Galicia upwelling revisited: out-of-season events in the rias (1967-2009)
I Alvarez1,2, R Prego3*, M deCastro1, M Várela4
1 EPhysLab, Environmental Physics Laboratory, Facultad de Ciencias, Universidad de Vigo, 32004 Orense, Spain.
2 CESAM, Departamento de Física, Universidade de Aveiro, 3810-193, Aveiro, Portugal.
3 Marine Research Institute (CSIC), 36208 Vigo, Spain.* Corresponding author. E-mail: prego@iim.csic.es
4 Oceanographic Center of A Coruña (IEO), 15001 A Coruña, Spain.
]]>Received May 2010
Received in revised form November 2010
Accepted January 2011.
RESUMEN
Durante las últimas décadas se han llevado a cabo varios estudios relacionados con el fenómeno de afloramiento a lo largo de la costa de Galicia que han mejorado significativamente el conocimiento de este proceso. De los resultados de estos trabajos se ha encontrado que el afloramiento a lo largo de esta costa es un fenómeno frecuente durante los meses de primavera y verano, introduciendo Agua Central del Atlántico Norte en el interior de las rías. Sin embargo, en las rías gallegas se han caracterizado varios eventos de afloramiento durante otoño e invierno que indican que este proceso no es un fenómeno exclusivo de las estaciones de primavera y verano. En este estudio se hace una revisión de estos eventos teniendo en cuenta artículos ya publicados y también se analiza su recurrencia a lo largo de las costas oeste y norte de Galicia a partir de datos de índice de afloramiento de 1967 a 2009. El número medio de días por mes con condiciones favorables de afloramiento más elevado se observó durante los meses de primavera y verano en la costa oeste (18-26 días) y costa norte (12-14 días). Durante otoño e invierno este número de días fue menor (11-18 días, costa oeste; 8-10 días, costa norte) aunque no despreciable, indicando la posibilidad de observar eventos de afloramiento durante este periodo. De hecho, durante estos meses se observó una cierta probabilidad de obtener condiciones favorables de afloramiento a lo largo de ambas costas (26%), aunque la situación más probable correspondió a condiciones desfavorables (44%). Estos resultados revelaron que estos eventos no se pueden considerar como episodios aislados. De esto se deduce que los procesos de afloramiento en las rías deberían ser observados bajo condiciones favorables, tales como vientos predominantes del norte en la plataforma adyacente, independientemente de la estación.
Palabras clave: afloramiento, otoño, invierno, ría, Península Ibérica.
ABSTRACT
]]> Over the last decades several studies have been conducted on upwelling along the Galician coast that have significantly improved the knowledge of this process. These investigations showed that upwelling along this coast is a frequent phenomenon during the spring and summer months, pumping colder Eastern North Atlantic Central Water into the rias. Nevertheless, several upwelling events in autumn and winter have been characterized in the Galician rias, indicating that the upwelling process along the Galician coast is not a phenomenon restricted to spring and summer. In this study the recurrence of these upwelling events has been reviewed from published articles and analyzed from 1967 to 2009 along the western and northern Galician coasts in terms of an upwelling index. The highest mean number of days under favorable upwelling conditions per month was observed during spring and summer on the western (18-26 days) and northern (12-14 days) coasts. During autumn and winter the number of days was lower (11-18 days, western coast; 8-10 days, northern coast) although not negligible, showing the possibility of observing upwelling events during this period. In fact, during these months a significant probability of observing favorable upwelling conditions along both coasts (26%) was found, though the most probable situation corresponded to unfavorable upwelling conditions (44%). The results thus revealed that these events cannot be considered isolated episodes. Upwelling processes in the rias should be observed under favorable conditions, such as prevalence of northerly wind at the adjacent western Galician shelf, independently of the season.Key words: upwelling, autumn, winter, ria, NW Iberian Peninsula.
INTRODUCCIÓN
La costa noroeste de la Península Ibérica es el límite norte del Sistema de Afloramiento del Atlántico Noreste, el cual se extiende desde 10° N hasta 44° N (Wooster et al. 1976). Los cabos Finisterre y Ortegal marcan cambios abruptos en la orientación de la costa de Galicia, dividiéndola en tres dominios: la costa oeste (al sur de cabo Finisterre), la costa norte (al este de cabo Ortegal) y la costa intermedia o costa noroeste comprendida entre ambos cabos (fig. 1). En esa región geográfica se han llevado a cabo diversos estudios sobre el afloramiento generado por viento. La primera investigación que analizó en profundidad el proceso de afloramiento fue realizada por Fraga (1981). Este autor describió la surgencia frente a la costa de Galicia usando mediciones obtenidas desde 1974 a 1977 en campañas oceanográficas e hizo hincapié en la las altas concentraciones de nitrato derivadas de dichos eventos dentro de las rías. Anteriormente a esa labor, destacan dos trabajos científicos relacionados con el afloramiento que fueron publicados en español y tuvieron menor difusión. El primer trabajo relacionó la aparición de agua oceánica fría a lo largo de la costa gallega durante el verano (julio-agosto) con la llegada de la sardina a la ría de Vigo (Margalef y Andreu 1958); el otro, atendía a las características termohalinas en la plataforma gallega (Molina 1972).
