La productividad primaria regional de los océanos se mide por el crecimiento y la reproducción de algas y otras plantas (véanse los análisis de Smith 1978; Ursin 1982; Pauly y Tsukayama 1987, Pauly et al 1989; Longhurst 1995; Longhurst et al. 1995; Polovina, Mitchum y Evans 1995; Ware 1995; Sharp, Klyashtorin y Goodridge 2001a,b; 2002). Como sucede en los huertos, el crecimiento es el resultado de una compleja combinación de alimentos disponibles, luz y temperatura. El océano, y por consiguiente las plantas que crecen en él, responden a las condiciones meteorológicas locales, como la velocidad del viento, la nubosidad y la luz solar incidente. La producción primaria es sólo la primera de las varias etapas por las que pasa la transformación de los nutrientes y el dióxido de carbono en los elementos constitutivos de células vivas.
Para facilitar la comprensión de la dinámica a escala ecológica y regional, seguiremos centrándonos en el COADS, destacando los períodos en que la transición es más evidente en los datos disponibles, por ejemplo sobre las pesquerías de sardina del Pacífico o del África noroccidental. La velocidad del viento está directamente relacionada con la energía térmica (temperatura) y con la dinámica del ciclo hidrológico mundial que se deriva de ella. Existen muchas mediciones indirectas de la situación climática en las diversas regiones. Describiremos algunos análisis basados en diferentes índices relativos a la atmósfera y el viento. Entre los resultados de la dinámica clima-océano-atmósfera-biosfera cabe citar los cambios observados en la velocidad de rotación de la Tierra o longitud negativa del día (-LOD). El examen que se ofrece a continuación tiene por objeto promover el conocimiento general de estos procesos jerarquizados, de sus mediciones indirectas y de las diversas escalas temporales y espaciales que es necesario considerar para adoptar las decisiones más acertadas.
Los estudiosos de la pesca del siglo XX han ofrecido abundantes ejemplos y documentación que demuestran que la dinámica de las pesquerías incluye muchos otros factores además de los peces y los pescadores (véanse los análisis de Hjort (1914, 1926), Revelle (nota de 1947 sobre John Isaacs, citada in Scheiber 1990), Bakun et al. (1982), Bakun (1996), Sharp y Csirke (1983), Csirke y Sharp (1983), Glantz (1992), Sharp (1997), Boehlert y Schumacher (1997), entre muchos otros). La tesis de todos ellos es que los océanos, y por consiguiente las pesquerías, están relacionados con procesos dinámicos y fuerzas remotas a una escala más amplia. Estas fuerzas y procesos combinados tienden a descender de nivel hasta que alcanzan la importantísima escala local en la que tienen lugar los procesos fundamentales del ciclo biológico de los peces. Para responder a las preguntas relacionadas con las pesquerías, se han realizado mediciones locales y regionales bastante directas de una variedad de factores tales como la velocidad del viento, las corrientes ascendentes y descendentes, la producción primaria y las interacciones entre especies. Esta disciplina se ha desarrollado lentamente y con total independencia de la limnología. Está basada en estudios de laboratorio y de campo sobre las primeras fases de la historia de los peces marinos (véase la reseña en Sharp 1981a, 2000). La ecología de los sistemas ha llegado finalmente al ámbito pragmático de la ordenación pesquera.
Casi todas las especies oceánicas prosperan cuando la temperatura se sitúa en la parte intermedia de su intervalo de tolerancias (véase la Figura 14, en la que los ecoestratos más comunes se representan mediante diferentes colores). Para casi todas las especies locales, el estrés térmico aumenta a medida que se alcanzan o superan las temperaturas extremas de frío o calor (Sharp 1998). La producción primaria está impulsada por los procesos estacionales, modulados por el viento y el nivel de luz, y a menudo es más activa en los puntos de contacto de esos «compartimentos». Las especies con tolerancias más amplias suelen tener características fisiológicas y anatómicas peculiares y la evolución de muchas de ellas les ha llevado a alcanzar grandes dimensiones en la edad adulta y a realizar grandes migraciones. Realmente no se puede generalizar en cuanto al lugar de la cadena alimentaria en que hay más probabilidades de encontrar esas especies, ya que la mayoría de los peces comienzan siendo de pequeño tamaño y ocupando los niveles más bajos de la cadena trófica, y van ascendiendo progresivamente en ésta. Otros, como los misticetos o ballenas de barbas, los tiburones ballena y las mantas rayas, nunca superan la necesidad de filtrar los organismos planctónicos que constituyen su alimento. Estas especies prosperan dentro de unos límites, aunque las tortugas marinas se alimentan sobre todo de medusas que contienen un 90 por ciento de agua, lo que parece imposible.
Figura 14 Aquí se ofrecen proyecciones estacionales para las zonas climáticas de los océanos de todo el mundo en mayo y noviembre, meses en que las señales estacionales son más marcadas. Las zonas de transición entre las temperaturas climatológicas a 30 metros de profundidad, es decir, donde los gradientes térmicos son más pronunciados, forman los compartimentos naturales de las ecotemperaturas o ecotomos. Los límites de las temperaturas dentro de los cuales han evolucionado los diversos ecosistemas oceánicos son >26ºC; 23ºC; 20ºC; 14ºC; 9ºC; 5ºC; y 2ºC. A 90 metros de profundidad, las limitaciones de la producción primaria relacionadas con la luz y la temperatura son mayores que las que impone la temperatura de la superficie del mar por sí sola. La productividad estacional general de cada ecotomo responde a unas interacciones dinámicas de orden físico y ecológico.
La cadena de predadores-presas, conocida como cadena alimentaria, comienza después de estas transformaciones químicas iniciales inducidas por la luz, y transmite energía y materia a lo largo de la pirámide trófica, y desde ésta al ecosistema más amplio. En todos los ecosistemas acuáticos, la producción primaria es estacional, ya que los vientos, los niveles de luz y los nutrientes necesarios varían con el tiempo en función de las condiciones meteorológicas y el clima. Aquí encontramos las primera conexiones con la variabilidad biológica. Los resultados de los estudios sobre los paleoclimas, los paleosedimentos y el clima indican claramente que el cambio climático y las respuestas ecológicas de los océanos siguen unos patrones mundiales. Por ejemplo, estudios de sedimentos anóxicos no alterados, procedentes de la cuenca de Santa Bárbara, frente a las costas de Los Ángeles, proporcionaron una secuencia dinámica de los cambios en la abundancia de sardinas, anchoas y otros peces durante cerca de dos mil años (véanse Soutar e Isaacs 1974, Baumgartner et al. 1989, Sharp 1992b) que obviamente no estuvieron inducidos por las respectivas pesquerías, ya que ninguna de ellas existía antes de finales del siglo XIX.
