UNIVERSIDAD DE LAS PALMAS DE GRAN CANARIA
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~Una visión interdisciplinar de la Oceanografía
)
Coordinadores:
Alonso Hernández Guerra
Santiago Hernández León
Melchor González Dávila
José Mangas Viñuela
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Variabilidad anual y interanual del afloramiento de Cabo Blanco
(Mauritania): correlación con la NAO.
Mohamed Ould El Mahfoud J y PabloSangr~/
J CN.R.O.P. Nouadhibou. Mauritanie. 2 Departamento de Física, Universidad de las
Palmas de Gran Canaria. 35017. Las Palmas de G.C
La región de Cabo Blanco (Mauritania) forma parte del sistema de afloramiento
costero africano siendo en esta región de carácter permanente. Por ello la producción
biológica es muy alta. desarrollándose importantes pesquerías. Con el objeto de
determinar la variabilidad anual e interanual del afloramiento en esta región así como la
posible correlación del esta última con la NAO (North Atlantic Oscillation, Hurell,
1995; Stepnemson, http://www.meueading.ac.uk/cagINAO/main.html) se procedió al
análisis de las series temporales de temperatura superficial del mar, viento y presión en
la región de Cabo Blanco (base de datos COADS) junto a las serie de presión de Ponta
Delgada (Azores) y Stykkisholmur (Islandia).
El ciclo de anual de temperatura muestra un carácter claramente estacional
observándose temperaturas más frías de enero am~'Y0(media de 18°C) y un máximo de
temperatura los meses de agosto y septiembre (22°C). Sorprendentemente, los datos
analizados indican que los vientos favorables al afloramiento de aguas frías alcanzan su
máxima intensidad durante la época de aguas más cálidas Uunio-julio-agosto). La razón
de tal paradoja puede estar asociada a las migraciones estacionales del Frente de Cabo
Verde (Mittelstaedt, 1991; Zenk et al., 1990, Ould El Mahfoud, 1995). Durante el
invierno-primavera el frente se localiza en su posición mas meridional frente al Cabo
Verde, mientras que en verano-otoño las aguas cálidas ascienden en latitud,
posicionandóse el frente en la región de Cabo Blanco. De esta forma la temperatura
superficial en la región de Cabo Blanco vendrá modulada principalmente por las
oscilaciones del Frente de Cabo Verde y no por la variabilidad estacional del régimen de
Alisios. Dado que la migración estacional del Frente de Cabo Verde parece estar ligada
a la variabilidad del sistema Giro Subtropical- Afloramiento costero africano (Laíz et al,
2000), la región de cabo Blanco podría ser clave para el estudio de la variabilidad de
dicho sistema.
La serie de anomalías de temperatura muestra una clara variabilidad interanual
cuyos periodos más significativos son de 10-12, 6 y 3-2.5 años (figuras 1b, c). Cabe
destacar periodos frío durante 1920-1935 y 1970-1975 Y cálidos durante 1975-1992. Si
se compara la serie NAO con la serie de anomalías de temperatura (figuras la,c) se
observa una clara correlación entre ambas. En general, cuando la NAO es positiva (se
refuerza el Anticiclón de la Azores) la anomalía de temperatura es negativa (aguas más
frías, e.g. entre 1970-1975). Cuando la NAO es negativa (decrece la intensidad del
anticiclón) las aguas son más cálidas (anomalía positiva, e.g. 1975-1980). Decir que
para minimizar los efectos de las migraciones del Frente de Cabo Verde, para cada año
se ha tomado tan sólo la media de los meses de diciembre a febrero.
Destacar que se observa un gran coherencia entre la NAO y la anomalía de
temperatura en los periodos de tres y ocho años estando ambas series en oposición de
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fase (NAO positivo-anomalía negativa, NAO negativo -anomalía positiva). De esta
forma los análisis de las series sugieren que la variabilidad interanual de afloramiento
en la región de Cabo Blanco pudiera estar en parte ligada a la NAO sobre todo en los
que respecta a los periodos de ocho y tres años. Por otro lado, el análisis de los
espectros cruzados de la diversas series sugiere que cuando la NAO es positiva se
refuerza el anticiclón de la Azores, aumenta el gradiente de presión entre Azores y Cabo
Blanco (Nouadhibou), se refuerza la intensidad del viento favorable al afloramiento y
disminuye la temperatura de la superficie de] mar.
Referencias
Laíz l., P. Sangra y J.L. Pelegrí y A. Marrero Díaz (2000). Sensitivity of an idealized
subtropical gyre to the eastern boundary conditions. Scienta M anna, en prensa.
Hurell J. W. (1995). Decadal trends in the North Atlantic Oscillation: regional
temperatures and precipitations. Science, 269, 676-679.
Mitteslataed F.(1991). The ocean boundary along the northwest Africa coast: circulation
and oceanographic propeties"at the sea surface.Pro~ressin Oceanography, 26, 307-355
Ould El Mahfoud M. (1995). L'upwelling le long du litoral Mauritanien: une étude
preliminaire. Proc. Int. Conf. "Coastal Change 1995" Bordomer-IOC, Bordeaux, 296 
301.
Zenk W. , B: Klein y M Schroder (l991).Cape Verde Fornta] Zone . Deep-Sea
Research, 38,S505-~530.
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Acciones internacionales y nuevos aspectos de las actividades oceanográficas
Taller de Oceanogrqfía, Las Palmas de G.c., nov. 2000
Gregario Parrilla Barrera
A finales del siglo XIX empezó la época de las grandes expediciones oceanográficas. Aunque es
cierto que la curiosidad científica fue uno de los motores que la impulsaron, no cabe duda que hubo
otras motivaciones extracientíficas - colonización, enfrentamientos geopolíticos y, más reciente,
gestión de un patrimonio común de la humanidad. G. Wust (1964) ha clasificado tales expediciones
en cuatro grandes grupos. El primer grupo (entre 1873-1914) corresponde a la llamada era de la
exploración, de las cuales son ejemplos clásicos las expediciones del Challenger y Planet. Entre
1925 y 1940, o sea entre la primera y segunda guerra mundial, tuvo lugar la época de las campañas
sistemáticas, restringidas a áreas más limitadas del océano; lo que permitiría un estudio más
detallado de los mecanismos físicos y las comunidades ecológicas que el llevado a cabo por las
extensas y ralas campañas de la época anterior; ejemplo de ellas son las campañas del Dicovery,
Dana y Meteor. Después de la segunda guerra mundial, desde 1947, hasta 1957 se desarrolló la era
de las nuevas tecnologías y métodos en todas las disciplinas, en particular en geofísica y geología
pues ya se preveía la explotación de recursos marinos de las grandes profundidades. Por último, a
partir de 1957 empezó la era de la cooperación internacional, quizás no debida solo a una lógica
tendencia a hacer más productiva las expedicionesna~onalesde gran alcance geográfico o a la
aparición de un nuevo espíritu más fraternal, sino también al nacimiento de nuevos países que,
aunque no particularmente interesados en la oceanografía de alta mar, sí les preocupaba, por
diversos motivos, las actividades de barcos de otros países en sus aguas territoriales (M. Tomczak
Jr. 1980). Ejemplo de esta era fueron las campañas realizadas dentro del Año Geofísico
Internacional y otras auspiciadas por UNESCO en el Índico y los trópicos en los años 60 o
experimentos más específicos en regiones localizadas (MEDOC en el Mediterráneo, POLYMODE
dedicado al estudio de la~irculacióna mesoscala, etc.).
A partir de los 80 parece que se ha iniciado una nueva era. El debate sobre el cambio climático y su
predicción, los problemas relacionados con la biodiversidad, el agotamiento de los recursos
marinos vivos y no vivos, el aumento demográfico en la región costera y la consecuente
degradación de esta, el aumento del tráfico marítimo, etc. y la vital y, en muchos casos, directa
relación del estado y comportamiento del océano con todos estos asuntos ha promovido la creación
de programas internacionales dedicados a los diferentes aspectos del océano y su comportamiento a
distintas escalas espaciales y temporales (Oceans Studies Board, 1994). Entre ellos se pueden
mencionar:
TOGA (Tropical Ocean Global Atmosphere) que ha estudiado la relación entre los océanos
tropicales y la atmósfera, especialmente El Niño.
WOCE (World Ocean Circulation Experiment) cuyo objetivo es conocer la circulación oceánica lo
suficiente para modelar su estado actual, prever su futuro así como su interacción con el clima.
IGBP (International Geosphere Biosphere Programme). Programa que engloba varios proyectos
núcleos que entienden de los diferentes efectos e interacciones de los cambios globales en la tierra:
JGOFS (Joint Global Ocean Flux Study), GLOBEC (Global Ocean Ecosystem Dynarnics), LOICZ
(Land Ocean Intearction in the Coastal Zone), etc.
ODP (Ocean Drilling Project) cuyo objetivo es reconstruir el registro paleoceanográfico de la
Tierra.
