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CLIMA
2. CLIMA Y DINÁMICA MARINA
9. 1
9.
UPWELLING
9. 1
9.1
INTRODUCCIÓN
La costa Atlántica de Marruecos y Sahara Occidental forma parte del sistema noroccidental del afloramiento africano (o
Sistema de la Corriente de Canarias), el cual constituye uno de los cuatro mayores sistemas de afloramiento inducidos por
viento de los océanos del mundo.
En general, el afloramiento costero, también conocido como “upwelling” o “surgencia”, proporciona una fuente de
nutrientes a la capa superior del océano, siendo el soporte de las pesquerías más productivas del mundo, en particular para
las pequeñas especies pelágicas. De hecho, los afloramientos costeros concentran aproximadamente el 20% de la captura
mundial de peces, sin embargo, representan menos del 1% de la superficie de los océanos del mundo.
Figura 1. Secciones transversales esquemáticas de afloramiento costero en las diferentes sub-regiones del Atlántico Norte. Fuente. Arístegui, et al. 2009.
a) Clásica circulación upwelling: la tensión del viento en sentido ecuatorial (pequeños círculos) provoca el transporte hacia mar abierto (flechas
grises) de la capa superficial de Ekman (por encima de la línea discontinua azul) y ésta es reemplazada por un flujo costero situado debajo
(flechas negras) y por la picnoclina (verde), y el surgimiento del jet ecuatorial (rojo), por encima del flujo polar (violeta) queda atrapado en la
plataforma continental. En el fondo de la capa de Ekman (por debajo de la línea discontinua azul del lecho marino) el flujo tendrá una
componente hacia mar abierto (costera) por debajo de la corriente polar (ecuatorial)
b) Rías gallegas. La circulación upwelling se extiende hacia el interior, protegida por el relieve circundante (línea discontinua marrón). La
descarga del río (capa superficial violeta pálido) contribuye a la pérdida de la capa superficial.
c) El Upwelling de la costa portuguesa interacciona con el penacho flotante del oeste de la península ibérica.
d) La costa del Golfo de Cádiz es similar a c) pero la picnoclina es menos profunda, el aflorameiento es menos intenso y las entradas flotantes
proceden de lagunas costeras cálidas. La pendiente hacia los polos es contigua al agua procedente del Mediterráneo, más profunda.
e) Sub-región marroquí. El upwelling puede separarse de la costa donde las capas de superficie y fondo de la capa de Ekman se mezclan. Las
condiciones en la sub-región mauritano-senegalesa puede se una combinación de los escenarios en (c) y (d) pero la corriente fuera de la
plataforma se dirige generalmente hacia los polos.
SUB-REGIONES DE AFLORAMIENTO DEL ALTLÁNTICO NORTE
GALLEGA
42-44ºN
ELEMENTOS
GEOGRÁFICOS
ELEMENTOS
UPWELLING
AGUA SURGIDA Y
CONCENTRACIÓN DE
NUTRIENTES
PORTUGUESA
37-42ºN
GOLFO DE CÁDIZ
33-37ºN
MARROQUÍ
21-33ºN
MAURITANOSENEGALESA
12-21ºN
Rías
Cabos
Escasa plataforma
Ríos
Cabos
Escasa plataforma
El estrecho
(intercambio AM)
Escasa plataforma
Cabos
islas submarinas
Amplias plataformas
Ríos
Cabos
amplias plataformas
Upwelling en verano
Filamentos
Upwelling en verano
Filamentos
Upwelling
intermitente o no
upwelling
Upwelling todo el
año con variabilidad
estacional
Filamentos extensos
y remolinos
inducidos por las
islas
Upwelling en
invierno
Régimen submarino
hacia los polos
ACNA
7-9 µM
ACNA
7-9 µM
ACNA
7-9 µM
ACNA/ACAS
9-15 µM
ACAS
15-20 µM
9. 2
SUB-REGIONES DE AFLORAMIENTO DEL ALTLÁNTICO NORTE
GALLEGA
42-44ºN
PORTUGUESA