Como la mayoría de los datos procedentes de mediciones instrumentales abarca desde 1950 o una fecha posterior hasta el presente, es fácil que los análisis y gráficos realizados para presentar las tendencias observadas en estas series breves muy a menudo estén fuera de contexto o induzcan a error en cuanto a los patrones climáticos futuros. La clave para comprender las relaciones entre las observaciones realizadas a una escala temporal muy amplia y los conjuntos de datos relativos a períodos más breves utilizados por los entusiastas del calentamiento mundial consiste en comparar la variabilidad relativa de las secuencias más largas y más cortas, tomando como base una escala uniforme. Es importante tener presente que el período de los últimos 50 años, para el que existen numerosos datos climáticos, se caracteriza por su falta de dinámica y su poca variación en comparación con los datos relativos a un siglo o a un período más largo. A pesar de los cambios en el balance energético de la Tierra a más largo plazo los patrones climáticos estacionales parecen ser bastante estables, si bien hay pruebas evidentes de que éstos pueden cambiar de un extremo a otro en un período muy corto (es decir, algunos decenios: véanse Shen et al. 1992; Southward, Butler y Pennycuick 1975; Southward, Balch y Mattock 1988; Allen y Anderson 1993). Estas variaciones son los denominados cambios climáticos. El clima es el patrón estacional medio previsible a largo plazo, mientras que las condiciones meteorológicas son los fenómenos estacionales más variables que pueden observarse. Los continuos fracasos de los modelos de ordenación de los recursos se han producido por no haber tenido en cuenta estas dinámicas y los contextos de sus pesquerías (por ejemplo, los de Gulland 1983 y Hilborn y Walters 1992, examinados en Sharp 2000).
1. Los sistemas tropicales constituyen uno de los mejores ejemplos de beneficiarios generales de la intensificación de los procesos o cambios climáticos, porque sus límites se expanden o se contraen en función de éstos, pero las zonas interiores cercanas al ecuador sufren pocas variaciones que constituyan una amenaza para una determinada dinámica ecológica. Los enormes sistemas de arrecifes y plataformas tropicales se definen mucho mejor por su capacidad de hacer frente a cambios rápidos. Conviene recordar que incluso el sistema de la Gran Barrera de Arrecifes es un fenómeno relativamente reciente del calentamiento mundial que se ha producido desde la última epoca glacial, hace sólo 18.000 años. La subida del nivel del mar en unos 130 metros no ha sido un obstáculo, sino que más bien ha creado un nuevo substrato que ha permitido a este gran sistema ampliar su variedad ecológica.
a) Las islas y los montes submarinos con actividad volcánica presentan unas turbulencias denominadas columnas de Taylor que proporcionan a las especies oceánicas regionales una combinación de columnas de agua y nutrientes que, a su vez, crea las condiciones para una producción constante o en ocasiones estacional. Dentro de estas columnas y en torno a ellas hay una asombrosa cantidad de especies que interactúan y proliferan. Según su ubicación y su zona climática, los arrecifes dan cobijo a un número increíble de especies; algunos de los mayores organismos sésiles, como la almeja gigante Tridacna, alcanzan enormes dimensiones y son muy longevos, mientras que otros viven menos tiempo y tienen una existencia más agitada, porque deben luchar por avanzar en la jerarquía de tamaños y abandonar un nicho o «refugio» para pasar al siguiente, a medida que quedan expuestos a la depredación de arriba abajo (Polovina 1984a,b).
b) Las especies oceánicas migratorias, como las lampugas y escómbridos, tienen también una tasa de crecimiento asombrosa y un apetito voraz que les mantiene en movimiento continuo a lo largo de su vida, buscando presas cada vez mayores (Abbes y Bard 1999, Bertrand y Josse 1999). Las corrientes, los vientos estacionales y las tormentas ocasionales afectan sin duda al reclutamiento local de la mayoría de los peces de islas y arrecifes, pero casi todas las especies tienden a quedarse donde están cuando llegan a la edad adulta. Los ejemplares jóvenes, que viven en la superficie o cerca de ésta, donde se mueven al compás de los vientos, son transportados desde el hábitat en que se criaron para acabar siendo devorados o encontrando un «hueco» que rellenar. Es probable que las tasas de mortalidad de todas las especies que viven en los arrecifes sean extraordinariamente altas. Pero tal vez sea preferible plantear así el problema: las tasas de supervivencia son irregulares y, en el mejor de los casos, muy bajas.
Figura 15 Las trombas de agua y los estratocúmulos se caracterizan por células de convección profunda muy activas procedentes de la superficie del océano. La energía de éste, en forma de vapor de agua, se transfiere a la atmósfera, desde donde es transportada hacia abajo y hacia los polos.
c) La convección profunda (Figura 15) que se observa en los océanos ecuatoriales cálidos y en la zona de convergencia intertropical (ZCIT) difiere, desde el punto de vista conceptual, del forzamiento provocado por el viento de superficie que induce la pérdida de calor, predominantemente por evaporación, en latitudes más altas, y los posteriores cambios de energía en las capas superiores del océano. La nubosidad es la principal fuerza motriz de la retención de calor en las latitudes más altas, mientras que en las zonas cercanas al ecuador predominan la dinámica de las capas marinas, la capacidad superior de evaporación del agua y una inversión nocturna y un secuestro de la carga de calor del océano tropical bastante rápidos (especialmente cuando las temperaturas de la superficie del mar son superiores a 27,5ºC). Esto significa que, bajo la capa de nubes nocturna, aumenta la profundidad del océano tropical y crece su hábitat. Los depredadores de los océanos tropicales, como los atunes, las agujas y los mamíferos marinos, sacan diversas ventajas de las zonas de transición sumamente móviles en las que los gradientes de temperatura establecen los límites de los ecotomos. Esos gradientes inducen a su vez concentraciones de nutrientes, un aumento de la producción primaria y de las especies planctónicas, y agregaciones de depredadores, grandes y pequeños. También generan diferencias en la presión superficial y por consiguiente en los vientos que afectan a la convergencia y la divergencia, que son ambas fuerzas importantes en la interacción ecológica, y a la producción y vulnerabilidad de las pesquerías.
Durante los episodios cálidos del ENSO, la ZCIT se orienta hacia el ecuador, es decir, dura más en el sur de América central y el norte de África, y provoca grandes cambios en los patrones hidrológicos y en el régimen de precipitaciones en tierra, así como variaciones en la ubicación estacional de las características oceánicas. Esta dinámica de las condiciones meteorológicas ofrece un conjunto de nuevas oportunidades. Fenómenos climáticos como los episodios cálido y frío del ENSO promueven diferentes niveles de productividad. Los episodios cálidos y la escorrentía de agua dulce originan a menudo espectaculares proliferaciones de algas que en ocasiones provocan anoxia o efectos tóxicos y una mortandad posterior de peces como resultado de la cual hay una rápida transmisión de energía a las formas tróficas inferiores. Esto da lugar, en cierta medida, a una reutilización dirigida de los nutrientes que no pasa por la ruta de la depredación de arriba abajo. Las islas donde hay guano son especialmente importantes para la producción local. Los invertebrados bénticos e insulares pueden beneficiarse en ellas de aumentos esporádicos de los recursos alimentarios que les ayudan a alcanzar un volumen de población alto gracias a una mayor reproducción y a una dispersión excepcional relacionada con las corrientes. Las corrientes irregulares pueden favorecer el establecimiento en hábitat dispersos o depauperados de colonias que tal vez no atraigan lo suficientemente a los depredadores para alejarlos de zonas costeras e insulares más densamente pobladas, permitiendo de ese modo una futura repoblación a pesar de la anoxia, las toxinas o la proliferación de depredadores.