Desde el artículo publicado por Fraga (1981) la costa oeste de Galicia ha recibido una atención considerable debido a la presencia de las Rías Baixas (las rías de la costa oeste de Galicia). Numerosos estudios han caracterizado diferentes eventos de afloramiento en la plataforma adyacente a estas rías (Blanton et al. 1984; Tenore et al. 1984; McClain et al. 1986; Alvarez-Salgado et al. 1993, 2000; Perez et al. 1995; Prego y Bao 1997; Prego et al. 1999; Barton et al. 2001; Alvarez et al. 2008a) y también en su interior (Blanton et al. 1987; Prego y Fraga 1992; Prego 1993a, 1993b, 1994; Rosón et al. 1995; Nogueira et al. 1997a, 1997b; Doval et al. 1998; Pardo et al. 2001; Prego et al. 1995, 2001; deCastro et al. 2004; Alvarez et al. 2005). Consecuentemente, se puede resumir que el afloramiento en esta costa occidental gallega es un fenómeno frecuente durante los meses de primavera y verano que es resultado del régimen de vientos de componente norte que soplan a lo largo de la plataforma. El afloramiento introduce en el interior de las rías un agua sub-superficial, más fría y rica en nutrientes que la que desplazan. La surgencia de Agua Central del Atlántico Noroccidental (ENACW; Fiuza 1984, Ríos et al. 1992) genera una alta producción primaria que es, en buena parte, responsable de la elevada pesca y acuicultura que caracteriza a esta región (Tenore et al. 1995).
Al norte del cabo de Finisterre, también ocurren eventos de afloramiento durante los meses de primavera y verano, pero suelen ser discontinuos y se mantienen lejos de la costa, cerca del borde de la plataforma continental (Prego y Bao 1997, Prego y Varela 1998, Varela et al. 2005). Estas diferentes condiciones de afloramiento a lo largo de la costa de Galicia se pueden explicar por un cambio de orientación en la línea de costa que modula la dirección y la intensidad del viento (Torres et al. 2003, Gómez-Gesteira et al. 2006, Alvarez et al. 2008b). Como resultado, las condiciones favorables de afloramiento son generalmente más frecuentes durante los meses estivales al sur del cabo de Finisterre que a su norte. Además, los patrones de viento en verano e invierno se pueden alternar produciendo breves episodios de afloramiento en la costa norte u oeste, aunque también puede ocurrir un patrón combinado en ambas costas.
Los estudios citados han mejorado significativamente el conocimiento del proceso de afloramiento a lo largo de la costa de Galicia; sin embargo, la idea inicial de un afloramiento estacional (i.e., que se produzca solamente durante la primavera y el verano) debe ser revisada. De hecho, recientemente se han analizado en las rías gallegas varios eventos de afloramiento "fuera de estación" desde puntos de vista hidrográficos, biogeoquímicos y planctónicos. Por ejemplo, en la ría de Pontevedra se ha descrito un evento invernal (enero de 1998) caracterizado por la entrada en la ría de agua cálida y salina transportada por la corriente ibérica hacia el polo (IPC) (Alvarez et al. 2003; Prego et al. 2007). También hubo constancia de la presencia de ENACW en dicha ría a finales del invierno (marzo de 1998, Prego et al. 2007), así como en la ría de Vigo durante el otoño (noviembre de 2001, deCastro et al. 2006a) y en el estrecho de Corcubión a mediados del invierno (febrero de 2005, Varela et al. 2010). Por primera vez en las rías del Norte de Galicia se describió en febrero de 2008 un afloramiento en invierno (Alvarez et al. 2009), que se caracterizó por la presencia de agua oceánica subsuperficial procedente de la plataforma continental que no estaba asociada a ENACW o IPC.
