la costa sahariana lo que la hace sensible a los cambios pleistocenos. Además es de origen volcánico y ha conservado depósitos marinos atrapados por lavas datables. Una vez constatada la presencia en Canarias de Harpa rosea Lamarck y Saccostrea ccullata Born, fósiles y conocidas las localidades africanas donde viven en la actualidad ha sido posible inferir, mediante las modernas técnicas de teledetección, a partir de las condiciones oceánicas que requiere para su existencia las condiciones oceánicas que reinaban en Canarias durante el Pleistoceno superior (último interglacial) y el Pleistoceno Medio tardío. 2.- ESTUDIOS PRECEDENTES 2.1.- Geológicos El archipiélago canario comprende siete islas volcánicas principales y algunas isletas a lo largo del atlántico oriental frente a la costa africana noroeste. Las islas han tenido una historia geológica muy larga surgiendo el archipiélago por un lento movimiento sobre un punto caliente activo desde hace 20 millones de años (Carracedo et al., 2002). Emersiones de depósitos marinos mio-pliocenos a diferentes alturas a lo largo del archipiélago han sido descritas e interpretadas como un progresivo basculamiento de las islas debido al peso de la sucesiva aparición hacia el oeste de los edificios volcánicos más jóvenes resultando un progresivo basculamiento de los más viejos edificios hacia el oeste (Meco et al. 2007). 23 Los registros sedimentarios de las islas contienen evidencias de varios cambios climáticos ocurridos durante los últimos 5 ma con fases cálidas documentadas por terrazas marinas y por paleosuelos paleosuelos de clima húmedo y episodios áridos representados por depósitos eólicos y calcretas. (Meco et al., 2003; 2006). Los depósitos marinos del último interglacial contienen el gasterópodo Harpa rosea Lamarck, y los del penúltimo gran interglacial contienen el lamelibranquio Saccostrea cucullata (Born) . Ambas especies habitan en la actualidad en la costa de África occidental y en algunas islas del océano Atlántico oriental, por lo que el escenario regional de la presente investigación, para ambas especies se centra en las Islas Canarias orientales y en las Islas de Cabo Verde, Banc d'Arguin, Senegal, Guinea, Sao Tomé, Luanda, Namibe e Isla Ascensión. 2.2.- Geográficos La descripción de las localidades que se efectúa en este apartado ha sido redactada basándose fundamentalmente en la información extraída de las publicaciones de Bosque Laurel, J.; Vilá Valentí, J. (1990-1992). Castro Antolín, Mariano Luís de (1985). Saénz Ridruejo, C. Arenillas Parra, M (1996) y Terán, M, Solé Sabarís, L. y otros (1987). En primer lugar se describen las características de los lugares canarios donde se han localizado los ejemplares fósiles, para pasar, a continuación, a describir los países donde se han descrito como recolectadas vivas por diferentes autores reseñados en la bibliografía. 2.2.1.- Islas Canarias Las Islas Canarias se encuentran en el océano Atlántico entre las latitudes, 29º 24' 40'' N de la punta Mosegos (en Alegranza) y 27º 38' 16'' N de la punta de los Saltos (en El Hierro); y las longitudes los, 13º 19' 54'' O de La Baja (en el Roque del Este) y 18º 09' 38'' O del Roque del Guincho (en El Hierro). Las islas, de origen volcánico, son parte de la región natural de la Macaronesia, junto con los archipiélagos de Cabo Verde, Azores, Madeira, Salvajes y el enclave macaronésico africano. Su clima es subtropical, aunque modificado por la altura y la vertiente norte o sur. Esta variabilidad climática da lugar a una gran diversidad biológica que, junto a la riqueza paisajística y geológica, hace que en Canarias haya cuatro parques nacionales y que varias islas sean reservas de la biosfera de la UNESCO. El clima dominante en Canarias es subtropical seco y húmedo, pero debido a su 24 posición en medio del Atlántico y a su relieve existen numerosos microclimas muy significativos. En realidad Canarias está a caballo entre la zona de circulación oeste que genera el frente polar y las altas presiones subtropicales que se generan en las Azores. Aunque el régimen de vientos alisios es dominante, la variación estacional del anticiclón de las Azores permite la llegada de masas de aire polar, y la proximidad al continente africano, a la altura del Sahara, permite la llegada de masa de aire tropical continental secas y cálidas, en numerosas ocasiones acompañada de polvo en suspensión (calima). Los centros de acción principales son el anticiclón de las Azores y la posición de la Zona de convergencia intertropical, pero también, y de forma secundaria, el frente polar y las bajas presiones saharianas. Canarias está, prominentemente, bajo el dominio de los vientos alisios procedentes del flanco oriental del anticiclón de las Azores. Estos vientos son muy constantes y tienen una velocidad regular de entre 20 y 22 Km/h, y una componente que varía entre el este y el noreste. Estos vientos soplan de forma casi permanente. En verano tienen una frecuencia de hasta el 90%, mientras que en el invierno esta proporción se reduce al 50%. El rasgo más interesante de estos vientos es su estratificación en dos capas, una baja y húmeda y otra alta y seca. Esta circunstancia genera una inversión térmica de límites variables y cuya consecuencia más llamativa es la aparición de un «mar de nubes» en las vertientes orientadas a los vientos dominantes. El mar de nubes crea un efecto invernadero que contribuye a la estabilidad térmica de las zonas bajas. Además, estas nubes impiden la llegada de grandes cantidades de rayos solares al mar, lo que contribuye a la estabilidad de la corriente fría de Canarias, una corriente marina que dulcifica las temperaturas del archipiélago. Gracias a la inversión térmica, que impide el ascenso de la humedad, las capas bajas de la atmósfera tienen un elevado índice de humedad relativa, sobre todo entre los 500 y los 1.200 metros. Este índice de humedad puede llegar al 100% pero sin provocar la precipitación, en lo que se llama lluvia horizontal. Además de los vientos alisios en las islas montañosas hay que tener en cuenta los vientos locales, tanto la brisa marina como los vientos que ascienden (adiabáticos) hacia las cumbres por el día, o descienden (catabáticos) hacia la costa por la noche. El clima de Canarias está templado por la corriente fría de Canarias. Esta corriente marina procedente del norte es una bifurcación de la corriente del Golfo, que al encontrarse con las Azores se divide en dos ramales, uno cálido que va hacia el norte y otro frío que desciende hasta Canarias, tras pasar por la costa sur de Portugal y la occidental del norte de África. En Canarias los vientos alisios tienden a desplazar las aguas superficiales hacia el centro del Atlántico favoreciendo el ascenso de las aguas frías, que por lo general viajan más profundas. La presencia de la corriente fría atenúa la estratificación en dos capas de los alisios. La presencia, cercana, del desierto del Sahara también tiene su influencia sobre el 25 clima canario. Se manifiesta por la advección de aire muy cálido, seco y con grandes cantidades de polvo en suspensión, que dificultan la visibilidad (calima). Por lo general son vientos fuertes con una componente este o suerte muy marcada. Esta situación es común en verano, cuando el anticiclón de las Azores se desplaza hacia el norte, y, por lo tanto, se debilita en la región. Es lo que se conoce como tiempo sur. También el frente polar llega hasta aquí, cuando el anticiclón de las Azores está muy al sur y muy retirado hacia el centro del océano. Esto supone, siempre, la llegada de lluvias más o menos intensas que caen en la vertiente opuesta a la de los alisios, ya que los vientos tienen una componente N-NO, pero también llegan con componente NE e incluso SO, que son las que más precipitaciones dejan. Normalmente a Canarias le llegan los extremos de las vaguadas de las borrascas. Las masas de aire frío hacen bajar las temperaturas pero sólo moderadamente en la costa, y algo más acusadamente en altitud. La combinación de vientos, la corriente marina y los centros de acción hace que las temperaturas en Canarias sean notablemente estables y menos calurosas de lo que a su latitud le corresponderían. Las temperaturas más altas se alcanzan en agosto, aunque septiembre tiene prácticamente la misma media. Las temperaturas más frías se dan en enero, seguida muy de cerca de febrero. La oscilación térmica entre el mes más cálido y el más frío está por debajo de los diez grados centígrados, entre los 17º C y los 25º C; salvo en las cumbres montañosas que puede llegar a los 13º C. La presencia de la corriente fría de Canarias hace que las olas de calor lleguen antes a las capas altas que a las bajas. Así pues, el típico gradiente altitudinal negativo que se da con la altura en Canarias está casi anulado. El clima está condicionado por la topografía. La existencia de altas montañas pone obstáculos a la circulación de los alisios. El efecto barrera se potencia en las montañas, y en las vertientes de barlovento se acumulan las nubes y las lluvias, mientras que el efecto Foehn se muestra muy activo a sotavento. Las precipitaciones presentan un patrón muy claro en el que la altitud es decisiva. Lanzarote y Fuerteventura, islas bajas, presentan rasgos de aridez muy marcados, con precipitaciones de menos de 100 mm en la costa y de 300 mm en el interior. En general todas las costas de las islas recogen precipitaciones por debajo de los 300 mm Las precipitaciones aumentan progresivamente con la altitud hasta llegar a los 700 mm anuales en las cumbres más altas. Sólo en el interior de las cañadas del Teide hay un área de menor precipitación en el que no se alcanzan los 300 mm Dado que las especies en las que se centra el trabajo fueron recolectadas en las Islas orientales, Gran Canaria, Fuerteventura y Lanzarote, abordaremos, por tanto, las características de estas tres islas. 26 2.2.1.1.- Gran Canaria Gran Canaria (Fig. 1) es una isla volcánica situada en el centro del archipiélago. Tiene una forma de concha de vieira, una superficie de 1.530 Km2, 256 kilómetros de costa y una altitud máxima de 1.949 metros que se alcanza en el Pico de las Nieves. El edificio volcánico rebasó el nivel del mar hace 14 millones de años, habiendo tenido lugar la última erupción hace unos 3000 años, por lo que no se descartan erupciones en el futuro. Toda la isla, excepto la península de la Isleta, es un macizo antiguo, aunque los materiales de mayor edad se encuentran al suroeste y los más jóvenes al noreste. Así, las formas volcánicas están más desmanteladas en la mitad meridional denominada "Paleocanaria" o "Tamarán", donde los barrancos son más profundos, con fondos planos presentando los interfluvios unas crestas más marcadas; la mitad norte de la isla denominada "Neocanaria" presenta un relieve menos erosionado. Fig. 1.- Mapa Geológico Gran Canaria (Fuente: Meco et alii, 2005) En la zona paleocanaria se encuentran paredes verticales de hasta 500 y 600 metros, e importantes conos de derrubios, producto de la erosión, que pueden llegar a formar 27 amplios abanicos de aluviales, como es el caso del barranco de Fataga, al sur, donde se encuentran las dunas de Maspalomas. Los barrancos del sur presentan un fondo plano, en contraste con los del norte, que tienen forma de V. Los barrancos se organizan de forma radial en torno a la Cumbre central, una meseta entre grandes calderas volcánicas que ocupan el centro de la isla. De aquí parten hacia el oeste, por el interior de la Caldera de Tejeda, tres barrancos que al confluir forman el barranco de La Aldea, conjunto que constituye la cuenca hidrográfica más amplia de la isla. Existen otras calderas volcánicas, como la de Tirajana, que presenta escarpes de hasta 900 metros en la zona de Los Caideros. Esta caldera se encuentra recubierta de derrubios. La caldera de Bandama es el ejemplo más espectacular, en Canarias, de explosión freática. Salvo tramos puntuales la costa se caracteriza por la presencia continua de acantilados principalmente en los sectores norte y oeste, especialmente en esta última zona donde los acantilados sobrepasan de forma usual los 500 metros. Las costas este y sur son mucho más bajas, con numerosas playas arenosas. 2.2.1.2.- Fuerteventura Fuerteventura, (Fig.2), es una isla volcánica situada al este del archipiélago. Tiene una forma alargada en dirección NNE-SSO. Está separada de la isla de Lanzarote, al norte, por la isla de Lobos y el estrecho de La Bocaina. Tiene una superficie de 1.690 Km2 y 304 kilómetros de costa, lo que la convierte en la segunda isla en extensión del archipiélago, y su máxima altitud es de tan solo 807 m y se alcanza en Jandía. Es, pues, una de las islas bajas, lo que quiere decir que no posee un relieve volcánico vigoroso, ni los barrancos se encajan en su superficie. En el centro oeste de la isla aflora la corteza oceánica: Morrete de Yeseros, Cuchillo de Agua Dulce (macizo de Betancuria). Los dos tercios meridionales son un macizo antiguo muy desmantelado, aunque aquí, en la península de Jandía, se encuentran las mayores alturas. El tercio septentrional es un campo de volcanes activo. Son característicos los malpaíses volcánicos, como los del norte, Arena, Chico, Grande, Jacomar y los tres pequeños volcanes de Pájara. El norte de la isla está dividido entre el malpaís de Bayuyo y el jable de Corralejo, uno de los más importantes campos de dunas de Canarias. La llanura interior es una de las regiones más características de la isla. Se extiende desde Montaña Quemada, en el norte, hasta el valle de Tarajal de Sancho al sur. A pesar de la llanura general de la isla los interfluvios entre barrancos son muy estrechos y verticales: cuchillos, se superan los 400 metros. 28 Fig. 2.- Mapa geológico de Fuerteventura (Fuente: Meco et alii, 2005) Dominan en la isla los topónimos de reminiscencias cortantes: cuchillos, agujas, o morro, cuando la punta está redondeada. Los barrancos, así, son de fondo plano. La península de Jandía es la unidad más sobresaliente de Fuerteventura. Es un macizo antiguo estrecho y relativamente elevado que presenta los mayores escarpes de la isla. Presenta un abarrancamiento generalizado a dos aguas. Al oeste se extiende la llanura de punta Jandía. Enlaza con la isla a través del istmo de La Pared, donde encontramos un importante campo de dunas. 2.2.1.3.- Lanzarote Lanzarote (Fig. 3), es una isla volcánica situada en el extremo oriental del archipiélago. Extiende su domino por tres islas situadas al norte: Graciosa, Montaña Clara y Alegranza. Tiene forma oblonga de dirección NE-SO. Está separada de la isla de Fuerteventura, al sur, por la isla de Lobos y el estrecho de La Bocaina. Tiene una superficie de 845 Km2, 191 kilómetros de costa y una altitud máxima de 670 metros, que se alcanza en Peñas de Chache, situado al norte. 29 Fig. 3.- Mapa geológico de Lanzarote (Fuente: Meco et alii, 2005) La mayor parte de la isla es un campo de volcanes activo, salvo el extremo norte, donde encontramos el macizo antiguo de Famara, y otro más pequeño al sureste: los Ajaches. Se conocen erupciones históricas, como las de 1730-1736 y 1824. Los edificios volcánicos están intensamente erosionados, pero a diferencia de las otras islas los interfluvios son alomados y no encrespados. El macizo de Famara buza suavemente hacia el este, en el oeste se eleva en el risco de Famara que se convierte en un espectacular acantilado. Presenta una serie de conos volcánicos: Quemada de Orzola, La Cerca, Los Helechos y La Quemada. El macizo de los Ajaches tiene una estructura muy similar al de Famara, también con un escarpe elevado al oeste, pero en lugar de dar al mar se extiende a sus pies un poderoso campo de lavas que han taponado los antiguos barrancos. Son los valles de Femés y Fena. Entre estos dos macizos se extiende un amplio campo volcánico, muy reciente, en el que las depresiones que dejan los ríos de lavas son aprovechadas por 30 las aguas corrientes. Todo este campo de lavas se organiza en torno al volcán de Timanfaya, y a sus erupciones de los siglos XVIII y XIX. La erupción más importante comenzó en 1 de septiembre de 1730 y terminó en 16 de abril de 1736. De esta erupción surgieron los actuales conos de Timanfaya y Pico Partido, y las Montañas de Fuego, compuesta por una serie de conos arracimados. El relieve es pues típicamente volcánico estructural. Abundan los malpaíses de lava cordada, con túneles y cuevas (Cueva de los Verdes y los Jameos del Agua). Timanfaya (El Volcán) se encuentra, a diferencia de en otras islas, en la costa occidental de la isla. Entre Timanfaya y los Ajaches es extiende La Geria. Parte de estas coladas se encuentran recubiertas de arenas, que forma activos campos de dunas. A continuación se describen las características geográficas donde se han encontrado ejemplares vivos de ambas especies. (Fig. 4) 2.2.2.- Archipiélago de Cabo Verde Las Islas de Cabo Verde, constituyen un archipiélago de origen volcánico situado frente a las costas de Senegal, formando parte de la Macaronesia. El archipiélago se encuentra dividido en dos grupos, de acuerdo con la dirección del viento predominante. Las Islas de Barlovento incluyen las islas de Santo Antão, São Vicente, Santa Luzia (desabitada), São Nicolau, Sal y Boa Vista. Las Islas de Sotavento incluyen las islas de Maio, Santiago, Fogo y Brava. Además de las mencionadas islas, existen relacionadas a ellas, los islotes Branco y Raso, situados entre las Islas Santa Luzia y São Nicolau; islote dos Pássaros, frente a la ciudad de Mindelo, Isla São Vicente; islotes Rabo de Junco, en las costas de la Isla Sal; islote de Sal Rei e islote do Baluarte, en las costas de la Isla Boa Vista. Las islas son de origen volcánico, y en la de Fogo existe un volcán activo. La mayor parte de las islas son montañas escarpadas cubiertas de cenizas volcánicas, por lo que hay poca vegetación. El clima es seco y caluroso por lo que tiene un clima tropical seco, con una media de temperatura de 20/25ºC. En los meses de enero y febrero el archipiélago sufre la influencia de tempestades procedentes del Sahara donde se da la corta estación lluviosa. Actualmente este país enfrenta problemas ecológicos como la erosión,así como la desaparición de varias especies de aves, peces y reptiles de la región, ocasionados por 31 el exceso de pastoreo, de cultivos, y de pesca. Desde hace más de 30 años sufre una gran sequía. Fig. 4.- Situación geográfica de las especies estudiadas: fósiles en Canarias y vivas en el resto de los países indicados. 2.2.3.- Mauritania Mauritania está situada en la región del Sahel, entre los meridianos 4º 48’ y 16º 30’ oeste de Greenwich y los paralelos 14º 45’ y 27º 22’ norte y tiene una costa de 754 Km Su territorio ocupa un área de 1.030.700 Km², que para efectos comparativos es similar al doble de la española. Es el 29º país del mundo por superficie. Del total, unos 300 Km² están formados por agua contenida en pequeños lagos y oasis. Mauritania se encuentra situada a orillas del océano Atlántico. Tiene una frontera de 38 lluvias a lo largo de casi todo el año. 2.2.11.- Isla Ascensión Ascensión es una isla de origen volcánico ubicada en el Océano Atlántico, a medio camino entre América y África, sobre la Placa Sudamericana, al borde de la Dorsal Mesoatlántica. Se sitúa entre las coordenadas 7° 56' S, 14° 22' O, a 1.287 Km al noroeste de Santa Helena. El territorio incluye pequeñas islas satélites como la isla Boatswain Bird, la roca Boatswain Bird (Este), White Rocks (Sur), y la roca Tartar (Oeste). Se trata de una isla de unos 91 Km² de superficie situada en la Dorsal Mesoatlántica, lo que le confiere su naturaleza volcánica. Existen 44 cráteres en la isla, todos ellos durmientes , esto es, no extintos . Buena parte de la superficie se compone de coladas de lava basáltica y conos de ceniza. La última erupción importante tuvo lugar hace unos seiscientos años. El punto más elevado es el Green Mountain, de 859 metros de altura. Dentro de este mismo macizo, que cubre la mitad oriental de la isla, se encuentran los otros picos relevantes: Weather Post (608 m), White Hill (525 m) y Sisters Peak (445 m). No existen cursos permanentes de agua, aunque existen algunos aljibes construidos durante el siglo XIX en Green Mountain para retener las aguas pluviales. La mayor parte del agua para consumo humano se obtiene de plantas desalinizadoras. Las lluvias se reparten a lo largo del año, siendo más intensas de enero a abril. La temperatura al nivel del mar oscila entre 20ºC y 31ºC. En la Green Mountain es de unos 6ºC menos. Su aislamiento es muy marcado, pues dista unos 1.200 kilómetros de la tierra habitada más cercana, Santa Helena, que es a su vez un enclave remoto en medio del Atlántico Sur. 39 2.3.