2A. Ecosistemas subtropicales de transición. Se trata de sistemas de pesquerías bien documentados. La brusca disminución de la sardina de California en el período de 1940-50, y más tarde de la anchoveta peruana a comienzos del decenio de 1970 dieron lugar a una intensificación de los estudios sobre las corrientes del margen oriental (véanse las reseñas de Schwartzlose et al. 1999, Sharp 2000). A lo largo de este siglo, las enseñanzas de los estudios sobre las pesquerías regionales se extrapolaron a todo el mundo y se aplicaron por analogía a muchas especies tanto costeras como de alta mar. La fuerte reducción del bacalao y otras importantes pesquerías en el Atlántico noroccidental en el decenio de 1980 provocaron un nuevo cambio de orientación, cuando el público acabó por comprender que la ordenación de los recursos vivos requiere algo más que unos buenos conocimientos científicos. La formulación de políticas es al menos tan importante como las estadísticas sobre capturas o unos métodos de estudio de las pesquerías mal concebidos. Unos programas excesivamente ambiciosos de desarrollo de la flota parecen ser el denominador común de las crisis actuales, al haber impulsado los gobiernos de los países y los programas de ayuda exterior un aumento de las capturas a pesar de las evidentes señales biológicas y económicas de que se han alcanzado o superado los límites.
a) Las corrientes de California y Humboldt comparten una variedad asombrosa de especies y una periodicidad cíclica de su distribución y abundancia, pero se diferencian enormemente en su producción potencial. Durante el período de 1930-40, las capturas máximas de sardina en aguas de California variaron entre 500.000 y 700.000 toneladas al año, mientras que las de anchoa alcanzaron su volumen máximo a comienzos del decenio de 1980 con unas 300.000 toneladas. El nivel de la pesquería de sardinas de California se mantuvo bajo, mientras que la del Golfo de California empezó a crecer hacia 1980 y alcanzó su punto culminante, con algo más de 250.000 toneladas, en 1988, aunque en 1996-97 aumentó de nuevo a unas 200.000 toneladas. Las capturas de sardinas realizadas desde 1960 por las flotas de la Isla Cedros y de la Bahía Magdalena en las costas occidentales de la Baja California han ascendido a un total de 10.000 a 35.000 toneladas. El total de las capturas de sardinas de California, que ahora se extienden desde la Baja California hasta la Columbia Británica, se han estabilizado en unas 360.000 toneladas.
b) En las tres regiones productoras de sardinas y anchoas situadas frente a las costas del norte del Perú, del sur del Perú y el norte de Chile y del centro de Chile, a comienzos de 1970 las capturas alcanzaron un volumen máximo de 12 millones de anchoas (procedentes en su mayor parte del norte del Perú), pero a partir de entonces descendieron considerablemente. Los desembarques de sardinas sudamericanas, que eran casi nulos, empezaron a aumentar hacia 1976 y legaron a su punto culminante hacia 1976, después de que esta especie hubiera colonizado de nuevo las tres regiones, hasta alcanzar los 12 millones de toneladas en 1984-85. Actualmente las capturas ascienden en total a algo más de 400.000 toneladas. Mientras tanto, los desembarques de anchoveta sudamericana han sido de unos 8 millones de toneladas al año, salvo en 1988, en que un fenómeno de El Niño muy acusado hizo que los desembarques descendieran a menos de 1,7 millones de toneladas.
c) El jurel, que coexiste en la región costera con estas otras dos especies pelágicas, de las que se alimenta, parece haber experimentado un auge similar en un período ligeramente más amplio. Esta especie se extiende desde las zonas de alimentación del litoral, junto a la zona de convergencia del viento del oeste procedente del centro de Chile, hasta Nueva Zelandia y el mar de Tasmania. Las primeras muestras de museo están fechadas en Nueva Zelandia en 1946. La proliferación más reciente, seguida de una ampliación de su distribución geográfica y más tarde de una fuerte reducción, tuvo lugar desde mediados del decenio de 1980 hasta 1995, año en que se notificaron unas capturas de cerca de 5 millones de toneladas.
d) Las pesquerías de Sudáfrica y Namibia muestran patrones de proliferación y brusca disminución similares a las del Japón y Sudamérica, con dos centros de producción primaria situados uno en la región del Cabo y el otro al norte de la Bahía de Walvis. Ambas son regiones con una fuerte corriente ascendente costera, aunque la región del Cabo está más directamente sometida a la influencia de la dinámica del ENSO del Océano Índico. El transporte directo hacia el sur de agua cálida de las capas superficiales desde Indonesia a Sudáfrica, como consecuencia de los episodios cálidos del ENSO, da lugar a períodos prolongados de calentamiento y enfriamiento de las aguas litorales que crean oportunidades muy diferentes para las dos especies pelágicas dominantes y sus depredadores.
e) Fréon (1984) y Belvèze y Erzini (1983) estudiaron las relaciones entre las corrientes ascendentes (velocidad y dirección del viento) y los cambios en las capturas de sardinas en las aguas del África occidental durante el mismo período examinado por Gray y Scheaffer (1991) en la Figura 16, y describieron la relación entre los procesos de transición de 1969-1971 y las variaciones en la producción de las pesquerías de la región. Esos resultados, al igual que los de otros sistemas de corrientes del margen oriental, no sorprenderían actualmente a nadie. De hecho, casi todas las demás pesquerías experimentan variaciones similares en su régimen, como veremos más adelante.
Figura 16 Esta figura da una idea de las variaciones observadas a finales del decenio de 1960 en el clima regional del Sahel, al este del sistema de pesquerías de la corriente ascendente del litoral de Marruecos, sobre la base de estudios de Gray y Scheaffer (1991).