37-42ºN
GOLFO DE CÁDIZ
33-37ºN
MARROQUÍ
21-33ºN
MAURITANOSENEGALESA
12-21ºN
HIPOXIA EN ZOM
No
No
No
Únicamente en la
proximidad de la
costa a 20ºN
Sí
APORTES
Agua dulce
Agua dulce
No
Polvo
Agua dulce
Polvo
Cambios a corto
plazo
Exportación y
retención
Retención
Exportación y
retención
Retención
PRINCIPALES
Sardinas
RECURSOS
PELÁGICOS
Jurel
Caballa del Atlántico
Sardinas
Jurel
Estornino
Sardina
Estornino
Jurel
Sardina
Caballa
Sardinella
Jurel
PRINCIPALES
Bacaladilla
Merluza
Migraña
Snipefishes
Bacaladilla
Octavos
Octavos
Snipefishes
Bacaladilla
Espáridos
Cefalopodos
Merluza
Espáridos
Cefalopodos
Merluza
EXTERNOS
EXPORTACIÓN VS
RETENCIÓN
COSTERASUBMARINA
RECURSOS
DEMERSALES
Características de los ecosistemas de las diferentes sub-regiones en el actual proceso de upwelling canario
AM: Aguas del Mar Mediterráneo; ACNA: Agua Central del Atlántico Norte; ACAS: Agua Central del Atlántico Sur; ZOM: Zona de oxigeno mínimo
Fuente: Arístegui, et al., 2009
Este fenómeno oceanográfico, en el contexto canario se produce por el paralelismo existente entre la dirección del viento
‐
dominante de los Alisios (del NE, entre 5 y 9 m s 1)1, y la orientación de la costa noroccidental africana. Este proceso
ocasiona el transporte del agua superficial océano adentro, la cual es reemplazada en la plataforma costera por aguas
subsuperficiales frías y ricas en nutrientes. En consecuencia, se genera en la región costera noroccidental africana una alta
productividad de plancton y peces pelágicos en la capa superior del océano.
La influencia de los eventos de afloramiento costero sobre la región oligotrófica subtropical Atlántico Noreste alcanza por lo
menos 700 km mar adentro2. Las imágenes de satélite y datos in situ proporcionan evidencia de que los filamentos de
surgencia de agua de la subregión marroquí pueden transportar fitoplancton costero hasta 400 km hacia el oeste de la
costa.
El ecosistema de la corriente del afloramiento canario (CANC), que constituye uno de los cuatro principales ecosistemas de
afloramiento de borde este (EBUEs) del mundo, presenta una extraordinaria importancia ecológica, dado que juega un
papel crucial en el ciclo del carbono y nitrógeno en el océano, y aunque se interpretan generalmente como sumideros de
carbono orgánico, con frecuencia se comportan como fuentes de CO2 debido a que el afloramiento de agua fría produce
descarga de CO2 cuando se calienta en la superficie.
Por otra parte, la fuerte variabilidad del afloramiento se produce a escalas desde interanuales a decenales, en asociación
con teleconexiones de mayor escala como la Oscilación del Atlántico Norte (NAO), sin embargo, más del 70% de la
varianza se relaciona con cambios de escala sinóptica (<30 días) debido al forzamiento del viento. Esta variabilidad se
manifiesta en todos los niveles: la hidrodinámica y las propiedades del agua, la producción primaria y secundaria, la
abundancia y composición de especies y la pesca, lo que hace ser una alta prioridad, aunque supone un reto.
El afloramiento inducido por el viento explica el 83% de la variabilidad de la biomasa de fitoplancton y ambos parámetros, se
correlacionaron positivamente con el índice NAO del mismo año. Por otra parte, la variabilidad interanual de la temperatura
1
Kifani S. & Gohin, F. 1992. Dynamique de lupwelling et variabilité spatio‐temporelle de la répartition de la sardine marocaine, Sardina
pilchardus (Walbaum, 1792). Oceanolgica. Acta 15,173‐186.