- Ecológicos 2.3.1.- El paleoindicador Saccostrea cucullata (Born 1780) 1780 Ostrea cucullata Born BORN, p.114, lám vi, Fig. 11-13 1785 Ostrea cornucopiae Chemnitz CHEMNITZ, p.41, lám LXXIV, Fig. 679 1785 Ostrea Forskälii CHEMNITZ, p. 30, lám 72, Fig. 671ª, 671b, 671c 1785 Cornu copiae Ostrea, etc. CHEMNITZ, p. 41, lám 74, Fig. 679ª, 679b 1788 Ostrea cornucopiae Chemn. SCHROETER, p. 76 1791 Ostrea Forskälii, GMELIN, 13, p. 3336 1845 Ostrea lacerata Hanley HANLEY, p. 106 1871 Ostrea cucullata Born REEVE, lám XVI, Fig. 34ª-34c 1880 Ostrea cornucopiae Chemn . DOHRN, VII, p.181 1890 Ostrea cucullata Born SMITH , XXII p.317 Y 322 1897 Saccostrea cuccullata Born, 1897 SACCO 1907 Ostrea cucullata LAMY, 13, p. 151 1912 Ostrea cucullata Born DAUTZENBERG, 5 (3), p. 83 1926 Ostrea cucullata var crassa LECOINTRE, p. 135, lám XVII, Fig. 1-3 1929 Ostrea cucullata LAMY, 73, p. 153-155 1942 Ostrea Forskälii CHEMNITZ ABRARD p. 11 1949 Ostrea cucullata Born NICKLÈS, 2 (25-26), p. 117 1950 Ostrea cucullata Born NICKLÈS, p. 182 1952 Gryphaea cucullata (Born) LECOINTRE ET COLLABORATEURS, lám IX, Fig. 14, PL X, Fig. 1-5 1954 Ostrea cucullata Born BUCHANAN 1, p. 41 1986 Crassostrea cuccullata Born OKEMWA, RUWA, POLK, 7(2), p.9-14 2005 Saccostrea cucullata (Born) MECO, BALLESTER & BETANCORT, p. 365 s /f Ostrea cucullata Born GOFAS, PINTO AFONSO & BRANDAO Fig. 47 40 2.3.1.1.- Biodistribución (Fig. 5) Fig. 5.- Biodistribución de la S accostrea cucullata (Born) 1780, ejemplares vivos y fósiles Costa Christiansborg de 1-6 Km al O de Accra Ghana, Costa de Oro (Buchanan, J.B., 1954) Playa de Mossamédès (actual Namibe) (Dautzenberg, Ph., 1912) Benguela (Angola); Moçâmedes (actual Namibe (Gofas, S., Pinto Afonso, J.,Brandao, M, s/f) 41 Costa de África Occidental e islas adyacentes. (Hoyle W.E., 1887) Angola (Mossamédès (Namibe) y Benguela), (Nicklès, M 1949) Islas Sâo Tomé, (Gofas, S., Pinto Afonso, J.,Brandao, M, s/f) Príncipe (Gofas, S., Pinto Afonso, J.,Brandao, M, s/f) Ascensâo (Gofas, S., Pinto Afonso, J.,Brandao, M, s/f) Islas adyacentes a la costa de África Occidental (Hoyle W.E., 1887) Sao Thomé. Citada por M E.-A Smith en Ascensión (Lamy, E., 1907) Citada por M E.-A Smith en Ascensión (Lamy, E., 1907) Ascensión, (Nicklès, M 1949) Sao Thomé (Nicklès, M 1949) Príncipe (Nicklès, M 1949) Aleñá, Bata, Río Benito, Cabo San Juan (Meco, 1977) Isla Ascensión (Smith, E. A. 1890) 2.3.1.2.- Diagnosis y descripción morfológica 2.3.1.2.1.- Diagnosis Born (1780) Describe a la Ostrea cucullata como “ Tefta inaequivalvi, plicatorugofa margine dentado intus ftriato, valva majore cucullata”. (Tab VI Germ Die Kunzaltrappe. Gall. Come d1Abondance. TAB VI f. 11,12) (Fig. 6) Tefta folida ponderofa plicis longitudinalibus, rugisque transverfis; Valvae inaequalis altera minoris plana; altere cucullata rudi; Apex porrecrus; prostife longitudinahter feêtus; Margo utrinque obtufe dentatus; limbusftriis 42 diftantibus elevatis geminis; Color extus atro-violaceus. (Davila Catal. I, tab 17 f T; long 5 poll lat. 2 poll 8. lin) Fig. 6.- Representación de la Saccostrea cucullata (Born) 1780 Reeves (1871) describe a la Saccostrea cucullata “Ost testâ solidisimâ, plicatâ, plicis angularibus, plerumque magnis prope apicem albidâ, versus marginem purpureâ fasciis densoribus strigatâ; valvulâ inferiori crassâ, alteram and marginem superanti, subtus marginem cardinalem cucullatâ cardine elongate, frequenter and unbonem valdê productâ, plicis elongates nonnunquam rotundatis et imbricates; valvulâ superiori medio planulatâ versus margienm plicatâ”. Fig. 7.- Representación de la Saccostrea cucullata (Born) en Reeves 1871 43 Es decir, concha triangular, sólidamente ondulada, con ondas angulares, generalmente grande, blanquecina cerca del ápice y púrpura hacia el borde; rayada con bandas más profundas; la valva inferior gruesa, superpuesta a la otra, tapada bajo la charnela; charnela alargada, con frecuencia muy desarrollada en el ápice; las bandas se alargan, a veces dando la vuelta y se imbrican en medio de la valva superior; ondulada en el borde. (Fig. 7) Con carácter general se puede decir que la taxonomía no está clara. Castillo, Z. y García Cubas, A (1984) señalan que una clasificación no puede basarse exclusivamente por los caracteres conchológicos como se ha venido realizando, creando así una confusión desde los primeros intentos de clasificación hechos por Linnaeus (1758) y Lamarck (1801) y otros recientes como Ranson (19481960), Contreras (1932) ya que los problemas que se presentan en la sistemática de diversos géneros y especies son el producto de similitudes y diferencias de sus características, que pueden variar con las condiciones del medio en el que se desarrollen, la acción hidrodinámica, los sedimentos en suspensión, la posición y naturaleza del sustrato de fijación, entre otros. En la actualidad, la investigación ha encontrado apoyo en diversas disciplinas entre las que destacan la genética, ya que los componentes hereditarios ofrecen información en relación con el genotipo y a la vez ilustran sobre aspectos de especiación, distribución, dispersión e hibridación. Todo esto de vital importancia en la interpretación taxonómica y en la dinámica poblacional, Para Stenzel (1971) el género Saccostrea se distingue de Crassostrea teniendo rango de superespecie que abarcaría desde el E de África hasta las islas del Pacífico. Siendo las especies Saccostrea glomerata, Saccostrea denticulada, Saccostrea echinata, Saccostrea mordox y Saccostrea commercialis , formas o variedades geográficas. 2.3.1.2.2. Descripción morfológica En este trabajo solo se han considerado ejemplares del océano Atlántico cuyo origen viene de Europa a través de fósiles pleistocenos de Marruecos y de Canarias y de Cabo Verde, ya que los del Pacífico llegaron desde Europa en el Mioceno y Pleistoceno, a través de la comunicación que existía entre el Mediterráneo y el Golfo Pérsico sufriendo en el Indopacífico numerosas adaptaciones como corresponde a un medio diverso, mientras que en la costa de África, al ser un medio homogéneo, solo sufrió una adaptación. 44 Concha Harry (1985) en su artículo Synopsis of the Supraespecific Classification of Living Oyester (Bivalvia: Gryphaeeidae and Ostreidae) define una nueva tribu, Striostreini, en la que enmarca al género Saccostrea. Este género comprende especimenes en los que la concha es de tamaño medio, siendo la valva izquierda, en las conchas más grandes aproximadamente la mitad o un poco menos del área total de la valva y la parte vuelta hacia arriba, sumamente crestada, presentando pliegues prominentes, regulares y continuos, con amplias depresiones, planas o cóncavas entre ellos. La valva derecha es plana, pero con lóbulos cortos proyectados a lo largo del margen y coordinados con los pliegues de la valva izquierda; pudiendo desarrollar algunos pliegues aplanados, muy próximos entre sí, cuando los lóbulos marginales están extendidos. Las formas juveniles (hasta 30 cm de alto) pueden desarrollar en la valva derecha o en ambas de pocas a muchas espinas semicilíndricas, curvadas, generalmente de color púrpura oscuro, las cuales pueden ser abundantes en un ejemplar o estar ausente en uno adyacente o del mismo tamaño. Estas espinas han desaparecido en las de mayor tamaño. En situaciones protegidas, la valva derecha de las conchas de mayor tamaño puede estar densamente cubierta por láminas imbricadas, de color marrón o púrpura, que no tienen estrías radiales (en contraste con las especies de Striostrea), pero la mayoría de las valvas derechas, están expuestas a la acción de las olas, erosionándose de una forma característica. Presentan irregularmente formas de abrasión anchas, depresiones redondeadas, mostrando contornos afilados o biselados, con el fondo de las mismas a menudo, cubierto por una hoja de colchicina fina de color marrón oscuro, que se vuelve muy frágil y se rompe en los depósitos en seco. La línea de la charnela es larga, el gancho izquierdo es a menudo muy grande, y la cavidad izquierda subumbonal a menudo puede ser tan grande como el resto del interior de la concha; Cuenta con una serie de 2-12 hendiduras de la parte inferior de la valva alrededor de la charnela, que se asocian con los dientes de la parte superior de la misma (GILLESPIE, 1999)) está presente, pequeña, pero prominente, a menudo extensamente espaciada y se extiende a través del margen ventral. En el interior, las valvas son esencialmente blancas, pero pueden presentar un 45 margen amplio azul o púrpura; el interior es de porcelana; principalmente en la valva derecha son frecuentes trozos grandes y gruesos de color marrón de conchiolina. A menudo, los anejos de los músculos retractores del borde de la capa secundaria, dejan una línea pequeña y paralela de cicatrices, circular a los márgenes delanteros y traseros de la concha. Las valvas no son frágiles y escamosas como en las especies de Strioostrea. Una o ambas cicatrices del músculo aductor pueden ser más oscuras que el interior de la concha. 2.3.1.3.- Ecología. Reproducción y dispersión larvaria Harry (1985) considera al género Saccostrea limitado a los trópicos y zonas más próximas. Sus especies se hallan a menudo fijadas a las raíces de los manglares rojos, pero también fijadas a rocas no calcáreas en la zona intermareal que está sometida a la acción del fuerte oleaje. Probablemente no vive por debajo de la zona submareal. Según Aguirre (1998) está restringida a ambientes tropicales y subtropicales fundamentalmente por el E de África siendo la especie dominante Saccostrea cucullata formando densas acumulaciones en acantilados costeros con alta turbulencia y en manglares donde crecen cementadas a las raíces y troncos de los árboles. Por lo tanto, esta especie vive en aguas tropicales y subtropicales con salinidades normales de 35 a 35,4‰ en riscos marinos preferentemente en rocas por lo que son llamadas ostras de roca de la zona intermareal justo antes del límite superior y por debajo de la zona de rompiente ocupada por las litorinas bajo el nivel de marea viva o de equinoccio. Durante la marea baja están dentro de la concha y su sangre tiende a ser ácida y esto lo compensa y lo da el carbonato cálcico de la concha, por lo que se produce una pérdida en el grosor de la misma. Precisamente debido a la ausencia de calcio libre y al alimento planctónico de las aguas la concha es frágil y delgada y produce escamas imbricadas y esculturas xenomórficas. Al igual que en el caso de Harpa rosea se realiza el estudio sobre la reproducción y la dispersión larvaria en aras de considerar su posible influencia en la ausencia en las Islas Canarias. En cuanto a las ostras en general, la cosa es muy distinta que para el caso del Harpa 46 rosea . La fecundación es externa, y, probablemente, la emisión de gametos tiene que ver con la temperatura, aunque para Braley, 1982 en el estudio realizado sobre esta especie, entre otras cosas, concluye que los cambios de temperatura del agua, salinidad, turbidez y parámetros climatológicos no se puede correlacionar con la puesta o freza ya que tienen tres picos: noviembre-diciembre, marzo-abril y final de junio. La madurez gonadal dependerá también del alimento, y, como las ostras son filtradoras de fitoplancton, teóricamente se producirá después, aunque no se sabe con exactitud cuánto tiempo después ya que parece que puede variar, de que haya comido lo suficiente, es decir, después de picos de fitoplancton (= clorofila). Hay algunos estudios sobre el desarrollo gonadal de la Saccostrea cucullata . Morton, B. 1990, en relación con su desarrollo gonadal comenta que la temperatura en septiembre es de 33,5 ºC decayendo progresivamente, que las gónadas maduran en el mes de octubre y que la puesta es mayo, siendo la temperatura registrada en ese mes de aproximadamente 24,5 ºC y la salinidad de unos 28 g/‰. De las observaciones de Dinamy (1974) en Nueva Zelanda, se conoce que su reproducción en Nueva Zelanda se produce en verano (enero-febrero) y para Hunter (1969) en Sierra Leeona es en invierno. En cuanto a la fase posterior, hay ostras en las que la fecundación se produce en la cavidad paleal, y los huevos se incuban un tiempo entre los filamentos branquiales. No está suficientemente estudiado en qué estado eclosionan las larvas ni cuánto tiempo pueden pasar en el plancton, es decir, cuánto pueden dispersarse. Otro asunto importante a considerar, al igual que para el caso del Harpa rosea, es dónde puedan llegar las larvas ya que no sólo depende, como es lógico, del tiempo que puedan pasar en el plancton, sino de que las corrientes sean favorables en el momento en el que ellas están en el agua, para llevarlas, a las Islas Canarias, desde la costa continental de África en el tiempo que ellas puedan aguantar "a flote". Por el contrario, y curiosamente, hay especies de África occidental con protoconcha multiespiral (desarrollo planctónico largo), que no alcanzan las islas, aunque teóricamente podrían llegar a ellas, y debe haber alguna razón relacionada con las corrientes o con algún otro factor que las confina al continente. 47 2.3.1.4.- Testimonios del Pleistoceno Medio en Canarias: Depósitos marinos MIS 11.3 con Saccostrea cucullata (Born, 1780). En el caso de la Saccostrea cucullata, los depósitos marinos que han proporcionado fósiles de esta especie viviente en el Golfo de Guinea, se encuentran ubicados en la isla de Gran Canaria, y en Lanzarote, y atribuidos ambos al estadio marino isotópico 11.3. 2.3.1.4.1.- Gran Canaria: Esta especie aparece fósil en el yacimiento de Costa de Arucas en La Granja del Cabildo. Meco et alii, (2006) consideran que los depósitos marinos de la costa de Arucas presentan tres aspectos notables: edad, clima y tectónica. La edad del depósito viene dada por la circunstancia de que una colada procedente del volcán de Cardones es sincrónica con el mismo, lo que se confirma por la presencia de estructuras en almohadilla producidas por el enfriamiento rápido al entrar la colada en el mar y datadas por el método K-Ar en 421.000 años, lo que coincide con precisión con el interglacial estadio isotópico marino 11.3. El clima se deduce de la información proporcionada por la fauna fósil que contienen los depósitos, que es propia de los mares canarios actuales excepto, precisamente del caso que nos ocupa, ya que es propia del Golfo de Guinea. (Fig.- 8) El tercer aspecto, la tectónica, para estos autores, se pone de manifiesto por la altura del depósito y por las lavas con estructuras producidas a su llegada al mar a unos 35 m de altura sobre su nivel actual lo que indica que la costa ha ido elevándose (Fig.- 9) y describen que en la desembocadura del Barranco de Cardones sobre fonolitas miocenas (a) una colada de lava procedente del Volcan Montaña Cardones, presentea formas en en almohadillas (b), producidas por su contacto con el agua de mar. Además los depósitos marinos (c) aparecen debajo del paleosuelo (d) de una colada más tardía procedente del volca´n de la Montaña de Arucas, datada radiométricamente en 151 Ka. 54 Fig. 17.- Saccostrea cucullata (Born, 1780) fósil de Piedra Alta. Esta especie desaparece del Mediterráneo con el Pleistoceno inferior (Cuerda, 1987), se sitúa en Canarias en el Pleistoceno medio (costa Arucas y Piedra Alta) y pervive en el Golfo de Guinea. Meco et alii, 2006) 2.3.1.4.3.-Descripción de los ejemplares fósiles ...... Fig. 18Comparación entre la Ostrea cucullata Born. Bahía de Limagens (Benguela) roquedos mediolitorales (90 a 105 mm). Gofas, S., Pinto Afonso, J.,Brandao (s/f) Coquillages et mollusques d’Angola Universidade Agosthino Neto/Elf Aquitaine Angola Fig. 47, y la Saccostrea cucullata encontrado en el yacimiento de Arucas 55 Fig. 19 Saccostrea cuccullata. Born. Yacimiento Piedra Alta (Lanzarote) Fig. 20.- Valva izquierda de la Saccostrea cucullata (Born, 1870). Procede del Pleistoceno medio (Período Isotópico Marino 11.3) de la Costa de Arucas (Gran Canaria) datada radiométricamente en 420.000 años (Meco et alii, 2002). Su talón o rostro forma ángulo recto con el resto de la valva. Longitud máxima incluido talón 105 mm (Meco, ed, 2008) 56 Algunos ejemplares completos y varias valvas, tanto en el yacimiento de Arucas como en Piedra Alta muestran el ángulo característico del Talón, que permite su identificación (Figuras 18 y 20) 2.3.2.- El paleindicador Harpa rosea Lamarck 1816 1777 Dolium Harpa roSacea Martini, 3, p. 419, lám 119, Fig. 1094 (Sin localidad) Referencia a Rumphius Oceano Indico?) 1788 Buccinum Harpa (pro parte) Gmelin p.3482 (referencia a Martini) In mari Indico. 1798 Harpa Doris Röding, p. 150 (referencia Gmelin y a Martini) 1816 Harpa rosea Lamarck, 3, p.3, lám 404, Fig. 2 1822 Harpa rosea Lamarck, 7, p.256 (sin localidad) (referencia a Martini) 1827 Harpa rosea Lamarck I, p. 170 1853 Harpa rosea Lam Dunker, p. 23, lám 4, Fig. 16 y 17 (In regione urbis St. Anton collectam retulit noster) 1886 Harpa rosea Lamarck Nobre, p.6 1887 Harpa rosea Lamarck Nobre, p. 5 1887 Harpa rosea Lamarck Hoyle, p. 340 1890 Harpa rosea Lamarck Smith, p.318 1907 Harpa rosea Lamy, p. 146 1909 Harpa rosea Lamk Nobre, p. 13 1914 Harpa rosea Lam Tomlin & Shackleford, p. 244 1923 Harpa rosea Lamy, p.3 1947 Harpa rosea Lamk. Nicklès, p.11 1950 Harpa rosea Lamarck Nicklès, p. 113, Fig. 204 1952 Harpa rosea Lamarck Nicklès, p. 148 1954 Harpa rosea Lamarck Buchanan, p. 38 1956 Harpa rosea Lamarck Knudsen, p.72 1956 Harpa rosea Lamarck Marche Marchad, p. 56 1958 Harpa rosea Lamk Marche Marchad, p. 31 1964 Harpa rosacea Lamk Alvarado & Alvarez, p. 272 1973 Harpa doris Röding Rehder, p. 255 1977 Harpa doris Roding Burnay & Monteiro, p.42, Fig. 41 1977 Harpa rosea Lamarck Meco, p.39 1981 Harpa rosea Lamarck Meco, p. 606, Fig. 15 y 16 1984 Harpa doris (Röding) Bernard, p.82, lám 30 s/f (1980) Harpa rosea Lamarck Gofas, Pinto Alonso & Brandao, 57 2.3.2.1.- Biodistribución (Fig. 21) Fig.- 21 Biodistribución de ejemplares vivos y fósiles de Harpa rosea. Lamrck 1816. Costa Cabo Ledo en Angola (Gofas, Pinto Afonso & Brandao s/f) Santo Antonio de Zaire, Luanda Angola (Rehder, 1973) Angola (Burnay, Monteiro, 1977) Namino en Gabón (Nicklès, 1952; Rehder, 1973) 58 Gabón (Marché-Marchad, 1956) Port-Gentil, Mayumba en Gabón (Bernard, 1984) Guinea (Tomlin, Shackleford, 1914) Guinea (Marché-Marchad, 1956) Corisco, Río Muni, en Guinea Ecuatorial (Rehder, 1973) Takoradi, Elmina en Ghana (Buchanan, 1954) Accra, Takoradi, Elmina en Ghana (Rehder, 1973) St. Anton en Guinea Inferior (Dunker, 1853 Dakar en Senegal (Marche-Marchad, 1958) Senegal (Tomlin, Shackleford, 1914) Senegal (Marche-Marchad, 1956) Senegal (Knudsen, 1956) Senegal (Rehder, 1973) Gambia (Rehder, 1973) Islas Puerto del Inglés, Playa George Town en Isla Ascensión (Rehder, 1973) Príncipe (Tomlin, Sackleford, 1914) Príncipe (Marché-Marchad, 1956) S. Thomé (Tomlin, Sackleford, 1914) I. do Príncipe, (Rehder, 1973) I. de S. Thomé (Rehder, 1973) 59 S. Thomé (Knudsen, 1956) Sao Thomé (Marché-Marchad, 1956) Santa Isabel en Fernando Poo (Rehder, 1973) Annobón (Alvarado, Alvarez,. 1964; Rehder, 1973; Meco, 1977) Santa Isabel en Guinea Ecuatorial (Rehder, 1973) Porto Praya en las Cabo Verde (Hoyle, 1887) Islas de Cabo Verde (Knudsen, 1956) Cabo Verde (Marché-Marchad, 1956) Islas de Cabo Verde (Rehder, 1973) San Vicente (Rehder, 1973) Santo Antäo, S. Nicolau, Santa Luzia, Sal (los ejemplares más desarrollados), Maio Cardoso (Rehder, 1973) I. de San Vicente, (Rehder,. 