2B. Márgenes occidentales - Las corrientes del Golfo, del Brasil y de Kuroshivo tienen muy poco en común, ya sea en cuanto a la variedad de especies o a los niveles de productividad. Las costas de la Bahía del Atlántico Sur y del Golfo de México proporcionan a Norteamérica una de sus mayores pesquerías de lacha. Las diversas especies depredadoras (atunes, agujas, lubinas estriadas, etc.) que constituyen el grueso de las pesquerías de la región son estacionales, y responden a los ciclos anuales de producción inducidos por las corrientes ascendentes del litoral. La corriente del Brasil está muy cercana a la costa, lo que ocasiona un ambiente mucho más cálido y tropical al ser la influencia del agua dulce que vierten el Amazonas y otros ríos mucho mayor que la observada en las otras dos regiones. La sardinela del Brasil es la única especie equivalente; sus capturas, que son mucho menos variables, tienden a oscilar entre 100.000 y 200.000 toneladas al año.
a) El Pacífico noroccidental linda con la denominada «piscina caliente» y responde a esa dinámica, mientras que el mar del Japón está también directamente influenciado por la corriente fría de Oyashu, que proviene de la región polar y tiene su propio ritmo a escala decenal. El ciclo de la sardina, que ha sido bien descrito, muestra el mismo patrón que la anchoa en lo que concierne a la abundancia regional. La sardina parece beneficiarse de una influencia del sur más firme, que hace que las temperaturas se eleven en el mar del Japón y a lo largo de las costas orientales de Corea y el Japón, mientras que las anchoas y el arenque de Hokaido parecen prosperar con una mayor influencia del norte, cuando la corriente de Oyashu es más fuerte y Hohaido y el mar del Jaón están sujetos a la afluencia de aguas más frías procedentes del norte. En 1998 los desembarques de anchoa japonesa ascendieron a más de 2 millones de toneladas, en comparación con el millón de toneladas capturadas por las flotas de China y Taiwán. Los desembarques de sardina japonesa alcanzaron su punto culminante a finales del decenio de 1980 con unos 5,5 millones de toneladas, y descendieron constantemente a partir de entonces hasta situarse en torno a 300.000-500.000 toneladas en los últimos años (véase la Figura 7).
b) Como se ha señalado, la dinámica del mar de Arabia-Somalia depende directamente del monzón, al igual que las diversas pesquerías existentes en esta región extremadamente estacional y productiva. La sardinela abunda en la región, pero sus pesquerías son insignificantes, y las que existen son estacionales, ya que les afecta la anoxia literal debida al excesivo desarrollo de las algas bajo la influencia de los vientos monzónicos. La sardinela se ve abocada a entrar en los estuarios, a emigrar a lugares más propicios o a morir. Sus depredadores se enfrentan con situaciones similares, a las que son incluso más sensibles, por lo que sus migraciones reflejan la dinámica estacional de la región; abandonan las regiones costeras afectadas en busca de condiciones oceánicas más favorables, lo que crea recursos abundantes para las numerosas comunidades insulares de la región.
3. Zonas templadas y giros oceánicos - Los ecosistemas oceánicos subpolares parecen responder perfectamente a todas las etapas y fases del forzamiento climático. El mar del Norte es otro hábitat excepcional, del que la mayoría de las especies que lo ocupan actualmente estuvieron excluidas durante miles de años en la última época glacial. La recolonización y el desarrollo, en ese entorno relativamente llano, de las numerosas especies que han pasado a ser los recursos pesqueros básicos para la alimentación de muchos y muy diversos grupos culturales constituyen un proceso sumamente interesante. También en este caso, las especies que constituyen los principales recursos pesqueros parecen estar especialmente adaptadas para beneficiarse de los cambios climáticos a corto plazo. Este hecho resulta también muy revelador.
a) Las pesquerías del Atlántico nororiental y del mar del Norte fueron el punto del que partieron las primeras investigaciones en su largo viaje hacia la comprensión de las relaciones entre el clima y las pesquerías. Southward, Butler y Pennycuick (1975) describieron las variaciones observadas en el Canal de la Mancha en la cantidad de huevos de sardina y plancton, es decir en la parte más cercana a la base de la cadena alimentaria, variaciones que están sincronizadas con lo que se ha denominado el «ciclo de Russell» (véase Russell 1973 - Figura 17 de la próxima sección). Cushing y Dickson (1976) examinaron el estado de los conocimientos sobre la respuesta de las pesquerías del Atlántico Norte a las fuerzas climáticas, y llegaron a diversas conclusiones. Por ejemplo, reconocieron que las diferentes regiones estaban «conectadas» por los procesos atmosféricos y que existían diversos «estados» que variaban con arreglo a diferentes escalas temporales.
b) Cushing (1982) se valió del creciente número de recopilaciones disponibles para avanzar en la integración de los conjuntos de información procedentes de diversos lugares del mundo. Especialmente valiosas fueron sus interpretaciones de los desplazamientos de los animales hacia el norte durante el período cálido comprendido entre el decenio de 1920 y el de 1940. Identificó diversos patrones de transporte de las distintas especies en función de los cambios en la dirección del viento de superficie y de la intensificación de las corrientes, y mostró que las especies oceánicas respondieron claramente a la expansión de sus hábitat más cálidos hacia latitudes más altas. Un análisis del capítulo 5 de su obra y de los cuadros correspondientes constituye una buena base para pronosticar el comportamiento de los peces como respuesta al calentamiento en determinadas regiones. Ahora sabemos que las observaciones de esta índole son inestimables.
c) Más recientemente, Alheit y Hagen (1997) describieron la relación de las pesquerías europeas de arenques y sardinas con las condiciones meteorológicas invernales y la influencia de la oscilación del Atlántico Norte (NAO). La historia de las pesquerías de arenque de la región de Bohuslan, que une el mar Báltico con el mar del Norte, ofrece una serie de enseñanzas que es imprescindible conocer. La Figura 6 muestra los períodos aproximados de la aparición y desaparición del arenque del Báltico. Alheit y Hagen indican diversos períodos de inviernos rigurosos - caracterizados por la afluencia de aguas dulces y la posterior inversión y anoxia en la región del mar Báltico - que obligaron a esos peces a ir en busca de medios marinos más favorables a través de la región de Bohuslan, donde hay profundos fiordos. Hubo períodos de un decenio de duración en que los arenques se encontraban en aguas litorales, donde eran capturados con artes de playa y redes fijas, y otros en que era imposible capturarlos cerca de las costas. Esta situación cambió cuando se adoptó la red de cerco y los pescadores consiguieron más movilidad.
Figura 17 Los datos que aquí se ofrecen, tomados de Southward (1974a,b) y de Southward, Butler y Pennycuick (1975), muestran una variación bipolar (ciclo de Russell) en la fauna del Canal de la Mancha que comenzó hacia 1938 y se invirtió a finales del decenio de 1960.
La sardina europea prefiere un hábitat más cálido que el de los arenques, y se han observado periodos de abundancia de esta especie que se alternan con las pesquerías del arenque de Bohuslan. Las pesquerías de arenque de Noruega, que desova en primavera, siguen un patrón similar al de la sardina. Las oscilaciones parecen estar vinculadas al rigor de los inviernos, forzado por una NAO baja como respuesta a unas bajas presiones al nivel del mar frente a las costas de Islandia que permiten la entrada de masas de aire frío procedentes de Siberia. Esa NAO baja se alterna con una NAO alta que favorece la afluencia de vientos del oeste, los cuales impiden el paso de las masas de aire siberianas y traen aire más cálido del Atlántico Norte.