2
Neuer, S., Freudenthal, T., Davenport, R., Llinás, O., Rueda, M.‐J., Wefer, G. 2002. Seasonality of surface water properties and particle
flux along a productivity gradient of NW Africa. Deep Sea Research II 49, 3561–3576.
9. 3
superficial del mar (SST) es explicada en un 50% por la NAO. No obstante, esta relación no permanece consistente para el
desarrollo local de afloramientos costeros3.
En cuanto a la distribución estacional, el afloramiento costero depende de la estacionalidad de los vientos que lo generan.
La surgencia costera africana es persistente a lo largo del año en el intervalo de 20ºN a 33ºN de latitud, sin embargo, tiene
un ciclo anual relacionado con la variación estacional de los vientos Alisios, que se asocia con el desplazamiento meridional
del anticiclón de las Azores. De tal modo que los vientos Alisios son más intensos en primavera y verano, con un máximo en
julio, coincidiendo a su vez con el máximo desarrollo de afloramiento, y son menos intensos de octubre a marzo, con un
mínimo en diciembre-enero y con un menor desarrollo de afloramiento. Entre las latitudes 12º N y 20º N el afloramiento
muestra un comportamiento claramente estacional que aparece desde finales de otoño a principios de primavera. Al sur de
12º N, la surgencia es casi inexistente durante todo el año.
9.2
SITUACIÓN ACTUAL EN CANARIAS
La demarcación de Canarias abarca la zona de transición entre el afloramiento del noreste de África y el Atlántico
subtropical, y por tanto las aguas superficiales más orientales de dicha demarcación también están afectadas por los
cambios a gran escala que afectan los afloramientos. (IEO, 2012)
Estas islas volcánicas se elevan abruptamente desde el mar (Teide llega a 3.718 m en Tenerife) y constituyen una
barrera para el flujo ecuatorial de la corriente de Canarias y al flujo generado por los vientos Alisios. Así, las islas
juegan un papel clave en la caracterización de la zona de transición entre las zonas de surgencia costera y el mar
abierto. (Gómez-Gesteira et al., 2008)
Las aguas de los afloramientos de la costa noroccidental africana provienen de fuentes distintas (Fig. 2). Al sur de
Cabo Blanco (21ºN), las aguas costeras están constituidas predominantemente por ACSA (rica en nutrientes y baja
salinidad) que aflora a la superficie desde 100‐200 m de profundidad. En tanto que al norte de Cabo Blanco, las aguas
afloradas pertenecen a la masa de ACNA (menos rica en nutrientes y más salada) proveniente de 200‐300 m de
profundidad; ambas masas de agua son originalmente del tipo subsuperficial. Las dos regiones de afloramiento de las
diferentes masas de agua, están separadas por un área de transición distintiva alrededor de la latitud de Cabo Blanco
(Fraga, 1974) que corresponde a un marcado frente termohalino con un contraste de temperatura y salinidad mayor de
3ºC y 1 ups. (Meiners, 2007))
Figura 2. Profundidad (m) de la isoterma de 18ºC como indicador de afloramiento y esquematización de la zona frontal en cuanto al origen de las
aguas de afloramiento a la latitud de Cabo Blanco (20‐21ºN). Tomada de Manríquez & Fraga (1982) . (Meiners, 2007)
3
Helmke, P. 2003. Remote sensing of the Northwest African upwelling and its production dynamics. Tesis doctoral. Universität Bremen,
Alemania. 165 pp.