1973) S. Thiago (Rehder, 1973) Para poder abordar el estudio del Harpa rosea lo primero que hay que hacer es encuadrarla sistemáticamente. Estos moluscos pertenecen al Orden Neogastropoda, están adscritos a la Superfamilia Volutoidea y a la familia Harpidae que comprende dos géneros Harpa , con 12 especies vivas y Austroharpa , con 5 especies vivas. El nombre de Harpidae para esta familia fue dado por Bronn en 1849 y el del género Harpa por el naturalista alemán Röding en el 1798, siendo otros muchos autores los que han trabajado en la taxonomía de este género. Linneo, en 1758, definió, dentro del género Buccinum, dos especies Buccinum harpa y Buccinum costatum Röding en 1798 definió como género a este tipo de moluscos conchíferos adoptando el nombre de Harpa , incluyendo otras cuatro especies, además de las descritas por Linneo. 60 Lamarck (1799) estableció el género Harpa en su primer ensayo de una clasificación de los Moluscos recogiéndolo en las “ Mémoires de la Société d’Histoire Naturelle de Paris”. Gray en 1847, realizó la primera clasificación sistemática de los moluscos conchíferos e insertó el género Harpa en la Familia Buccinidae. Bronn en 1849 consideró este género en la Familia Harpinae (Harpidae) incluyendo además el género Dollium Los hermanos Adams, en 1853-1854, consideraron el género Harpa , en la Familia Olividae (Dactylidae) incluida en la Superfamilia Harpina debido a la semejanza en las características morfológicas del pie y del callo parietal y por la ausencia del opérculo. Chenu, en 1859, fue el primer naturalista en adoptar el nombre Harpidae para la familia que comprende el Harpa en el sentido moderno y fue seguido por los autores posteriores. Fischer en 1883 agregó a esta familia el género Eocithara , que comprende exclusivamente especies extinguidas. En 1943 Wenz incluyó el género Austroarpa en la Familia Harpidae. En 1987, Hughes y Emerson incluyen el género Forum , que contiene moluscos que tienen opérculo, no presente en los géneros Austroharpa y Harpa , y el cuerpo en la zona anterior dilatada y posterior alargada como todas las especies adscritas a la Familia Cassidae del Orden Mesogastropoda, por lo que esta tesis hay que descartarla. Como hemos visto en el epígrafe anterior, muchos son los científicos que abordaron el estudio del género Harpa , para encuadrarlo taxonómicamente dentro de una Familia determinada, pero el estudio de ciertos especímenes suscitaron opiniones diversas para su clasificación definitiva. Gmelin (1788) las define como Buccinum Harpa: “ B. tefta varicibus aequalibus longitudinalibus diftinctis mucronatis: columella laevigata” Röding (1798) los define como Harpa doris : Die rothe Harfe. eod. refiriéndose a Gmelin. En 1821 Levrault, edita en Estrasburgo y en París, el Tomo 20 del “ Dictionnaire des Sciences Naturelles” en el que se trata metódicamente diferentes seres de la naturaleza, considerados por sí mismos, de acuerdo con el estado “actual” de sus 61 conocimientos, o bien por la utilidad relativa que pueden aportar a la medicina, la agricultura, el comercio y las artes. Este diccionario fue escrito por varios profesores del Jardín del Rey y de las principales Escuelas de París, encargándose de la información relativa a los Moluscos, Gusanos y Zoofitos, el profesor Blainville, de la Facultad de Ciencias. Blainville inicia el epígrafe dedicado al Harpa diciendo que es un género de conchas univalvas establecido por Lamarck para un número bastante pequeño de especies de los bucinos de Linneo, pero que había sido ya, después de mucho tiempo propuesto y distinguido por Klein bajo el nombre de cithara . A continuación describe sus características, indicando que habitan los mares de los países cálidos, sobre todo los mares orientales. Pero ignora si el animal está provisto de un pequeño opérculo, como los verdaderos bucinos. Indica, asimismo, que los malacólogos distinguen 6 especies de este género pero pone en duda que sean todas ciertas: Harpa ventricosa Lamck. , Harpa nobilis Lamck., Harpa rosea Lamark y Harpa striata Lamck, Harpa mutica, Lamck y Harpa altavillensis , Def. En relación con el Harpa rosea, Lamck, expone que esta especie es notable por el tamaño y la vivacidad de las manchas rosas que la adornan, presentando unas costillas todavía más delgadas, más estrechas que las del harpa noble y que no terminan alrededor de la espira en puntos tan marcados como en el harpa noble y el harpa común. Lamarck en 1816 la cita en la vigésima tercera parte del Tableau Encyclopèdique des Trois Regnes de la Nature, acompañada de su correspondiente Figura (Fig. 22 Y 23). Es en 1822 cuando en el Tomo Séptimo de la Histoire Naturelle des Animaux sans Vertèbres la define como “ H. testâ ovatâ, subventricosÂ, tenui, grised, maculis latis roseis ornatâ; costis angustissimis distantibus; columellâ rosea tinctâ.” Asimismo, indica que es una concha bastante rara, bastante bonita, muy distinta de sus congéneres por sus costillas menudas y separadas. Así como por las anchas manchas rosas que la adornan. 62 Fig. 22.- Harpa rosea Lamarck (Lamarck, 1816) Fig.23Detalle Harpa rosea Lamarck 63 Pero es en 1830, en el Tomo Segundo de la Encyclopèdie Méthodique. Histoire Naturelle des Vers, junto con Bruguiére cuando en relación con el género Harpa , después de describir los caracteres genéricos abordan que el número de especies es poco considerable y que el propio Lamarck ha encontrado 7 vivas y solo 1 fósil y que, por ejemplo, el Harpa imperialis es una variedad del Harpa ventricosa, teniendo la prueba de ello en un ejemplar de la colección de Rivoli ya que su última vuelta es mitad Harpa imperialis y mitad Harpa ventricosa. Asimismo, el Harpa striata les parece una variedad del harpa imperial, planteando que es una cuestión de la edad del ejemplar en el momento de su recolección, puesto que se puede ver que las estrías han dejado de crecer, por lo que apunta que por eso Linneo reunió todas las especies de Harpa en una sola si no había especies contrastadas que eran distintas en este género. Es por esto, que describen solo 4 especies diferenciadas Harpa ventricosa Lamk., Harpa nobilis, Lamk., (en la que incluye el Harpa rosea Lamk), Harpa minor Lamk y el Harpa mutica Lamk. En 1844, en la Segunda Edición del Tomo Décimo de la Histoire Naturelle des Animaux sans Vertèbres dentro del género Harpa , incluye bajo el epígrafe Especies, con el nº 6 al Harpa rosea Lamk. definiéndola en latín exactamente como había hecho en 1816 y diferenciándola de las otras especies. Dunker (1853) estudia algunos ejemplares que dadas sus características considera como una variedad de esta especie, Harpa rosea minor: “Haec varietas testa minore, solidula cotisque crassioribus fortiter angulatis notata est. In regione urbis St. Anton collectam retulit noster.” Nobre (1886) estudia un único ejemplar, recogido por Moller en Príncipe que coincide con las Figuras de Dunker, pero de un tamaño menor la parte interna de la abertura es roja y no amarilla, la concha es más delgada y las "costillas" más estrechas. “O unico exemplar que recebemos, recolhido pelo sr. Moller é ainda novo e bastante fragil. Concorda com as Figuras dadas por Dunker. É do mesmo comprimento mas de um diametro menor. Differe, além do diametro, na côr interna da abertura, que é vermelha e n ặ o amarella; na espessura da concha que é muito fraca, e nas caneluras, que s ặ o estreitas, enquanto que na variedade de Dunker a concha é muito espessa e as caneluras so mais largas. O nosso exemplar é sem duvida um individuo novo do typo. Vive tambem na ilha do Principe. A variedade de Dunker foi recolhida em Santo Ant ặ o”. 70 Fig. 29Dunker, 1853, la cita en la localidad africana St. Antón in Guineam Inferiorem, que hoy resulta imprecisa. Fig. 30Confirmación concreta encontrada en la isla de Príncipe. Nobre, 1886 71 Ello aparece en la literatura con escasísimas palabras en latín, en alemán, en francés y en portugués. Esta historia nomenclatorial es la que se documenta a continuación: Gmelin 1788 p 3482 (Buccinum 47) pro parte: Buccinum Harpa B. tefta varicibus aequalibus longitudinalibus diftinctis mucronatis: columella laevigata Röding (1798, p. 150) H. Doris . Die rothe Harfe. Eod (Gmelin). Martini 3. t. 119. f. 1094. 3St Lamarck (1822, p.256) H. rosea H. testâ ovatâ, subventricosâ, tenui, grised, maculis latis roseis ornatâ; costis angustissimis distantibus; columellâ rosea tinctâ. Habite… Mon cabinet. Coquille rare, assez jolie, très distincte de ses congénères par ses côtes menues et écartées, ainsi que par les larges taches roses don’t elle est ornée Dunker (1853, p. 23, Tab IV Fig. 16. 17 var. minor) H. rosea Haec varietas testa minore, solidula cotisque crassioribus fortiter angulatis notata est. In regione urbis St. Anton collectam retulit noster. Nobre (1886, p. 6) H. rosea O unico exemplar que recebemos, recolhido pelo sr. Moller é ainda novo e bastante fragil. Concorda com as Figuras dadas por Dunker. É do mesmo comprimento mas de um diametro menor. Differe, além do diametro, na côr interna da abertura, que é vermelha e nao amarella; na espessura da concha que é muito fraca, e nas caneluras, que sAo estreitas, enquanto que na variedade de Dunker a concha é muito espessa e as caneluras sAo mais largas. O nosso exemplar é sem duvida um individuo novo do typo. Vive tambem na ilha do Principe. 72 A variedade de Dunker foi recolhida em Santo AntAo. El nombre de Harpa rosea aparece ligado a una diagnosis, una Figura y una localidad africana ciertas. Con este nombre aparece en todas las citas africanas desde 1853 hasta 1973 en que se recupera el de Harpa doris por una inmerecida prioridad. El Holotipo de Harpa rosea está en el Muséum d’Histoire Naturelle de Généve mientras que el de Harpa doris no ha sido localizado y se le considera perdido. Innecesariamente Rehder (1973) designa localidad tipo a Accra en Ghana. 2.3.2.2.2. Descripción morfológica Se incluye en este trabajo el estudio de la concha, ya que tiene el máximo interés puesto que es lo que permite una comparación con las conchas fósiles. (Rheder, 1973), Concha de 77 a 31 mm de longitud, alargada, oval y bastante fina pero ocasionalmente más ancha y sólida. Espira generalmente cónica, protoconcha con un ápice elevado, las 3 1/4, rosa pálido o color carne, lisa; las primeras espiras postnucleares más bajas, costillas axiales afiladas uniendo las redondeadas crestas espirales; entre las costillas, la escultura espiral está cruzada por un microscópico y tupido hilo axial. En las siguientes espiras, presentan una angulación espinosa en el hombro y la escultura axial se va haciendo cada vez más oscura, primero en el nivel subsutural encima del hombro y luego en el resto de la espira. La vuelta corporal oval alargada con un claro reborde subsutural encima del ángulo que forma el hombro, el cual está marcado por fuertes espinas triangulares en las costillas espirales; costillas espirales en número de 11 a 13, ocasionalmente 14, generalmente esbeltas y bastante bajas y triangulares en la sección de cruce; ocasionalmente las más próximas a la apertura muy ensanchadas; las costillas atravesadas por una línea de color marrón fina en la cresta. En los individuos fuertes y anchos, en la vuelta corporal todas las costillas son anchas y pesadas y bastante angulosas en la periferia. Base de color carne pálida, ocasionalmente más oscura, variando el color de las zonas más próximas a las espiras postnucleares, de naranja rosáceo a rosa purpúreo, bandas de este color están presentes en el cuerpo de la espira debajo del ángulo del hombro; en el medio de la espira y encima de la base, la última más estrecha que las otras dos; con frecuencia estas bandas son bicolores con alternancia de manchas rojizas 73 cuadradas de tonalidad naranja y rosa purpúreo; estrechas, limitadas y reducidas bandas de un fuerte color castaño con manchas blancas con forma de flecha; en el cuerpo de la espira, estas bandas ocasionalmente están unidas por unas líneas "arqueadas" oscuras, de color castaño. Las áreas parietal y columelar están cubiertas por un fino glaseado y presentan tres manchas marrones separadas; una justo arriba de la juntura del labio superior de la vuelta corporal (la más grande) justo arriba donde la columela se une a la pared parietal y la tercera donde se ensancha el labio columelar; las dos últimas manchas están separadas por el canal sifonal. Abertura alargada-ovalada, semilunar, el labio exterior suavemente arqueado. 2.3.2.3.- Ecología, reproducción y dispersión larvaria Las Harpas viven en los mares cálidos y templados típicos de la zona tropical y subtropical de los océanos Atlántico, Indico y Pacífico, poblando los fondos arenosos en una profundidad que varía de 20 a 40 m y alguna especie puede llegar a encontrarse a una profundidad de 100 m. Pueblan la zona costera arenosa de los pisos mesolitoral, infralitoral y circalitoral y la mayor parte de las especies viven en aguas poco profundas, Se mueven utilizando la parte anterior del grueso pie como punto de apoyo y arrastrando el resto del cuerpo hacia delante. Durante el día se protegen bajo la arena. Por la noche busca el alimento, surcando la arena velozmente y con la antena, donde se aloja el sentido olfativo, rastrean el agua para intentar la caza, ya que son formidables predadores de crustáceos y de pequeños moluscos, nudibranquios y otros gasterópodos. Atrapan a sus presas aferrándolas con la parte anterior del pie mientras que la parte posterior del mismo se desliza debajo de ellas. De esta forma la presa queda atrapada. Inmediatamente el harpa segrega un moco que se combina con la arena, formando un revestimiento que recubre a la víctima y con la probóscide, provista de la rábula, perfora el revestimiento externo y se alimenta de la presa. Es presumible que la sustancia mucosa contenga alguna sustancia anestesiante o algún principio tóxico que paraliza a la víctima. Son animales que practican la autonomía, o semiautonomía, y que debido al moco segregado pueden capturar presas de mayor talla. 74 Se consideran, a continuación, aspectos como reproducción y dispersión larvaria con el objeto de tener en cuenta el máximo de factores que hayan podido condicionar su ausencia en las Islas Canarias. Aunque el Harpa rosea es una especie muy poco estudiada es conocido que las Harpas viven en los mares cálidos y templados poblando los fondos arenosos de las zonas costeras, en aguas poco profundas, de los pisos mesolitoral, infralitoral y ocasionalmente en el circalitoral; la profundidad puede variar de 20 a 40 m y alguna especie puede llegar a encontrarse a una profundidad de 100 m. El Harpa rosea es una especie depredadora, que teóricamente se reproduce mediante cópula (fecundación interna), como todos los neogasterópodos. Aunque no hay nada publicado sobre esta especie, suponemos que tiene una fase larvaria meroplanctónica, relativamente larga, pues al estudiar la protoconcha observamos que tiene varias vueltas de espira (multiespiral) y algo de escultura, por lo que el desarrollo es planctónico, es decir, planctófaga, alimentándose, por tanto la larva velígera de plancton. Para que un animal marino cualquiera se reproduzca, hacen falta al menos tres cosas: que haya alcanzado la edad adulta, que esté bien alimentado, es decir, que haya podido acumular reservas (generalmente de grasa), para poder invertirlas en la maduración de las gónadas, y que, una vez maduradas estas, se "dispare" el proceso de reproducción. Este último paso suele suceder en muchas especies cuando se alcanza una temperatura del agua "crítica", a partir de la cual se produce la cópula, si la fecundación es interna, o la emisión de gametos, si la fecundación es externa. En este caso, una vez producida la fecundación, la hembra debe poner en el fondo huevos encapsulados de los que eclosionará al cabo de cierto tiempo una larva velígera planctófaga, que pasará un tiempo en el plancton (dispersándose de un lado a otro), hasta que encuentre una pista, generalmente química (por ejemplo, la presencia de adultos) que induzca su metamorfosis y su asentamiento en el fondo. Este es el proceso común en los gasterópodos, pero, como ya se ha especificado en modo alguno está probado en concreto en Harpa rosea, aunque es muy probable que sea así. Como la larva se alimenta de plancton durante su etapa "errante", debe encontrar este recurso en la columna de agua. Vamos a suponer, que la reproducción se acople a las épocas en las que la producción primaria es mayor, lo que suele coincidir con una mayor irradiación solar en aguas templadas, una elevación de la temperatura y una mayor presencia de nutrientes en el agua (por aporte terrestre, lluvias, afloramientos, etc.). 75 Normalmente, y tal y como hemos comprobado en la literatura estudiada de las zonas donde se han recolectado, Harpa rosea vive en sitios resguardados, de aguas relativamente tranquilas (bahías, por ejemplo), en fondos arenosos. Debe tener una disponibilidad de alimento razonable durante todo el año, de forma que, probablemente, la reproducción podría estar inducida por un incremento de la temperatura. El periodo de desarrollo intracapsular de la larva depende de la temperatura (mayor crecimiento a mayor temperatura), y la larva velígera que eclosione también tendrá unos requerimientos mínimos de temperatura para sobrevivir y desarrollarse normalmente en el plancton. En función de la temperatura y de su alimentación, la larva pasará mayor o menor tiempo en el plancton, recorriendo mayor o menor distancia en función de la dinámica advectiva de las corrientes marinas. Se han realizado varios estudios sobre la distribución espacial de las larvas que dependería principalmente de la duración de la etapa larval, de la conducta de las larvas y del régimen hidrográfico que encuentren (Young & Chia, 1987; Marín & Moreno, 2002; Fetzer, 2005). Su dispersión es el resultado de la interacción de procesos pasivos (advección-difusión) y activos (natación) que ocurren a distintas escalas espacio-temporales (Siegel et al, 2003; Kinlan et al 2005). Las larvas se dispersarían pasivamente dependiendo de las corrientes y podrían regular activamente su posición vertical en respuesta a discontinuidades fisicoquímicas de la columna de agua (Mann et al, 1991). Los primeros estados larvales nadan hacia la superficie donde encuentran fuertes corrientes que las dispersan mientras que los estados más avanzados pueden permanecer en aquellos estratos que les son más favorables: las larvas de especies intermareales permanecerían en las capas superiores mientras que las de especies submareales se ubicarían en estratos más profundos a medida que avanzan en su desarrollo para tener mayores oportunidades de encontrar el sustrato adecuado para su asentamiento (Buckland-Nicks et al. 2002; Lardus & Marte!, 2002; Poulin et al, 2002a,b). La posición vertical de las larvas en la columna de agua es de gran trascendencia para su retención o exportación en ó hacia áreas adecuadas para su posterior asentamiento ya que el ambiente hidrodinámico al cual están expuestas es un componente esencial para un asentamiento exitoso en el bentos (Butman, 1987; Dobretsov & Miron, 2001). Asimismo, dos tipos de evidencia son útiles para demostrar su dispersión a larga distancia: la relación entre la circulación y la distribución geográfica de las larvas y la duración de su vida pelágica en relación con la velocidad de las corrientes trans-atlánticas, necesitándose además para entender su frecuencia conocer la probabilidad de que sobrevivirán y serán transportadas fuera de la costa por las corrientes a largas distancias y el número aproximado de larvas producidas por sus padres en el origen (Scheltema, 1971). 76 2.3.2.4.- Testimonios del Pleistoceno Superior en Canarias: Depósitos marinos MIS 5.5 con Harpa rosea Lamarck 1816 Los depósitos marinos que han proporcionado fósiles de la especie viviente Harpa rosea Lamarck, se encuentran ubicados en las islas de Gran Canaria, Lanzarote y Fuerteventura (Fig. 31) y están atribuidos al estadio marino isotópico 5.5, o último interglacial: Fig. 31.- Localidades en las que ha aparecido fauna senegalesa fósil relacionada con el último interglaciar (MIS 5.5), sobre imagen de satélite con temperaturas de superficie de mar.  Arenales de Santa Catalina en Las Palmas de Gran Canaria.  