Esos dos estados de la NAO tienen consecuencias en cierto modo opuestas en el Atlántico noroccidental, ya que la NAO alta atrae masas de aire frío procedentes de la región de Alaska-Groenlandia que fuerzan la corriente del Labrador y potencian sus efectos de enfriamiento y subsidencia, dando lugar probablemente a los ciclos del bacalao y el arenque en la región del Canadá y los Estados Unidos. Fuerzas similares actúan en el mar del Japón, donde el arenque va y viene desde las costas de Corea del Norte, alternándose con los períodos de la sardina anteriormente descritos. Estas dinámicas se describen detalladamente en Kawasaki et al. (1991).
d) El concepto de giros oceánicos ha sido desestimado por muchos estudiosos de las pesquerías, debido a que la oceanografía biológica ha descrito esas regiones como desiertos oceánicos por la escasa producción primaria que se ha observado en ellas. Sin embargo, un examen de las series cronológicas sobre la pesca con palangre (Fonteneau 1997, reseñado en Sharp 2001) muestra una situación muy diferente. La pregunta que se plantea es la siguiente: «Si estos giros son tan poco productivos, ¿por qué hay tantos cientos de miles de toneladas de peces y mamíferos marinos depredadores que desovan, se alimentan y prosperan en ellos?» Por supuesto, los buenos resultados de la pesca se deben en gran parte al forzamiento estacional y a la consiguiente disponibilidad de las diversas especies que caen en sus redes (véanse Hela y Laevastu 1971; Sharp1976, 1978; Marsac y Hallier 1991; Abbes y Bard 1999). La mayoría de estos peces y sus presas viven en las profundidades del océano.
4. Las especies polares o de las profundidades del océano son el grupo de especies de peces que peor se conocen. Es difícil tener acceso todo el año a los peces de altitudes muy altas; hasta el desarrollo relativamente reciente de la Antártida, su pesca se realizaba esencialmente con fines de subsistencia. Los peces que viven en las profundidades del océano también son poco conocidos. La longevidad de algunas de esas especies tiene tintes casi mitológicos, al haberse estimado que algunas de ellas viven más de 200 años. Sin embargo, se sabe que muchas otras especies de aguas profundas, en particular los moluscos decápodos, tienen un ciclo biológico anual o relativamente limitado. Es muy difícil evaluar el éxito del reclutamiento anual del grupo de especies árticas y de aguas profundas, ya que las clases anuales tienden a confundirse, y se plantea además la compleja cuestión de calcular la edad de los individuos (Gauldie et al.1991; Gauldie y Sharp 2001).
Es obvio que los habitantes de latitudes muy altas y océanos muy profundos son los que menos han de preocuparse por las posibles épocas de enfriamiento climático. Sin embargo, podrían afectarles las épocas de fuerte calentamiento, por la simple razón de que muchos depredadores, reaccionando igualmente a los efectos de concentración debidos a la expansión de las zonas climáticas más cálidas, invadirían su hábitat más reducido. El resultado sería un acortamiento de las distancias, y por consiguiente unos gradientes más pronunciados entre los diversos compartimentos ecológicos del océano, definidos por los intervalos de temperatura dentro de los gradientes. La mayoría de los peces de aguas profundas simplemente están fueran del alcance de las pesquerías comerciales debido a su carácter relativamente difuso. Una de las pesquerías más productivas del mundo es la de abadejo de Alaska, que produce unos 4 millones de toneladas al año. Teniendo en cuenta que la especie es omnívora y fundamentalmente caníbal, no parece probable que su relativa abundancia cambie mucho, salvo por una excesiva orientación a los grupos de alevines, si éstos se concentraran como consecuencia del conjunto de presiones ecológicas y fisiológicas antes descritas.
Hay algunas preguntas a las que es necesario responder, especialmente sobre la aparente sincronía de muchos de los cambios de régimen observados a escala hemisférica o de cuencas oceánicas. Lo que hemos de hacer ahora es examinar detenidamente el forzamiento polar.
En la obra de Leroux (1998) titulada Dynamic Analysis of Weather and Climate se indican las conexiones más probables con los episodios de enfriamiento polar, puestos de manifiesto en lo que Leroux denomina anticiclones polares móviles, que define como «enormes discos de aire denso que son los principales responsables de las variaciones en la presión, la velocidad y dirección de los vientos, la temperatura, la humedad, la nubosidad y las lluvias.» Esos anticiclones son el resultado de la pérdida de calor polar, que enfría el aire, causa subsidencia y crea un aire frío denso que se desplaza hacia el este y hacia el Ecuador, en interacción con la tierra y los océanos (según se describió anteriormente en los casos de la sardina y el arenque europeos). Estas masas de aire frío denso se cargan de calor superficial y de humedad y continúan su viaje hacia latitudes más cálidas. Cuando reúnen suficiente energía, pueden establecer con el tiempo una interacción con la atmósfera tropical húmeda y sumamente activa, que es a su vez la consecuencia de la convección profunda que existe a lo largo de la zona de convergencia intertropical y la piscina caliente en el Océano Pacífico occidental y el Océano Índico oriental. El resultado final de estos procesos generados por la convección profunda es la transferencia de calor ecuatorial a los polos. Leroux (1998) enumera las razones por las que es necesario prestar la máxima atención a las capas inferiores de la troposfera, en particular las que están en contacto con nuestro planeta, al explicar la dinámica local de las condiciones meteorológicas y el forzamiento oceánico:
«son las más densas, al estar la mitad de la atmósfera contenida en los primeros 5.500 metros ...;
contienen casi todo el vapor de agua que interviene en la lluvia y el suministro de energía, así como los gases de efecto invernadero que incluyen vapor de agua, siendo el efecto de invernadero imperceptible por encima de los 5.000 metros;
paradójicamente, la principal fuente de calor no es el Sol, sino la superficie de la Tierra, que calienta la atmósfera, interacciones que se derivan de las diferencias en los sustratos, los gradientes térmicos, las depresiones térmicas profundas y la enorme circulación horizontal;
entre los factores geográficos, el relieve orográfico, conjuntamente con la distribución de los océanos y los continentes, actúa sobre la temperatura de la superficie y es un poderoso factor aerológico, que determina la trayectoria de un gran número de intercambios meridionales.»
Leroux expone diversos argumentos que demuestranla importancia de los anticiclones polares móviles. Además formula la hipótesis de que éstos regulan las perpetuas variaciones de las condiciones meteorológicas y la variabilidad climática a todas las escalas temporales. En último extremo, todo ello está relacionado también con la velocidad de rotación de la Tierra a largo plazo, es decir con las variaciones de la longitud negativa del día, ya que todas las interacciones tienen que ver con el vapor de agua que se desplaza de la superficie de la Tierra a la atmósfera y con los diversos intercambios de energía debidos a los movimientos contrarios de las capas inferiores de la atmósfera y el sistema de tierras y océanos, que se examinarán detenidamente más adelante.