9. 4
En la sub-región marroquí de la CANC, el transporte Ekman está muy superado por el transporte de alta mar en los
numerosos filamentos asociados con capas, que exportan la producción costera hacia el mar abierto. La interacción
entre los filamentos de surgencia y los remolinos desprendidos de las Islas Canarias, pueden intensificar el transporte
costero-marino de material biogénico o recircularlo de nuevo a la plataforma, pero en todo caso el efecto neto de las
exportaciones parece mejorar. (Arístegui et al, 2009)
La evidencia reciente sugiere que parte de la producción primaria del afloramiento se hunde, y también se puede
perder hacia el mar abierto a través de las capas intermedias y de aguas profundas. Sin embargo, se dispone de
información insuficiente para identificar cualquier patrón de variabilidad regional. (Arístegui et al, 2009)
La información sobre las fluctuaciones a largo plazo está limitada debido a la falta de series de observaciones
suficientemente largas y continuas en el tiempo. Sólo hay unas pocas indicaciones de cambios de escala decenal en la
segunda mitad del siglo XX. (Santos et al, 2005)
TENDENCIAS DEL AFLORAMIENTO 1960-2010
La tendencia general indica un calentamiento generalizado de algunas centésimas de grado por año. La cuestión ahora
es entender los efectos de esta tendencia positiva de la temperatura superficial del mar en los patrones de afloramiento
costero del oeste de la península ibérica (WI). El calentamiento global afecta a las zonas costeras del oeste de la
península ibérica (WI), pero la respuesta no es espacialmente uniforme. Diferentes características mesoescalares
responden a la subida de la temperatura de diferentes maneras. (Relvas et al, 2009)
El patrón de surgencia de la parte sur del oeste de la península ibérica (WI) experimentó una intensificación sustancial
desde 1985, lo que contrasta con un comportamiento más regular más al norte. La intensificación es particularmente
evidente durante los meses de verano (julio a septiembre). (Relvas et al, 2009)
La estimación mundial de biomasa primaria, en promedio, muestra una tendencia decreciente desde 1998 hasta 2007
(Demarcq, 2009), mientras que la productividad en las EBUEs aumenta, a excepción de algunas sub-regiones de la
corriente de Canarias donde se observó una disminución significativa (Arístegui et al. , 2009; Demarcq, 2009; Chávez y
Messie, 2009; Montecino y Lange, 2009). (Fréon et al, 2009)
Observaciones recientes indican que el ecosistema de la corriente del afloramiento canario (CANC) ha estado
experimentando un calentamiento progresivo y una disminución de la productividad en las últimas décadas. (Aristegui
et al, 2009; IEO, 2012), al contrario de los otros tres ecosistemas de afloramiento del mundo que presentan una
tendencia positiva en productividad. (Fréon et al, 2009) Sin embargo, esta tendencia general parece no reflejarse
directamente en las pesquerías del ecosistema CANC. (Arístegui et al, 2009)
En la sub-región marroquí de la CANC, Ould-Dedah et al. (1999)4 realizaron un análisis de los datos de temperatura
media superficial del mar de COADS en cuadriculas de 2x2 en el período 1946-1988. En contraste con la situación
Ibérica llegaron a la conclusión de que las aguas costeras sufrieron un enfriamiento entre 20 y 26ºN. (Aristegui et al,
2009)
Desde 1960 se ha observado un fortalecimiento del afloramiento, consecuencia de un incremento en el gradiente de
presión atmosférico entre el continente africano y el océano; gradiente que a su vez determina los vientos que
producen el afloramiento. (Narayan et al, 2010) Aunque existe controversia (Arístegui et al. 2009) sobre la persistencia
de dicho efecto en el afloramiento de la Corriente de Canarias, su existencia podría enmascarar el calentamiento
encontrado en los sectores más cercanos al afloramiento Canario Sahariano de la demarcación de Canarias. (IEO,
2012)
La tendencia del afloramiento ha sido estudiada por diferentes autores:
o
Bakun5 encontró que los vientos favorables para el afloramiento se habían fortalecido a lo largo del oeste de
la Península Ibérica desde finales de 1940 en adelante.
4
Ould-Dedah, S., Wiseman Jr., W.J., Shaw, R.F., 1999. Spatial and temporal trends of sea surface temperature in the northwest African
region. Oceanologica Acta 22, 265–279.