]]> Los referidos eventos de afloramiento en otoño e invierno a lo largo de la costa de Galicia indican que dicho fenómeno no se puede considerar limitado a las estaciones de primavera y verano, esto es, que un afloramiento debe acontecer siempre que las condiciones meteorológicas sean favorables, independientemente de la época del año. La entrada de distintos tipos de agua dentro de las rías conlleva implicaciones en los patrones bioquímicos y el fitoplancton. Algunos artículos ya han destacado el impacto de los afloramientos en invierno sobre la pesca frente a la costa oeste de la Península Ibérica (Santos et al. 2004.) y del golfo de Vizcaya (Borja et al. 1996, Koutsikopoulus y Le Cann 1996). El agua transportada por la IPC aporta a las rías agua más salina y pobre en sales nutrientes, mientras que la correspondiente al ENACW ocasiona que el agua de las rías sea más productiva, aunque durante el invierno en menor medida que en verano (Prego et al. 2007). Estas circunstancias indican la necesidad de profundizar sobre la aparición de estos fenómenos y determinar su posible impacto sobre los ecosistemas costeros.Así, el objetivo de este estudio es caracterizar la recurren-cia de los eventos de afloramiento de otoño e invierno a lo largo de la costa de Galicia. La investigación se plantea con base en el índice de afloramiento calculado desde 1967 hasta 2009, analizando la frecuencia y la variabilidad del afloramiento. En la siguiente sección se describen los datos y métodos utilizados en este artículo. La sección de resultados y discusión está organizada en cuatro subsecciones. En primer lugar se analizará la variabilidad de las condiciones de afloramiento en la costa de Galicia durante el periodo 1967-2009 teniendo en cuenta el índice de afloramiento calculado a partir de los datos del transporte de Ekman y de los modos atmosféricos más representativos de la región del Atlántico Norte. En segundo lugar se considerarán varios eventos de afloramiento de otoño e invierno que han sido caracterizados en los últimos años a lo largo de la costa oeste y norte de Galicia para describir los factores responsables de la ocurrencia de estos eventos en términos de las condiciones atmosféricas. En tercer lugar se analizará la recurrencia de los eventos de afloramiento de otoño e invierno durante el periodo 1967-2009, teniendo en cuenta el número medio de días por mes con condiciones favorables de afloramiento y la probabilidad de encontrar días consecutivos bajo estas condiciones favorables. Esta subsección también incluye un análisis del índice de afloramiento diario para comparar la ocurrencia del afloramiento a lo largo de la costa oeste y la costa norte de Galicia. En cuarto lugar se analizarán las posibles implicaciones oceanográficas de los eventos de afloramiento de otoño e invierno conforme sus propiedades termohalinas. Finalmente, se presenta una última sección que incluye las conclusiones de este estudio.
MATERIALES Y MÉTODOS
En esta sección se describen las diferentes bases de datos utilizadas en este artículo. El índice de afloramiento (IA) se calculará utilizando los datos obtenidos del Laboratorio Ambiental de Pesca del Pacífico (PFEL) y del satélite QuikSCAT. Los modos atmosféricos más representativos en el hemisferio Norte, obtenidos del Centro de Predicción Climática (CPC) en el Centro Nacional de Predicción Ambiental (NCEP), se considerarán para analizar la variabilidad del afloramiento. Además, se tendrán en cuenta varias campañas oceanográficas realizadas en las costas gallegas durante los últimos años para caracterizar las variables termohalinas en diferentes eventos de afloramiento otoño-invernales en rías.
Los datos del transporte de Ekman obtenidos del PFEL (http://www.pfeg.noaa.gov) se consideraron desde 1967 hasta 2009. El PFEL distribuye diversos índices medioambientales y series temporales de diferentes bases de datos para cooperar con los investigadores, aprovechando su larga asociación con el Centro Numérico de Meteorología y Oceanografía (FNMOC) de la Armada de los Estados Unidos. El FNMOC produce predicciones operativas del estado de la atmósfera y del océano varias veces al día y mantiene archivos de varios parámetros importantes. Estos parámetros son productos derivados de modelos que se distribuyen habitualmente a los investigadores. Para nuestros propósitos, los datos del transporte de Ekman obtenidos cada seis horas se descargaron mediante el servidor de acceso directo (LAS) en dos puntos seleccionados en la costa oeste de Galicia (42.5° N y 41.5° N en 10.5° W) y dos puntos seleccionados a lo largo de la costa norte (8.5° W y 7.5° W en 45.5° N; fig. 1, cruces) en una malla de aproximadamente 1° x 1°. También se consideró un punto de control a 43.5° N, 10.5° W (fig. 1, cuadrado negro). Estos conjuntos de datos se promediaron para obtener series diarias. La elevada resolución temporal de los datos de PFEL permite analizar la variabilidad del afloramiento. Así, el IA se calculó a partir de los datos del transporte de Ekman.