Las consecuencias ecológicas son múltiples, desde las inundaciones, sequías y nubosidad estacionales que modifican la productividad de la tierra, hasta las corrientes ascendentes oceánicas inducidas por la velocidad y dirección del viento, los niveles de luz modificados por las nubes y sus repercusiones ecológicas a través de los ecosistemas acuáticos. Al final de todos estos procesos está el hombre, con su creciente variedad de tecnologías y unas masas cada vez más hambrientas que tratan de hacer frente a todas las variaciones. Esta es la base de la mayoría de las interacciones ecológicas de la humanidad y el motivo de los temores acerca de los numerosos procesos de la Tierra que no podemos controlar, frente a los que claramente ya hemos modificado.
Si reflexionamos sobre nuestras interpretaciones convergentes, observamos que los argumentos de Leroux se ajustan a muchas de nuestras propias experiencias e interpretaciones de los orígenes del forzamiento, especialmente el que se manifiesta en la dinámica de los océanos y las respuestas consiguientes de los ecosistemas a todas las escalas temporales.
Esta convergencia gira en torno a varios «hechos»:
Al relajarse los alisios ecuatoriales del Pacífico, se liberan las ondas de gravedad (o de Kelvin) que en opinión de muchos caracterizan a los episodios cálidos del ENSO. Este fenómeno va acompañado de un movimiento hacia el este de la temperatura de la superficie del mar, complejo resultado del desplazamiento de las ondas de gravedad de las aguas superficiales de la piscina caliente (aunque son sobre todo las aguas subsuperficiales cálidas las que son transportadas hacia el este). La intensificación interactiva de la convección profunda procedente del margen oriental en expansión de la piscina caliente se produce cuando los procesos entrañan tanto calor ecuatorial como humedad. Al ser transportadas las nubes y la humedad resultantes hacia el este y hacia los polos, atrapan más calor en las capas superiores del océano, debajo de las nubes que avanzan, recreando de este modo la secuencia de sus orígenes.
Los fenómenos relacionados con el ENSO han sido objeto de multitud de investigaciones en el último decenio, a partir de El Niño de 1982-83. A pesar de los programas de observación intensiva, desde satélites o in situ, quedan varias cuestiones sin resolver en cuanto al mecanismo o mecanismos de activación de la relajación de los alisios ecuatoriales que dan lugar a la liberación de la energía superficial almacenada en el Pacífico occidental (White et al. 1997; White, Chen y Peterson 1998). Análogamente, aunque en sentido inverso, el Océano Índico almacena calor en sus extremos orientales adyacentes a la piscina caliente del Archipiélago Indonesio, donde sólo unas pocas brechas importantes permiten el flujo de las aguas superficiales de temperatura elevada procedentes de la piscina caliente del Pacífico. LeBlanc y Marsac (1999) ofrecen una valiosa descripción del comportamiento interrelacionado de las partes occidental y oriental del Océano Índico, así como de su relación con la dinámica de la piscina caliente del Pacífico.
La tesis de Leroux induce a examinar la verdadera naturaleza de las fuentes de variación, a todas las escalas temporales, de los alisios ecuatoriales. De ese examen se desprende una respuesta satisfactoria a la cuestión del mecanismo de activación de los episodios cálidos del ENSO. Al parecer, un cambio relativamente pequeño en la intensidad y la frecuencia de los anticiclones polares móviles tiende a aumentar o reducir los alisios ecuatoriales. Es evidente que su cese - o una acusada disminución de su intnensidad, y por lo tanto de su alcance -, debido quizá a una pérdida menor de calor en los polos, podría reducir, o reduciría de hecho, los alisios ecuatoriales, al tiempo que podría aumentar los alisios de latitudes más altas. Estos fenómenos parecen apuntar a unos mecanismos directos que explicarían la activación bastante estacional de los episodios cálidos del ENSO. Teniendo presente lo que ya se sabe sobre las pesquerías en las zonas templadas del hemisferio norte, y su forzamiento, la dinámica de los anticiclones polares móviles sugiere también las razones por las que podrían producirse cambios transcendentales en la frecuencia y la intensidad de los procesos del ENSO.
El enfriamiento invernal es muy riguroso en el hemisferio sur, con frecuentes e intensos anticiclones polares móviles que atraviesan libremente el océano Austral en dirección al ecuador. Su frecuencia e intensidad sólo disminuyen ligeramente durante el verano, debido a los patrones de insolación de la región y a la dinámica de la nubosidad. Los anticiclones polares móviles del hemisferio norte que atraviesan Asia, el Atlántico norte, Norteamérica y los océanos cambian en forma dinámica de frecuencia e intensidad en función de la nubosidad en las regiones polares y de los climas prehistóricos a corto plazo de las grandes masas continentales sobre las que viajan. Para poder influir en los procesos a latitudes más bajas, es necesario que primero sean potenciados por la energía de la tierra, por la de las capas superficiales del océano, o por ambas. Los meses cálidos y secos del verano tienden a reforzar la transferencia al sur de energía de los anticiclones polares móviles a través de las grandes extensiones de Asia y Norteamérica. Cuando un anticiclón polar móvil cargado de energía tropieza con masas de aire ecuatoriales húmedas que se desplazan hacia el este y hacia los polos, las refuerzan y potencian aún más su movimiento hacia los polos, desplazando en esa dirección el calor latente que contienen. De ese modo, la interacción de los dos fenómenos facilita las transferencias de energía que son necesarias para equilibrar los gradientes de calor de la superficie de la Tierra. Todos estos procesos están comprendidos, naturalmente, en las respectivas dinámicas físicas superficiales y subsuperficiales más amplias de los océanos (Broecker 1991, 1997) y en los procesos inducidos por el clima a más largo plazo.
En resumen, parece predominar una situación en la que la intensidad de la subsidencia en ambos polos, o en uno de ellos, facilita el equilibrio termodinámico de los gradientes térmicos del ecuador a ambos polos, o a uno de ellos. Además, las trayectorias de los anticiclones polares móviles intensos contribuyen al transporte atmosférico del calor ecuatorial, tanto sensible como latente, hacia los polos (y también hacia el este en el Pacífico y el Atlántico y hacia el oeste en el Océano Índico; véanse los sitios Web sobre la piscina caliente y otras fuentes ecuatoriales). La energía ecuatorial disponible está en función de la convección profunda, por encima de una temperaturas en la superficie del mar que exceden del umbral de 27º-28º C, y de los vientos de las capas superiores de la troposfera. El denominador común es la pérdida de calor y la subsidencia en los polos. ¿Cómo se regulan estos procesos? Cualquiera que sea su origen, tienen un pulso casi periódico, de 50 a 70 años, que puede medirse a partir de los datos físicos y de los patrones de cambio de los ecosistemas.