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Acciones internacionales y nuevos aspectos de las actividades oceanográficas
Taller de Oceanografía, Las Palmas de G.c., nov. 2000
Gregorio Parrilla Barrera
A finales del siglo XIX empezó la época de las grandes expediciones oceanográficas. Aunque es
cierto que la curiosidad científica fue uno de los motores que la impulsaron, no cabe duda que hubo
otras motivaciones extracientíficas - colonización, enfrentamientos geopolíticos y, más reciente,
gestión de un patrimonio común de la humanidad. G. Wust (1964) ha clasificado tales expediciones
en cuatro grandes grupos. El primer grupo (entre 1873-1914) corresponde a la llamada era de la
exploración, de las cuales son ejemplos clásicos las expediciones del Challenger y Planet. Entre
1925 y 1940, o sea entre la primera y segunda guerra mundial, tuvo lugar la época de las campañas
sistemáticas, restringidas a áreas más limitadas del océano; lo que permitiría un estudio más
detallado de los mecanismos físicos y las comunidades ecológicas que el llevado a cabo por las
extensas y ralas campañas de la época anterior; ejemplo de ellas son las campañas del Dicovery,
Dana y Meteor. Después de la segunda guerra mundial, desde 1947, hasta 1957 se desarrolló la era
de las nuevas tecnologías y métodos en todas las disciplinas, en particular en geofísica y geología
pues ya se preveía la explotación de recursos marinos de las grandes profundidades. Por último, a
partir de 1957 empezó la era de la cooperación internacional, quizás no debida solo a una lógica
tendencia a hacer más productiva las expediciones na&ionales de gran alcance geográfico o a la
aparición de un nuevo espíritu más fraternal, sino también al nacimiento de nuevos países que,
aunque no particularmente interesados en la oceanografía de alta mar, sí les preocupaba, por
diversos motivos, las actividades de barcos de otros países en sus aguas territoriales (M. Tomczak
Jr. 1980). Ejemplo de esta era fueron las campañas realizadas dentro del Año Geofísico
Internacional y otras auspiciadas por UNESCO en el Índico y los trópicos en los años 60 o
experimentos más específicos en regiones localizadas (MEDOC en el Mediterráneo, POLYMODE
dedicado al estudio de la~rculacióna mesoscala, etc.).
A partir de los 80 parece que se ha iniciado una nueva era. El debate sobre el cambio climático y su
predicción, los problemas relacionados con la biodiversidad, el agotamiento de los recursos
marinos vivos y no vivos, el aumento demográfico en la región costera y la consecuente
degradación de esta, el aumento del tráfico marítimo, etc. y la vital y, en muchos casos, directa
relación del estado y comportamiento del océano con todos estos asuntos ha promovido la creación
de programas internacionales dedicados a los diferentes aspectos del océano y su comportamiento a
distintas escalas espaciales y temporales (Oceans Studies Board, 1994). Entre ellos se pueden
mencionar:
TOGA (Tropical Ocean Global Atmosphere) que ha estudiado la relación entre los océanos
tropicales y la atmósfera, especialmente El Niño.
WOCE (World Ocean Circulation Experiment) cuyo objetivo es conocer la circulación oceánica lo
suficiente para modelar su estado actual, prever su futuro así como su interacción con el clima.
IGBP (Intemational Geosphere Biosphere Programme). Programa que engloba varios proyectos
núcleos que entienden de los diferentes efectos e interacciones de los cambios globales en la tierra:
JGOFS (Joint Global Ocean Flux Study), GLOBEC (Global Ocean Ecosystem Dynamics), LOICZ
(Land Ocean Intearction in the CoastaJ Zone), etc.
ODP (Ocean Drilling Project) cuyo objetivo es reconstruir el registro paleoceanográfico de la
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En esta ocasión vamos a describir con más detalle dos de los programas de más reciente creación:
CLIVAR y GOOS porque creo que tiene más relevancia a las futuras generaciones a las que este
taller esta dedicado.
CLIVAR (CLImate VARiability and Predictibility) es parte del Programa de Investigación del
Clima Mundial, patrocinado por la Organización Meteorológica Mundial (OMM, o WMO en
inglés), la Comisión Oceanográfica Intergubernamental (COI, lOe) Yel Consejo Internacional de
Uniones Científicas (CmC, ICSU). CLIVAR es, hoy día, el mayor programa internacional sobre el
clima que existe y tiene una duración prevista de 15 años, de los cuales ya se han cubierto los 3
primeros en la elaboración de sus planes científico y de ejecución (WCRP n° 89, WCRP n° 103).
Sus objetivos científicos, expuestos de una manera resumida, son:
Describir y entender los procesos físicos responsables de la variabilidad climática a
diferentes escalas temporales a través de la observación y modelización,
Extender el registro de tal variabilidad a otras escalas temporales (paleoclima),
Extender el rango y precisión de la predicción por medio del desarrollo de modelos globales
acoplados,
Entender y predecir la respuesta del clima al aumento de gases que afectan la radiación y
aerosoles y detectar las modificaciones antropogénicas.
Las actividades dentro de CLIVAR están reunidas en 3 gtupos:
* GOALS (Global Ocean Atmosphere Land System) donde se engloban los estudios de la
variabilidad y predicibilidad climática desde escalas estacionales a interanuales.
* DecCen (Decadal to Centenial) se enfoca a estudios similares a los del grupo anterior pero, como
su título indica, a escalas mayores, de décadas a siglo. En este caso desempeña un papel importante
el océano, cuya "memoria climática" es mayor que la de la atmósfera.
* ACC (Anthropogenic Climate Change) dedicado al estudio de la respuesta del cambio climático a
las actividades humanas.~
Dentro de cada grupo existen varias áreas de investigación que se solapan en mayor o menor grado
y que comparten temas comunes como modelización, observaciones, reanálisis, estudios empíricos,
etc.
CLIVAR será la plataforma de lanzamiento de dos importantes experimentos: A rgo (cubrir el
océano mundial con 3000 boyas perfiladoras) y GODAE (Global Data Assimilationn Experiment)
Este programa, así como los mencionados anteriormente, necesitan gran cantidad de datos, pero a
pesar de los avances, tantos tecnológicos como metodológicos, en los últimos años, el muestreo en
el océano sigue siendo deficiente cuando se compara al de otros medios. Al mismo tiempo el
océano desempeña un importantísimo papel en una enorme cantidad de procesos que ocurren en la
superficie de nuestro planeta. Influye sobre el medio humano y, a su vez, es afectado por el
hombre. Sin embargo, a pesar de que llevamos más de un siglo de actividad científica en el mar, no
existe, todavía, un sistema internacional coordinado que sirva para observar el océano de una
manera sistemática y continua. Este sistema podría proveernos de datos y productos sobre los
cuales se podria fundar una acción nacional colectiva; con ellos las industrias y servicios marinos
podrían progresar y crecer de una manera responsable y rentable. En definitiva de lo que estamos
hablando es del establecimiento de un servicio oceánico similar al meteorológico.
En 1992, la Conferencia sobre Ambiente y Desarrollo de las Naciones Unidas (UNCED) reconoció
la necesidad de un sistema internacional coordinado, cuya creación urgió, de observación
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sistemática y continua, a escala global, que posibilite un desarrollo sostenible del océano y los
mares y su adecuada gestión, así como la previsión de cambios y variaciones en su estado. El
establecimiento de tal sistema había sido requerido también en 1990 y con el mismo carácter de
urgencia por la 2
a
Conferencia Mundial del Clima, con el fin de proveer de datos al Sistema de
Observación Global del Clima (GCOS). El Sistema de Observación Global de los Océanos
(GOOS), iniciado fonualmente en 1992 por el Comité Ejecutivo de la COI de la UNESCO en
cooperación con WMO, UNEP e lCSU, intenta cubrir esas necesidades (UNESCO, 1998). En el
foro de megaciencia, celebrado en Tokio en 1993, la OCDE organizó una reunión de expertos en
oceanografía cuyas recomendaciones a los países miembros ayudó grandemente a la diseminación
del concepto de GOOS
GOOS se concibe como un sistema semejante al del servicio internacional de observación y de
previsión meteorológica. Servicio que funciona en la actualidad con el apoyo de los gobiernos
nacionales y al que contribuyen las agencias y organizaciones nacionales y la industria, con la
asistencia de organismos nacionales e internacionales dedicados a la gestión y distribución de los
datos.
Dos son los principales objetivos de GOOS:
l. - Cubrir las necesidades de la humanidad respecto a aquellos datos e infonuación marinos
que ayuden al uso responsable, eficiente, seguro y raci6nal del medio marino y a su protección, y
que, además, sean útiles para la previsión del clima y la gestión costera. Especialmente en asuntos
que requieren una infonuación que los sistemas de observación nacionales no pueden proveer de
una manera eficiente y que penuita a las naciones más pequeñas y menos desarrolladas participar y
obtener beneficios.
2. - Establecer un sistema internacional que provea la coordinación requerida y la utilización
compartida de datos y productos que de otra manera no sería posible.
'-o
GOOS tiene varias agrupaciones regionales, en las que países que comparten áreas geográficas o
intereses socio-económicos comunes aplican, y llevan a cabo, las ideas y sugerencias elaboradas en
un ámbito más universal. En particular existe un EuroGOOS (J. Woods et al, 1996) que representa
los intereses de varios países europeos, entre los que se incluye España.
Referencias.
Ocean Studies Board, 1994. The Ocean's role In global change. National Academy Press,
Washington DC: 85pp.
M. Tomczak lr. 1980. A review of Wüst's classification of the major deep-sea expedition 1873 
1960 and its extension to recent oceanographic research prograrnmes. en "Oceanography the past"
ed. por M. Sears and D. Merriman. Springer and Yerlag, 189-194.
UNESCO, 1998. Strategic plan and principIes for the GOOS (version 1.0) GOOS Report no. 41,
IOC/INF-1091.
1. Woods et al, 1996. The Strategy for EuroGOOS. EuroGOOS publ. no. 1. SOC
WRCP no. 89. CUYAR A study of climate variability and predictability. August 1995. WMO
WRCP no. 103. CLIVAR Initial Implementation Plan. lune 1998. WMO
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Wust, G. 1964. The major deep-sea expeditions and researchs vesseI1873-1960. A contribution to
the History of Oceanography. Progress in Oceanography, Pergamon Press, Oxford, 2,1-52
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Boundary Currents over the continental slope
Jose Luis Pelegrí, Sang-ki Lee and Pilar Pérez-Rodríguez
Universidad de Las Palmas de Gran Canaria
We investigate how the sloping bottom roay modify the characteristics of boundary ClUTents in both
horoogeneous and stratified fluids. For homogeneous fluids we show that the character of the solution is
controlled by the slope contribution to the bottoro stress torque, which provides an important source of
vorticity over steep slopes. For stratified flows we discuss how the condition of zero nonnal diffusive flux
perpendicular to the bottom, together with mass and momentum balance considerations for each
isopycnic layer, iroposes severe constraints lO lhe shape of lhe isopycnals near the bottoro.