También se consideraron los campos de viento en superficie proporcionados por el satélite QuikSCAT (http://podaac.jpl.nasa.gov/DATACATALOG/quikscatinfo.html). Esta base de datos está disponible desde 1999 hasta 2009 y consiste en valores de las componentes meridional y zonal del viento medidos dos veces al día en una malla de aproximadamente 0.25° x 0.25° con cobertura mundial. Los datos de QuikSCAT se dan en una pasada ascendente y descendente. Los datos correspondientes a una sola pasada presentan numerosas zonas de sombra, por lo tanto, se consideró un promedio entre ambas pasadas para aumentar la cobertura. Las medidas de la velocidad del viento varían entre 3 y 20 m s-1 (precisión: 2 m s-1 y 20° en dirección) (consultar el manual de usuario en ftp://podaac.jpl.nasa.gov/ocean_wind/quikscat/L3/doc/qscat_L3.pdf). La altura de referencia de los datos de viento es de 10 m. Es necesario tener en cuenta que los datos de viento cerca de la costa (<25 km) no están disponibles debido a la existencia de una pequeña máscara causada por la proximidad de la tierra. Sin embargo, estudios previos han demostrado que los datos de QuikSCAT son comparables con los datos modelados en esta área (Gómez-Gesteira et al. 2006, Alvarez et al. 2008b). Se llevó a cabo una comparación estadística entre las mediciones de viento de satélite y modelos numéricos de alta resolución (Penabad et al. 2008), revelando resultados similares entre los modelos y los datos del satélite. El transporte de Ekman se calculó utilizando los datos de viento del satélite (Alvarez et al. 2008b) a lo largo de toda la costa gallega y en dos puntos de control situados en 42° N, 10° W (costa oeste) y 44.25° N, 8° W (costa norte). La alta resolución espacial de esta base de datos permite determinar el posible efecto de las características topográficas de la costa en la variabilidad del viento y, por lo tanto, estos datos pueden ser usados para caracterizar en detalle las condiciones favorables de afloramiento a lo largo de la costa oeste y costa norte de Galicia.
El IA se calcula a partir del vector del transporte de Ekman, Q = (Qx, Qy), como la componente en la dirección perpendicular a la costa (Bakun 1973, Nykjaer y Van Camp 1994, Gómez-Gesteira et al. 2006). Aunque el ángulo de la línea costera oeste y norte de Galicia cambia ligeramente del límite norte al sur y del límite oeste al este, a escala regional se puede considerar que aproximadamente sigue las líneas de los meridianos y paralelos. Por lo tanto, -Qx puede considerarse directamente como el IA a lo largo de la costa oeste y Qy a lo largo de la costa norte. Los valores positivos (negativos) del IA indican condiciones favorables (desfavorables) de afloramiento.
Los índices de teleconexión más representativos en el hemisferio Norte (NAO, EA, SCA, EA/WR y POL) se obtuvieron del CPC/NCEP a una escala temporal mensual de 1967 a 2009. La Oscilación del Atlántico Norte (NAO) consta de un dipolo norte-sur de anomalías de geopotencial con un centro ubicado en Islandia y el otro entre los 35° N y 40° N en el centro del Atlántico Norte. El patrón del Atlántico Este (EA) consiste en un dipolo norte-sur que se extiende por todo el océano Atlántico del Norte con los centros cerca de 55° N, 20-35° W y 25-35° N, 0-10° W. Los centros de anomalías del patrón EA están desplazados hacia el sureste con respecto a los centros del patrón NAO. El patrón Escandinavo (SCA) se compone de un centro de circulación primaria sobre los países escandinavos, con un centro débil de signo opuesto sobre Europa occidental. El patrón del Atlántico Este/Rusia Occidental (EA/WR) es uno de los tres patrones de teleconexión que afectan a Eurasia a lo largo del año. Este patrón consta principalmente de cuatro centros de anomalía. El patrón Europa Polar/Eurasia (POL) se compone de un centro sobre la región polar y centros de signo opuesto sobre Europa y el nordeste de China. Una descripción detallada de estos índices de teleconexión se puede encontrar en la página web de NCEP (http://www.cpc.noaa.gov). La variabilidad del afloramiento también se analiza en términos de estos modos atmosféricos.
También se consideraron las variables termohalinas medidas en 11 campañas oceanográficas realizadas durante el otoño e invierno entre 1998 y 2008 en las costas oeste y norte de Galicia. Estas campañas se corresponden con la ocurrencia de varios eventos de afloramiento en otoño-invierno y las propiedades termohalinas permitirán identificar el agua sub-superficial aflorada en el interior de las rías situadas en la zona. Los datos de QuikSCAT se utilizaron para calcular el IA antes y durante los días en los que se realizaron estas campañas.
]]>RESULTADOS Y DISCUSIÓN
Variabilidad de las condiciones de afloramiento
En esta sección se analiza la variabilidad de las condiciones de afloramiento en términos del IA calculado a partir de datos del transporte de Ekman y de los modos atmosféricos más representativos de la región del Atlántico Norte (NAO, EA, SCA, EA/WR y POL). Este análisis se llevó a cabo de forma individual para la costa oeste y norte de Galicia durante el periodo 1967-2009.