5 Bakun, A. 1990. Global climate change and intensification of coastal upwelling. Science 247: 198–201.
9. 5
o
Se observó un comportamiento opuesto en la misma zona por Lemos y Pires6, utilizando datos de viento y la
SST desde 1940 hasta 2000.
o
Otros autores han analizado las tendencias en las áreas de surgencia local dentro del afloramiento de la
Corriente de Canarias.
o
McGregor et al.7 observaron un aumento rápido de surgencia durante el siglo XX en la zona del Cabo Ghir.
(Gómez-Gesteira et al., 2008)
Los eventos de afloramiento más intensos corresponden a finales de la década de 1960 y principios de la década de
1970. El afloramiento disminuye progresivamente desde entonces hasta mediados de 1980, cuando una nueva fase
creciente se inicia. Esta fase dura hasta mediados de 1990 cuando una nueva fase decreciente comienza. (GómezGesteira et al., 2008)
Entre 1967 y 2006, se ha observado una fuerte disminución en la intensidad de la surgencia en todas las estaciones.
En particular, en verano (invierno) donde la disminución es del orden de 45% (20%) de la amplitud media del ciclo de
afloramiento. (Gómez-Gesteira et al., 2008)
Figura 3: Patrones estacionales de transporte Ekman (m3 s-1 km-1) entre 1967 y 2006 correspondientes a la temporada de (A) otoño-invierno y (B)
primavera-verano.
Fuente: Gómez-Gesteira et al. 2008
Se midió una intensificación de surgencia desde 1987 hasta 2006 a lo largo de toda la costa del noroeste de África.
Esta intensificación es la consecuencia de un mayor aumento de la temperatura de las aguas mar adentro con respecto
a las aguas costeras. Para el período de tiempo total, el aumento de la temperatura superficial del mar (SST) aguas
costeras / aguas de alta mar oscila entre 1.0/1.8°C y 1.4/2.0°C en Cabo Ghir y Cabo Blanco, respectivamente. Sin
embargo, este cambio no está totalmente correlacionado con un aumento en la tensión del viento paralela a la costa,
que se mantiene prácticamente estable durante el período de 1992 a 2006 (Marcello et al, 2011).
Bode et al. (2009) observaron una disminución continua de la intensidad del afloramiento de la zona norte de la
Corriente de Canarias en los últimos 40 años, asociado con una tendencia al calentamiento de las aguas superficiales.
No se observaron tendencias significativas en la biomasa del fitoplancton durante el mismo período, pero la biomasa
del zooplancton disminuyó en alta mar y aumentó cerca de la costa. La abundancia de diatomeas disminuyó a nivel
regional y el aumento de la biomasa de zooplancton se debe principalmente a especies de aguas templadas. Llegaron
a la conclusión de que la dinámica de plancton refleja los patrones climáticos de la variabilidad. (Fréon et al, 2009)
Se ha investigado la variación temporal de la surgencia costera del Noroeste de África (5-36 º N) durante el período
1987-2006 utilizando la temperatura superficial del mar (SST) con los datos de los satélites NOAA. Las imágenes
correspondientes a cada 5 años se han utilizado para calcular el índice de surgencia costera y la distancia del
afloramiento frontal. El índice de surgencia costera muestra un aumento entre 1987 y 2006 a lo largo de toda la costa
del noroeste de África. Tanto la SST costera como la de alta mar, muestran un incremento desde 1987 hasta 2006,
6
Lemos, R.T. & H.O. Pires. 2004. The upswelling regime off the west Portuguese coast, 1941–2000. Int. J. Climatol. 24: 511–524.
McGregor, H.V., M. Dima, H.W. Fischer & S. Mulitza. 2007. Rapid 20th-century increase in coastal upwelling off northwest Africa.
Science 315: 637–639.