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EVALUACIÓN ACÚSTICA DE LOS RECURSOS EPIPELÁGICOS
EN AGUAS DE LA PLATAFORMA Y TALUD INSULAR DEL
ARCIDPIÉLAGO CANARIO. RESULTADOS DE LA CAMPAÑA
ECOS 9904.
Antonio G. Ramos (1, Fernando Bordes (2), Antonio Barrera
(2), Teresa Moreno (1), Franz Uiblein (3) Josep Coca (1)
(l)Universidad de Las Palmas de Gran Canaria
(2) lnstituto Canario de Ciencias Marinas
(3) lnstitute ofZoology, University ofSalzburg (Austria)
(4) I.F.P. Náutico Pesquera de Lanzarote
RESUMEN
Entre los días 21 de Abril y 12 de Mayo de 1999, se realizó la campaña de
prospección acústico-pesquera ECOS 0499 en aguas de la platafonna y talud del
Archipiélago Canario a bordo del BIE La B ocaina en el marco de un proyecto
financiado por la Viceconsejería de Pesca del Gobierno Autónomo de Canarias (GAC).
El objetivo fundamental del estudio consistía en evaluar los recursos
epipelágicos costeros en aguas canarias (Albuquerque, 1954; Fischer et al., 1981;
Whitehead et al., 1984; Brito, 1991) (caballa (Scomber japonicus), el boquerón
(Engraulis encrasicholus) además del chicharro (Trachurns trachurns y Trachurns
picturatus), la boga (Boops boops), el machuelo (Sardinella maderensis) y la sardina
(Sardina pilchardus) habida cuenta de los problemas que se encontraron la flota de
litoral y la flota artesanal atunera canaria en el período 1994-98 para su localización
como cebo vivo en la pesquería de túnidos del área. Ello pennitiría demostrar si se
asistiera a una variación en las condiciones meteorológicas que han afectado esta
pesuqería durante dicho periodo, o que la pesquería se encontraba sobrexplotada como
resultado de un esfuerzo extractivo intensivo. Un segundo objetivo consistió en el
análisis de la capa de reflexión profunda y sus migraciones nictamerales.
La metodología consistió esencialmente en una prospección acústica sobre 1500
millas náuticas siguiendo transectos transversales y paralelos a la platafonna y talud del
Archipiélago. Para ello se dispuso de los más avanzados sistemas de ecoevaluación y
teledetección espacial en tiempo real y se realizaron 23 lances de arrastre epipelágico
para la identificación, muestreo biológico y evaluación de las distintas especies
epipelágicas y mesopelágicas entre Oy 700 metros de profundidad.
En la biomasa evaluada predominó la caballa (56 %), seguida del boquerón
(39,9%) las dos especies de chicharro (2,77%), la boga (0.93%), el machuelo (0.23%) y
la sardina (0.1 %). Los resultados sugieren una abundancia y composición específica
anómala de pelágicos costeros (sobre todo de boquerón) habida cuenta de dos
fenómenos concretos: La reducida temperatura superficial del mar registrada durante el
período de análisis frente a años anteriores y la presencia de un filamento del
afloramiento sahariano detectado a finales de abril, que exportó larvas y juveniles de
peces epipelágicos hacia Canarias en un cuerpo de mar frío (15-17 OC).
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Mesoscale distribution of zooplankton biomass and metabolic activity in
island-generated eddies
M. Gómez, S. Hernández-León, C. Almeida and S. Torres.
Biological Oceanography Laboratory, Facultad de Ciencias del Mar.
Universidad de Las Palmas de Gran Canaria, Campus Universitario de Tafira.
35017 Las Palmas de G.C., Canary Islands, Spain.
Abstraet.
Zooplankton biomass (as protein content), electron transport system
(ETS) and glutamate dehydrogenase (GDH) activities have been studied
around the island of Gran Canaria during the trade wind season. Four size
classes (100-200, 200-500, 500-1000 and > 1000~m)were studied in order to
know the contribution of each size fraction to the zooplankton distribution
around the island. The highest zooplankton biomass values appeared related to
the island shelf and also to the presence of an anticyclonic eddy southeast of
the island. The smaller fractions (1 00-200~mand 200-500 I-lm) showed
maxlmum values on the shelf area while the higher values for the large fraction
(> 1000~m)appeared related to the anticyclonic eddy. A common feature of aH
the fractions considered was the low biomass values at the center of the
cyclonic eddy and an increase to their boundaries. Specific ETS and GDH
activities showed two maxima at both the east and west sides of the island in
the 100-200 ¡.Jm fraction. Likewise, high values were observed in the cyclonic
eddy boundaries. In the other size fractions, a maximum in the middle of the
anticyclonic eddy was observed in addition to high values at the cyclonic eddy
boundaries. The enhancement of biomass at the island shelf and the influence
of the outward and ínward effects of cyclonic and anticyclonic eddies observed
in previous works are confirmed as a very important enrichment phenomenon
affecting zooplankton accumulation and therefore the transport of organic
carbon in the water column near the islands.
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González-Dávila, Melchor, Santana-Casiano, J. Magdalena, Departamento de Química.
Universidad de Las Palmas G.c.
35017 Campus de Tafira, Las Palmas, Spain
MGLEZ@CICIE.ULPGC.ES, PHüNE: 34928454448, FAX 34 928 452922
ABSTRACT TITLE: CO
2
variations in the North Atlantic Ocean
ABSTRACT:
From October 95 the CO
2
group of ULPGC has been studied the flux of CO
2
between atmosphere and Canary Oceanic region and has been participated on a series of
research cruises at ESTOC station localized at 29°1O'N, IY30'W, at North of Gran
Canaria, Canary Island. The Canary Oceanic region is a peculiar area that is influence by
both Canary currents and Mediterranean waters. The structure of the Canary Current
System is strongly influenced by the seasonally varying trade winds and the resulting
upwelling regime off North West Africa before it also contributes to the North Equatorial
Current.
pC0
2
, Alkalinity, pH{, oxygen, nutrients and chlorophyIl were measured. In the
vertical profiles a Mediterranean seawater signal appeared at 1200m of depth. Near to the
African Coast an Antarctic intermediate water signal is observed at 900 m of depth. The
CO
2
parameters were combined with the nutrient data to obtain the stoichiometric ratios of
CIN, CIP, C/Si0
2
, and C/0
2
of the waters. The pH{'25, shows higher correlation with nitrate
and phosphate and the alkalinity with silicate. The contribution of C anthropogenic has
been determined.
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Modelling the seasonal variability of the eastern North Atlantic Subtropical Gyre.
I. Láiz , P. Sangra, J.L. Pelegrí
Departamento de Física. Facultad de Ciencias dcl Mar. Universidad de Las Palmas de Gran Canaria, 35017, Las Palmas.
ircnc.1 aiz@fisica.LJln\!c.es
SUMMARY
The flow pallern of rhe North Arlanric Sublropical Cyre (NASC) is simulared using a one-layer quasi-geosrrophic
wind-driven model. The applied wind srress pattern corresponds ro rhe climarology of Hellerman & Rosenslein. The
novel fea ture of lhe model is rhe specification of new easlern boundary conditions ro simulare rhe influence of rhe
coastal upwelling s)'slem off Northwesr Africa on rhe inrerior flow. The seasonal variability ofrhe circularion pattern
in rhe Canary Basin is srudied borh ......irh and wirhour rhe neH; easrern boundary conditions.
and the African coast, but other times it appears to rejoin
the interior ocean at Cape Ghir before flowing south
through the Canary Archipielago (Figure 1).
Severa! authors (Richardson & Wals, 1986; Siedler el
al., 1985; Stramma and Siedler, 1988; Strarnma & Issemer,
1988, Klein & Siedler, 1989; Strarnma & Müller, 1989)
have described the seasonal variabililY of this area.
BasicalJy. we can observe that the eastern NASG presents a
latitudinal contraction during summer, and that the coastal
upwelling, as well as the separation of the CC from the
coast, are displaced to the south in winter. However, the
magnitude of the transpon does not change significantly
(Figure 2).
1. INTRODUCTION
.- .
:¡--~~~-----r--'---'i"
J
!
J.<r
1e~
The eastern region of the North Atlantic Subtropical
Gyre (NASG) shows an anticyclonic loop formed by lhe
Azores Currenl (AC), lhe Canary Curren! (CC), and lhe
North Equatorial Current (NEC). The AC progressively
turns to the south and southwesl inlo lhe CC. before leavíng
lhe region towards lhe west as lhe NEC. A fraclion of lhe
CC recirculates southwest north 01 lhe Canary Ar<.:hipielago
or flows south between the islands. but a significan! ponion
flows estwards inlo the African sJope in what may be called
the eastern branch of lhe Ce. This water flux needs to
recirculate south close to the coast until it rejoins lhe
interior ocean between 20
0
N and 25°N (Stramma, 1984;
Strarnma and Siedler. 1988). This region is an upwelling
favorable region where we can find an intense quasi 
permanent southward flowing coastal jet, which one couId
lhink that would be fed by the eaSlern branch 01 the Canar)'
Current. Such an inflow from the CC wouJd guarantee the
continuity of the coastal jel even during periods of no local
upwelling.
Figure J - Schematic representalion of the geostrophic 00\\.
Data collected during the CANIGO project have
improved our knowledge of the Canary Basin. Some of the
measurements have been made very near the continental
platform and confirm that the recirculation of the eastern
branch of the CC takes place in a very narrow region
(Pelegrí el al., 1999). They have shown that the water flux
sometimes continues southward between the Canary Isiands
Figure 2 - Imegrated volume transport (O to 200 m) for (a) January
through March (wínter), (b) April through June (spring), (e) July
through September (surnmer), and (d) October trhough December
(fall). Each flow line represents 1 Sv.). (From Strarnma and Siedler,
1988).