Matas Blancas, en el sur de Fuerteventura y en el Istmo de La Pared, donde empieza Jandía.  Las Playitas, costa sureste de Fuerteventura.  En Matagorda, o Guasimeta, en la isla de Lanzarote.  En Punta Penedo en la isla de Lanzarote. 77 2.3.2.4.1.-Gran Canaria Los depósitos marinos pleistocenos de Las Palmas de Gran Canaria fueron dados a conocer por Lyell (1865). Diversos autores han dado datos discrepantes sobre la altura de estos depósitos (Meco et al., 1996). Lo más alto de la transgresión se sitúa en los depósitos de Las Palmas a 12 m sobre la media de las mareas (Meco et alii, 2002). Se midió en el corte de la autovía del acceso a los túneles de Luengo. Durante las obras el depósito inclinado se pudo seguir interrumpidamente a lo largo de 560 m hasta el actual nivel del mar. Asimismo, exponen que el sitio paleontológico de Las Palmas está totalmente sepultado por el cemento de la ciudad, excepto en El Confital, en la Isleta, quedando, sin embargo, expuesto temporalmente en otros dos puntos alejados: la construcción de la autovía de acceso a los túneles de Luengo y otro en los aparcamientos del Hospital en el Castillo de San Cristóbal, pudiendo, por tanto observarse la fauna fósil tanto en los cortes frescos y fugaces como en los escombros arrastrados por máquinas y obreros. Aunque no se ha conservado nada del yacimiento, el registro fósil obtenido ha sido muy importante, Así mismo, se ha podido constatar que la altura máxima en las tres localidades ha quedado fijada en 12 m sobre el nivel del mar. Del centenar de especies reconocidas aproximadamente una cuarta parte es de origen senegalés. Por lo que esta proporción, la altura de los depósitos y una antigua datación (Lecointre et al., 1967) inducen a situar el depósito marino en el último interglacial. Los Arenales de Santa Catalina en Las Palmas de Gran Canaria (Fig., 32, 33 y 34) han sido estudiados por diversos autores desde el año 1865 hasta la actualidad, encontrándose una serie de discrepancias que se analizan someramente a continuación. En el mismo sitio de la autovía, con el nombre de Santa Catalina, Lyell (1865) da la altura de 35 pies sobre el nivel del mar (7,50 m en la traducción francesa) y una distancia a la orilla actual de 150 pies (45 m en la traducción francesa). Rothpletz y Simonelli (1890), mencionan un punto de los depósitos a doble altura y casi diez veces más lejano de la costa lo que coincide con la medición de Meco et alii (2002). Lyell describe la localidad como una playa levantada en la que recoge más de 50 especies de conchas marinas vivientes pero que no habitan ya en Canarias. Entre estas especies se encuentra la Cardita squamosa lo que le permite calcular que el depósito marino se formó a una profundidad de más de 30 m, lo que probaría la existencia de movimientos de elevación debidos al volcanismo y que continúan actualmente desde los tiempos posterciarios 78 Fig. 32.- Cortes de las obras de la autovía de Santa Catalina (Meco et alii. 2006 modificado de Meco et alii, 2002) Fig. 33.- Localización del Yacimiento de Las Palmas (Meco et alii. 2006) 79 Fig.- 34 Yacimiento de Las Palmas. Detalle (Meco et alii. 2006) Rothpletz y Simonelli (1890) enumeran 20 especies en los estratos de Santa Catalina. Entre ellas hay algunas que no Figuran en la fauna actual del archipiélago canario lo que hace suponer un ligero cambio en las condiciones ambientales. Martel Sangil (1952) estudia los fósiles que recolectó en el contorno del Istmo que une Las Palmas con La Isleta y en el punto medio de la recta que va desde la desembocadura del Barranco de Tamaraceite al Barranquillo de Santa Catalina, allí donde Maffiotte encontró muchas de las especies enviadas a Lyell (Martel Sangil 1952, pág. 111). El conjunto de los fósiles es atribuido al Terciario. Sin embargo, algunas de las localidades mencionadas, como los Arenales de Santa Catalina son pleistocenas. 86 El ejemplar completo de Las Playitas mide 47 mm de altura (Fig.- 43). Publicada su presencia (Meco et al., 1986, p.10; 1987, p. 289) y su imagen (Meco, 1991, lámina). Este ejemplar se depositó en la Casa Museo de Betancuria. Fig. 43.- Ejemplar completo de Las Playitas (Meco, 1991) El fragmento de Las Playitas (Fig.- 44) corresponde a la espira y a la mitad de la última vuelta conservándose perfectamente el hombro de ésta. Su presencia se publicó conjuntamente con el ejemplar completo. Se encuentra en LP-DB-ULPGC. Fig. 44.- Fragmento de Harpa rosea Lamarck encontrado en Las Playitas El ejemplar de Matas Blancas (Fig.- 45) fue publicado por Meco (1981, lámina I, p. 606, Fig. 13 y 14). Mide 55 mm de altura. Se encuentra e depositado en LP-DB-ULPGC 87 Fig.- 45.- Ejemplar encontrado en Matas Blancas (Meco, 1981). La altura real es de 55 mm Uno de los ejemplares de Matagorda (Fig.- 46) fue publicado por Meco (1977, p. 85; 1981, lámina I, p. 606, Fig. 17 y 18). Mide 70 mm de altura. Se depositó en el Museo Canario de Las Palmas de Gran Canaria ¿? Desapareció de la vitrina junto con el ejemplar actual para comparación (Meco, 1977, 1981, lámina I, Fig. 15 y 16) Fig. 46.- Ejemplar de Harpa rosea Lamarck encontrado en Matagorda (Meco, 1977) Altura real 70 mm El otro ejemplar de Matagorda (Fig. 47), encontrado en 1978, mide 55 mm de altura. (E.R.) Fig. 47.- Ejemplar de Harpa rosea Lamarck encontrado en Matagorda en 1978. Altura real 55 mm 88 Un tercer ejemplar de Matagorda (Fig. 48) encontrado en 1978, mide 48 mm de altura. Depositado en el LP-DB-ULPGC. Fig.- 48. Ejemplar de Harpa rosea Lamarckencontrado en Matagorda en 1978 El ejemplar de Punta Penedo (Fig. 49) fue publicado por Meco et al., (2006, p. 108, Fig. 3.46) y le falta la espira. Se encuentra depositado en el LP-DB-ULPGC. Fig. 49.- Ejemplar de Harpa rosea Lamarck. Punta Penedo) Meco, 2006) 2.4.-Paleoclimatológicos 2.4.1.- Estudio del último interglacial (MIS 5e o 5.5) y del interglacial (MIS 11.3) o penúltimo gran interglacial A lo largo de este trabajo se analizan el paleoclima del Atlántico norafricano durante el gran interglacial MIS 11.3 a partir de fósiles canarios de Saccostrea cuccullata Born y el paleoclima del último interglacial, MIS 5.5, a partir de las Harpa rosea Lamarck fósiles. 89 2.4.1.1.- El último interglacial (MIS 5e o 5.5) Las cuestiones que hemos de considerar son: 1. Si el último interglacial obedece, y hasta qué punto, a las fuerzas orbitales terrestres. Es decir, si es conforme a la hipótesis de Milankovitch (Fig.- 50 y 51) únicamente o intervienen otros factores y cómo se relaciona con el MIS 5.5 (isótopos de oxigeno atmosféricos en los sondeos de los hielos) y con el MIS 5e (isótopos de oxigeno de los foraminíferos de los fondos oceánicos). EXCENTRICIDAD 100.000 AÑOS INCLINACIÓN 40.000 AÑOS 0.000 PRECESIÓN 20.000 AÑOS Fig. 50.- PARÁMETROS ORBITALES DE MILANKOVITCH: Justifican la alternancia en el cuaternario de las glaciaciones e interglaciaciones (Balairon, 2006) 90 Fig. 51.- Esquema de los cambios orbitales de la Tierra (ciclos Milankovitch) que provocan los ciclos de período glaciares. La ‘T’ se refiere a cambios en la inclinación (u oblicuidad) del eje de la Tierra. La ‘E’ se refiere a cambios en la excentricidad de la órbita (debido a variaciones en el eje menor de la elipsis), y la ‘P’ denota la precesión, es decir, el cambio en la dirección de la inclinación del eje en un punto dado de la órbita. (Fuente: Rahmstorf y Schellnhuber, 2006, en IPCC, 2007: Climate Change 2007: The Physical Science Basis. Contribution of Working Group I to the Fourth Assessment Report of the Intergovernmental Panel on Climate Change [Solomon, S., D. Qin, M. Manning, Z. Chen, M. Marquis, K.B. Averyt, M.Tignor and H.L. Miller (eds.)]. Cambridge University Press, Cambridge, United Kingdom and New York, NY, USA). 2. Si los depósitos marinos elevados dispersos por el mundo están sujetos a influencias glaciales, hidrológicas e isostáticas derivadas del peso variable de los hielos, del peso de las aguas procedentes de la fusión de los glaciares y de la respuesta de recuperación del equilibrio de la corteza terrestre. Ello implica la búsqueda de zonas tectónicamente estables para obtener una mayor fiabilidad en los datos que aporten. 3. Si durante el último interglacial hubo una subida del nivel del mar o por el contrario hubo fluctuaciones. 4. Si es posible datar el inicio, el final y las posibles fluctuaciones del ultimo interglacial 5. Si es posible medir la subida del nivel global del mar durante el último interglacial, es decir, después de la penúltima deglaciación 6. Si es posible calcular la elevación de la temperatura alcanzada en la superficie 91 oceánica Todo ello se intenta conseguir a partir de depósitos marinos costeros o de la actividad biológica propia de la costa ambos elevados, es decir, sobre tierra. Para ello dividimos estos testimonios en dos grupos principales según su lejanía al peso de los hielos. Estos están o han estado situados sobre las masas continentales del Hemisferio norte (a unos 60º N), Zonas lejanas como Australia (a unos 20º S) y Zonas intermedias como las Bahamas (a unos 20º N). A ello añadimos la cuenca mediterránea (a unos 40º N) por su posible relación con las Canarias y, finalmente las Canarias (a casi 30º N) en este marco y en lo que ellas pueden aportar al conocimiento del último interglacial. 2.4.1.1.1.- El nivel del mar Hay numerosos estudios que tratan del último interglacial (MIS 5e) y su conocimiento ha ido haciéndose más complejo desde los estudios iniciales (Stearns, CE 1976). En el inicio del MIS 5e o bien hay una bajada en la tendencia a elevarse el nivel del mar durante la deglaciación o paso MIS6/5e (Stein, M; Wasserburg, GJ; Aharon, P; Chen, JH; Zhu, ZR Bloom, Z & Chappell, J 1993; Stirling, CH; Esat, TM; Lambeck, K & McCulloch, MT 1998; Esat, TM MT McCulloch, MT; Chappell, J. Pillans, B & Omura, A 1999; Gallup, CD; Cheng, H, Edwards, RL & Taylor, FW 2002) o por el contrario en el propio interglacial hubo notables cambios en el nivel del mar. (Aharon, P, Chappell, J & Compston, W 1980) Por su estabilidad, la región australiana ha proporcionado los datos más utilizados. Los corales fósiles de la región caribeña han facilitado numerosas dataciones. La región mediterránea está muy tectonizada y, en general, resulta poco fiable. Las Canarias aportan notable información. Generalmente, la existencia de arrecifes de coral elevados y de otras líneas de costa del último interglacial en muchas localidades del mundo (Veeh, HH 1966., Moore, WS 1982; Cronin, TM 1983) había sido interpretada como evidencias de un volumen oceánico mayor que el actual (Flohn, H 1983.) durante el subestadio MIS 5e (Shackleton, NJ 1987, CLIMAP Project Members 1984) Pero, las elevaciones de las líneas de costa no pueden ser directamente equiparadas con el volumen del océano sin una primera evaluación del efecto de la respuesta (rebound = rebote, tardanza) glaciohidro-isostática. Los cambios del nivel del mar en sitios cerca de los campos de hielo que se funden, tales como las Bermudas y las islas del Caribe difieren de los del margen australiano. Mediante un modelo, con estas diferencias se delimitan los tiempos del inicio y del fin del último interglacial, los cuales se oponen a los deducidos de los estudios de los isótopos de oxígeno de los sondeos de los fondos oceánicos. De la comparación de los niveles del mar del subestadio MIS5e con los modelos de 92 tardanza glacio-hidro-isostáticos se concluye que durante este subestadio el volumen oceánico era similar al actual y que el subestadio empezó hacia, o antes, de 135 ka y terminó hacia el 120 ka. El modelo rechaza el argumento de un mayor volumen oceánico en el último interglacial, así que si el clima fue incluso más cálido durante el último interglacial, los campos de hielo residuales serían estables ante pequeñas subidas de temperatura. Respecto al nivel del mar estuvo próximo al actual al menos desde 135 ka hasta 120 ka, por tanto un intervalo de 15 ka que es más grande que el de 7 a 12 ka deducido de los análisis de los isótopos de oxígeno de los fondos oceánicos y comparados en escala con los movimientos oceánicos (Shackleton, NJ 1987; CLIMAP Project Members 1984) La discrepancia en las fechas ha sido atribuida a limitaciones de los métodos de datación pero hay edades recientes de hasta 130 y 132 ka para corales del Caribe. A causa de los ajustes glacio-hidro-isostáticos de la tierra en esas localidades el volumen de los océanos podría haber alcanzado su valor actual antes que esto, posiblemente hacia hace 135 o 137 ka (Lambeck, K & Nakada, M 1992) 2.4.1.1.2.- Australia Los métodos TIMS (Thermal Ionization Mass Spectrometry) se han utilizado para obtener edades U-series de los arrecifes del último interglacial del margen costero estable del oeste de Australia. Se ha mejorado el método de modo que los cambios diagenéticos han sido fácilmente detectados. Edades fidedignas van desde 127 a 122 ka. Las observaciones TIMS publicadas de otras localidades se han valorado con los mismos estrictos criterios. Cuando estas han sido combinadas con modelos glaciohidro-isostáticos de niveles del mar indican que el último interglacial ocurrió desde al menos hace 130 ka hasta hace 117 ka aunque todo esto necesitaría más datos adicionales antes de ser considerados el inicio y fin del último interglacial. En general, el principal episodio de crecimiento recifal según los datos de los sitios del oeste de Australia parece delimitado al estrecho intervalo entre 127 y 122 ka. Alternativamente, este intervalo puede reflejar una mayor actividad recifal en medio de una duración más larga (la que va desde 130 ka a 117 ka) del interglacial (Stirling, CH; Esat, TM; McCulloch, MT & Lambeck, K 1995). Mediante espectrómetro de masas se obtienen edades U-series procedentes de ocho arrecifes del último interglacial a lo largo del margen continental del oeste de Australia. Los corales se seleccionaron en posición de vida en sitios que se caracterizan por un aparente bajo nivel de diagénesis y de una relativa estabilidad tectónica de modo que los arrecifes fósiles proporcionan una información crítica sobre los niveles del mar durante el último interglacial sin requerir correcciones por movimientos tectónicos. Además, se mejora la delimitación del momento de la instalación del crecimiento del arrecife por recubrimiento, perforando el coral desde la base del arrecife. Los isótopos de U y Th fueron medidos con mucha precisión 93 liderando mejoras en la resolución de la edad y permitiendo que las muestras afectadas por cambios diagenéticos de uranio y torio fueran más fácilmente identificadas y descartadas. Estas dataciones complementan los resultados previos de Rottnest Island y Leander Point hasta más de 70 dataciones que sitúan en el tiempo, duración y carácter la elevación del nivel del mar durante el último interglacial. De modo que el crecimiento recifal comenzó hace 128 ka a todo lo largo de la costa oeste de Australia mientras que el nivel del mar relativo (RSL) era al menos 3 m más alto. Debido a que el oeste australiano está situado lejos de los principales campos de hielo del penúltimo máximo glacial, no está afectado por la descarga glacial. Esto implica la instalación del último periodo interglacial a 128 ka suponiendo que el crecimiento del arrecife empezó pronto, después de que el nivel del mar se aproximase al nivel interglacial. Una única secuencia recifal regresiva en Magrove Bay delimita la terminación del último interglacial a 116 ka. El principal episodio de construcción recifal tanto global como localmente a lo largo de la costa oeste de Australia está restringido a un muy estrecho intervalo ocurrido entre 128 ka y 121 ka, sugiriendo que las temperaturas de superficie del océano global eran cálidas y/o el nivel del mar fue lo suficientemente estable para permitir un prolífico crecimiento recifal durante la parte inicial del último interglacial. (Stirling, CH; Esat, TM; Lambeck, K & McCulloch, MT 1998). 2.4.1.1.3.- Zonas Intermedias (entre Australia la más alejada de los glaciales y el polo norte) La frecuencia de las oscilaciones en el volumen global de hielo, tal como se ha determinado datando los depósitos recifales de coral, proporcionan un importante testimonio para el modelo de Milankovitch en el que los parámetros orbitales dirigen el clima. Dos episodios de alto nivel del mar durante los subestadios isotópicos marinos MIS5a y 5c, ocurrieron hace 84 ka y 101 ka respectivamente, en líneas generales, consistentes con el modelo de Milankovitch. Sin embargo, nuevas dataciones U-series altamente precisas, de terrazas elevadas de arrecifes de coral morfológicamente distintas en Barbados indican que MIS 5a era más largo y complejo de lo previamente establecido con un adicional nivel alto del mar ocurrido hace 77 ka. Los análisis Useries de numerosas muestras de cada depósito de corales recifales revelan una clara correlación entre las edades obtenidas y las previas de δ234U. Esta correlación es evidente incluso con la banda de inseguridad que se usa por lo común para excluir muestras con alteración diagenética y ello ha permitido una más precisa y exacta delimitación de la edad de estos depósitos. Otros proxies también indican variabilidad en el período suborbital durante el MIS 5a y 5c y ello implica que, como para la última glaciación, los parámetros orbitales no pueden ser los únicos responsables de los cambios observado en el clima. (Potter, EK; Esat, TM; Schellmann, G; Radtke, U; Lambeck, K & McCulloch, MT 2004.) 