7
9. 6
siendo mayor en las aguas marinas que a lo largo de la costa. El filamento gigante en el Cabo Blanco ha aumentado su
extensión en alta mar desde 1987 hasta 2006 como se ve en la distancia del afloramiento frontal. (Marcello et al, 2008)
9.3
EVOLUCIÓN ESPERADA
La hipótesis de Bakun (1990) sugiere que, debido a que las masas continentales se calientan más que los océanos, el
calentamiento global producirá un reforzamiento de los sistemas de vientos Alisios y por lo tanto un incremento en la
actividad de los afloramientos costeros, aumentando la productividad por ascenso de aguas frías en la costa. De
hecho, los mapas globales de tendencia de temperatura y clorofila de los últimos 20 años confirman esta hipótesis,
excepto en el afloramiento de la Corriente de Canarias. Aquí, y a diferencia de otras corrientes de frontera cercanas a
sistemas de afloramiento (como California, Benguela o Humboldt), se ha producido un calentamiento progresivo y una
disminución de la productividad marina en las últimas décadas. (Aristegui, 2011)
Por otra parte, cambios regionales en los regímenes de viento e intercambios de flujos aire-océano podrían traer
aparejados cambios en los procesos mesoescalares locales que son fundamentales para los ecosistemas existentes.
En el caso de la Demarcación de Canarias, destacan los procesos mesoescalares asociados al afloramiento CanarioSahariano (Figura 4); si bien todavía existe gran incertidumbre sobre si el fortalecimiento del afloramiento llevaría
asociado un incremento en los filamentos y frentes inducidos por el afloramiento. (IEO, 2012)
Figura 4. Salidas del sistema de predicción operacional
a) SST; b) SSS
Fuente: MyOcean (www.myocean.eu). 2011
Es necesario seguir trabajando para que los escenarios de cambio climático mundial puedan ser directamente
aplicables a las respuestas regionales de los ecosistemas de upwelling y otros Los efectos de forzamiento
antropogénico, especialmente, el aumento de la presión pesquera, pero también las invasiones de hábitat, la
eutrofización y las enfermedades, complican el asunto (Verity et al., 2002). El aumento del esfuerzo pesquero y el
consiguiente aumento de la mortalidad de los peces, es probable que aumente la abundancia relativa de los niveles
tróficos más bajos en estos ecosistemas (Pauly et al., 1998) y puede favorecer o exacerbar los cambios de régimen y,
posiblemente, las explosiones poblacionales como se observa en el sistema de upwelling de Canarias. (Fréon et al.
2006)
Se ha sugerido que un mundo más cálido daría lugar a un fuerte gradiente de temperatura tierra-mar, vientos más
fuertes favorables a las surgencias y el aumento de la productividad en los Ecosistemas de Surgencia del Margen Este
(EBUE)8. Recientes observaciones del viento in situ no apoyan de manera uniforme esta hipótesis y el debate
continuará. (Chávez & Messié, 2009)
¿Puede el calentamiento global producir fuertes vientos que aumenten la productividad en los ecosistemas de
surgencias (EBUE)? Fuertes vientos costeros calientes como los que se producen durante los episodios de El Niño
8
Bakun, A., 1990. Global climate change and intensification of coastal ocean upwelling. Science 247 (4939), 198–201.
9. 7
frente a Perú, reducen la productividad por el aumento de la profundidad la nutriclina. Por otro lado las condiciones
glaciales parecen conducir a unas condiciones de baja productividad similares. (Chávez & Messié, 2009)
¿Cómo puede afectar la acidificación de los océanos a los ecosistemas de surgencia (EBUE)? Una gran parte del
dióxido de carbono introducido en la atmósfera por los seres humanos es absorbido por el océano, bajando el pH, lo
que afecta a los ecosistemas marinos de una manera todavía impredecible9. Las EBUE son regiones de bajo pH
resultante de la acidificación natural producida por la bomba biológica10. Los afloramientos de los EBUE traen estas
aguas acidificadas a la superficie dando lugar a una gran variabilidad espacial y temporal en el rango de pH(> 1 unidad
de pH). ¿Cómo afectará, a día de hoy la lenta (<0,01 unidades de pH por año) disminución del pH, a los ecosistemas
EBUE? (Chávez & Messié, 2009)
9.4
PROBABILIDAD
No hay disponibilidad de datos.