A characteristic feature of the eastern subtropical gyre is
the presence of the Cape Ven frontal region, which
separates North Atlantic (NACW) fron South Atlantic
Central Waters (SACW), the latter appearing disconnected
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3. RESULTS AND CONCLUSIONS
In this work we use the seasonally averaged Hellerman
and Rosenstein wind stress climatology to study the
seasonaJ variability of the circulation pattern.
Figure 3a shows the model results when using standard
boundary conditions. We can see that the main seasonal
variations of the flow pattern are driven by the large-scale
winds. We can observe that the eastern NASG presents a
latitudinal contraction during winter. Nevertheless, the
separation of the CC from the coast does not show any
meridional shift. The shadow zone cyclonic gyre is
strongest in winter.
15
10~-,-"--~...........""""",",",,,",,,",~
Spring
-30 -25 -20 -15
Long:tude (West)
""U
::J
$ 20
c;
..J
-';·0 -25 -20 -15
Longitude (West)
~30
2
~
Q.l 25
v
~20
o
-'
Winter
35
::r ···,.-1.6(····· ....J
2. NUMERICAL MODEL
wilh mean anlicycJonic flow in lhe NASG. The tlow south
the cape Vert frontal syslem, or shadow zone, is
characterized by a cyclonic gyre. Siedler el al. (1992) have
shown thal this gyre is present during aJl the year, though it
becomes stronger during summer.
The large-scale wind stress pattern of the SubtropicaJ
North Atlantic consists in an anticyclonic gyre formed by
the trades and the westerlies. The seasonal variation of the
trade winds is coupled wilh the meridional shih of the
Azores High, which reaches ils northernmost position
during summer, and lhe posilion of the Inter tropical
convergence zone.
Because of the seasonal varialion of trade winds,
upwelling soulh of 20
0
N is intensified during winler and
spring. Between 20
0
N and 2s
o
N upwelling is permanenl
lhroughoul the year, and north of 2s
o
N it is intensified in
su mOler and autumn (MiuelstaedL 1991: Van Camp el al..
1991; Hernández-Guerra and Nykjaer. 1997).
The seasonal variation of the flow pattern must be
related with the seasonal variability of the large-scale wind
stress pattern. The aim of lhis study is to examine how the
wind stress pattern affects the seasonal circulalion in the
interior ocean and what may be the seasonal response of the
eastern branch of the Canary Current. For this purpose we
have used a very simple one-Iayer qua'Sigeostrophic model
(Laiz et al., 2000), driven by realistic winds (Hellerman and
Rosenstein, 1983), and mod ified the eastern boundary
conditions to simulate the effect of lhe coastal ocean.
Summer Foil
Figure 3a ? Model results, Integrated volume transport (O to 800 m)
for Winter (January through March), Spring (April through June),
Summer (July through September), and Fall (October through
December). The flow Iines are represented in Sv. Solid lines are
anticyclonic values and doled lines cyclonic ones. Case with standard
easlern boundary conditions.
Figure 3b shows the results when modifying the eastern
boundary conditions. We may appreciate sorne flow
recirculating back and forth into the coastal ocean, in a
rather large loop. This Figure illustrates what could be
interpreted as the flow separation near Cape Ghir (at aboUl
32°N), its reincorporation to the coastal ocean south of the
Canary Islands, and its definitive separation near Cape
Blanc. Several seasonal features appear, such as a
A simple quasigeostrophic one-Iayer model has been
used to represent the circulation pattern of the NASG. The
ocean basin has been idealised as a rectangular-basin with a
flat bottom and constant depth, on a mid-Iatitude p-plane. It
lies in the 77°W-lSoW longitude and lO
o
N-40oN latitude
bands. We have assumed a homogeneous and
incompressible fluid. The model has been formulated using
the quasigeostrophic barotropic vorticity equation and the
Poisson equation (Pedlosky, 1987).
The novel feature of the modeJ is the specification of
new eastern boundary conditions to simulate the influence
of the coastal upwelling system on the interior flow (Laiz el
al., 2000). The traditional eastern boundary condition of no
normal flow has been removed to allow the existence of the
mentioned coastward flow. Moreover, a condition of
constant potential vorticity has been considered. This
condition gives rise to anticyclonic vonicity at the
boundary, which may be interpreted as generated by the
coastal jet. The study of the sensitivity of the model to the
eastern boundary conditions has shown that realistic results
are obtained when imposing this boundary conditions
between 20
o
N-27°N -the location of the permanent
upwelling off northwest Africa· and between 32°N -40
o
N  
the region frorn the boundary north of Cape Ghir and up tO
the Strait of Gibraltar, where significant onshore
geostrophic flux has been observed (Slramma. 1984:
Stranuna and Siedler, 1988)-.
-
!:.
o
.,-
-
~,
:5
20
e
- 3D - 25 - 20 -15
Longitude (west)
-30 -25 -20 -15
Longitude (West)
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Pelegrí. J.L. el al. (1999). Hydrographic cruises off northwest Africa: The
eastem branch of ¡he Canary Current and !he Cape Ghir filamento
Proceedings of lhe CANIGO Conference, Las PaJmas de Gran
Canaria. 12 to 16 September 1999.
Richardson. P.L & WaJsh, D. (1986): Mapping climatologicaJ seasonaJ
variations of surface currents in [he tropical Atlantic using ship drifts.
Jouma! o!Geophysica! Research. 91: 10537-10550.
Siedkr, G.. Zenk, W. & Emery, WJ. (1985) - Strong currenl events related
to a sub tropical front in !he northeast Atlantic. Jouma! o! Physica!
Oceanography, 15:885-897.
Stramma. L. (1984) - Geostrophic Transpon in !he Warrn Water Sphere of
the Eastern SubtropicaJ North Atlantic. Jouma! o! Marine Research,
42:553-558.
Stramma. L & Issemer, R-l. (1988) - Seasonal variabi!ity of meridional
temperature fluxes in !he eastern Nonh Atlantic Ocean. Jouma! o!
Marine Research. 46:281-299.
S[ramma. L. & Müller. T.J. (1989) - Some observations of the Azores
Current and lhe Nonh EquatOriaJ Current. Jouma! o! Geophysica!
Re.<earch. 94:3181-3186.
Slramma. L & Siedler. G. (1988) . Seasonal changes in !he Nonh Atlantic
Sublropical Gyre. 10umal o! Geophysica! Research, 93(C7):8111 
8118.
Van Camp, L el al. (1991). Upwelling and boundary circulation off
Nonhwest Africa as depicted by infrared and visible satellite
observations. Progress in Oceanography. 26:357-402.
Acknowledgements: This work has been supponed by !he Spanish
Government through the projects TALUD (MAR96-1893) and FRENTES
(AM 895-0731) and by !he European Union through !he CANIGO projecl
(MAS3-CT96-0060) .
-jü -25 -:0
Lcn,~itudf("Ne~.~)
-jU -25 -le -15
Longitude (west)
"0
35
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-'
15
J'
ID 10
-30 -25 -20 -1:5
Longitude (west)
southward shift of the separation laütude of the ce from
the coast in summer.
These results are in accordance with the applied wind
stress pattern, though there are sorne contradictions with the
seasonal variability in ocean currents inferred by Stramma
and Siedler (1988). These differences may be due to
inaccuracies either in the wind c1imatoJogy or in the
lranspon estimales (e.g. significanl inlerannual variability).
An analysis of different wind c1imatologies should help lO
elucidate the ongln of this discrepant behavior.
Wintel"
Figure 3b - Model results. Integrated volume transporl (O to 800 m)
for Winler (January through March), Spring (April through June),
Summer (July through September), and Fall (October through
December). The now Iines are represenled in Sv..Solid lines are
anticycJonic values and doled Iines cycJonic ones. Case with modified
eastern boundary conditions ('I'=Q, no normal no\\" condition: '1''''0,
normal now condition; ns, no·slip condition; q=c, constant potenlial
vorticity condition).
4. REFERENCES
Hellerrnan. S. & Rosenstein, M. (1983) - Normal monthly wind stress over
lhe world ocean wilh error estimates. JouTIla! o! Physica!
Oceanography, 13:1093-1104.
Hernández-Guerra. A & Nykjaer. 1. (1997) - Sea surface temperalure
variabilily off nonh-wesl Africa: 1981-1989. J(Jurnol uf Remme
Sensíng. 18(12): 2539-2558.
Klein. B. & Síedler. G. (1989) - On ¡he origín of !he Azores Curren!.
Journa! o!Geophysica! Research. 94:6159·6168.
Laiz, l., Sangra. P.? Pelegri. J.L. & Marrero-Díaz. A. (2000) - Sensitivity
of an idealized SubtropicaJ Gyre lO lhe eastem boundary conditíons.
Scientía Marina, in press.
Mittelstaedt, E. (1991) - The ocean boundary along the Nonhwesl African
coast. Circulation and Oceanographic propenies at !he sea surface.
Progress in Oceanography. 26: 307-355.
Pedlosky, J. (1987) - Geophysica! Fluid Dvnamics. Springer-Veriag, New
York, 710 pp.
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Análisis Wavelet de series de Ozono troposférico
Juan Manuel Martín González, Igor Arregui Acorta y Hector Alonso Hernández
Universida de Las Palmas de Gran Canaria
Anteriores trabajos realizados en las islas han demostrado que la señal de [03]
troposférico puede ser buen indicador de procesos climatológicos del entorno de
diferentes escalas.
En este trabajo (comunicación oral) se trata de validar algunos de estos procesos
usando datos del Observatorio de Izaña (Tenerife) y mediante la técnica transformación 
'wavelet'. Se muestran las ventajas de este tipo de análisis en series temporales
ambientales.
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Estructuras a mesoscala y distribución de clorofila en el Estrecho de
Bransfield (Antártida): observaciones preliminares campaña CIEMAR
99/00.
P. Sangra, A. Martínez y J. L. Pelegrí.
Departamento de Física. Universidad de Las Palmas de Gran Canaria. 35017 Las Palmas de
Gran Canaria. Spain. pablo.sangra@fisica.ulpgc.es
Los antecedentes más significativos de estudios interdisciplinares llevados a
cabo en la región en la región del Estrecho de Bransfield son los enmarcados dentro de
los proyectos RACER86/87 (Huntley et. al. 1991), BIOANTAR 91/93 (Basterretxea y
Arístegui 1999; Hemández Léon et al 1999; Arístegui y Montero 1995; García et al.