94 Los datos para la duración del MIS 5e de la estable Australia marcan desde 128 ka a 116 ka. Fuera de Australia, el inicio del MIS 5e está datado en Oahu en 131 Ka (Szabo, BJ; Ludwig, KR; Muhs, DR & Simmons, KR 1994.); en Sumba en 131 ka (Bard, E, Jouannic, C, Hamelin, B, Pirazzoli, P, Arnold, M, Faure, G, Sumosusastro, P & Syaefudin 1996) en las Nuevas Hébridas, hoy Vanuatu, en 129 ka (Edwards, RL, Chen, H & Wasserburg, GJ 1986; Edwards, RL, Chen, H, Ku, TL & Wasserburg,GJ 1987) y en las Bahamas entre 132 ka y 129 ka (Chen, JH, Curran, HA, White, B & Waserburg, JB 1991).Todas estas edades son anteriores a lo previsto por Milankovitch (Henderson GM & Slowey, NC 2000). Para la fecha del final del MIS 5e, en las terrazas recifales de Barbados, se obtiene 117 a 120 ka (Gallup, CD; Edwards, RL & Johnson, RG 1994.) y en Bahamas 120 a 123 ka (Chen, JH, Curran, HA, White, B & Waserburg, JB 1991). Todos estos sitios están tectónicamente elevados excepto Australia y Las Bahamas. Los arrecifes holocenos de Australia occidental están al mismo nivel que el actual del mar, lo que indica una débil isostasia y de ahí se considera que el nivel eustático global del mar durante el MIS 5e está generalmente a +2 a +4 m (Stirling, CH; Esat, TM; Lambeck, K & McCulloch, MT 1998) En Las Bahamas se han registrado geológicamente cambios relativos del nivel del mar rápidos y abruptos durante el ultimo interglacial (subestadio 5e). Las Bahamas son tectónicamente estables. Entre hace 132 ka y 118 ka el arrecife creció alcanzando una máxima elevación cercana a +2 m, como indica la elevación de los arrecifes fósiles sobre la plataforma, mientras socaves bioerosionados tallados en los acantilados costeros están a una altura de +6 m El fin del intervalo se caracteriza por voluminosas eolianitas que contienen impresiones de palmeras y hojas. De ahí se deduce que el nivel del mar para la mayoría del intervalo permaneció en cerca de +2 m limitando el crecimiento recifal y que el socave (notch) a +6 m representa una rápida y breve incursión justo antes del final del subestadio. La subsiguiente bajada debió haber sido rápida puesto que dejó el perfil del socave intacto y movilizó a barlovento lagoons ooides en el interior de las dunas antes de que la cementación pudiera efectuarse. Para explicar la rápida elevación de +6 m se invoca una marejada glacial. La subsiguiente bajada, también rápida puede ser una consecuencia de la marejada inundando altas latitudes y proporcionando suficiente humedad para iniciar la siguiente glaciación y la bajada del mar. (Newmann, AC & Hearty, PJ 1996, Thomson, WG & Goldstein, SL 2005) Según datos de Las Barbados, está entre 0 y +6 m. Las terrazas de corales recifales de los Barbados son una de las pocas localidades tipo del mundo que permiten comprender los cambios interglaciales del nivel del mar durante el Pleistoceno medio y el superior. Algunas estimaciones del nivel del mar han sido establecidas desde finales de los sesenta y han contribuido al “modelo Barbados” del cambio del nivel del mar. En los últimos 12 años se han desarrollado nuevos datos morfoy cronoestratigráficos de las terrazas de arrecifes de coral de las Barbados. El trabajo está basado en avances 95 significativos en la datación de los corales fósiles por la datación Electron Spin Resonance (ESR), la interpretación de la foto aérea y una gran mejora en el mapa geomorfológico de las formaciones de playas fósiles conservadas y de las terrazas recifales por encima del actual nivel del mar. La morfoestratigrafía revisada incluye la diferenciación entre rasas marinas (wave-cut platforms) y otras estructuras erosivas como socaves (notches) y acantilados (cliffs). Ello, combinado con dataciones ESR y U/Th permite estimar la variación espacial y temporal en la velocidad (rate) de las elevaciones tectónicas en el sur de Barbados lo que resulta esencial para reconstrucciones más precisas glacio-eustáticas del nivel del mar durante el Pleistoceno medio y superior desde esta región (Schellmann, G & Radtke, U 2004). Considerando la importancia global de las investigaciones en Barbados sobre los paleo niveles marinos es importante darse cuenta qué cuestiones están aún sin resolver mirando los resultados obtenidos hasta ahora. Aquí tratamos uno de los mayores problemas de los reconstrucción en Barbados de los paleo niveles del mar que era la suposición de que el elevamiento (uplift) era constante. Pero esto no ha sido así durante los últimos 500 ka porque las áreas alabeadas del anticlinal pueden haber tenido historias tectónicas complejas y por lo tanto no son necesariamente adecuadas para las reconstrucciones del nivel del mar pleistoceno. (Radtke, U & Schellmann, G 2006) La fluctuación del nivel del mar en el MIS 5e es menos clara. Esta variación no está descartada en los registros basados en los isótopos de oxígeno y discontinuidades en los arrecifes MIS 5e de las Bahamas ya que podrían representar una bajada del nivel del mar, seguida de una subida (Chen, JH, Curran, HA, White, B & Waserburg, JB 1991; Aharon, P, Chappell, J & Compston, W 1980). Una interrupción comparable ocurre inmediatamente después de 121 Ka pudiendo reflejar un episodio frío o fluctuación del nivel del mar (Stirling, CH; Esat, TM; McCulloch, MT & Lambeck, K 1995, Stirling, CH; Esat, TM; Lambeck, K & McCulloch, MT 1998) pero la duración de este episodio probablemente no superó los 2 ka según las edades U-series en corales de Oahu (Szabo, BJ; Ludwig, KR; Muhs, DR & Simmons, KR 1994). La existencia de tan breve bajada del nivel del mar durante el MIS 5e se basa en edades U/Th estimadas en corales que tienen baja alteración diagenética. También se sugiere una substancial variación del nivel del mar al comienzo del interglacial (Thomson, WG & Goldstein, SL 2005). La edad de cambio del nivel del mar proporciona una importante delimitación a los mecanismos que gobiernan el clima de la tierra entre los estadios glaciales y los interglaciales. Los corales fósiles delimitan las edades de los niveles del mar del pasado por ser adecuados para datar y por su posición de vida cerca del nivel del mar. Las edades (timing) procedentes de corales para la última deglaciación confirman un cambio climático gobernado por la insolación de verano en el hemisferio norte o NHI 102 terrazas pero estarán bajo el mar actual mientras que se verán en tierra en las costas estables o subsidentes. Las plataformas costeras tienen dos ventajas sobre los registros de isótopos de oxígeno: Si los corales están presentes pueden datarse directamente y dependiendo de la tectónica se pueden estimar los paleoniveles del mar. Un nuevo marco para el estudio de los niveles del mar comenzó con las primeras dataciones U-series que ligan los registros isotópicos de los fondos oceánicos con la terrazas interglaciales elevadas de coral en Barbados (Broecker, WS DL Thurber, J Goddard, TL Ku, RK Matthews & KJ Mesolella 1968). Estos dos registros independientes datados fueron, a su vez, relacionados con la teoría astronómica del clima, o fuerzas orbitales de Milankovitch (1941). En las últimas tres décadas se han comparado registros geomorfológicos fragmentarios de terrazas con casi completos registros de fondos oceánicos (deep-sea sediments) de los ciclos de glaciaciones e interglaciales cuaternarios (Aharon, P., Chappell, J. 1986, Bender, E. ML, Fairbanks, RG, Taylor, RG, Matthews, RK, Goddard, JG & Broecker, WS 1979, Bloom, E AL, Broecker, WS, Chappell, JMA, Matthews RK, & Mesolella, KJ 1974; Chappell, J 1974, Chappell, J & Shackleton, NJ 1986, Dodge, RE, Fairbanks, RG, Benninger, LK & Maurrasse, F 1983., Ku, TL 1968, Mesolella, KJ, Matthews, RK; Broecker, WS & Thurber, DH 1969, Veeh, HH & Chappell, J, 1970). La mayoría de ellos en las espectaculares terrazas de coral interglaciales elevadas de Barbados y Nueva Guinea. El registro geológico de la historia de los niveles del mar del último glacial y del Holoceno se complica por las diferentes respuestas glacio-hidro-isostáticas de la corteza terrestre. Los modelos (Walcott, RI 1972, Chappell, J 1974, Clark, JA, Farrell, WE & Peltier, W 1978, Nakata, M & Lambeck, K 1989., Mitrovica, JX & Peltier, WR 1991, Peltier, WR 1994; Peltier, WR 1996; Peltier, WR 1999; Peltier, WR 2002), sugieren que a diferentes latitudes, tendrían lugar sobre los continentes y las islas oceánicas diferentes niveles del mar. Durante los períodos glaciales los hielos continentales (continental ice sheets) sobrepesan (hunden en) la corteza terrestre y producen un abombamiento (compensación) en sus márgenes. Cuando los hielos retroceden al principio en las regiones glaciares se experimenta un rebote o elevación de la corteza. Como los niveles del mar se elevan durante la deglaciación, el aumento de la masa de agua en las cuencas oceánicas causa una carga en la corteza y una depresión de los márgenes continentales. La misma agua fundida de los glaciares pesaría sobre el fondo del océano acarreando (debajo del fondo oceánico) corrientes del manto hacia islas de un mínimo tamaño distantes de los primeros campos de hielo. Así, tales islas experimentarían elevaciones y mostrarían evidencias de líneas de costa holocenas emergentes. Algunos de estos modelos han sido comprobados en islas tropicales de los Estados Unidos (Muhs, DR, Wehmiller, JF; Simmons, KR & York, LK 2004). El nivel del mar durante el estacionamiento alto del último interglacial es distinto en 103 las diferentes partes del mundo debido a la compensación glacio-hidro-isostática al trasferirse el agua entre hielos y océanos. 2.4.1.1.10.- Mediterráneo La cota de 6m+3m alcanzada en el sur de Cerdeña, tectónicamente estable desde el Mioceno inferior, se usa para el Mediterráneo central aunque es mayor (unos 3m) que la estima global. (Lambeck, K; Antonioli, F; Purcell, A & Silenzi, S 2004., Lambeck, K; Anzidei, M; Antonioli, F; Benini, A & Esposito,E 2004). Una recopilación de las cotas alcanzadas por los depósitos marinos del MIS 5e (125 Ka) a lo largo de las costas de Italia, muestra los desplazamientos verticales que afectan al Mediterráneo central desde el inicio del Pleistoceno superior. Para cada uno de los 246 sitios se ha medido con precisión la elevación del nivel del mar (highstand) a través de bien conocidos marcadores (markers, entonces no es cota exactamente sino rasgos geológicos que marcan el máximo). Ello emparejado con nuevos datos radiométricos. Estos marcadores proporcionan una sólida delimitación de la deformación. Significantes diferencias en elevaciones a lo largo de las costas varían entre 175 m y 125 m así que ayudan a comprender los procesos tectónicos regionales y locales incluyendo fallas y deformaciones volcánicas. Mientras, la mayoría de las costas de Cerdeña y del norte del mar Tirreno son tectónicamente estables. En cambio rápidos levantamientos afectan al sur de Calabria, noreste de Sicilia y el mar Jónico que están bien relacionados con sectores de alta sismicidad y movimientos horizontales de superficie documentados por velocidades geodésicas, (Ferranti, L; Antonioli, F; Mauz, B, Amorosi, A; Dai Pra, G; Mastronuzzi, G; Monaco, C; Orrù, P; Pappalardo, M; Radtke, U; Renda,P; Romano P, Sansò, P & Verrubbi, V 2006). Al MIS 5e le corresponde en el Mediterráneo el Eutirreniense, Esta es una subunidad cronoestratigráfica (Bonifay, E. E. & Mars, P 1959) que deriva del primitivo Tirreniense (Gignoux M 1913, A Issel 1914). Esto se ha establecido gracias a la coincidencia de las dataciones radiométricas de los depósitos con la gráfica del OIS 5e (último interglacial). La atribución de los depósitos al último interglacial se ratifica por la presencia de fauna cálida, fundamentalmente el Strombus bubonius Lamarck como fósil guía, que penetra desde el Atlántico ecuatorial por el estrecho de Gibraltar. El número de niveles con estos estrombos nunca se ha aclarado, el más antiguo correspondería al MIS 7 y sería el nivel 1, el nivel 2 correspondería al MIS 5.5. Por otra parte, el OIS 5e estaría subdividido en dos o más (Martinson, DG; Pisias, NG; Hays, JD; Imbrie, J; Moore Jr & Shackleton, NJ 1987; Shackleton, NJ; SánchezGoñi, MF; Pailler, D & Y 2003) para quedar finalmente en 5e5, 5e3 y 5e1 más cálidos y separados por los 5e4 y 5e2 menos cálidos (Greenland Ice Core Project members, 104 GRIP, 1993) a los que acompañarían variaciones del nivel marino. En el Mediterráneo, medio centenar de sitios del último interglacial han sido estratigráficamente registrados y datados con AAR. Aproximadamente un 15% de los sitios se han datado por a-U/Th sobre el coral solitario Cladocora caespitosa, confirmando la correlación con el MIS 5e al proporcionar una edad para calibrar muchos sitios en los que falta el coral o edades radiométricas. Las áreas que se consideran que tienen un bajo índice de movimientos tectónicos basándose en la actual posición de los depósitos del MIS 5e son el norte y el centro de Italia, España, Mallorca y Túnez. (Hearty PJ, 1986, Hearty PJ, & Dai, G Pra 1986, Hearty PJ, 1987, Hearty PJ, Hollin, JT & Dumas, B 1987, Hearty PJ, & Dai Pra, G 1992). En Túnez, (Herm, D. Paskoff, R. & Sanlaville, P., 1980) un corte muestra una unidad con conchas que se atribuye al SLI-2, una delgada eolianita con superficie erosionada a la SLI-3 y una segunda unidad con conchas a la SLI-4-5 cubierta por una segunda eolianita. Esta estratigrafía situaría la primera unidad marina a unos +3m y la segunda por encima de 4 m La proporción A/I en conchas de Glycymeris establece que ambas unidades marinas son estadísticamente iguales en edad (Miller, GH; Stearns, CE & Paskoff, R 1986). Esta correlación se confirma con una edad U/Th de 126 ka de un coral asociado (Hearty PJ, Hollin, JT; Neumann, AC; O’Leary, MJ & McCulloch, M 2007). En el norte de Israel, (Galili, E; Zviely, D; Ronen, A & Mienis, HK 2007) unos depósitos marinos cuya altitud máxima varía desde 0 a 9 m, en su mayoría situados entre areniscas eólicas cementadas, contienen algún Strombus bubonius (= Strombus latus o Lentigo latus en algunos autores) indicador del MIS 5e (high sea stand) en el área mediterránea. Ello unido a dataciones Th/U, AAR y RTL, y a industrias de silex dan 125 ka para el máximo del último interglacial. Se calcula un desplazamiento vertical menor de 48mm/ka lo que hace pensar en una tectónica relativamente estable. 2.4.1.1.11.- Canarias Algunos de los depósitos atribuibles al MIS 5e de Canarias, son conocidos desde muy antiguo (C Lyell 1865). Puesto que las faunas de origen senegalés habrían penetrado en el Mediterráneo por el estrecho de Gibraltar, el modelo mediterráneo de varias repeticiones de este evento vino a ser comprobado en Canarias, paso forzoso hacia el Mediterráneo (Tinkler, KJ 1966, Lecointre, G; Tinkler, KJ & Richards, HG 1967, Hernández-Pacheco, F; 1969, Zazo, C; Goy, JL;, Hillaire-Marcel, C; Gillot, P; Soler, V; González, JA; Dabrio, CJ & Ghaleb, B, 2002, Meco, J 1976., Meco, J, Petit-Maire, N; Guillou, N; Carracedo, JC; Lomoschitz, A; Ramos, AJG & Ballester, J 2003) pero resultó que se tomaron por pleistocenos los depósitos mio-pliocenos de Fuerteventura 105 y Lanzarote (Meco, J 6; Meco, J & Stearns, CE 1981; Meco J, Petit-Maire,N, Guillén H, Carracedo J,C., Lomoschitz A, Ramos A J G, Ballester J (2003)) con lo que el modelo mediterráneo de múltiples oscilaciones del nivel del mar cuyos depósitos contienen fauna de origen senegalés ha quedado sin esa confirmación. Por otra parte, un yacimiento con centenares de Strombus bubonius, dado a conocer en 1975 (Meco, J; 1975) ha permitido varias dataciones U/Th y ESR sobre estos moluscos realizadas independientemente entre 1985 y 2002 por cuatro laboratorios (Ratdke, U 1985, Zazo, C; Hillaire-Marcel, C; Hoyos, M; Ghaleb, M; Goy, JL & Dabrio, CJ, 1993) que muestran que estas dataciones no sirven para distinguir estadios, subestadios o eventos isotópicos próximos (Meco, J, Guillou, H; Carracedo, JC; Lomoschitz, A; Ramos, AJG, & Rodríguez Yánez, JJ 2002) puesto que los resultados sobre conchas adyacentes de la misma edad y estado diagenético de conservación, fueron 103 ka, 106 ka, 112 ka, 115 ka, 125 ka, 128 ka, 135 ka, 136 ka, 137 ka y 178 ka de las que 127 ka y 138 ka fueron edades ESR y todas las demás U/Th. Además, el método AAR necesita para su calibración de una datación numérica. Las 14C son inaplicables y las U/Th no son fiables. Además, una aplicación de este método a conchas en Jandía da medidas disparatadas (Zazo, C; Goy, JL;, Hillaire-Marcel, C; Gillot, P; Soler, V; González, JA; Dabrio, CJ & Ghaleb, B, 2002, Meco, J; Ballester, J Betancort, JF; Cilleros, A; Scaillet, S; Guillou, H; Carracedo, JC; Lomoschitz, A; Petit-Maire, N; Ramos, AJG; Perera, N & Meco, JM, 2005). En cuanto a la altura de los depósitos, en los de las Palmas de Gran Canaria el máximo transgresivo se sitúa a 12 m sobre el nivel actual del mar y la tectónica está presente desde tiempos miocenos y continúa hasta la actualidad por posible basculamiento de las islas como respuesta al peso de la aparición sucesiva de nuevas islas hacia el oeste (Meco, J; Scaillet, S; Guillou, H; Lomoschitz, A; Carracedo, JC; Ballester, J Betancort, JF & Cilleros, A 2007). En el norte de Lanzarote se sitúan a +9m, en un área tremendamente afectada por las erupciones volcánicas del siglo XVIII y por otras previas del Pleistoceno superior por lo que la tectónica local contribuiría a la elevación de los depósitos. En el sur de Fuerteventura los depósitos están a algo menos de +3 m y en la costa oeste del centro de la isla forman una meseta de conglomerados fosilíferos sueltos (bench) a unos 5 m sobre el actual nivel del mar, paralela a la costa actual y a los depósitos marinos holocenos por lo que se podría considerar estable. Coincidiría así con las de las Bermudas y sería la respuesta hidroglacio-isostática de las zonas intermedias del Planeta entre el volumen de hielos de los continentes del hemisferio norte y la estable por alejada Australia. En Canarias, la fauna senegalesa de los depósitos marinos del MIS 5e presenta dos novedades con respecto a la del Mediterráneo: Una de ellas es que los Strombus bubonius vienen acompañados en todos los 106 yacimientos del coral Siderastrea radians , que aunque escaso, a diferencia del coral Cladocora caespitosa que es exclusivamente mediterráneo, vive en la actualidad sólo en el Golfo de Guinea y en el Caribe, es decir, forma parte de la fauna cálida senegalesa que superó su limite norte actual para alcanzar las islas Canarias durante el MIS 5e pero que jamás llegó al Mediterráneo. Estos corales fósiles procedentes de yacimientos de Lanzarote, Fuerteventura y Gran Canaria están en proceso de datación. Su edad U-series, con los procesos más meticulosos y precisos aplicados a los de Australia, Caribe y las otras localidades clave dará una confirmación a la edad de la máxima elevación del mar durante el último interglacial o bien pudiera dejar en entredicho a ese método radiométrico porque la presencia de Strombus bubonius y Siderastrea radians en Canarias corresponde a un único episodio, precisamente el más cálido del último interglacial. Pero no es lo mismo si ese episodio más cálido se produce cerca del inicio del interglacial que cerca de su final. Por otra parte, si esa edad coincidiera con el final brusco del último interglacial, es decir el SLI-5 de Hearty de hace 120 Ka se confirmaría el grave peligro con el cambio climático actual de la fusión de Groenlandia y del oeste de la Antártida simultáneamente lo que produciría una rápida elevación del nivel del mar de unos 6m y quizás hasta 20 m (véase para esto último el capítulo dedicado al MIS 11). Finalmente, tanto el Strombus bubonius como Siderastrea radians vienen acompañados, aunque en escaso número, en todos los yacimientos canarios del bello gasterópodo Harpa rosea que, también en escaso número, vive en la actualidad en el Golfo de Guinea. Harpa rosea por lo tanto se desplazó hacia el norte hasta alcanzar Canarias durante el último interglacial pero jamás alcanzó el Mediterráneo. Por ello, por estar libre de la intoxicación mediterránea en la interpretación de la presencia de los Strombus bubonius al mismo tiempo lidera la representación de la fauna senegalesa en Canarias porque exige un intervalo cálido aún más estrecho que los estrombos o dicho de otro modo opone más resistencia a la migración con el cambio climático. Es decir, su presencia en Canarias corresponde al momento más álgido del cambio climático del MIS 5e (todo ello corroborado por su aparición conjunta en los depósitos canarios con Siderastrea radians , coral con las mismas exigencias y también ausente del Mediterráneo) éste tiene que ser más fuerte caracterizando los depósitos marinos del MIS 5e. Por todo lo cual se ha elegido para la realización de estudios comparativos sobre la temperatura alcanzada por las aguas oceánicas en Canarias durante el último interglacial. Ello dará una pauta para el cálculo del cambio climático actual contrastando este método con el de los isótopos de oxígeno aplicado a los Strombus bubonius en el Mediterráneo (Cornu, S, Pätzold, J, Bard, E, Meco, J & Cuerda-Barceló, J 1993) y en Canarias (Bard, E. E. Patzold, J. Meco, J & Petit-Maire, N 1995) de modo que, para un conocimiento más completo del último interglacial y para el próximo futuro, se pueda disponer del cuándo (proceso de datación radiométrica en el US Geological Survey que lleva un curso paralelo pero independiente de esta tesis) y del cuánto de la temperatura (esta a partir de datos deTeledetección ULPGC) 107 Nota: la presencia de Harpa rosea indica el momento más álgido del último interglacial, si eso se puede datar mediante el coral Siderastrea radians sabremos si es al final o al principio del último interglacial. Si es al final se confirma que puede venir más o menos rápido un aumento considerable del nivel del mar, si es al principio, el nivel del mar no subirá mucho más. (Intervendría también la duración de nuestro presente interglacial porque para la fusión de hielos no será lo mismo dos grados más durante dos mil años que su persistencia durante más de miles de años. Por otra parte, nuestros resultados de teledetección cuantificarán el número mínimo de grados de temperatura alcanzados durante el MIS 5e y gracias a su ausencia del Mediterráneo sabremos que ese valor mínimo está muy cerca del máximo, es decir, la paleo temperatura mediterránea serviría de tope. Un ejemplo: si subió como mínimo 2 grados (lo necesario para desplazarse) el máximo no puede estar muy alejado, digamos 10 grados, porque en ese caso estaría también en el Mediterráneo porque duplica el número de grados necesario para su desplazamiento y el tope máximo estaría en 4 ºC. 2.4.1.2.