En la figura 2a-b se muestra la evolución interanual del IA promediado espacialmente en los puntos de control (fig. 1, cruces) durante este periodo de 43 años. Ambas señales mostraron un comportamiento macroscópico similar con valores máximos (condiciones favorables de afloramiento) en primavera y verano y mínimos en otoño e invierno, con importantes diferencias entre años. Sin embargo, para la costa oeste (fig. 2a), la señal tiende a estar desplazada hacia valores positivos, mientras que para la costa norte (fig. 2b) dicha señal se desplaza hacia valores negativos. La evolución temporal del IA que se muestra en la figura 2a está de acuerdo con el patrón obtenido por Alvarez et al. (2008a) a lo largo de toda la costa occidental de la Península Ibérica (37°-43° N), aunque los valores del IA cambian ligeramente debido a las diferentes áreas consideradas en cada estudio. El comportamiento observado en la costa norte (fig. 2b) está de acuerdo con los resultados recientes obtenidos por Alvarez et al. (2010).
Los valores del IA se promediaron mensualmente durante el periodo de estudio para determinar la estación con las condiciones más favorables de afloramiento en ambas costas (fig. 2c-d). Ambas costas mostraron un ciclo anual con condiciones favorables de afloramiento en la zona oeste durante primavera y verano, pero sólo en verano en la zona norte. El valor máximo del IA se observó en julio en ambas costas, aunque con valores mayores en la costa oeste (600 m3 s-1 km-1) que en la norte (200 m3 s-1 km-1). Para el resto del año, el IA mostró valores negativos o prácticamente nulos, indicando que los eventos de afloramiento en otoño e invierno no son comunes. Sin embargo, en la siguiente sección se mostrará que estos eventos pueden ocurrir durante esas estaciones. Las barras de error (desviación estándar de los datos mensuales) revelan valores despreciables en comparación con la amplitud del ciclo anual calculado en cada costa. Estos ciclos anuales son congruentes con los resultados obtenidos por Alvarez et al. (2008a) en la costa atlántica de la Península Ibérica y por Alvarez et al. (2010) en la cantábrica.
La variabilidad del afloramiento también se puede analizar utilizando los modos atmosféricos más representativos de la región del Atlántico Norte (NAO, EA, SCA, EA/WR y POL). Estos modos atmosféricos son a menudo los fenómenos responsables de los patrones climáticos anormales que ocurren al mismo tiempo sobre grandes distancias (Rodríguez-Puebla et al. 1998, Lorenzo y Taboada 2005, deCastro et al. 2006b) y pueden influir en la variabilidad del afloramiento. Así, se ha calculado el coeficiente de correlación entre dichos patrones e IA para el periodo de afloramiento más favorable y desfavorable en los cuatro puntos de control (tabla 1). Teniendo en cuenta el patrón observado en la figura 2c-d, el periodo favorable de afloramiento se consideró desde junio a agosto (JJA) y el periodo desfavorable entre noviembre y febrero (NDEF).
En la costa oeste de Galicia, el patrón atmosférico más importante durante NDEF fue EA, que mostró el valor más alto del coeficiente de correlación (-0.60). Durante JJA el IA sólo mostró una correlación significativa con el patrón EA/ WR (-0.20). El comportamiento observado durante NDEF concuerda con las correlaciones entre los patrones atmosféricos y Qx calculadas por deCastro et al. (2008) en el punto oceánico 43° N, 11° W durante la estación húmeda (NDEF). La mejor correlación se obtuvo para el patrón EA (0.65).
En la costa norte, el patrón EA demostró ser el modo atmosférico con mayor influencia en la variabilidad del afloramiento durante ambas estaciones (-0.45). Además, durante NDEF el patrón EA/WR también mostró cierta influencia en el IA con una correlación positiva (0.40). No se encontraron correlaciones significativas para los modos POL y SCA. Estos resultados también se pueden comparar con los obtenidos por Alvarez et al. (2010) a lo largo de la costa cantábrica. Estos autores encontraron que durante la estación de invierno (NDE) los patrones EA/WR y EA explicaban la mayor variabilidad del IA, mientras que durante el verano (JJA) la variabilidad se explicaba en términos del patrón EA.
Factores responsables de los eventos de afloramiento de otoño e invierno
]]> En esta sección se consideran varios eventos de afloramiento caracterizados en otoño e invierno entre 1998 y 2008 en la costa de Galicia para describir los factores responsables de su ocurrencia. Este análisis se lleva a cabo en términos de las condiciones atmosféricas.Como se mencionó anteriormente, el periodo con las condiciones más favorables de afloramiento en Galicia corresponde a primavera y verano. No obstante, en los últimos años se han caracterizado varios eventos de afloramiento en otoño e invierno en la costa oeste (Alvarez et al. 2003; deCastro et al. 2006a, 2008; Prego et al. 2007; Varela et al. 2010) y la costa norte (Alvarez et al. 2009) de Galicia. El mecanismo responsable de la aparición de estos eventos es similar al observado en primavera y verano; es decir, vientos del norte a lo largo de la costa oeste y vientos del este a lo largo de la costa norte. En la tabla 2 se muestra un resumen de las condiciones atmosféricas correspondientes a los eventos de afloramiento caracterizados en otoño e invierno. DeCastro et al. (2008) caracterizaron diferentes casos durante ambas estaciones en la ría de Pontevedra desde 2000 hasta 2005. A modo de ejemplo, sólo se ha considerado una campaña por año en la tabla 2.