1994) Y FRUELA 95/96 (García et al 1999, Gomis et al.. 1999, Rodríguez et al
1999).Como resultado de los anteriores estudios se ha podido obtener una imagen
bastante completa de la circulación a escala regional en el Estrecho de Bransfield. En
concreto se ha observado una estructura frontal doble, el Frente de Bransfield,
separando las aguas cálidas/ligeras provenientes del Mar de Bellingshausen y Estrecho
de Gerlache de las más frías/densas provenientes del Mar de Weddell (figura la).
Asociada a la estructura fromal, se ha observado una corriente de chorro baroclina que
se extiende a lo largo del talud de las Islas Shetland del Sur circulando en la parte
septentrional del Estrecho hacia el NE. Asimismo, los estudios realizados han
confinnado que las aguas más densas y salinas provenientes del Mar de Weddell
penetran por la parte oriental del Estrecho fluyendo lentamente por su mitad meridional
hacia el Oeste.
Si se analiza con detalle los campos hidrográficos obtenidos en dichos estudios
se intuye un cierta actividad a mesoscala/submesoscala (remolinos/meandros) asociada
el Frente de Bransfield. Sin embargo, como afinnan los propios autores (Gomis et al.,
1999; García et al. 1994), la resolución espacial adoptada no fue suficiente como para
resolverla de fonna adecuada. El pasado mes de diciembre en el marco de la campaña
interdisciplinar CIEMAR 99/00 (integrada por investigadores de las Facultades de
Ciencias del Mar de Vigo, Cádiz, Alicante y Las Palmas) se muestrearon una serie de
transectos a lo largo del Estrecho de Bransfield y Estrecho de Gerlache (Martínez et al.,
este volumen) con una resolución media de 4 millas. Los resultados preliminares
sugieren por una lado una importante actividad a mesoscala y submesoscala en ambas
regiones, y por otro una gran correlación entre dicha actividad y la dinámica
planctónica. En particular se muestreó parcialmente una serie de remolinos/meandros,
de unos 30 km de diámetro no descritos previamente, asociados al Frente de Bransfield
que podrían tener una gran importancia en la transferencia de propiedades físicas y
biológicas a través del frente (figura 1).
Como se muestra en la figura 1c, en los remolinos/meandros se produce un
aumento de la concentración de clorofila que podría ser resultado de la acumulación de
biomasa asociada a la circulación antihoraria de dichas estructuras. Un indicio que
podría apoyar ésta hipótesis es la sorprendente coincidencia de los máximos de
respiración fitoplanctónica observados por Arístegui et al. (1995) con los
remolinos/meandros observados a lo largo del Frente de Bransfield. Por otro lado, un
problema que todavía no está resuelto es como y través de que mecanismos el flujo
entrante por la parte oriental del estrecho se mezcla con las agua más cálidas que
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penetran por el lado oriental para posterionnente recircular en sentido inverso y
cumplirse así el balance de flujo (figura la). A este respecto, el sistema de remolinos
meandros/meandros observado podría jugar un papel primordial en la mezcla de masas
de agua a través del Frente de Bransfield.
Referencias
Arístegui 1. Montero M (1995). Plankton community respiration in the Bransfield Strait
(Antartic Ocean) during austral spring. Journal of Plankton Research, 17 (8), 1647 
1695.
Basterretxea G., Aristegui J (1999). Phytoplancton biomass and production durin late
spring (1991) and summer (1993) in the Bransfield Strait. Polar Biology, 21, 11-22
García M.A., Castro c., Rios A.F., Doval M.D., Roson G., Gomis D., López O. (1999).
Water masses and distribution of physico-chemical properties in the western
Bansfield Strait and Gelache Strait during austral summer 1995/96. Deep Sea
Research. En prensa
García M.A, López O., Sospedra M., Espino M., Gracia M., Morrison G., Rojas P.
Figa J., Puig de Fabregas, Arcilla AS.(1994). Mesoscale variability in the Bransfield
Strait Region (Antarctica) during Austral surnmer. Ann Geophysicae, 12,887-902.
Gomis D., García M.A., López O., Pascual A(1999). Quasi-geostrophic 3D Circulation
and Mass Transport in the western Bransfield Strait during Austral surnmer 1995/96.
Deep Sea Research. En prensa
Hernández-Léon S., Torres S, Gómez M., Montero M., Almeida C. (1999). Biomass
and metabolism of Zooplankton in the Bransfield Strait (Antarctic Peninsula) during
austral spring. Polar B iology, 21 (4), 214-219
Huntley M., Karl D.M., Niller P., Holm-Hansen O. (1991). Research on Antarctic
Coastal Ecosystem Rates (RACER).: an interdisciplinary field experiment. Deep Sea
Research, 38,911-941.
Rodríguez J, Jiménez-Gómez F., Blanco J.M., Figuerea F.L. (1999). Physical gradients
and spatial variability of the size distribution and composition of phytoplankton in
the Gerlache Strait (Antarctica). Deep Sea Research. En prensa
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a)
b)
tem peratu ra
xl7 xl5 xl3 xlI x9 x7 x5 x3 xl
120
120
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distancia (km)
40 80
di Sla neia (k ID )
200+-~---.-----r--~--+
O
100
500
O
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E
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o
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d)
Flujo entrante
M. Weddel
12040 80
distancia (km)
Esrrecho de Bransfield
sigma-tee
x17 xl5 xl3 xlI x9 x7 x5 x3 xl
I
e)
Flujo entrante M. Bellinghausen
E. Gerlache
100
50
~200
E
E
'-'-
'-:'100
o
....
4-
0.300
o
....
o..
400
15 O
o
Figura l.a) Esquema de circulación en el Estrecho de Bransfield donde se ha
representado el sistema de remolinos/meandros asociados al Frente de Bransfield y cuya
señal en el campo de temperatura, densidad (sigma-tee) y distribución de clorofila a 10
largo de la sección vertical x 17-x1 se muestra en las figuras b, c y d respectivamente.
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Modes of interannual variability in the tropics: the SST dipole and an Atlantic ENSO
Terrence M. Joyce
Woods Hole Oceanographic Institution
Presented at the Taller et Tertulia, Las Palmas, November 2000
Abstract
Modes of interannual variability will be examined in the tropical Atlantic using a
combination of meteorological data (from NCEP re-analysis) and XBT data covering a
common time period from 1955 to 1999. Various quantities such as air and sea surface
temperature, net heat flux, zonal and meridional wind stress and wind stress curl are
compared to one another and to ocean signals such as sea surface temperature (SST) and
heat content (surface to 150m depth). Empirical onhogonal function analysis is used to
determine the basic spatial panerns and time variability of the leading modes of
variability for each variable separately. Correlation analysis shows that groupings of
different modes for collections of different variables are significantly correlated. Three
main groups having the major joint correlations are the SST dipole (north-south
temperature gradient), an Atfantic ENSO signal, and changes in intensity (not location) of
the InterTropical Convergence Zone (ITCZ).
The SST dipole involves, besides SST, air temperature, sea level pressure, zonal and
meridional wind stress, and wind stress curl. This group is significantly correlated with
the North Atlantic Oscillation index and is therefore part of a tropical/extratropical
teleconnection panern in the Atlantic.
The Atlantic ENSO, as compared to its Pacific counterpart, is much weaker in magnitude.
Yet zonal wind changes near the equator result in changes in zonal heat content gradient
and mean zonal heat content in the tropics much like in the Pacific and with similar time
scales. The direct connection with the Pacific ENSO will be considered.
ITCZ strength variations are seen in the change in low level convergence in the tropical
meridional winds. This mode of variability is related to variations in interannual net
air/sea heat flux and to equatorial precipitation changes over the ocean.
Each of these groupings will be discussed and their importance on tropical climate
variability in the Atlantic Ocean considered, including rainfall changes over land in
northeast Brazil and the Sahel and long-term trends in the NCEP 'dataset'. © 
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Zooplankton biomass and ¡ndices 01 metabolism and groth in
coastal waters 01 the Canary Islands
Santiago Hernández León, Carlos Almeida, May Gómez y Santiago Torres
Universidad de Las Palmas de Gran Canaria
Abstract
Zooplankton biomass and electron transfer system (ETS), glutamate
dehydrogenase (GDH) and aspartate transcarbamylase (ATC) activities were studied
in a coastal area off Gran Canaria Island (Canary Islands) during the development of
the so-called Late Winter Bloom in these waters. From the indices of metabolism and
growth, the bloom started in January but biomass increased in late February and at the
beginning of April. ATC activity increased parallel to the availability of phytoplankton.
The percentage ofcopepod~in the samples and the biomass of zooplankton during the
bloom showed a 30 days period, being the biomass uncoupled with the percentage of
copepods. The pattern observed over the narrow shelf of the island is suggested to be
produced by the recently described lunar cycle in zooplankton, the uncoupling between
biomass and the full moon during the productive period and the effect of advection from
oceanic to coastal waters.
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IMPACTO DE LAS ENTRADAS EÓLICAS EN AGUAS DEL OCÉANO
ATLÁNTICO CENTRAL
IMPACT OF EOL/C INPUTS IN CENTRAL ATLANTlC OCEAN
M. Torres Padrón, Mª D. Gelado-Caballero, C. Collado-Sánchez, J.J.
Hernández-Brito, V. Siruela-Matos y P. Cardona-Castellano.
Chemistry Department. Faculty of Marine Sciences. P.O. Box. 550. University of Las
Palmas de G.C. 35017. Tafira.
La atmósfera constituye una de las fuentes más importantes en el aporte de
elementos trazas al océano. Las regiones áridas del planeta, en particular el Sahara
y el Sahel, suministran grandes cantidades de material eólico al océano. Este
material viaja a grandes distancias desde el continente llegando a alcanzar, en su
recorrido, las costas americanas. Asimismo, este polvo mineral es transportado en
..
la columna de agua produciendo una contribución significativa en los sedimentos
marinos profundos.