- El interglacial (MIS 11.3) o penúltimo gran interglacial En este apartado se trata de exponer la dificultad de la datación y el nivel del mar alcanzado bien por mares serenos o por un megatsunami. Para el Pleistoceno medio, las dataciones radiométricas sobre corales de los depósitos son más inciertas por la proximidad a sus límites y probablemente al ser más antiguas las muestras están más afectadas por la diagénesis. Es probable que esto sea mejorado por el desarrollo tecnológico (Andersen MB, Stirling CH, Potter EK & AN Halliday 2004). Los registros isotópicos sugieren que los altos niveles del mar del interglacial MIS 11 comenzaron hace unos 415 ka y persistieron al menos hasta hace 395 ka aunque la resolución no es alta y el grado de variación en el intervalo es incierto. Recientemente, usando registros isotópicos muy detallados en perforaciones en el Atlántico Norte ODP 980 y 983 con una resolución de unos 200 años, se ha encontrado (McManus J, Oppo D,, Cullen J.& HealeyS, 2003) que el interglacial persistió unos 30 o 40 ka, dependiendo del modelo de edades usado en las perforaciones, en los que las proporciones de isótopos muestran pequeñas variaciones. 2.4.1.2.1.- El nivel del mar A partir de algunas localidades, aparentemente sin relación con elevaciones o subsidencias, se ha deducido que los niveles del mar durante el MIS 11 estaban próximos al nivel actual del mar: -3m en el sur de Australia (Murray-Wallace CV 2002), +4m en Bermuda y Bahamas (Hearty PJ & Kindler P 1995) y de -9m a -5.5m en 108 Gran Caimán (Vézina J, Jones B& Ford D 1999). En Barbados, dos terrazas de arrecifes de coral fósil situadas entre -2m y +11m y entre +5m y +18m han sido atribuidas al MIS 11 según dataciones ESR, y otra tercera, está dudosa su pertenencia al MIS 11 o al MIS 9 (Schellmann G& Radtke U2004). Por otro lado, en base a depósitos de playa colgados a 22m en la isla Eleuthera, en las Bahamas, se ha inferido que el MIS 11 terminó con una brusca elevación del nivel del mar de unos 20m, seguida de la rápida entrada en el MIS 10. Ningún indicio de este pico ha sido hasta el momento descubierto en los registros de isótopos de alta resolución (McManus J, Oppo D, Cullen J & Healey S 2003) lo que implica que el nivel del mar estuvo a +10m y fue estable durante este largo interglacial (Siddall M, Chappell J & Potter EK (in press). En Bermuda a +21.3m con una edad de 400 ka determinada por edades U/Th y racemización de aminoácidos, descartándose, por tanto, la relación con tsunamis previamente publicada y el hecho de no haber evidencias de elevaciones tectónicas. (Olson SL& Hearty PJ 2009). Han sido publicadas evidencias de depósitos del MIS 11, hace unos 400 ka, a más de aproximadamente 20 m en Bahamas (Hearty PJ, Kindler P, Cheng H& Edwards RL 1999, Kindler P & Hearty PJ 2000), en Oahu, en las islas Hawai, (Hearty PJ 2000) en la vertiente norte de Alaska (Kaufman DS & Brigham-Grette 1993), el Reino Unido (Bowen 1999 DQ; Preece RC, Scourse JD; Houghton SD, Knudsen KL & Penney DN 1990) en Curaçao, en las Antillas holandesas, (Lundgerg J& McFarlane D 2002) y en Sudáfrica (Roberts L, Jacobs Z, Karkanas P& Marean CV 2007) aunque hay argumentos en contra para los de Bermuda (Mylroie JE 2008, McMurtry GM, Tappin DR, Sedwick PN, Wilkinson I, Fietzke J & Sellwood B 2008) y los de Oahu (McMurtry GM, Tappin DR, Sedwick PN, Wilkinson I, Fietzke J & Sellwood B 2008) y contra réplica (Olson SL& Hearty PJ 2009) 2.4.1.2.2.- Comparación con el MIS 9 A continuación tratamos de establecer una comparación con el MIS 9 dado que el megasutnami de Lanzarote, podría ser de ese interglacial. En el MIS 9 los registros isotópicos del oxígeno, muestran un único pico dominante a 331 ka (MIS 9c), seguido de un pico secundario a 310 ka (MIS 9a). Las edades U/Th de corales de un arrecife elevado en la isla de Henderson del grupo de las Pitcairn, en el Pacífico sur, sugieren que este estadio duró desde hace 334 ka hasta hace 306 ka y que el pico correspondiente al MIS 9c empezó hace 324 ka y terminó hace 318 ka. Ello es concordante con la edad predicha por las fuerzas orbitales (Stirling CH, Esat TM, McCulloch MT, Blake SG, Lee DC& Halliday AN 2001). El nivel del mar durante el MIS 9c parece haber sido próximo al actual: -1m en Australia (Murray-Wallace CV 2002), +4m en Bermuda y Bahamas (Hearty PJ & Kindler P 1995) y -3 a +0.5m en Gran Caimán 109 (Vézina J, Jones B& Ford D 1999). En Barbados el nivel del mar durante el MIS 9c estuvo entre -3m y +8m (Schllmann G & Radtke U 2004). 2.4.1.2.3.- Sondeos oceánicos Se han utilizado cambios en los isótopos de oxígeno atrapados en las conchas de los foraminíferos incluidos en los sedimentos de los fondos oceánicos para argumentar cambios en la temperatura oceánica y, consecuentemente, en el volumen de hielos y en el nivel del mar (Poore RZ & Dowsett HJ, 2001, McManus JF, Oppo D, Cullen J & Healey S 2003). Generalmente, los isótopos de oxígeno pueden proporcionar solo una indicación relativa de los cambios en el volumen de hielos debido a las incertidumbres inherentes a algunas variables escurridizas y quizás casuales. Cada proporción de isótopos de oxígeno está influida por efectos variables como el volumen de hielos, salinidad, temperatura, diagénesis, efectos vitales y errores analíticos. Además, cada muestra de cada nivel del testigo de los sondeos comprende un numero de individuos de foraminíferos, generalmente entre 10 y 30 que lo más frecuente es que hayan sido bioturbados por, al menos, decímetros por encima y por debajo de su nivel lo que añade una incertidumbre más de muchos metros de equivalencia en el nivel del mar y en miles de años. Además, en el cálculo del promedio de las proporciones de isótopo se descartan valores no gaussianos de modo que eventos geológicos cortos podrían estar representados por los valores descartados. Finalmente, la datación directa de los registros es extremadamente limitada y depende de la interpolación con la inversión magnética a 0.78 Ma para establecer una edad aproximada. En raros casos, como en la cuenca Cariaco al norte de Venezuela hay una bioturbación muy ligera y los sedimentos están finamente laminados proporcionando evidencias isotópicas de un nivel del mar en el MIS 11 entre 10 y 20 m más altos que en el presente. 2.4.1.2.4.- Perforaciones en los hielos Durante el último interglacial, Groenlandia estaba reducida aproximadamente a la mitad de la actualidad o quizás algo más (Otto-Bliesner BL, Marshall SJ, Overpeck JT, Miller GH & A Hu CAPE Last Interglacial Projet members 2006). De ahí resulta razonable pensar que durante otros largos y cálidos interglaciales ocurrió lo mismo. Aunque no hay registro de hielos del último interglacial en Groenlandia se ha observado (Stanton-Frazee C, Warnke DA, Venz K & Hodell DA 1999) en el ODP Site 982 frente a Groenlandia que para un período de 23 ka durante el MIS 11 no hubo detritos de hielo flotante, es decir, no hubo icebergs y por lo tanto hielo. La fusión de 110 los hielos de Groenlandia supone una elevación de 6.5 m (Williams RS; Jr & JG Ferrigno eds. 2008). La contribución más grande al nivel del mar del MIS 11 sería proporcionada por los hielos sobre el mar del WAIS (West Antartic Ice Sheet) y hielos adyacentes (Hearty PJ, P Kindler, H Cheng & RL Edwards RL 1999) y hay evidencias de este colapso durante el Pleistoceno medio proporcionadas por conjuntos de diatomeas e isótopos cosmogénicos, es decir, debidos a los rayos cósmicos (Scherer RP, Aldahan A, Tulaczyk S, Possnert G, Engelhardt H & Lamb B 1998). La fusión del WAIS contribuiría con otros 8m al nivel global del mar (Williams RS; Jr & JG Ferrigno eds. 2008). Sin embargo la composición del hielo y del aire no indica cambios significativos en la subida ni en Vostok ni en Domo C en el centro del Este de la Antártida (EPICA 2004), lo que se ha argumentado en contra de esta elevación del nivel del mar. Pero, ello pudiera ser por una menor sensibilidad desde esta distante parte del continente antártico (Olson SL & Hearty PJ 2009). Hay algunas evidencias en Barbados donde tres terrazas se relacionan con el MIS 11. Las dos inferiores están a 100 m y 110 m y la más alta, a 120 m, está escasamente representada. Aunque es difícil separar los niveles eustáticos de la tectónica en Barbados, los niveles del mar allí (Schellmann G& Radtke U 2004) recuerdan a los de Bermuda (Hearty PJ& Olson SL 2008). Asimismo, se parece la sucesión litoestratigráfica representando múltiples oscilaciones del nivel del mar en Oahu (Hearty PJ 2002) y Eleuthera en las Bahamas (Hearty PJ 1998, Hearty PJ, Kindler P, Cheng H & Edwards RL 1999, SL Olson & PJ Hearty 2009). 2.4.1.2.5.- Canarias En Canarias hay una notable datación del MIS 11c debido a que una colada de lava penetró en aquel mar y la lava tiene una edad K/Ar de 420 ka. Esta edad es también la de los depósitos marinos. Se encuentra en la desembocadura del Barranco de Cardones en el centro de la costa norte de la isla de Gran Canaria (Meco J, Guillou H, Carracedo JC, Lomoschitz A, Ramos AJG, & Rodríguez Yánez JJ 2002). La altura del depósito es de 30-35m sobre el actual nivel del mar, pero, a pocos Km de distancia se encuentran los depósitos marinos del MIS 5e de Las Palmas cuyo máximo transgresivo se sitúa a +12m Esto, y otros argumentos (Meco J, Scaillet S, Guillou H, Lomoschitz A, Carracedo JC, Ballester J, Betancort JF& Cilleros A 2007) permiten calcular una elevación de la costa norte de Gran Canaria de 5.8 cm/Ka durante el Pleistoceno superior y el Holoceno. Suponiendo que se hubiera mantenido ese ritmo desde el MIS 11c la elevación de la costa hubiera sido de unos 24 m y el mar se habría elevado como máximo durante el MIS 11c entre 6 y 11m sobre el actual nivel del mar. En la costa oeste de Lanzarote (Piedra Alta) se encuentra a +20m, un depósito de 111 carácter caótico, conteniendo fauna marina pero también terrestre, que ha sido asignado al MIS 9 en base al contenido en fragmentos de calcreta, supuestamente posterior al MIS 11c, pero que también podría estar cerca de este último. Finalmente, estos depósitos, tanto el de Gran Canaria como el de Lanzarote, contienen como fósil delator de la temperatura al bivalvo Saccostrea cucullata que vive en la actualidad en el fondo del Golfo de Guinea hasta las costas de Angola. Por lo tanto, de modo independiente se prueba en Canarias, gracias a la fauna de carácter cálido que contienen los depósitos marinos elevados, que hubo un interglacial y, gracias a una colada con lavas almohadilladas datada en 421 ka, que eso ocurrió al inicio del MIS 11 o MIS 11c. Esos depósitos de Cardones son de carácter sereno y completamente marino y litoral. Además, gracias a la misma fauna, se muestra también la existencia de un episodio de carácter violento en relación con ese interglacial o el siguiente. (Meco J, Guillou H, Cariacedo JC, Lomoschitz A, Ramos AJG, & Rodríguez Yánez JJ 2002, Meco J, Ballester J, Betancort JF, Cilleros A, Scaillet S, Guillou H, Carracedo JC, Lomoschitz A, Petit-Maire N, Ramos AJG, Perera N & Meco JM 2006) en Piedra Alta en Lanzarote. En relación con la polémica de las Bermudas (simétricas de las Canarias respecto al eje del atlántico norte) sobre si allí hay tectónica en el MIS 11 y sobre si los depósitos corresponden a un megatsunami o se trata de depósitos serenos, puede ser esclarecedor que en Canarias hay las dos cosas conteniendo la misma fauna senegalesa con unas diferencias entre sí que hacen pensar que Cardones, en la costa de Arucas, corresponde al litoral y Piedra alta a fondos violentados. Además hay que tener en cuenta que Las Bermudas son el principal soporte para demostrar una subida del nivel del mar a 20m y que esto se emplea como argumento para la próxima subida del nivel del mar si se funden también los hielos del oeste de la Antártida. Los cálculos realizados en Gran Canaria (Meco J, Scaillet S, Guillou H, Lomoschitz A, Carracedo JC, Ballester J, Betancort JF & Cilleros A 2007) muestran que la costa noreste se está elevando desde el Plioceno. Según alturas medidas y pillowlavas datadas, hay depósitos a +120 m sobre el nivel actual del mar con 4.1 Ma de antigüedad. Lo que quiere decir un uplift rate de unos 3 cm/Ka. Si se considera que esto era antes de la formación de hielos en el polo norte, el mar estaría unos 8m más alto que ahora y entonces el uplift rate es de unos 2.9 cm/Ka (no vale la pena considerar la diferencia por lo impreciso de los datos). En el supuesto que este uplift rate hubiera sido constante durante los últimos 4.1 Ma, al depósito marino de Cardones le correspondería una elevación tectónica de unos 13 m Pero se tienen indicios de que el uplift rate no ha sido constante gracias a los depósitos marinos del último interglacial de Las Palmas de Gran Canaria. Estos están a +12m y el nivel del 118 3.- METODOLOGÍA La metodología seguida para el estudio realizado se basa en una larga experiencia en el conocimiento de los depósitos marinos de Canarias con otra no menos costosa y dilatada experiencia de registros oceánicos desde satélite. A partir de estos datos se prosigue con una metodología paleontológica y otra de análisis de datos por teledetección. 3.1.- Paleontológica Se han recopilado las citas geográficas en la bibliografía científica desde 1758 (fecha de partida de la nomenclatura zoológica con la publicación de la décima edición del Systema Naturae de Linné) hasta la actualidad, teniendo en cuenta también cualquier dato mencionado en relación con la ecología. Para ello se ha utilizado documentación bibliográfica de las Bibliotecas del Museo Nacional de Ciencias Naturales de Madrid y del Naturhistorisches Museum Wien así como la del Laboratorio de Paleontología del Departamento de Biología de la ULPGC que está especializado en la región atlántica euroafricana. Del mismo modo se han revisado la diagnosis original y las sinonimias como garantía de los datos geográficos. Por otra parte, se ha recopilado la documentación fósil y bibliográfica de Canarias. Ello requirió, en los estudios previos, la localización de los yacimientos, el estudio taxonómico de la fauna fósil que contenían, su identificación con la fauna viviente mediante comparación de los restos, y la toma de datos en el campo referentes a la altura máxima de los depósitos y su situación respecto al litoral actual así como el tipo de roca que los constituye. Además de la incorporación de las edades radiométricas publicadas y de la historia del conocimiento de los depósitos desde el siglo diecinueve hasta la actualidad. La comparación de ambas series de datos ha permitido constatar la existencia en Canarias, de importantes testimonios del cambio climático ocurrido durante el último interglacial. 119 3.2.- Datos de satélites Se ha utilizado una base de datos de satélites para la determinación de estos valores Todos los tratamientos de síntesis, extracción de subimágenes, promedios, reproyección, extracción de datos, generación de mapas, visualizaciones etc. que se precisan y presentan en este trabajo, se realizaron mediante programas en IDL ( Interactive Data Language ) en su versión 5.5 y ENVI-IDL en su versión 3.5 ( ENviroNment for Visualizing Images ). 3.2.1.- Temperatura superficial del mar (SST) La medida de la temperatura superficial del mar (STT su acrónimo en inglés) puede hacerse a partir de dos tipos de sensores radicalmente diferentes. Unos trabajan en el rango de las microondas y los otros en el infrarrojo térmico. Los primeros (por ejemplo el SMMR Scanning Multichannel Microwave Radiometer ), presentan una resolución muy pobre y sus resultados son bastante inexactos. Los sensores operacionales útiles operan en el infrarrojo térmico. El programa de satélites NOAA que se inició en los años 70 y su continuidad estaba garantizada hasta el 2008, se caracterizan por la órbita simultánea de al menos dos satélites, un amplio campo de visión de 2700 Km, lo cual, da lugar una alta repetitividad temporal además de presentar una buena resolución espacial (1,1 Km en el nadir). La hidrosfera en el infrarrojo térmico se comporta como un cuerpo negro, esto es un cuerpo teórico que, a una temperatura dada, absorbe la totalidad de la radiación que recibe y la reenvía en su totalidad. Los cuerpos reciben energía de su medioambiente (por ejemplo del Sol) y la radiación que reciben la pueden absorber en mayor o menor medida. La fracción absorbida modifica la energía del cuerpo. Ésta puede ser emitida en forma de radiación a otra longitud de onda. Así el cuerpo juega el papel de fuente, transformando parte de la energía térmica en energía radiativa. La radiancia emitida por la superficie del mar es medida por el sensor y se convierte en temperatura de brillo o temperatura aparente, la cual se relaciona con la temperatura real del océano por la emisividad. La radiancia medida por el sensor atraviesa la atmósfera, donde la radiación se ve alterada. La principal perturbación que sufre es debida a la presencia de vapor de agua que absorbe parte de la radiación. Por esta razón, la temperatura de brillo y la absoluta difieren en varios grados. Las correcciones pueden realizarse a partir de modelos analíticos que piden gran cantidad de datos (perfiles de temperatura y vapor 120 de agua atmosféricos) o a partir de modelos empíricos. En el segundo caso, sólo se precisa de medidas in situ de calidad. Las propiedades del vapor del agua en el infrarrojo han sido estudiadas ampliamente, sobretodo la transmisión diferencial según la banda espectral. El método multi-window utiliza esta propiedad para reducir el efecto del contenido atmosférico. Consiste en una combinación lineal de las medidas de temperatura de brillo hechas en varios canales. El método split-window es un método particular del multi-window usando los canales 4 y 5 del AVHRR. Los datos de temperatura utilizados provienen del programa de la NOAA/NASA AVHRR, Ocean Pathfinder Sea Surface Temperature products , desarrollado por el Jet Propulsion Laboratory (JPL) de la NASA . Este programa consiste en una base de datos de temperatura superficial de la mar obtenida por el sensor AVHRR (Advanced Very High Resolution Radiometer)) que llevan a bordo los satélites operacionales de la serie NOAA. El algoritmo utilizado para la obtención de la temperatura superficial del mar, fue propuesto por McClain et al. (1985), denominado MCSST: )( 54421 TTTSST −++= γαα , donde α1 y α2 son constantes determinadas a partir de datos in situ por mínimos cuadrados, T4 y T5 son las temperaturas de brillo del canal 4 y 5 del sensor y γ es un factor basado en el conocimiento de los coeficientes de absorción (Emery et al. , 1994). En esta fórmula no se contempla corrección alguna por atenuación debida al vapor de agua. Posteriormente se introduce un algoritmo no lineal (NLSST) que incorpora una estimación inicial de la temperatura superficial del mar, donde los coeficientes se calculan para diferentes regímenes de vapor de agua definidos por la diferencia entre T4 y T5. La forma final del algoritmo NLSST utilizado en el programa Pathfinder según esta particularidad, se formula de la siguiente manera: ))(1)(sec(*)( 544543421 TTTTTTSST surf −−+−++= θαααα , donde αi son los coeficientes obtenidos por mínimos cuadrados basados en datos in situ , T4 y T5 son las temperaturas de brillo. El ángulo de visión del radiómetro es θ y Tsurf es el primer valor de temperatura superficial calculado. Los coeficientes del algoritmo se calculan para T4 y T5 ≤ 0.7 y T4 y T5 ≥ 0.7. Esta forma del algoritmo ha sido la aprobada por el AVHRR Oceans Science Working Group para el reprocesamiento de los datos MCSST porque es la que tiende al menor error por efecto de las condiciones ambientales (Podesta et al. , 1995). La no-linealidad proviene 121 de los coeficientes calculados para diferentes condiciones de vapor de agua. Estos coeficientes se recalculan anualmente para tres tramos de diferencias entre T4 y T5. Para la calibración de las medidas se utiliza la medida puntual de una sonda en los primeros decímetros de la superficie y se compara con una medida integrada sobre más de 1 Km2 sobre los primeros micrómetros de la superficie del mar. Si las capas inferiores son homogéneas, las medidas serán significativas (presencia de viento y ausencia de sobrecalentamiento superficial). Por el contrario si las capas inferiores están muy estratificadas las dos medidas serán diferentes. Con mucho viento sin embargo puede producirse una subestimación de la temperatura debido a la espuma. En la ecuación se introduce el ángulo zenital para tener en cuenta que las medidas alejadas del nadir han recorrido una capa más larga de atmósfera. Además, debido al ángulo de visión, cubren una superficie hasta 5 veces mayor que las correspondientes al nadir. Un tercer tipo de error lo producen las nubes que contaminan fuertemente las medidas. Las nubes producen subestimaciones de la temperatura. La máscara de nubes elimina las radiancias demasiado bajas para corresponder a temperaturas de la superficie del mar. Para la obtención de los datos se partió de los ficheros mensuales de la versión 5 del programa Pathfinder (en párrafos anteriores se habla del programa), de cobertura global y una resolución espacial de aproximadamente 4 Km (0.0439453125º) (http://podaac.jpl.nasa.gov/DATA_CATALOG/avhrrinfo.html). Se procedió a la descarga de la serie temporal de ficheros disponible (temperatura superficial del mar y nivel de calidad) en formato HDF (Hierarchical Data Format ) desde los servidores PO.DAAC ( Physical Oceanography Distributed Active Archive Center ) del JPL . El periodo de tiempo de los datos utilizados comprendió la serie completa desde el año 1985 al 2009. Se escogieron los datos nocturnos para evitar el sobrecalentamiento diurno. Sobre los ficheros globales de temperatura superficial del mar y de calidad correspondientes, se procedió a la extracción de los datos sobre una ventana general de trabajo que cubre del 40º N al 30º S en latitud y del 30º W al 25º E en longitud. A partir de los datos extraídos se generaron imágenes PNG (Portable Netwok Graphics) (ver ejemplo en Fig. 56) de cada mes y se procedió a calcular el promedio, número de puntos disponibles y desviación estándar de los valores sobre las áreas seleccionadas (Fig 57 y Fig 58). Únicamente se utilizaron los datos de mayor nivel de calidad. 