Los parámetros que se analizaron son la duración de las condiciones favorables de afloramiento hasta la fecha de cada una de las campañas y el valor medio del IA durante estos periodos. Estos parámetros se calcularon mediante los datos de viento proporcionados por el satélite QuikSCAT (fig. 1, círculos negros), a excepción de los eventos caracterizados en 1998 (Alvarez et al. 2003, Prego et al. 2007). El IA de los eventos de 1998 se calculó con los datos del transporte de Ekman proporcionados por el PFEL en el punto de control 43.5° N, 10.5° W. La mayoría de los eventos de otoño e invierno se produjeron en la costa oeste de Galicia con una duración entre 7 y 31 días y valores de IA desde 680 hasta 2080 m3 s-1 km-1. En la costa norte sólo se caracterizó, recientemente, un evento (Alvarez et al. 2009) que tuvo una duración de 9 días y un valor medio del IA próximo a 1700 m3 s-1 km-1.
Las condiciones de los eventos de afloramiento en otoño e invierno en ambas costas de Galicia se caracterizaron por medio de un ejemplo de las condiciones atmosféricas correspondientes a dos eventos particulares de afloramiento (fig. 3). El primero corresponde a noviembre de 2004 para la costa oeste (deCastro et al. 2008) y el segundo a febrero de 2008 para la costa norte (Alvarez et al. 2009). Las condiciones favorables de afloramiento se caracterizaron teniendo en cuenta el transporte de Ekman calculado a partir de los datos de viento proporcionados por el satélite QuikSCAT en cada costa; además, el transporte de Ekman se promedió durante los cuatro días anteriores a cada fecha. En la costa oeste (fig. 3a) el transporte de Ekman mostró una dirección hacia el noroeste a lo largo de la plataforma con valores máximos de intensidad (2800 m3 s-1 km-1) en toda la zona. Por el contrario, en la costa norte (fig. 3b) el patrón de transporte fue hacia el norte con la máxima intensidad (2600 m3 s-1 km-1) en la zona occidental. Según la evolución temporal del transporte de Ekman (tabla 2) durante la campaña de la costa oeste, ésta se realizó después de 19 días consecutivos de condiciones favorables de afloramiento, mientras que en la costa norte la campaña se llevó a cabo después de sólo 9 días consecutivos.
Recurrencia de los afloramientos de otoño e invierno
En esta sección se analiza la recurrencia de los eventos de afloramiento en otoño-invierno para el periodo 1967-2009, teniendo en cuenta el número medio de días por mes bajo condiciones favorables de afloramiento y la probabilidad de encontrar días consecutivos con estas condiciones favorables. Además, se lleva a cabo una comparación de la ocurrencia de eventos de afloramiento en las costas oeste y norte de Galicia según el IA diario.
La frecuencia del afloramiento se puede analizar teniendo en cuenta el número medio de días por mes bajo condiciones favorables de afloramiento (IA > 16 m3 s-1 km-1) entre 1967 y 2009 en los puntos de control (fig. 4a). Hay que tener en cuenta que el umbral elegido corresponde a vientos con intensidades menores que 1 m s-1 para eliminar las calmas. En la costa oeste el número de días fue ligeramente superior en el punto más al sur, mientras que en la costa norte los dos puntos de control mostraron valores similares. El mayor número de días con condiciones favorables tuvo lugar en los meses de primavera y verano en ambas costas, con valores más altos en la costa oeste (18-26 días por mes) que en la norte (12-14 días por mes). Consecuentemente, es posible corroborar que el periodo más favorable para las condiciones de afloramiento en Galicia corresponde a primavera y verano. Sin embargo, durante el otoño y el invierno, el número de días con condiciones favorables no fue despreciable: 11-18 días por mes al oeste y 8-10 días por mes al norte. Los resultados obtenidos para la costa oeste se pueden comparar con la situación observada por Cabanas y Alvarez (2005) y deCastro et al. (2008), quienes emplearon datos de transporte de Ekman en el océano (punto 43° N, 11° W) para un periodo de 40 años (1966-2005). Esos autores reflejaron que el mayor número de días seguidos favorables al afloramiento ocurrieron en verano, hasta 22-25 días por mes. Durante el periodo invernal también fue posible observar un número de días con condiciones favorables en ese punto (10-12 días por mes). La situación observada en la costa norte fue parecida a la obtenida por Alvarez et al. (2010) con dos puntos de control situados en la parte central de la zona oeste de la costa cantábrica.