Uno de los elementos trazas más interesantes para su estudio biogeoquímico
es el aluminio, indicador del impacto de las entradas eólicas en la superficie
oceánica. En aguas oceánicas, las concentraciones de este elemento son bajas (10'
9
M), a pesar de ser el tercer elemento más abundante de la corteza terrestre. Este
hecho se produce como consecuencia de su alta reactividad y su corto tiempo de
residencia en aguas oceánicas. Además, la distribución del aluminio se ve afectada
por los distintos procesos físicos (estratificación, presencia de masas de aguas de
distinto origen, etc.) que tienen lugar en la columna de agua. Por otra parte, este
elemento tiene un gran potencial como trazador de masas de agua en aguas
intermedias y profundas del océano.
El Océano Atlántico Central y, en especial, la Región Canaria (13-19°N; 27 
30°0) es un área de especial interés con respecto a la distribución del aluminio
debido a la presencia de marcados procesos climáticos y oceanográficos
característicos que ponen de manifiesto las claves que regulan su distribución en el
océano abierto. Por una parte, el Archipiélago Canario es una zona particularmente
interesante en la que estudiar las entradas de polvo africano, que procedente del
desierto del Sahara, alcanzan el Atlántico Norte. Por otro lado, la presencia del
afloramiento africano provoca un gradiente importante de materia orgánica entre el
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área costera sahariana y las aguas oligotróficas oceanicas las cuales están sujetas a
las variaciones estacionales del Giro Subtropical. La suma de estas características
físicas pueden afectar a la distribución del elemento en aguas superficiales. Por otra
parte, las masas de agua intermedia localizadas en la Región Canaria se ven
afectadas por la inclusión del Agua Mediterránea (MW) y Agua Intermedia Antártica
(AAIW), las cuales sufren variaciones temporales importantes que afectan a las
distribuciones del aluminio.
El objetivo principal de esta presentación es (1) establecer la importancia de
las entradas eólicas en el Atlántico Central y (2) su impacto en las aguas oceánicas,
especialmente en el ciclo biogeoquímico del aluminio. Este elemento, debido a sus
características químicas y el efecto de las variables físico-químicas ambientales que
se producen durante el transporte e incorporación del aerosol mineral a las aguas
superficiales, hacen que el aluminio pueda actuar como un buen indicador indicador
de las deposiciones de polvo mineral en las distintas áreas oceánicas. Hemos
elegido la estación ESTOC (15.3 °N, 29°0) Y la campaña THALASSA 97 (Frente de
las Azores) para el estudio de la variabilidad temporal y espacial de este elemento en
aguas del Océano Atlántico Central.
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MAGMATISMO EN ISLAS OCEÁNICAS: ESTUDIO DE XENOLlTOS, CUMULADOS y
MEGACRISTALES ASOCIADOS A LAS ERUPCIONES RECIENTES DE BANDAMA Y
PINOS DE GALDAR (GRAN CANARIA)¡Error! Marcador no definido.
Mangas, J. YPérez-Torrado F.J.
Departamento de Física, Campus de Tafira, Universidad de Las Palmas de Gran Canaria, 35.017
Las Palmas de Gran Canaria
Uose.mangas@fisica.ulpgc.es; torrado@cicei.ulpgc.es)
Gran Canaria está situada en el centro del Archipiélago Canario y por estudios
geofísicos se sabe que debajo de la isla existe una típica litosfera oceánica con la
discontinuidad de Moho a unos 13 kms. de profundidad. Todavía hoy en día es imposible
conocer por métodos directos las características composicionales del basamento insular.
Por ello el estudio de xenolitos, cumulados y megacristales transportados por los fundidos
volcánicos hasta la superficie en las islas oceánicas aporta ciertos conocimientos
geológicos sobre este basamento de la litosfera oceánica infrayacente. Teniendo esto
presente, nuestra investigación se ha centrado en el estudio de xenolitos, cumulados y
megacristales ultrabásicos y básicos asociados a los volcanes cuaternarios de Bandama
(18 muestras) y Pinos de Galdar (15 muestras), junto con coladas de estas erupciones. En
el trabajo se han llevado a cabo estudios volcanológicos, mineralógicos (microscopía óptica,
microsonda electrónica, microtermometría de inclusiones fluidas y vítreas) y geoquímicos
(análisis de elementos mayores) con el objeto de caracterizar las muestras y determinar
procesos magmáticos que dieron lugar a estas dos erupciones volcánicas.
El complejo volcánico de Bandama está constituido por un cono estromboliano (Pico
de Bandama) y una caldera de carácter explosivo-colapso (Caldera de Bandama),
presentando materiales lávicos y depósitos piroclásticos estrombolianos y
freatomagmáticos. Por lo que se refiere al volcán de Pinos de Galdar, éste está formado por
un cono estromboliano con depósitos piroclásticos de caída y escasos de oleadas
piroclásticas, y una colada lávica.
Las lavas estudiadas en Bandama muestran composlclon basanítica (Si0
2
42%;
Álcalis 4%) y textura porfídica con fenocristales y microcristales de olivino (F07D-89, Ni/Ca:
0,3-2,2), clinopiroxeno (augita-diopsido: W0
4
0-52, En27-54) y en menor proporción espinela
(Cr203: 36 y 40%) e ilmenita. La lava analizada en Pinos de Galdar es también basanítica
(Sí0
2
43%; Álcalis 5%) y contiene olivino (Fos
1
-9o), augita-diopsido (W044-55, En28-50) y,
subordinadas, espinela (#Cr35-65) y magnetita (#CrO.4-3.3).
Los depósitos piroclásticos de Bandama contienen xenolitos y cumulados, básicos y
ultrabásicos, y megacristales de olivino, piroxeno y anfibol, con tamaños inferiores a 7 cms..
Los análisis de microsonda electrónica de estos materiales muestran:
Xenolitos ultrabásicos ("duníta y Iherzolita') con olivino (F083-89, Ni/Ca: 1-20 y espinelas
con Cr203: 13-33%), ortopiroxeno (F084-S5 y espinelas con Cr203: 31%) y
clinopíroxeno (W04D-44, En4S-50).
Cumulados básicos y ultrabásicos "dunítas, werhlitas, clinopiroxenitas con olivino y
clinopiroxenitas') conteniendo olivino (Fo
so
-
8
7, Ni/Ca: 0,6-2,1 y espinela Cr
2
03: 14 
31%) Y c1inopiroxeno (W039-51 , En36-55, y espinela con Cr203: 10-16%).
Megacristales de olivino (Fo77-s9, Ni/Ca: 0,5-2,2) conteniendo inclusiones de espinela
(Cr203: 34-36%), clinopiroxeno (W034-52, En33-51; espinelas con Cr203: 21-23%) y
anfíbol (Kaersutita desestabilizada a fassaita --W054-57, En31-34--, rhonita, olivino y
vidrio subsaturado).
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Por su parte, los depósitos piroclásticos de Pinos de Galdar contienen:
Xenolitos ultrabásicos: "dunita" (olivino 1: F087-91. olivino 11: F089-93; espinela 1: #Cr9S y
espinela 11: #CrSO-96); "Iherzolita" (olivino 1: F091; olivino 11: F0
91
-94; ortopiroxeno: F081 
96; c1inopiroxeno: W041 -47, EnSo-S7; espinela 1: #Cr9O-91 y espinela 11: #Cr89-96); y
"harzburgita" (olivino 1: F0
88
-93; olivino 11: F0
82
-9
7
; ortopiroxeno: F091-96; clinopiroxeno:
W04ü-47, En48-S8; espinela 1: #Cr86-87 y espinela 11: #Cr67-88).
Cumulados básicos y ultrabásicos: "clinopiroxenitas con olivino" (olivino: F081-83;augita 
diopsido:W047-s6,En38-4s; espinela: #Cr40-S7); "clinopiroxenitas" (olivino: F081-83;
augita-diopsido: W046-SS, En39-S1; espinela: #Cr13-30); "clinopiroxenita con horblenda"
(olivino: F077-91; augita-diopsido: W042-SS, En38-S6; espinela: #Cr1S-44); "cJinopiroxenita
con apatito y óxidos con Fe-Ti" (augita-diopsido: WOSo-
S
3, En39-44; magnetita: #Cr<2.1;
ilmenita: Ilmss-66, Geik16-34, HemlO-17); y "cJinopiroxenita con apatito, titanita y óxidos
de Fe-Ti" (augita-diopsido: WOSO-S6, En2S-44; magnetita: #Cr<1.8; ilmenita: IIms2-86,
Geik6-34, Hem<19; hematites: Hem96-100, Geik<4. Pyroph<3; y sulfuros de Fe).
Megacristales de cJinopiroxeno (WO
SO
-
54
? En3S-42) conteniendo inclusiones de apatito y
hematites (Hem98-100. Geik<l, Pyroph<l).
El estudio microtermométrico de inclusiones fluidas y vítreas en olivinos y
c1inopiroxenos de Bandama muestra temperaturas de homogeneización entre 1.060 y
1.260°C, y temperatura de homqgeneización de C02 entre -39 a 31°C en líquido, indicando
estos valores profundidades mínimas de formación para esos minerales entre 10,5 Y25 km
para los xenolitos. entre 4,5 y 27 Km para los cumulados, entre 12 y 18 Km para los
megacristales, y entre 7,5 y 33 Km para los fenocristales de olivino de las coladas
basaníticas.