122 Fig. 56.- Campo de SST de la cuenca Occidental Africana 3.2.2.- Color del océano El primer sensor para medir el color del océano fue el CZCS ( Coastal Zone Color Scanner ) a bordo del Nimbus-7. Su fallo prematuro en 1987, dejó sin datos de este tipo durante muchos años a la comunidad científica. En agosto de 1997 se puso en órbita el SEASTAR u Orbview2 con el sensor SeaWIFS ( Sea-viewing Wide Field-ofview Sensor ). Su resolución espacial en el nadir es de 1 Km y el campo de visión es de 2800 Km Sus ocho canales que van desde el verde hasta el infrarrojo cercano analizan con gran precisión los componentes del agua de mar y su concentración. El canal 1 se utiliza para distinguir la sustancia amarilla; los canales 2, 3 y 4 para calcular la concentración de clorofila y los Canals 5, 6, 7 y 8 para evaluar la turbidez y corregir los efectos atmosféricos. Una calibración doble del sensor se hace regularmente en dirección al Sol y a la Luna, afinando el ajuste de sus radiancias. Otra particularidad de la plataforma es permitir una inclinación rápida (±20º) a lo largo de la traza del satélite (“ tilt ”), esto evita la reflexión especular. El inconveniente es la pérdida de 123 datos en varias decenas de millas en la zona intertropical durante esta maniobra que tarda algunos segundos. En el rango del espectro visible, las longitudes de onda lo suficiente pequeñas penetran en el agua y se absorben rápidamente hasta un cierta profundidad. En el visible, el rojo (aproximadamente 750 nm) se absorbe más rápidamente que el azul (aproximadamente 350 nm). La profundidad de absorción total de la luz es función de la composición del agua. Las aguas naturales dulces y saladas contienen una mezcla de materias disueltas, ópticamente activas, variables en naturaleza y concentración. En consecuencia, sus propiedades ópticas varían mucho en el espacio y el tiempo. Se distinguen dos categorías de materia en el agua: la materia disuelta y particulada. De manera arbitraria se considera materia disuelta toda aquella cuyo tamaño es inferior a 0,47 µm La materia orgánica disuelta comprende los ácidos húmicos y fúlvicos productos de la descomposición de la materia vegetal ( Gelbstoff en alemán). En el caso de aguas abiertas corresponde a la descomposición de zooplancton y fitoplancton al final de los blooms . En mar abierto, la materia particulada se compone también de zooplancton y fitoplancton vivo. Las concentraciones desde el orden de 0,5 mg*m-3 pueden ser muy variables. Estas variaciones son debidas a blooms de fitoplancton que son muy importantes para las cadenas tróficas pelágicas. Cerca de la costa puede sumarse arena o sedimentos cuya concentración varia con la profundidad y el movimiento del mar (desde algunos mg*m-3 a centenas de mg*m-3). En los estuarios los aportes llegan al orden de gr*m-3, además de la resuspensión de sedimentos hacia la columna de agua (por ejemplo debido a la marea). El cálculo se reduce a las aguas caso 1 donde el color se relaciona directamente con el fitoplancton. Se trata de relacionar las magnitudes medidas desde satélite con las cantidades reales sobre el terreno. El satélite mide radiancias, esta magnitud depende de las propiedades del medio y de la atenuación, puede explicarse en función de la reflectancia. La reflectancia es una propiedad óptica aparente ( Apparent Optical Properties, AOP). Las AOP se definen en contraposición a las propiedades ópticas inherentes ( Inherent Optical Properties, IOP). Las IOP son propiedades ópticas de una masa de agua que dependen únicamente de su composición y no de las condiciones de atenuación. Por ejemplo los coeficientes de absorción y de dispersión forman parte de las IOP pero otras magnitudes como el índice de refracción caracterizan las AOP. Localmente la atenuación varia rápidamente (presencia de nubes, ángulo de incidencia y estado de la superficie del mar). Con el fin de evitar esta limitación se pretende 124 utilizar las propiedades inherentes de la masa de agua. La radiancia medida por un satélite se explica en función de múltiples parámetros como la atenuación extraatmosférica pero también de la reflectancia bajo la superficie que contiene la información del color del agua. ( ) ( ) ( ) QrRn R FLwn − − − =1 '11 2 0 ρ ρ Lwn es la radiancia reflejada medida por el satélite, F0 la atenuación extraatmosférica, n el índice de refracción del agua de mar, R la reflectancia debida a la transferencia radiativa función de la luz incidente y de las IOP, ρ reflectancia de Fresnel por incidencia normal, ρ’ reflectancia de Fresnel por el Sol y el cielo, r reflectancia del aire-agua, Q constante que relaciona la atenuación ascendente bajo la superficie con la radiancia ascendente bajo la superficie. En la ecuación el cociente tiene en cuenta los procesos de interfaz entre miles de índices de refracción diferentes ( R ). Varía poco en función de las longitudes de onda y vale 0.545. Además, la reflectancia debida a la transferencia radiativa puede expresarse en función de las IOP como los coeficientes de absorción y de retrodispersión. ( ) ( ) ( ) ( ) λ λ λµλ a b GR b 0 = Donde ( ) λµ 0 G es el campo de luz descendente, ( ) λ a es el coeficiente de absorción y ( ) λ b b es el coeficiente de retrodispersión. Los coeficientes de absorción y de retrodispersión dependen de las concentraciones de los diferentes componentes ópticamente activos y de sus respectivos coeficientes por unidad de concentración. Estos últimos se calculan en base a medidas sobre el terreno o en el laboratorio. La técnica más utilizada para calcular la concentración de clorofila o de otros constituyentes es la relación entre radiancias. Se elige una banda en la que su radiancia es muy sensible y se normaliza eligiendo la radiancia a una longitud de onda a la que es poco sensible. La clorofila-a absorbe fuertemente en la banda del azul y su reflectancia es débil. En el verde el pigmento absorbe poco y refleja mucho. La relación entre radiancias Lazul/Lverde, permite eliminar los efectos de una ambiente particular sobre la luz incidente y calcular la concentración de clorofila. A las longitudes de onda del visible, la radiancia medida por el sensor se ve afectada de manera importante por la atmósfera. Las partículas (agua, aerosoles) absorben fuertemente la radiación y la dispersan. Por tanto, la corrección atmosférica de los 125 datos es fundamental. En aguas abiertas el color del agua depende fundamentalmente de la concentración de clorofila. Por el contrario para las aguas caso 2 (aguas costeras), la interpretación de las medidas radiométricas es más compleja, debido a la presencia simultánea de la materia orgánica disuelta, materia particulada y pigmentos clorofílicos. La cuantificación de esos tres constituyentes requiere numerosos datos tierra y lo que se obtiene son modelos locales. En relación a la combinación de canales, es necesario realizar la elección óptima para la relación de radiancias en el algoritmo. Las medidas “ in situ ” son fundamentales para la calibración del sensor, pero su toma no es evidente. Los radiómetros se colocan debajo de la superficie del agua y están influidos por la presencia de nubes, espuma,..). Además la profundidad de integración depende de la región. Para la obtención de los datos se partió de los ficheros mensuales de concentración de clorofila-a del sensor SeaWiFS nivel L3 SMI (Standard Mapped Image) disponibles en el Ocean Color Web (http://oceancolor.gsfc.nasa.gov/). La cobertura de los datos es global y la resolución espacial es de aproximadamente 9 Km (0,087890625º). Se procedió a la descarga de la serie temporal de ficheros en formato HDF (Hierartichal Data Format) desde los servidores del Ocean Color Web de NASA . El periodo de tiempo de los datos utilizados comprendió la serie del año 1998 al 2008. Sobre los ficheros globales de concentración de clorofila-a se procedió a la extracción de los datos sobre una ventana general de trabajo que cubre del 40º N al 30º S en latitud y del 30º W al 25º E en longitud. A partir de los datos extraídos se generaron imágenes PNG (Portable Netwok Graphics) (ver Figura ejemplo) de cada mes y se procedió a calcular promedio, número de puntos disponibles y desviación estándar de los valores sobre las áreas seleccionadas (Fig 57 y Fig 58) 126 3.2.3.- Dominio geográfico Área 1. Canarias Oriental Área 2. Cabo Verde Área 3. Cabo Blanco (Mauritania) Área 4. S Dakar (Senegal) Área 5. Guinea Ecuatorial Área 6. Sao Tomé Área 7. Isla Ascensión Ár ea 8. Luanda (Angola) 127 Fig. 57.- Localización de las áreas donde se han obtenido los valores de temperatura y de clorofila-a • , 111 ~ CI .' ," , '" CI . Z ~ -O - I '" >- O '" Al: ti '" ::1 ~ '" CI ~ • Al: "'" S • . '" Q CI • Z -O " - ~ ~ , o . -:- Jo ~ . - 5 9 134 SST MEDIAS ANUALES 1985-2009 18,00 20,00 22,00 24,00 26,00 28,00 30,00 1985 1987 1989 1991 1993 1995 1997 1999 2001 2003 2005 2007 2009 CANARIAS CABO VERDE BANC D'ARGUIN SENEGAL GUINEA SAO TOMÉ LUANDA NAMIBE ISLA ASCENSIÓN Fig. 61.- Representación gráfica de las temperaturas medias del mar para las zonas estudiadas correspondientes al periodo 1985-2009. Fig. 62.- Representación gráfica de las temperaturas medias correspondientes a los períodos cálidos. La línea marrón representa el límite de la temperatura por debajo de la cual no pueden vivir ambas especies en sus formas velígeras y juveniles. 135 0º CANARIAS CABO VERDE BANC D’ARGUIN SENEGAL GUINEA SAO TOMÉ LUANDA NAMIBE ISLA ASCENSIÓN 20,34 23,03 21,32 23,65 27,06 26,96 26,34 24,18 25,45 19,82 22,96 21,40 24,17 26,87 26,78 24,96 22,24 25,41 21,04 23,87 22,12 25,61 27,51 27,40 27,06 24,59 25,52 20,35 23,65 21,52 23,68 27,12 27,42 26,01 23,17 25,50 20,83 23,51 22,48 24,30 27,49 27,07 25,46 23,10 25,16 20,78 23,91 22,56 23,78 27,31 27,32 26,50 23,69 25,26 19,91 22,98 21,49 23,44 26,62 26,38 24,26 22,55 24,29 20,28 23,29 21,89 23,97 26,88 26,79 25,95 23,98 24,49 20,35 23,13 21,97 24,94 27,04 26,91 25,62 22,61 25,31 20,16 23,02 22,24 24,22 27,55 27,49 27,57 25,68 25,59 21,23 24,41 23,71 25,19 27,60 27,53 26,17 24,46 25,53 20,88 24,21 23,11 24,84 26,96 26,85 24,46 22,37 25,11 21,63 23,99 22,53 24,35 27,93 27,86 27,38 25,31 26,00 20,65 24,14 22,40 24,44 27,62 27,51 26,54 24,77 25,21 20,57 23,36 22,41 24,47 27,27 27,06 26,33 23,85 25,60 20,57 23,72 22,84 25,04 27,64 27,09 26,17 24,36 25,56 20,61 24,12 23,25 25,33 27,49 26,75 25,57 23,47 25,68 20,26 23,69 22,76 25,53 27,78 27,45 26,72 24,07 25,68 21,66 24,42 22,77 24,82 27,88 27,65 26,95 23,97 25,58 21,60 24,26 23,44 24,88 27,74 27,63 27,17 25,21 25,39 21,26 24,44 23,70 26,30 27,85 27,35 26,66 24,31 25,40 21,51 24,11 23,64 25,08 27,88 27,46 26,99 24,11 25,66 20,68 23,93 22,21 24,27 27,45 27,22 26,30 24,50 25,61 21,04 24,26 23,85 25,41 27,66 27,43 26,20 24,63 25,77 21,32 24,03 23,11 24,26 Tabla 3.a.- Temperaturas medias correspondientes a los períodos cálidos en los años 1985-2009. Por último, tal y como se observa en la Tabla 3.b. y en la figura 62.a, que considerando los valores medios alcanzados por las temperaturas en los períodos 1985-1989, 19901999 y 2000-2009, para cada una de las zonas de muestreo, la tendencia es hacia un incremento de las mismas, aunque con diferente intensidad para cada área de muestreo. En el caso de calcular las tendencias considerando las medias mensuales de los años considerados la tendencias son las que se contemplan en la figura 62.b. que muestra, igualmenteque la tendencia es hacia un incremento de las mismas. 136 CANARIAS CABO VERDE BANC D'ARGUIN SENEGAL GUINEA SAO TOMÉ LUANDA NAMIBE ISLA ASCENSIÓN 1985-1990 20,14 23,41 20,98 23,22 27,11 26,69 24,58 22,43 25,79 1991-1999 20,33 23,69 21,56 23,67 27,13 26,66 24,55 22,91 25,49 2000-2009 20,71 24,22 22,14 24,18 27,41 26,87 24,88 23,02 25,86 Tabla 3.b.- Valores promedios de las temperaturas correspondientes a los períodos 1985-1990. 19911999 y 2000-2009 CANARIAS 19,80 19,90 20,00 20,10 20,20 20,30 20,40 20,50 20,60 20,70 20,80 1985-1990 1991-1999 2000-2009 CANARIAS Tendencia 137 CABO VERDE 22,80 23,00 23,20 23,40 23,60 23,80 24,00 24,20 24,40 1985-1990 1991-1999 2000-2009 CABO VERDE Tendencia BANC D'ARGUIN 20,20 20,40 20,60 20,80 21,00 21,20 21,40 21,60 21,80 22,00 22,20 22,40 1985-1990 1991-1999 2000-2009 Serie1 Tendencia 138 SENEGAL 22,60 22,80 23,00 23,20 23,40 23,60 23,80 24,00 24,20 24,40 1985-1990 1991-1999 2000-2009 SENEGAL Tendencia GUINEA 26,80 26,90 27,00 27,10 27,20 27,30 27,40 27,50 1985-1990 1991-1999 2000-2009 GUINEA Tendencia 139 SAO TOMÉ 26,50 26,55 26,60 26,65 26,70 26,75 26,80 26,85 26,90 1985-1990 1991-1999 2000-2009 SAO TOMÉ Tendencia LUANDA 24,30 24,40 24,50 24,60 24,70 24,80 24,90 25,00 1985-1990 1991-1999 2000-2009 LUANDA Tendencia 140 NAMIBE 22,00 22,20 22,40 22,60 22,80 23,00 23,20 1985-1990 1991-1999 2000-2009 NAMIBE Tendencia ISLA ASCENSIÓN 25,30 25,40 25,50 25,60 25,70 25,80 25,90 1985-1990 1991-1999 2000-2009 ISLA ASCENSIÓN Tendencia Fig. 62.a.- Valores promedios de las temperaturas correspondientes a los períodos 1985-1990. 19911999 y 2000-2009 141 TENDENCIA 17 18 19 20 21 22 23 24 25 19850 19860 19870 19880 19890 19900 19910 19920 19930 19941 19951 19961 19980 19990 20000 20010 20020 20030 20040 20050 20060 20071 20081 20091 CANARIAS Lineal (CANARIAS) TENDENCIA 21 22 23 24 25 26 27 28 19850 19860 19870 19880 19890 19900 19910 19920 19930 19941 19951 19961 19980 19990 20000 20010 20020 20030 20040 20050 20060 20071 20081 20091 CABO VERDE Lineal (CABO VERDE) TENDENCIA 15 17 19 21 23 25 27 29 19850 19860 19870 19880 19890 19900 19910 19920 19930 19941 19951 19961 19980 19990 20000 20010 20020 20030 20040 20050 20060 20071 20081 20091 BANC D'ARGUIN Lineal (BANC D'ARGUIN ) 142 15 17 19 21 23 25 27 29 19850 19860 19870 19880 19890 19900 19910 19920 19930 19941 19951 19961 19980 19990 20000 20010 20020 20030 20040 20050 20060 20071 20081 20091 SENEGAL Lineal (SENEGAL) TENDENCIA 23 24 25 26 27 28 29 30 19850 19860 19870 19880 19890 19900 19910 19920 19930 19941 19951 19961 19980 19990 20000 20010 20020 20030 20040 20050 20060 20071 20081 20091 GUINEA Lineal (GUINEA) TENDENCIA 23 24 25 26 27 28 29 30 19850 19860 19870 19880 19890 19900 19910 19920 19930 19941 19951 19961 19980 19990 20000 20010 20020 20030 20040 20050 20060 20071 20081 20091 SAO TOMÉ Lineal (SAO TOMÉ) 143 TENDENCIA 18 20 22 24 26 28 30 32 19850 19860 19870 19880 19890 19900 19910 19920 19930 19941 19951 19961 19980 19990 20000 20010 20020 20030 20040 20050 20060 20071 20081 20091 LUANDA Lineal (LUANDA) TENDENCIA 17 19 21 23 25 27 29 31 19850 19860 19870 19880 19890 19900 19910 19920 19930 19941 19951 19961 19980 19990 20000 20010 20020 20030 20040 20050 20060 20071 20081 20091 NAMIBE Lineal (NAMIBE) TENDENCIA 20 21 22 23 24 25 26 27 28 29 19850 19860 19870 19880 19890 19900 19910 19920 19930 19941 19951 19961 19980 19990 20000 20010 20020 20030 20040 20050 20060 20071 20081 20091 ISLA ASCENSIÓN Lineal (ISLA ASCENSIÓN) Fig. 62.b.- Valores promedios de las temperaturas correspondientes a los períodos 1985-2009 y tendencias sobre medias mensuales 150 Fig. 68b.- Representación gráfica de las Frecuencias de los valores de temperatura para las áreas de muestreo: Luanda, Namibe y Ascensión. 151 Fig. 69.- Representación gráfica de la temperatura por meses en cada área de muestreo. CIl Q) ~ I I I mes: 12 are a : 1 • mes: 11 are a : 1 .. mes: 10 are a : 1 • mes: 9 are a : 1 • mes: 8 are a : 1 • mes: 7 are a : 1 .- mes: 6 are a : 1 • mes: 5 are a : 1 + mes: 4 are a : 1 • mes: 3 are a : 1 • mes: 2 are a : 1 • mes: 1 are a : 1 • I I I 20 25 30 20 25 30 20 25 30 20 25 30 I I I I I I I I I I I I I I I mes: 12 mes: 12 mes: 12 mes: 12 mes: 12 area: 2 area :3 area : 4 area:5 area: 6 • • .. • .. mes: 11 mes: 11 mes: 11 mes: 11 mes: 11 area: 2 area: 3 area : 4 area:5 area: 6 • • • • • mes: 10 mes: 10 mes: 10 mes: 10 mes: 10 area: 2 area: 3 area : 4 area:5 area: 6 • • .. • • mes: 9 mes: 9 mes: 9 mes:9 mes: 9 area: 2 area: 3 area : 4 area: 5 area: 6 .. • • ~ • mes:8 mes:8 mes: 8 mes:8 mes:8 area: 2 area: 3 area : 4 area:5 area:6 • • + .. • mes:7 mes: 7 mes: 7 mes: 7 mes: 7 area: 2 area: 3 area : 4 area: 5 area:6 • • ... • • mes:6 mes: 6 mes: 6 mes:6 mes: 6 area: 2 area: 3 area : 4 area: 5 area: 6 ft • • • • mes:5 mes: 5 mes: 5 mes:5 mes: 5 area: 2 area :3 area : 4 area:5 area: 6 .. • .. • • mes:4 mes:4 mes:4 mes: 4 mes:4 area: 2 area :3 area : 4 area:5 area: 6 .. • • • • mes: 3 mes:3 mes: 3 mes:3 mes:3 area: 2 area :3 area : 4 area:5 area: 6 • .. .. • .. mes:2 mes:2 mes: 2 mes:2 mes:2 area: 2 area :3 area : 4 area:5 area:6 • ~ ~ .. .. mes: 1 mes: 1 mes: 1 mes: 1 mes: 1 area: 2 area :3 area : 4 area: 5 area:6 + ~ -. • .. I I I I I I I I I I I I I I I 20 25 30 20 25 30 SST (Co) / Área 20 25 30 I I I I I I I I I mes: 12 mes: 12 mes: 12 area:7 area:8 area: 9 • ~ • mes: 11 mes: 11 mes: 11 area:7 area:8 area: 9 • • • mes: 10 mes: 10 mes: 10 area:7 area:8 area: 9 • ~ • mes: 9 mes:9 mes:9 area: ? area: 8 area: 9 .. + • mes: 8 mes :8 mes:8 area:? area: 8 area: 9 .. • • mes: 7 mes :7 mes:7 area:? area: 8 area: 9 .- ....... • ....... mes: 6 mes :6 mes:6 area:? area: 8 area: 9 + +- • mes: 5 mes:5 mes:5 area:7 area:8 area: 9 ..- -+- • mes:4 mes:4 mes:4 area:? area: 8 area: 9 .- .... • mes: 3 mes:3 mes:3 area:? area: 8 area: 9 .. .. • mes: 2 mes:2 mes:2 area:? area: 8 area: 9 .. .. • mes: 1 mes: 1 mes: 1 area:? area: 8 area: 9 .. .- • I I I I I I I I I 20 25 30 20 25 30 152 Fig. 70.- Representación gráfica de la variación de la temperatura en cada área seleccionada. - - -- ~ - 20 25 30 153 Clorofila-a Fig. 71a.- Representación gráfica de las Frecuencia de los valores de clorofila-a para las áreas de muestreo: Canarias, Cabo Verde, Banco de Arguín, Senegal, Guinea y Sao Tomé. Canarias Cabo verde 00 o 00 , o , , , 00 § § o e 00 e , o , g .g ~ • • ~ • ~ o " " ~ ~ o o o o o 0.25 3.25 6.25 9.25 12_25 15_75 19_25 22_75 0_25 3_25 6_25 9_25 12_25 15.75 19_25 22.75 [C lorof ila-a[ (mg*m-1) [Clorofila-a] (mg*m--0) Banco de Arguín Senegal o M o ~ ~ o ~ , o , ~ ~ ~ e e , o , ~ g .g o • ~ • ~ o ~ " " 00 o o 00 o o o o o o 0_25 3_25 6_25 9.25 12_25 15_75 19_25 22_75 0_25 3_25 6_25 9_25 12_25 15.75 19_25 22.75 [C lorof ila-a] (mg*m-3) [Clorofila-a] (mg*m--0) Guinea Sao Tomé o 00 ~ 00 , o , ~ ~ ~ 00 e e o , ~ .