La duración del afloramiento también se puede caracterizar por la probabilidad de encontrar días consecutivos con condiciones favorables de afloramiento durante su periodo más desfavorable (NDEF, fig. 4b). Las probabilidades encontradas siempre fueron menores en la costa norte. Al oeste la probabilidad aumentó hacia el sur, mientras que en la costa norte la variación entre puntos fue prácticamente despreciable. Los valores de probabilidad más altos se observaron entre 1 y 6 días en ambas costas, con valores que disminuyeron aproximadamente del 50% al 30% al oeste y del 30% al 20% en el norte.
]]> El IA diario también se analizó desde 1967 hasta 2009 en el punto de control 43.5° N, 10.5° W (fig. 1, cuadrado negro) para comparar mejor la ocurrencia del afloramiento oeste-norte durante el periodo más desfavorable al afloramiento (NDEF). La figura 5 muestra el IA para las costas oeste (IAO) y norte (IAN) separado en cuadrantes. El mayor porcentaje de datos (44%) se observó en la situación correspondiente a condiciones desfavorables para el afloramiento en las dos costas (cuadrante III), indicando que esta situación era la más probable. Los valores positivos del IAO y el IAN (cuadrante I) corresponden a condiciones favorables al afloramiento en ambas costas, incluyendo al 26% de los datos, que fueron más favorables en la costa oeste (IAN/IAO = 0.65). El cuadrante II corresponde a condiciones favorables de afloramiento en la costa norte (IAN positivo) y condiciones desfavorables en la costa oeste (IAO negativo), con probabilidad baja (11%). El cuadrante IV (IAN negativo, IAO positivo) corresponde al patrón opuesto al cuadrante II, con una probabilidad similar (19%). Además, el ajuste lineal en ambos cuadrantes presentó valores de IAN/IAO = -0.34 y IAN/IAO = -0.60, mostrando que los valores del IA eran más importantes en la costa oeste. Esta situación contrasta con la correspondiente al periodo más favorable al afloramiento (MJJAS) caracterizada por Ospina-Alvarez et al. (2011). Estos autores encontraron que durante la época típica de afloramiento la situación más probable correspondía a condiciones favorables de afloramiento a lo largo de ambas costas (44%), seguida por condiciones desfavorables también en ambas (29%).
Implicaciones oceanográficas
En esta sección, se analizan las posibles implicaciones oceanográficas de los eventos de afloramiento en otoño e invierno teniendo en cuenta las propiedades termohalinas medidas durante los eventos caracterizados entre 1998 y 2008 en las costas gallegas. En las secciones anteriores, se ha comprobado que el mecanismo que genera el afloramiento en otoño e invierno es similar al observado en primavera y verano; sin embargo, las propiedades termohalinas del agua aflorada pueden ser diferentes. Así, algunos autores han detectado afloramiento de agua asociada con la IPC (Alvarez et al. 2003, Prego et al. 2007), con ENACW (deCastro et al. 2006a, 2008; Prego et al. 2007; Varela et al. 2010) y con agua oceánica subsuperficial procedente de la plataforma (Alvarez et al. 2009). Para ilustrar estos diferentes tipos de agua subsuperficial, en la figura 6 se muestra el diagrama de temperatura y salinidad correspondiente a los datos medidos durante las campañas consideradas en la tabla 2. Los datos se obtuvieron de las medidas realizadas cerca del fondo en las estaciones de muestreo localizadas en la boca de cada estuario. La línea continua representa ENACW definida por Fraga (1981). El agua aflorada en el interior de la ría de Pontevedra en enero de 1998 (cuadrado negro) era más salina y más cálida que ENACW, correspondiendo al agua transportada por IPC. Los valores de salinidad y temperatura en la campaña de febrero 2008 en las rías del norte de Galicia (triángulo negro) indicaron que afloraba un agua subsuperficial desde la plataforma que no era ENACW o IPC. Finalmente, el resto de las medidas de las variables termohalinas (círculos negros) indicaron la presencia de ENACW dentro de las rías.