En conclusión, podemos afirmar que las muestras estudiadas en Bandama y Pinos
de Galdar tienen minerales con características de composición química, texturales y
microtermométricas variadas, tanto si comparamos estas características entre similares
xenolitos, cumulados y/o megacristales, como si los relacionamos con los estudiados en las
coladas. Por ello, podemos concluir que los minerales presentes en estas dos erupciones
se formaron bajo condiciones físico-químicas distrntas y, por lo tanto, estos materiales
tienen génesis y evoluciones magmáticas diferentes. Así, y teniendo en cuenta los datos
aportados en Bandama, podemos generalizar indicando que los magmas basaníticos que
dieron lugar a estos dos volcanes cuaternarios de Gran Canaria ascendieron desde el
Manto Superior hasta la superficie insular (-33 km a 1 km), atrapando en su camino
distintos xenolitos, cumulados y megacristales ultrabásicos y básicos de la litosfera
oceánica (-27 a -4,5 km).
AGRADECIMIENTOS
El presente trabajo ha sido financiado por el proyecto PB96-0243 de la DGES y una
ayuda del Subprograma de Estancias de Investigadores Españoles en Centros de
Investigación Extranjeros (1998).
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Relationships between mesozooplankton displacement volume, dry
weight, ash-free dry weight, protein content and ETS activity in the
Canary Island waters
Almeida, c., S. Hemández-León, M. Gómez, A. Santana and S. Torres.
Facultad de Ciencias del Mar. Universidad de Las Palmas de Gran Canaria.
Campus Universitario de Tafira, 35017. Las Palmas de Gran Canaria. Islas Canarias.
The relationships between mesozooplankton displacement volume, dry weight, ash-free dry
weight, protein content and electron transport system (ETS) activity have been studied on
different cruises carried out in the waters around the Canary Islands. Logarithmic
trasformations were computed between the biomass estimators, founding significant
relationships. Taking account all data samplings, the regression slopes were no constants
except between dry weight "and ash-free dry weight. For the displacement volume,
considerable differences appeared at the higher values. Relationships where the ash-free dry
weight is taken into account gave the best results, confirming it as an useful biomass
parameter which is easily obtainable. Relatively low values for the ·percentage of ash-free
dry weight to dry weight were obtained, supporting the characteristic oligotrophy of the
waters around this archipelago. The percentage of proteins in relation to the ash-free dry
weight was in the same range as that observed in temperate waters, indicating that
mesozooplankton from subtropical regions has a similar protein value with respect to
organic matter. The relationship between proteins and ETS activity is also shown in orden
to compare differents samplings. A strong correlation appeared between those parameters,
as observed in previous works between biomass and respiration. We observed different
slopes in relation to the different oceanographic conditions. This supports the findings of
many authors in the literatme in relation to the so-called "scaling exponent" and unadvise
about the use of a constant (or theoretical) slope between biomass and respiration.
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DETERMINACIÓN DE COMPUESTOS ORGANOCLORADOS EN MOLUSCOS
MEDIANTE EXTRACCIÓN ASISTIDA POR MICROONDAS (MAE) Y
CROMATOGRAFÍA LÍQUIDA DE ALTA EFICACIA.
Padrón Sanz, c., Sosa Ferrera, Z., Santana Rodríguez, J.J.
Department of Cherrústry, Faculty of Marine Sciences, University of Las Palmas de G.c.,
35017 Tafira
Los bifenilos policlorados (PCBs) y dibenzofuranos policlorados (PCDFs) son
compuestos ampliamente conocidos dentro el marco de la contaminación marina, que,
desde hace ya algunas décadas, están siendo estudiados de forma intensiva. Estos
contaminantes, que proceden normalmente de industrias papeleras, son altamente
persistentes en el medio y su peligrosidad está en su efecto cancerígeno y en que, al ser
liposolubles, pueden ser asimilados por organismos marinos, acumulándose en sus
tejidos grasos.
Tal es el caso de los moluscos bibalvos, organismos filtradores que incorporan
los PCBs y PCDFs presentes en el agua, y que provocan a su vez la contaminación de
los organismos superiores que predan sobre ellos. Produciéndose así, un efecto de
biomagnificación en cadena, es decir, la concentración de contaminantes en los
organismos va haciéndose superior a medida que aumenta el eslabón trófico, llegando
hasta los mamíferos (1). .
Hasta el momento son numerosas las metodologías desarrolladas para la
determinación de PCBs y PCDFs en distintas matrices como agua, sedimentos (2) y
organismos marinos (3), que hacen uso de distintas técnicas. Así por ejemplo se han
empleado técnicas de extracción tradicionales como la extracción Soxhlet, extracción
líquido-líquido, en las que se hace uso de disolventes orgánicos, para su posterior
separación y determinación mediante técnicas cromatográficas (4), etc.
En esta ocasión se ha desarrollado un nuevo procedimiento de extracción usando
el surfactante no iónico polyoxiyethylene 10 lauryl ether (POLE), que permite, al igual
que otros surfactantes de este tipo (5), la extracción de los analitos de interés en
soluciones acuosas, reduciendo además el coste y los posibles efectos tóxicos del
proceso.
Por otro lado, la extracClOn asistida por microondas (MAE) es una técnica a
partir de la cual se produce la interacción entre el extractante (surfactante) y la matriz
sólida, a alta temperatura (6-8), lo que favorece el paso de los analitos de la matriz al
solvente en un tiempo bastante inferior al empleado normalmente con otras técnicas
tradicionales. De esta manera, una técnica extractiva como la MAE, junto con el uso de
surfactantes, es una propuesta altamente interesante para el análisis de PCBs y PCDFs
en una amplia variedad de matrices sólidas.
En el estudio que se presenta, se ha aplicado dicha técnica a la extracción de
PCBs y PCDFs, como paso previo a su determinación por cromatografía líquida de alta
resolución (HPLC) y detección fluorescente, en mejillones de la especie Mytilus
galloprovincialis. Aparte de variables como el volumen y concentración de extractante
(9) y pasos de lavado (10), también se han optimizado la potencia y tiempo de
extracción.
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En la Tabla 1, se puede observar la influencia de los parámetros estudiados en el
porcentaje de extracción. Como se puede deducir, los mejores porcentajes de
recuperación se obtienen para potencias altas y tiempos de extracción cortos.
A partir de estos resultados, se escogieron las siguientes condiciones finales del
método: 4 pasos de lavado de 30 seg. cada uno, con la adición de 5 mI de surfactante y
extracción a 550 W de potencia.
Utilizando estas condiciones, el método permite obtener porcentajes de
recuperación entre el 65 y 80% para los PCBs, y entre el 80 y 95% para los PCDFs en
mejillones.
Posteriormente se aplicó el método a otros moluscos, concretamente berberechos
de la especie Cerastoderma edule obteniéndose porcentajes de recuperación bastante
aceptables. Ver Fig l.
Tabla 1._ Importancia de la potencia y tiempo de extracción en el porcentaje de
recuperación.
% rec. a
Compuesto
4 min
b
1 min
b
30 seg
b
412.5 W 550W 550W
DBF 35 73 89
1-DBF 13 80 79
2-DBF 57 70 89
I
3-DBF 60 68 87
I
4-DBF 65 65
I
85
i
I
5-DBF 68 81 96
I
BF 32 64 65
MBF 39 71 78
DiBF 56 72 79
TriBF 61 67 69
TetraBF 68 67 76
PentaBF 68 69 75
HexaBF 63 74 75
a Media de tres determinaciones.
b Tiempo y potencia de extracción de cada paso de lavado.
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DBFO
Bibliografía:
lDBF 2DBF 3DBF 4DBF 5DBF
Compuesto
-%.rec mejillones
1 ?~<~,.
(l) Hurnrnert, K, Vetter, W., Luckas, B. 1996 Chromatographia 42,300-305,
(2) Eiguren, A, Sosa, Z., Santana, J.1. 2000 Chromatographia (enviado).
(3) Vetter,W., Weiehbrodt, M., Seholz, E., Luekas, B., OesehUiger, H. 1999.
Mar. PolI. Bull. 38,830-836.
(4) Alvarez, M.A, Sirnal, J., Lage, M
a
A, Carril, S.T.1996. Talanta43, 487-491.
(5) Madiehie, c., Greenway, G.M., Me Creedy, T. 1999 Analytica ChimicaActa
392,39-46.
(6) Ganzler, K, Salgó, A, Valkó, K 1986. Joumal ofChromatography 371,
299-306.
(7) Lettelier, M., Budzinski H., Garrigues, P. 1999. LC-GC Intemational222 
225.
(8) Ack1ey, KL. B'Hyrner, c., Surton, KL., Caruso, J.A 19991. Anal. At.
Spectrom. 14, 845-850.
(9) Eiguren, A, Sosa, Z., Santana, 1.J. 2000 Analytica ChimicaActa (enviado).
(lO)Eiguren, A, Sosa, Z., Santana, J.1. 2000 Luminiscence 15,94-95.
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Hidrografía y distribución de clorofila en el Estrecho de Gerlache
(Antártida): observaciones preliminares campaña CIEMAR 99/00.
A. Martínez, P. Sangra y J. L. Pelegrí
Departamento de Física. Universidad de Las Palmas de Gran Canaria. 35017 Las Palmas de
Gran Canaria. Spain. antonio.martínez@fisica.ulpgc.es
El Estrecho de Gerlache es un relativamente angosto canal localizado entre la
Península Antártica y Archipiélago de Palmer (figura 1a), rodeado de numerosos
glaciares y donde la presencia de hielo es abundante a lo largo del verano austral. Su
importancia radica en que es una región de alta producción biológica constituyendo una
de las principales regiones fuente de producción biológica hacia el Estrecho de
Bransfield (Basterretxea y Arístegui, 1999; Huntley et. al., 1991). Con el objeto de
investigar las causa de la alta productividad de esta región, durante el mes de diciembre
de 1999, en el marco de la campaña interdisciplinar CIEMAR 99/00 (integrada por
investigadores de las Facultades de Ciencias del Mar de Vigo, Cádiz, Alicante y Las
Palmas) se muestrearon una serie de transectos a lo largo y a través del Estrecho de
Gerlache. La mayor resolución espacial respecto a estudios previos en la región (García
et al 1999, Rodríguez et al 1999), ha permitido poner de manifiesto una alta variabilidad
y correlación entre las propiedades físicas y biológicas.