La enseñanza más importante que se puede extraer sobre el cambio climático es que se debe prestar más atención al pasado, con el fin de aprender de lo que ha sucedido antes. Hay tres conjuntos de proyecciones sobre el clima mundial que se basan en la historia del pasado, dos de ellas elaboradas a partir de datos indirectos de hace más de mil años por los doctores Doug Hoyt (Figura 18) y Joseph Fletcher, ambos expertos en climatología de fama internacional. La tercera es una descripción de los patrones del último siglo, relacionados con la velocidad de rotación de la Tierra (-LOD), el índice de circulación atmosférica (ACI) y la transferencia atmosférica (AT), que se han descrito en la sección anterior. Esta descripción forma parte de un estudio que ha sido presentado y sometido a un examen por homólogos con miras a su publicación inmediata en una reputada revista rusa sobre geofísica.
Si se acepta que las previsiones de Hoyt son realistas, en unos 8.000 años el mundo será entre 3 y 5º C más frío. En los próximos 2.000 años, la Tierra se enfriará unos 0,4º C. También hay que tener presente que, en el 70 por ciento del tiempo, los 10.000 últimos años fueron más cálidos que en la actualidad. Una visita al sitio Web de Hoyt proporciona información básica sobre el razonamiento de causa-efecto que él y otros han utilizado para pronosticar una tendencia al enfriamiento, a un plazo relativamente corto, que comenzará hacia 2016-2020.
Figura 18 Aquí se muestra la contribución del Dr. Doug Hoyt al pronóstico del clima, basado en la influencia solar sobre la temperatura media de la Tierra. La línea azul indica el actual período interglacial y la roja el último. Las curvas se trazaron de manera que coincidieran con lo que sucedió cuando la Tierra salió del período glacial anterior, siguiendo la misma línea temporal. (Tomado del sitio Web del Dr. D. Hoyt; véase la dirección en el apéndice).
El Dr. Joseph Fletcher lleva a cabo un examen sumamente convincente de los conocimientos actuales sobre el clima y realiza una proyección del clima mundial en los 100 próximos años (Figura 19). El Dr Fletcher fue el principal impulsor de la recopilación inicial y la posterior continuación del conjunto de datos refundidos de gran alcance sobre los océanos y la atmósfera (COADS), que constituye la base de las observaciones históricas de casi toda la comunidad de estudiosos del clima reciente. El Dr. Fletcher ha actualizado esos datos como base para gran parte de esos datos. Su hipótesis sobre el clima del siglo XXI se basa en la probabilidad de que los procesos del pasado sean cíclicos y se repitan con una periodicidad de 170-180 años.
Su principal proyección se basa en los datos más completos de que se dispone sobre la actividad solar, procedentes de testigos de hielo glaciar. Se utilizaron concentraciones de berilio 10 como indicadores indirectos del viento solar inducido por la actividad del sol. El paso siguiente en las proyecciones del Dr. Fletcher fue encontrar las partes del conjunto de datos históricos basados en el berilio 10 que se correspondían con las tendencias recientes durante un período de unos 170 años. La emisión actual de la superficie solar tiende a ser superior en 1,3 vatios por metro aproximadamente a la de hace 170 años, cuando había concluido la pequeña época glacial y la irradiancia solar mostraba una tendencia a aumentar hasta los niveles del período cálido anterior. El período correspondiente a la proyección se compensó con 1,5 vatios por metro a partir de 1970, y se amplió utilizando los datos «abreviados» correspondientes a los 170 años posteriores a 1810, superpuestos a los datos recientes y ampliados.
Figura 19 Aquí se muestra la proyección del Dr. Joseph Fletcher sobre el clima mundial, basada en la hipótesis de que los patrones se repetirán en un ciclo de unos 170 años. Al añadir los datos del COADS relativos a las desviaciones de la velocidad del viento, junto con el índice de las dimensiones o alcance de la piscina caliente del Indo-Pacífico (gráfico de la parte inferior), la coincidencia general de las tendencias mostradas en los conjuntos de datos reunidos por separado induce a aceptar las proyecciones del Dr. Fletcher sobre el clima que cabe prever para el próximo siglo.
En la Figura 19, la tendencia se representa en color morado cuando se trata de datos históricos y en verde cuando se trata de datos que coinciden al comienzo de la proyección. También se incluyen en ella dos indicadores fiables: en el primero (que aparece en la parte superior), tomado de la Figura 2 c, los datos del COADS sobre las desviaciones del viento de superficie en la zona más meridional del Océano Índico (que es la región del mundo con mayor carga de energía) se ampliaron utilizando el concepto de similitud para los 170 años siguientes. En el gráfico de la parte inferior se muestra un sencillo índice del número de recuadros de 4x4 para latitudes-longitudes donde la temperatura de la superficie del mar >=29oC en la región de la piscina caliente del Indo-Pacífico. Los datos de las dos series coinciden con los relativos a las tendencias solares a largo plazo.
Pero no olvidemos lo que ya sabemos por otros datos y por el análisis anterior. Klyashtorin et al. (1998, en examen) comprobaron recientemente que la curva de la anomalía de la AT tiene una forma similar a la de la -LOD. Sin embargo, la segunda va rezagada unos 14-16 años con respecto a la primera. Si se adelanta 15 años la anomalía de la AT (desplazándola hacia la derecha) se obtiene una perfecta coincidencia entre las curvas de la AT y la -LOD (Figura 20). La parte derecha de la curva de la anomalía de la AT puede servir por lo tanto para hacerse una idea aproximada de la tendencia de la -LOD en el primer decenio del siglo XXI. A diferencia de la anomalía de la AT, la dinámica de la -LOD se caracteriza por dobles picos (a y b), como vimos anteriormente en la Figura 4. Los picos primarios (a) coinciden con los valores máximos de las anomalías de la AT desplazadas, mientras que los picos secundarios (b) están desfasados con respecto a estos valores máximos. Las razones de este fenómeno no están claras, pero es probable que el aumento actual de la -LOD cambie al producirse un descenso hacia 2004-2007, como ya ocurrió en los decenios de 1890 y 1950.
Figura 20 Aquí se muestra la dinámica de una serie cronológica de la -LOD y la anomalía de la AT desde 1850 hasta 2010: 1) -LOD (promedio anual, eliminada la tendencia); 2) anomalía de la AT suavizada por un promedio de 21 años; 3) datos correspondientes a esta última, desplazados a la derecha 12 años; los picos primarios y secundarios de la -LOD se indican con las letras a y b, respectivamente. Véase una explicación más detallada en el texto.
La Figura 21 muestra la temperatura original del aire en la superficie de la Tierra (dT), eliminada la tendencia, y la serie cronológica de la AT con sus tendencias cíclicas dominantes. El desfase de la tendencia cíclica de la dT en relación con la de la AT es de unos 19 años. Esto coincide con las conclusiones preliminares que se sacaron tomando como base un análisis cualitativo (comparación visual) de la serie cronológica.