~ g o • • ~ o o e ~ e " o " 00 ~ o o o o o o o 0_25 3_25 6_25 9.25 12_25 15_75 19_25 22_75 0_25 3_25 6_25 9_25 12_25 15.75 19_25 22.75 [C lorof ila-al (mg'm-') [Clorofilaal (mg 'm -') 154 Fig. 71b.- Representación gráfica de las Frecuencia de los valores de clorofila-a para las áreas de muestreo: Luanda, Namibe y Ascensión. 155 Fig. 72.- Representación gráfica de la concentración de clorofila-a por meses en cada área de muestreo. (j) ID ~ 0510 20 30 0510 20 30 0510 20 30 o 510 20 30 I I I I I I I I I I I I III I I I I I I I I I I I I III I I I I I I I I I I I I I I I I I III I I I I I I I I I I III mes 12 mes: 12 mes: 12 mes: 12 mes 12 mes 12 mes 12 mes 12 area 1 area 2 area 3 area 4 area 5 area 6 area 7 are a 8 I t .- • .- ~ t 1+ mes 11 mes: 11 mes: 11 mes: 11 mes 11 mes 11 mes 11 mes 11 area 1 area 2 area 3 area 4 area 5 area 6 area 7 are a 8 I ~ ~ .. .. I ~ .. mes 10 mes: 10 mes: 10 mes: 10 mes 10 mes 10 mes 10 mes 10 area 1 area 2 area 3 area 4 area 5 area 6 area 7 are a 8 I ~ .... • .. I • • mes: 9 mes: 9 mes: 9 mes:9 mes: 9 mes: 9 mes: 9 mes 9 area 1 area 2 area 3 area 4 area 5 area 6 area 7 are a 8 I I e· l. • I • .. mes: 8 mes: 8 mes: 8 mes:8 mes: 8 mes: 8 mes: 8 mes: 8 area 1 area 2 area 3 area 4 area 5 area 6 area 7 are a 8 I I ..- • + I * • mes: 7 mes: 7 mes: 7 mes:7 mes: 7 mes: 7 mes: 7 mes 7 area 1 area 2 area 3 area 4 area 5 area 6 area 7 are a 8 I I • ~ • I ... t mes: 6 mes: 6 mes: 6 mes:6 mes: 6 mes: 6 mes: 6 mes 6 area 1 area 2 area 3 area 4 area 5 area 6 area 7 are a 8 I I • l..a... • I .. t-- r-"""'" mes: 5 mes: 5 mes: 5 mes:5 mes: 5 mes: 5 mes: 5 mes 5 area 1 area 2 area 3 area 4 area 5 area 6 area 7 are a 8 I I .. --• I • t mes: 4 mes: 4 mes: 4 mes:4 mes:4 mes: 4 mes: 4 mes:4 area 1 area 2 area 3 area 4 area 5 area 6 area 7 are a 8 I I ~ .- t I t • - mes: 3 mes: 3 mes: 3 mes:3 mes: 3 mes: 3 mes: 3 mes: 3 area 1 area 2 area 3 area 4 area 5 area 6 area 7 are a 8 I t .. • • I .. t mes: 2 mes: 2 mes: 2 mes:2 mes: 2 mes: 2 mes: 2 mes 2 area 1 area 2 area 3 area 4 area 5 area 6 area 7 are a 8 I t .. ....... l. I l.A.. • ~ r-""" mes: 1 mes: 1 mes: 1 mes: 1 mes: 1 mes 1 mes 1 mes 1 area 1 area 2 area 3 area 4 area 5 area 6 area 7 are a 8 I I ~ .. 1* I ~ .. I I I I I I I I I I I I III I I I I I I I I I I I I III I I I I I I I I I I I I I I I I I III I I I III 0510 20 30 0510 20 30 0510 20 30 [Clorofila-a] (mg*m-3) / Área 0510 20 30 mes 12 area 9 I mes 11 area 9 I mes 10 area 9 I mes 9 area 9 I mes 8 area 9 I mes 7 area 9 I mes 6 area 9 I mes 5 area 9 I mes :4 area 9 I mes 3 area 9 I mes 2 area 9 I mes 1 area 9 I I I I I I I I o 510 20 30 156 Fig. 73.- Representación gráfica de la variación de la concentración de clorofila-a en cada área seleccionada.. + o 5 10 15 [Clorofila-a] (mg*m-3) 20 25 30 157 Series temporales de la temperatura Fig. 74a.- Representación gráfica de los valores de temperatura para las áreas de muestreo: Canarias, Cabo Verde y Banco de Arguín. ~ 1- (fJ (fJ ~ 1- (fJ (fJ ~ 1- (fJ (fJ ..- Canarias N M N N N C\i o N O> ro "- 1985 1987 1989 1991 1993 1995 1997 1999 2001 2003 2005 2007 2009 Fecha "- Cabo verde N «> N LO N ..- N M N N N C\i 1985 1987 1989 1991 1993 1995 1997 1999 2001 2003 2005 2007 2009 Fecha ~ ,-------------------------------------------------------------------------------------------, Banco de Arguín ..- N N N o N 1985 1987 1989 1991 1993 1995 1997 1999 2001 2003 2005 2007 2009 Fecha 158 Fig.- 74b Representación gráfica de los valores de temperatura para las áreas de muestreo: Senegal, Guinea, Sao Tomé. ~ 1- (f) (f) g ,---------------------------------------------------------------------------------------, Senegal ro N (!) N o N O) N ro N r--- N (!) N L!) N O) N ro N L!) N "" N 1985 1987 Guinea 1985 1987 1985 1987 1989 1991 1993 1995 1989 1991 1993 1995 1989 1991 1993 1995 1997 1999 2001 2003 2005 2007 2009 Fecha 1997 1999 2001 2003 2005 2007 2009 Fecha 1997 1999 2001 2003 2005 2007 2009 Fecha 159 Fig. 74c.- Representación gráfica para los valores de temperatura para las áreas de muestreo: Luanda, Namibe y Ascensión. ~ f- (Jl (Jl o '" ce '" '" '" " '" '" '" o '" ce '" '" '" LO '" " '" '" '" Luanda 1985 1987 1989 1991 1985 1987 1989 1991 Ascensión 1985 1987 1989 1991 1993 1995 1997 1999 2001 2003 2005 2007 2009 Fecha 1993 1995 1997 1999 2001 2003 2005 2007 2009 Fecha 1993 1995 1997 1999 2001 2003 2005 2007 2009 Fecha 260 Anexo VII.- Siglas, abreviaturas y unidades usadas por el Panel Intergubernamental sobre Cambio Climático (IPCC) Siglas y abreviaturas ACB Análisis de costos y beneficios AIJ Actividades implementadas de forma conjunta A-O Atmósfera-Océano AOGCM Simulación general de circulación atmosférica-oceánica AV Acuerdo voluntario BP Antes del presente C2F6 Perfluoroetano / Hexafluoroehano C3 Compuesto con tres carbonos C4 Compuesto con cuatro carbonos CA CA Cantidades atribuidas CANZ Canadá, Australia y Nueva Zelanda CC-Berne Simulación del ciclo de carbono Berna CCC(ma) Canadian Centre for Climate (Modeling and Analysis) CCE Combinación de calor y energía CCGT Turbina de gas (ciclo combinado) CCT Cambio de la cubierta terrestre CDM Mecanismo de Desarrollo Limpio CEA Análisis de rentabilidad CEE Comisión Económica Europea CF4 Perfluorometano / Tetrafluorometano CFC Clorofluorocarbono CH4 Metano CIUC Consejo Internacional de Uniones Científicas CMCC Convenio Marco de las Naciones Unidas sobre el Cambio Climático CMR Costos marginales de reducción CO2 Dióxido de carbono 261 CP Conferencia de las Partes COV Compuestos orgnánicos volátiles CUT Cambio de uso de la tierra d. de C. después de Cristo DES DR Documento de referencia: Desarrollo, equidad y sostenibilidad DES Desarrollo, Equidad y Sostenibilidad DHF Fiebre hemorrágica de dengue DR Documento de referencia DSS Síndrome de shock por dengue DT Documento técnico ECE Equilibrio general calculable EIT Economía en transición ENOA El Niño Oscilación Austral ERU Unidad de reducción de emisiones ESCO Sociedad de servicios ecoenergética EST Tecnologías ambientalmente apropiadas EUA Eficiencia en la utilización de agua EUS Ex Unión Soviética GCIAI Grupo Consultativo para la Investigación Agrícola Internacional GCM Simulación general de circulación GEI Gas de efecto invernadero GFDL Geophysical Fluid Dynamics Laboratory (Estados Unidos) GICC S Gasificación integrada de ciclo combinado o supercrítico GPP Producción principal bruta GRID Base de Datos sobre Recursos Mundiales GTI TIE Contribución del Grupo de Trabajo I al Tercer Informe de Evaluación GTII SIE Contribución del Grupo de Trabajo II al Segundo Informe de Evaluación GTII TIE Contribución del Grupo de Trabajo II al Tercer Informe de Evaluación GTIII TIE Contribución del Grupo de Trabajo III al Tercer Informe de Evaluación H2O Vapor de agua HadCM Hadley Centre Coupled Model 262 HFC Hidrofluorocarbono I & D Investigación y Desarrollo IC Implementación conjunta IEA Agencia Internacional de Energía IEAAM Informe especial: La aviación y la atmósfera mundial IECMTTT Informe especial: Cuestiones metodológicas y tecnológicos en la transferencia de tecnología IEEE Informe especial: Escenarios de emisiones IET Comercio internacional de emisiones IEUTS Informe especial: Uso de la tierra, cambio de uso de la tierra y silvicultura IPCC DT3 Documento técnico: Estabilización de los gases atmosféricos de efecto invernadero: implicaciones físicas, biológicas y socioeconómicas IPCC DT4 Documento técnico: Implicaciones de las propuestas de limitación de emisiones de CO2 IPCC Grupo Intergubernamental de Expertos sobre el Cambio Climático IST Irradiación solar total MAD Marco de análisis de decisiones MCGC MCG enganchado del CCC(ma) MCGIO MCG isopicnal oceánico MD Marco de decisiones MOP Reunión de las Partes MPP Método de procesos y producción MSU Unidad de sondeo a base de microondas N2O Óxido nitroso NASA Agencia Nacional de Aeronáutica y del Espacio NBP Producción neta de bioma NEP Producción neta del ecosistema NMM Nivel medio mundial del mar NOX Óxidos de nitrógeno O2 Oxígeno molecular O3 Ozono OA Oscilación Ártica 263 OAN Oscilación Atlántica Norte OCDE Organización de Cooperación y Desarrollo Económico OMM Organización Meteorológica Mundial ONG Organización no gubernamental OPEP Organización de Países Exportadores de Petróleo PCM Potencial de Calentamiento Mundial PCMP Proyecto de comparación de simulaciones paleaoclimáticas PCSI Proyecto de comparación de simulaciones interconectadas PFC Perfluorocarbono PIB Producto interior bruto PME Pequeñas y medianas empresas PNB Producto nacional bruto PNUMA Programa de las Naciones Unidas para el Medio Ambiente PPB Producto Primario Bruto PPN Producto primario neto PPP Paridad de poder adquisitivo RCE Reducción Certificada de Emisiones RCT Respuesta climática transitoria RE Resumen ejecutivo RRP Resumen para responsables de políticas RT Resumen técnico SAO Sustancias que agotan la capa de ozono SCR Simulación climática regional SECI Simulación de evaluación científica integrada SEI Simulación de evaluación integrada SF6 Hexafluoruro de sulfuro SIE Segundo Informe de Evaluación SIN WSystemas nacionales de innovación SO2 Dióxido de sulfuro SOGGE Simulación oceánica geotrófica a gran escala THC Circulación termohalina TIE Tercer Informe de Evaluación 264 TSM Temperatura de la superficie marina UCA Unidad de cantidad atribuida UNESCO Organización de las Naciones Unidas para la Educación, la Ciencia y la Cultura URE Unidad de reducción de emisiones UV Ultravioleta WAIS Capa de hielo del Oeste Antártico WRE Wigley, Richels y Edmonds WTA Voluntad de los individuos para aceptar pagos WTP Voluntad de pago Unidades Unidades SI (Sistema Internacional) Cantidad física Nomde de la unidad Símbolo Longitud metro m Masa kilograma kg Tiempo segundo s temperatura termodinámica kelvin K cantidad de sustancia Mol mol Fracción Prefijo Símbolo Multiple Prefijo Símbolo 10-1 Deci d 10 deca da 10-2 Centi c 102 hecto h 10-3 Milli m 103 kilo k 10-6 Micro µ 106 méga M 10-9 Nano n 109 giga G 10-12 Pico p 1012 tera T 10-15 Femto t 1015 peta P Nombres y símbolos especiales para ciertas unidades derivados del SI Cantidad física Nombre de la unidad SI Símbolo de la unidad SI Definición de la unidad fuerza Newton N kg m s-2 265 presión Pascal Pa kg m-1 s-2 (=N m-2) energía Julio J kg m2 s-2 poder Vatio W kg m2 s-3 (=J s-1) frecuencia Hertz Hz s-1 (ciclos por segundo) Fracciones decimales et múltiples de unidades SI con nombres especiales Cantidad física Nombre de la unidad SI Símbolo de la unidad SI Definición de la unidad Longitud Ångstrom Å 10-10 m = 10-8 cm Longitud micron µm 10-6 m Superficie hectárea Ha 104 m2 Fuerza DINA Dina 10-5 N Presión Bar Bar 105 N m-2 = 105 Pa Presión millibar Mb 102 N m-2 = 1 hPa Masa tonelada T 103 kg Masa grama G 10-3 kg densidad de columna unidades Dobson UD 2.687x1016 moléculas cm-2 función de la corriente Sverdrup Sv 106 m3 s-1 Unidades no SI °C grado Celsius (0°C = 273 K aproximadamente) Las diferencias de temperaturas son igualmente indicadas en °C (=K) en vez de la forma más correcta de “Grados Celsius”. ppmv partes por millón (106) de volumen ppbv parts per billón (109) de volumen pptv parts per trillón (1012) de volumen año Año ky miles de años bp antes del presente 266 Anexo VIII.- Glosario Panel Intergubernamental sobre Cambio Climático (IPCC) (sic.) Cambio climático Variación estadísticamente significativa, ya sea de las condiciones climáticas medias o de su variabilidad, que se mantiene durante un período prolongado (generalmente durante decenios o por más tiempo). El cambio del clima puede deberse a procesos naturales internos o a un forzamiento externo, o a cambios antropógenos duraderos en la composición de la atmósfera o en el uso de la tierra. Véase que la Convención Marco sobre el Cambio Climático (CMCC), en su Artículo 1, define el cambio climático como: "cambio del clima atribuido directa o indirectamente a actividades humanas que alteran la composición de la atmósfera mundial, y que viene a añadirse a la variabilidad natural del clima observada durante períodos de tiempo comparables". La CMCC hace pues una distinción entre "cambio climático", atribuible a actividades humanas que alteran la composición de la atmósfera, y "variabilidad del clima", atribuible a causas naturales. Véase también: 'variabilidad del clima Cambio climático rápido El carácter no-lineal del sistema climático puede dar lugar a cambios climáticos rápidos, a veces llamados cambios abruptos o incluso sorpresas. Algunos de esos cambios abruptos pueden ser imaginables, como una reorganización drástica de la circulación termohalina, una desglaciación rápida o un deshielo en gran escala de la capa de permafrost que provoque cambios rápidos en el ciclo del carbono. Otros cambios pueden ser realmente inesperados, como consecuencia de un forzamiento intenso y en rápida evolución de un sistema no lineal. Cambio secular en el nivel (relativo) del mar Cambios a largo plazo en el nivel relativo del mar, causados ya sea por cambios eucásticos, como los que se producen a raíz de una expansión térmica, o por cambios en los movimientos verticales de las masas terrestres. 267 Cambio eustático en el nivel del mar Cambio en el nivel medio del mar a escala mundial provocado por una alteración en el volumen de los océanos. Esto puede deberse a cambios en la densidad del agua o en la masa total de agua. Cuando se analizan los cambios a escalas de tiempo geológicas, a veces se incluyen también en esta expresión los cambios en el nivel medio del mar a escala mundial causados por una alteración en la forma de las cuencas oceánicas. En este Informe el término no se utiliza con ese significado. Capa de hielo Masa de hielo en forma de domo que cubre las zonas altas y se encuentra en menor extensión que la capa de nieve. Capa de nieve Masa de hielo terrestre de un espesor suficiente para cubrir la mayor parte de la topografía rocosa subyacente, de tal manera que su forma está principalmente determinada por su dinámica interna (el flujo de hielo que se produce por la deformación de su estructura interna y por el deslizamiento en su base). La capa de hielo fluye a partir de una altiplanicie central, con una superficie que en promedio está poco inclinada. Los márgenes tienen una pendiente muy pronunciada, y la capa de hielo descarga su caudal en rápidas corrientes de hielo o glaciares de valle, que a veces desembocan en el mar o en barreras de hielo flotantes en el mar. Hay solamente dos grandes capas o mantos de hielo en el mundo moderno, en Groenlandia y en la Antártida. El manto de hielo de la Antártida está dividido por las Montañas Transantárticas, en el manto de hielo oriental y el occidental; durante los períodos glaciales hubo otros. Capa de ozono La estratósfera tiene una capa la llamada capa de ozono en la que hay una mayor concentración de ozono. Esta capa se extiende entre los 12 y los 40 km de altitud. La concentración de ozono alcanza su máximo valor entre los 20 y los 25 km. Esta capa se está agotando a causa de las emisiones antropógenas de compuestos de cloro y bromo. Todos los años, en la primavera del hemisferio sur, se produce una fuerte disminución de la capa de ozono sobre la región antártica, también causada por compuestos 268 artificiales de cloro y bromo, en combinación con las condiciones meteorológicas propias de la región. A este fenómeno se le ha dado el nombre de agujero de ozono. Capacidad de adaptación Capacidad de un sistema para ajustarse al cambio climático (incluso a la variabilidad del clima y a los episodios extremos) para mitigar posibles daños, aprovechar las oportunidades o afrontar las consecuencias. Carga Masa total de una sustancia gaseosa de interés en la atmósfera. Casquete de hielo Masa de hielo de forma abovedada que cubre una altiplanicie y que se considera de menor extensión que una capa de nieve. Ciclo del carbono Término utilizado para describir el flujo del carbono (en diversas for mas, por ejemplo como dióxido de carbono) en la atmósfera, los océanos, la 'biósfera terrestre y la litosfera). Circulación general Movimientos a gran escala de la atmósfera y los océanos como con secuencia de las diferencias en el calentamiento de la Tierra debido a su rotación, destinados a restablecer el balance de energía del sistema mediante el transporte de calor e impulso. Circulación termohalina Circulación a gran escala de los océanos, determinada por la densidad y causada por diferencias de temperatura y salinidad. En el Atlántico norte, la circulación termohalina consiste en una corriente superficial de agua cálida que fluye hacia el 269 norte y una corriente profunda de agua fría que fluye hacia el sur, que sumadas dan como resultado un trans porte neto de calor hacia los polos. El agua de la superficie se hunde en zonas muy restringidas de flujo descendente ubicadas en latitudes altas. Clima Se suele definir el clima, en sentido estricto, como el "promedio del estado del tiempo" o, más rigurosamente, como una descripción esta dística en términos de valores medios y de variabilidad de las cantidades de interés durante un período que puede abarcar desde algunos meses hasta miles o millones de años. El período clásico es de 30 años, según la definición de la Organización Meteorológica Mundial (OMM). Dichas cantidades son casi siempre variables de superficie, como la temperatura, las precipitaciones o el viento. En un sentido más amplio, el clima es el estado del sistema climático, incluida una descripción estadística de éste. Convención Marco sobre el Cambio Climático, de las Naciones Unidas (CMCC) Esta Convención se aprobó el 9 de mayo de 1992 en Nueva York y fue firmada por más de 150 países y la Comunidad Europea en la Cumbre para la Tierra, celebrada en Río de Janeiro en 1992. Su objetivo último es "lograr la estabilización de las concentraciones de gases de efecto invernadero en la atmósfera a un nivel que impida interferencias antropógenas peligrosas en el sistema climático". Establece obligaciones para todas las Partes. Con arreglo a la Convención, las Partes incluidas en el Anexo I se fijaron el objetivo de lograr que las emisiones de gases de efecto invernadero no controlados por el 'Protocolo de Montreal de 1990 volvieran a los niveles que tenían en 1990 para el año 2000. La Convención entró en vigor en marzo de 1994. Véase: 'Protocolo de Kioto Efecto Invernadero Los gases de efecto invernadero absorben de manera eficaz la radiación infrarroja, emitida por la superficie de la Tierra, por las nubes y por la propia atmósfera debido a los mismos gases. La atmósfera emite radiación en todas direcciones, incluida la descendente hacia la superficie de la Tierra. De este modo, los gases de efecto invernadero atrapan el calor en el sistema superficie-troposfera. A esto se le llama efecto invernadero natural. 276 HFC, PFC y SF6) a un nivel inferior en no menos de 5% al de 1990 en el período de compromiso comprendido entre 2008 y 2012. Sistema Climático El sistema climático es un sistema altamente complejo integrado por cinco grandes componentes: la atmósfera, la hidrosfera, la criosfera, la superficie terrestre y la biosfera, y las interacciones entre ellos. El sistema climático evoluciona con el tiempo bajo la influencia de su propia dinámica interna y debido a forzamientos externos como las erupciones volcánicas, las variaciones solares y los forzamientos inducidos por el ser humano, como los cambios en la composición de la atmósfera y los cambios en el uso de la tierra. Sumidero Cualquier proceso, actividad o mecanismo que elimine de la atmósfera un gas de efecto invernadero, un aerosol o un precursor de un gas de efecto invernadero o de un aerosol. Tendencias de variabilidad del clima La variabilidad natural del sistema climático, particularmente en escalas temporales estacionales y más largas, sigue casi siempre a determinadas tendencias espaciales predominantes que obedecen a las características dinámicas no lineales de la circulación atmosférica y a la interacción con la superficie de los continentes y los océanos. Estas tendencias espaciales se denominan también "regímenes" o "modos". Ejemplos de ello son la 'Oscilación del Atlántico Norte,'El Niño-Oscilación Austral