9.5
CONSECUENCIAS
La recolección de recursos vivos en los EBUE es importante y para muchos de los países en desarrollo en las costas
EBUE los beneficios económicos y sociales de las mismas son elevados. ¿Cómo se verán afectados estos recursos
con el cambio climático? (Chávez & Messié, 2009)
Los cambios decenales en la intensidad del afloramiento fueron ya descritos para el ecosistema de upwelling de
Canarias y sus consecuencias para las fluctuaciones en la productividad de pequeños peces pelágicos [por ejemplo,
Santos et al., 200511]. Esta variabilidad a gran escala en escalas decenales es de la mayor importancia para los
ecosistemas marinos, ya que puede reorganizar las comunidades y las relaciones tróficas. (Relvas et al, 2009)
9.6
REFERENCIAS BIBLIOGRÁFICAS
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10 Chávez, F.P., Bertrand, A., Guevara, R., Soler, P., Csirke, J., 2008. The northern Humboldt Current System: brief history, present status
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11 Santos, A., A. Kazmin, and A. Peliz (2005), Decadal changes in the Canary upwelling system as revealed by satellite observations: Their
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GAPS (FALTA DE INFORMACIÓN)
‐
A la hora de describir las tendencias en las condiciones hidrográficas que puedan estar teniendo lugar a causa del cambio
climático, el principal problema es que los programas de monitorización y los registros de series temporales son relativamente
recientes. En este sentido, ni siquiera se ha determinado con precisión cuáles son los regímenes normales (climatológicos) de
corrientes marinas en las plataformas continentales ni en el océano intermedio o profundo. Por tanto es necesario mantener y
optimizar los programas de monitorización existentes y que nuestro país se involucre a fondo en las diferentes iniciativas
internacionales que persiguen la creación de un sistema global integrado de observación de la tierra. (IEO, 2012)
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La conclusión que emerge de este análisis es que, a pesar de la variabilidad geográfica parece jugar un papel clave en la
oceanografía y las pesquerías el conjunto de la región CANC, muchos procesos regionales integrados siguen siendo poco
conocidos o comprendidos debido a los limitados y desequilibrados esfuerzos de investigación realizados en diferentes áreas.
(Aristegui et al, 2009)
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El papel del zooplancton en la dinámica del ecosistema de upwelling y su relación con la producción de pescado necesita más
estudios. (Chávez & Messié, 2009)
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Sigue siendo necesaria la recolección de información integrada y sistemas de gestión que permitirán tomar decisiones con
decisión y confianza. La recopilación continúa de series temporales in situ y por satélite, junto con los estudios de procesos
para resolver los enigmas y ofrecer modelos con parametrizaciones precisos son fundamentales en este sentido. (Chávez &
Messié, 2009)
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El krill es reiteradamente mencionado como clave dada su importancia para los peces y otros depredadores (aves marinas,
ballenas), pero la información sobre el mismo tiene serias carencias. Los esfuerzos para integrar esta información dentro y
entre EBUE debe ser una prioridad. (Chávez & Messié, 2009)
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Debido a que muchas de las respuestas del océano al incremento de CO2 no son lineales, sino que están conectadas y
sometidas a procesos de retroalimentación, la magnitud de la respuesta del océano ante el cambio climático es incierta y
variable a nivel regional. Para poder entender y predecir estos cambios se necesita de un esfuerzo concertado y (sobre todo)
mantenido a lo largo del tiempo, llevando a cabo estudios en “estaciones seriales” de variables físicas, biogeoquímicas y del
funcionamiento del ecosistema pelágico. (Arístegui, 2011)
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Fréon et al (2009) incluye al final del articulo una gran cantidad de líneas de trabajo futuras relacionadas con los ecosistemas
de surgencia o upwelling.
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