Figura 21 Aquí se compara la anomalía de la AT con la dinámica de la dT una vez eliminada la tendencia. 1) La línea gruesa de rayas representa la tendencia cíclica dominante de la anomalía de la AT, con una periodicidad de 59,35 años; 2) la línea gruesa continua representa la tendencia cíclica dominante de la dT, una vez eliminada la tendencia, con una periodicidad de 59,42 años. La tendencia cíclica de la dT está rezagada 19 años con respecto a la tendencia cíclica de la anomalía de la AT.
Las curvas de la anomalía de la AT y la dT (Figura 22) tienen también una forma similar, pero la anomalía de la AT lleva a la dT una delantera de 16-18 años. Desplazando 18 años hacia la derecha la anomalía de la AT se obtiene una coincidencia casi completa entre las curvas, pero en este caso el resto de la anomalía de la AT continúa en el futuro, lo que permite predecir la dinámica de la dT al menos para los 15 años siguientes.
Figura 22 Aquí se muestra la serie cronológica de la dinámica de la anomalía de la temperatura mundial (dT) y la anomalía de la AT: 1) dT (una vez eliminada la tendencia y suavizada por un promedio de 13 años), 2) anomalía de la AT suavizada por un promedio de 21 años; y 3) anomalía de la AT desplazada 17 años.
En la Figura 22, la anomalía de la AT desplazada (línea 3) ofrece motivos para esperar que el actual aumento de la dT mundial se desacelerará o se interrumpirá en los 2-3 años próximos y que a continuación se producirá un descenso bastante constante (en unos 0,18° C en comparación con su valor actual) para 2015. Hay que tener también en cuenta que la Figura 21 presente una curva de la dT en la que se ha eliminado la tendencia. Si continuara en el futuro la actual tendencia de la temperatura (descrita por Sonechkin 1998; Sonechkin, Datsenko e Ivaschenko 1997), el descenso previsto de la anomalía de la temperatura mundial (dT) para 2015 sería de unos 0,12° C. Sin embargo, es posible que esa tendencia se desacelere para comienzos del decenio de 2000. En ese caso, el descenso previsto de la dT sería de unos 0,15°C para 2015. Llegados a este punto, hemos de subrayar también que este pronóstico sólo se refiere a la tendencia de la dT, y no permite predecir con precisión la temperatura media mundial en 2015.
James Goodridge, climatólogo jubilado del Estado de California, actualiza constantemente para el Estado los datos climáticos recientemente recogidos. También está muy interesado en el marco general del forzamiento climático y en las predicciones de éste hechas por Klyashtorin y sus colegas. Uno de los primeros análisis que realizó Goodridge se refirió a las relaciones de la -LOD con algunos procesos locales y las diferencias que se observan en la cuenca del Pacífico. Las Figuras 23 y 24 permiten hacerse una idea más completa de los vínculos de las señales de la -LOD con las corrientes ascendentes locales y la presión al nivel del mar en la cuenca.
Figura 23 Aquí se muestra la longitud del día y el índice de la corriente ascendente en aguas de San Francisco, en California. En ambos casos se utilizaron promedios móviles de nueve años y se ajustaron a escala para que se correspondieran con los intervalos. Este gráfico, como el de la Figura 24, indica que hay un forzamiento directo, inducido por el viento, que se produce en sincronía con la LOD, de conformidad con el ACI y los índices atmosféricos E-W de Klyashtorin.
Figura 24 Aquí se muestran las interesantes relaciones con la longitud del día y la presión al nivel del mar en Tokio en los últimos 125 años. Obsérvese que los datos están también sincronizados con las oscilaciones entre temperaturas cálidas y frías en la superficie del océano que afectan a la fauna marina del Pacífico Norte.
El denominador común es que las anchoas y otras especies vinculadas con las corrientes del margen oriental prosperan en los períodos más fríos de corrientes ascendentes en las costas oceánicas. Las sardinas y otras especies afines que prefieren las aguas más cálidas parecen «hacer frente» a estos períodos de fuertes corrientes ascendentes subsistiendo en pequeñas colonias, tanto hacia el ecuador como en alta mar, precisamente donde están fuera de la influencia directa de las temperaturas más bajas ocasionadas por las corrientes ascendentes costeras. Allí esperan la oportunidad de colonizar de nuevo el medio cercano a las costas para proliferar durante los períodos en que son relativamente más débiles las corrientes ascendentes vinculadas con unos vientos costeros menos fuertes y con unas condiciones oceánicas ligeramente más cálidas en el litoral.
Los ciclos biológicos más largos y la propensión a emigrar proporcionan también a las sardinas y los arenques ventajas distributivas que les permiten aprovechar rápidamente toda atenuación de las condiciones reinantes en las extensas zonas de corrientes ascendentes. Análogamente, los arenques del mar del Norte y el mar Báltico, o de Terranova, se desplazan desde alta mar en busca de lugares para recolonizar que se adapten a sus necesidades, a lo largo de los hábitat costeros (Iles y Sinclair 1982; Alheit y Hagen 1997). Por el contrario, las anchoas y otras especies afines no parecen tener más opción a corto plazo que buscar unos hábitat locales que les ofrezcan las intensas corrientes ascendentes y las condiciones favorables para el desove parecen encontrar a lo largo de las costas donde los promontorios forman remolinos. Esos hábitat están asociados a menudo con características permanentes como la presencia de bahías con una buena descarga del agua de las mareas y una circulación razonablemente estable en los remansos que reduzcan al mínimo la anoxia. Todas las dinámicas oceánicas conexas están determinadas por la remota interacción física entre el océano y la atmósfera inducida por el clima.
Hay también muchas especies demersales que están igualmente adaptadas a estos «regímenes» alternativos. Los ciclos de distribución y abundancia de la mayoría de los depredadores migratorios siguen los patrones de las especies que constituyen sus presas favoritas. Pero los cambios más espectaculares en la producción tienen lugar en las enormes pesquerías pelágicas del sistema de corrientes del margen oriental, aunque prácticamente todos los sistemas pesqueros, desde los templados hasta los polares, experimentan fuertes variaciones (véanse Parrish y MacCall 1978; Iles y Sinclair 1982; Sharp y Csirke 1983; Leggett, Frank y Carscadden 1984; Moser, Smith y Eber 1987; Wyatt y Larrañeta 1988; Baumgartner, Soutar y Ferreira-Bartrina 1992; Hollowed y Wooster 1992; Hollowed, Bailey y Wooster 1995; Beamish y Boulton 1993; Francis y Hare 1994; Hare y Francis 1995; Polovina, Mitchum y Evans 1995; Mantua et al. 1997). La convincente presentación de la historia de la sardina japonesa y su seguimiento en Kawasaki (1983) y Kawasaki et al. (1991), y la aparente sincronía entre los ciclos de las poblaciones de sardina del Pacífico en el hemisferio norte y los de la corriente de Humboldt supusieron un estímulo para las actuales investigaciones sobre el clima y las pesquerías.