Teniendo en cuenta estos resultados, es posible señalar que durante la mayor parte de las campañas el agua aflorada en el interior de las rías corresponde a ENACW. Por el contrario, la IPC sólo se observó en una campaña (enero de 1998) dentro de la ría de Pontevedra. Esta situación contrasta con las condiciones observadas en enero de 2005 también en la misma ría, que se caracterizaron por la aparición de ENACW. La presencia de estos distintos tipos de agua en la misma época del año se puede explicar por la variabilidad de la IPC. Es un hecho bien conocido que la IPC alcanza normalmente el mar cantábrico al comienzo de cada invierno; sin embargo, puede haber años sin influencia de la IPC (Frouin et al. 1990, García-Soto et al. 2002, Gil 2003). DeCastro et al. (2011) analizaron recientemente la variabilidad interanual de la IPC a lo largo de la costa noroeste de la Península Ibérica desde 1985 hasta 2006 usando imágenes de la temperatura superficial del mar en enero para cada año. Estos autores encontraron años con una fuerte señal de la IPC a lo largo de la costa oeste de la Península Ibérica y otros donde la IPC no se observó. De hecho, 1998 corresponde a un año con una marcada traza de la IPC que bordea a Galicia, mientras que 2005 corresponde a un año sin influencia de la IPC. Por otra parte, el evento de afloramiento de agua subsuperficial, sin ser IPC o ENACW, en el norte de Galicia (febrero de 2008) es el único caso de afloramiento invernal observado en esa área. Por lo tanto, se deberían llevar a cabo más investigaciones para aclarar por qué estos distintos tipos de agua se encontraron dentro de los estuarios.
Debido a las diferentes propiedades termohalinas del agua subsuperficial aflorada, los patrones biogeoquímicos y abundancias de fitoplancton dentro de las rías pueden sufrir algunos cambios. Desde un punto de vista de la circulación, el aumento del intercambio de agua entre la ría y el océano debido a un forzamiento fluvial, típico de la estación húmeda, se suma al forzamiento del viento del norte, típico de la estación seca (Prego y Fraga 1992). Así, el tiempo de residencia del agua dentro de las rías se hace más corto que durante los eventos de afloramiento en verano (Prego et al. 2007). Otra consecuencia es el aporte de sales nutrientes al interior de las rías, que puede variar, según el tipo de agua aflorada, desde un agua pobre en nutrientes asociada con la IPC hasta concentraciones altas correspondientes a ENACW. En las poblaciones de fitoplancton se observaron cambios menores con una distribución uniforme durante el invierno (Prego et al. 2007). Por otro lado, una entrada de ENACW en el interior de las rías a finales del invierno puede hacer que la zona costera se vuelva más productiva, contribuyendo a un afloramiento previo de fitoplancton. Sin embargo, estos eventos pueden ser más el resultado de un aumento de la radiación ambiental favorecido por los vientos dominantes favorables al afloramiento que una consecuencia del aporte de nutrientes, ya de por si abundante tras la mezcla invernal (Varela et al. 2010). En todos los casos el fitoplancton presentó especies similares a los típicos eventos correspondientes de primavera o a los procesos de afloramiento de verano (Alvarez et al. 2009, Varela et al. 2010). Se recomienda mayor investigación para elucidar a detalle todos estos procesos biogeoquímicos y biológicos asociados con los eventos de afloramiento de otoño e invierno.
]]> CONCLUSIONES
La mayoría de los artículos publicados sobre el afloramiento en la costa de Galicia inciden en que los eventos de afloramiento son un fenómeno frecuente durante los meses de primavera y verano. A partir del análisis del IA durante el periodo 1967-2009, se observó un marcado ciclo anual de condiciones favorables al afloramiento durante la primavera y el verano para la costa oeste gallega, que se reduce a únicamente el verano para la costa norte. El valor máximo del IA ocurre en julio para ambas costas. Durante la temporada de invierno, el patrón EA permite explicar la principal variabilidad del IA en ambas costas, mientras que durante el verano ha de referirse en términos del patrón EA para la costa norte y del patrón EA/WR para la costa oeste de Galicia.
El número promedio de días seguidos con condiciones favorables al afloramiento tiene lugar durante la primavera y el verano en ambas costas, siendo superior en la costa oeste que en la norte; no obstante, durante el otoño y el invierno el número de días favorables al afloramiento permite también la posibilidad de observar algunos eventos de afloramiento. De hecho, en el periodo más desfavorable (noviembre a febrero) la situación más probable correspondía a condiciones desfavorables al afloramiento en toda las costas, pero las condiciones favorables al afloramiento no eran nulas. Por ello, los eventos de afloramiento durante otoño e invierno no se pueden considerar como episodios aislados, i.e., fuera de temporada conocida como de afloramiento (primavera y verano), y deberían ser estudiados bajo condiciones favorables independientemente de la estación.
AGRADECIMIENTOS
Este artículo ha sido parcialmente financiado por la Comisión Interministerial de Ciencia y Tecnología (CICYT, España, proyecto "Influence of meteorological forcing, land geochemistry and estuarine zone in the hydrodynamic, bio-geochemical cycle of trace metal and rare earth and plankton transport in the Northern Galician Rias (NW Spain)", ref. CTM2007-62546-C03/MAR). La primera autora agradece el apoyo proporcionado por el programa Ramon y Cajal. Damos las gracias a JL Pelegrí (ICM-CSIC) por sus amables y útiles comentarios al igual que a dos revisores anónimos que contribuyeron a mejorar nuestro manuscrito.
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