Como se muestra en las figuras 1by 1c la distribución superficial de temperatura
(O-50 m) muestra un zona frontal somera que separa las aguas más cálidas de la ITÚtad
septentrional de las más frías localizadas en su mitad meridional. Las distribuciones de
salinidad y densidad también reflejan esta distribución, observándose aguas
superficiales menos densas y menos salinas en la parte meridional del estrecho. Esta
circunstancia podría estar asociada a la mayor presencia de hielo en la ITÚtad meridional
y al consecuente flujo de agua dulce. La distribución de clorofila (figura lc) muestra
mayor concentraciones en la parte meridional asociada al agua menos salina y fría
observándose concentraciones máximas en la zona frontal.
La distribución subsuperficial (50-300) de propiedades es bastante compleja. A
modo de ejemplo el campo de temperatura muestra una lengua de agua cálida en la
parte meridional así como núcleos aislados de agua cálida. Esta complejidad también se
manifiesta en la distribuciones de salinidad y densidad observándose fuertes
perturbaciones de las isohalinas/isopicnas. Todo ello sugiere un fuerte inestabilidad de
la columna de agua relacionada posiblemente con procesos de subducción asociados
con el deshielo. En lo concerniente a la distribución transversal de propiedades se
observa una mayor homogeneidad y una desviación clara de las isopicnas respecto a la
horizontal produciéndose una sobrelevación en el borde de la Península Antártica.
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Referencias
Basterretxea G., Aristegui 1 (1999). Phytop1ancton biomass and production durin late
spring (1991) and surnrner (1993) in the Bransfie1d Strait. Polar Biology, 21, 11-22
García M.A., Castro c., Rios A.F., Dova1 M.D., Roson G., Gomís D., López O. (1999).
Water masses and distribution of physico-chemica1 properties in the westem
Bansfie1d Strait and Ge1ache Strait during austral surnrner 1995/96. Deep Sea
Research. En prensa
Huntley M., Karl D.M., Niller P., Holm-Hansen O. (1991). Research on Antarctic
Coastal Ecosystem Rates (RACER).: an interdisciplinary field experiment. Deep Sea
Research, 38, 911-941.
Rodríguez 1, liménez-Gómez F., Blanco 1.M., Figuerea F.L. (1999). Physical gradients
and spatial variability of the size distribution and composition of phytoplankton in
the Gerlache Strait (Antarctica). Deep Sea Research. En prensa
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Radial Longitudinal Gerlache
·61.5~
Zoom 100 primeros metros
Zona Frontal
Agua fría Agua Cálida
e)
-62.5~
i16 94' 122 93' i27 92 91
~'---cr--T c:!::::::5 Yo r .,
-64.001
I
I
,
Sección vertical de temperatura
97i10 96 i14
a)
b)
E
'-"
"'O
400
'"
"'O
"'O
e
::s
500<.o-
o
.....
20 40 60 80 100 120
o..
600
20
700
40
60j800
80
elorofila (voltios)
O 20 40 60 80 100 120
Distancia km
100 i
o 20 40 60 80 100 120
Figura 2. Distribución vertical de temperatura y clorofila a lo largo de una radial
ongitudinal a través del Estrecho de Gerlache.
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Las Palmas de Gran Canaria, 6-11 Noviembre 2000 Taller y Tertulia de Oceanografía
l
Estimate of errors in spatial fields of dynamical variables inferred from objective
analysis of CTD and ADCP data
Damia Gomis(l), Mike A. Pedder(Z), Simón Ruiz (3)
(1) Grup d'Oceanografía Física, IMEDEA (Universilat de les Illes Balears - CSIC), Palma de Mallorca, dl'sdgb4@ps.uib.es
(2) Dep. ol' Meleorology, Univ. of Reading, Reading (UK), M.A.Pedder@readinQ.ac.uk
() Instirul de Ciencies del Mar (CSIC). Barcelona, sruil.C'l'icm.csic.es
SUMMARY
In the last 20 years, diagnostic studies of ocean dynamics have evolved accordingly LO theoretical and observational
developments. Complete diagnostics of the 3D circulation have been undertaken even at the mesoseale, mainly basing on the
framework of Quasi Geostrophic theory. However, none of these studies has so far produced a general and complete evaluation
of the errors involved in the derivaJion of results. This is particularly crucial when critical dynamical fieúls such as relaJive
vorticiry or the vertical component of the velocit)' field are inferred from gridded values of observed variables. In order LO
evaluate the reliabiliry of these fields, we have first extended the existing errorformulation provided by OSI to derived variables
that are linearly related LO observed variables. Next, we have carried out a set of numerical experiments in order to estimate
errors also for non-linear variables. Implicit basic assumptions are the synopticiry of dala and the knowledge of the statistical
properties of true fields, which implies that results should be taken as a lower boundary for actual errors. We have obtained
error-LO-signal variance of the order of 1% for dynamic height, 10-15% for geostrophic vorticity and 6-25% for the vertical
velocity (10%, 30-40% and 25-50%, respectively in terms of standard deviation ratios). These errors are demonstrated to come
mainly from sampling limitations and not from instrumental errors. The problem is that, at the present stage, oceanographie
eruises are a trade-off between spatial d80flsity and synopticity of observations, so that we cannot improve the first without
worsening the latero Thus. ir tums out that relevanr fields such as vorticiry or vertical velocity are reliable only ro the point of
estimating the sign and order of magnitude of sampled features, bU[ it might be difficult to use results for either verifying
quantitatively the output of a numerical model, orfor testing the adequacy ofdifferent balance models.
1. INTRODUCTION
in lhe lasl 20 years, diagnostic sludies ol' ocean dynamics have
evolved accordingly to lheorelical and, specially, observalional
developments. Former sludies usually focused on lhe descriplion 01'
lhe general circulalion, mainly basing on lhe concept 01' water
masses or, in lhe besl case, inferring lhe geoslrophic circulalion from
lhe densily field. Presenlly, complele diagnoslics ol' lhe 3D
circulation can be undertaken even al lhe mesoscale, basing mainly
on lhe frarnework of lhe Quasi Geoslrophic (QG) lheory.
Despile the obvious progress· relaled 10 lechnical developmenls
such as remole sensing, lagrangian profilers or lomography,
oceanographic cmises still provide lhe mosl complele, 3D near 
synoptic view of a particular ocean region. This presenlation deals
wilh lhe dala process lhal starts from lhe hydrodynamical variables
measured during oceanographic cmises and ends wilh lhe
representalion of dynamically significanl derived variables over lhe
whole 3D domain. In particular, il will focus on evalualing lhe errors
of lhe relative vorticily and vertical velocity fields inl'erred from
CTD and ADCP observalions.
Results presenled here correspond lO a case sludy in lhe Alborán
Sea. We refer lo Allen el al (1997), Gomis el al (2000) or Ruiz el al
(2000) for a description of lhe cmise and lhe dala se!.
1.1 The spatial objective analysis oC observed variables
From the 3D mass field (represenled eilher by lhe densily or lhe
dynamic heighl fields) il is possible lO infer lhe 3D circulalion and
olher significanl kinemalic variables provided sorne kind 01'
dynamical balance (e.g., lhe QG balance) is assumed. This involves
lhe compulalion of spalial derivalives, which can be eSlimaled by
finile differences provided sorne representation ol' lhe mass field is
available on a regular grid. The inlerpolation (rel'erred lO as "spalial
objective analysis") of an observed variable Onto a 3D grid may nOl
be critical when the only purpose is lhe descriplion (the "mapping")
of the observed strucrures. However, when high-order spatial
derivatives ol' the field are lO be computed, lhe spatial analysis
reveals as a very critical process.
For a review of differenl interpolation lechniques we refer lo
Thiébaux and Pedder (1987) or Daley (1991). In this work we will
mainJy focus on Oplimal Slalistical Interpolation (OSI). The reason
is lWO fold: firsl, the formulation of this melhod is specially suilable
to address the quantification of errors; second. ilS extension to deal
simultaneously with different variables (e.g., the mass and velocity
tields) is achieved in a very natural way. Despite in principie il can
operale in 3D space, il is usually applied onto (2D) horizonlal ievels,
which are subsequently overlapped lO constitute the 3D field. An
allernative to this process is presented in Pedder and Gomis (1998)
and in Ruiz et al (2000).
0plimal Statistical Interpolation differs from empirical schemes
such as dislance weighted interpolation in that weight functions Wxi
Iinking an interpolation point 'x' (typically a grid poinl) with an
observation point 'i' are not simply a function of the distance
separating both locations. Inslead. they are derived lhrough a
minimization, in the statistical sense of ensemble averaging over
independent realizations (hereafier denoted by < », of the variance
ol' lhe differences between interpolated O'x and 'true' O'x increment
values:
(1)
where increments (') refer to differences between absolute values
(Ox, Ox) and a (statistical) mean field or 'drift· D (i.e., O'x =Ox
-D
x
, O'x = Ox -D
x
, D
x
being lhe value of the drift at poinl 'x'). At
slation poinls. tme increments O'¡ differ from observed increments
O'¡ due to random observational errors c¡ (Le., O'¡=O'¡ +c¡).
Although in principIe the error variance could be particular of each
station, a constant error variance OE is usually assumed.
The solution to the minimization problem (1), (Le., finding !he
N-vector ol' weighls Wx=(w
x
], W
x
2, ..., w xN) to be applied onto the
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N-vector of observation increments O ':::( O'" 0.
2
, ...? O'N), is given in
tenns of the covariance between station pairs <O'; O'¡ > and
between stations and every point 'x' at which the field is tO be
interpolated < O'; O'x >. AJtematively, dividing al! covariances by
the variance of the (true) incremem field a
2
? the SolUlion can be
given in lenns of (dimensionless) correlarions Cjj ::: a-
2
<O',. O' ¡ >.
Cj, :::a-
2
<0'; O'x>' in lhe fonn:
(2)
reasonably be set lo zero at the bottom and at surface, but laleral
boundary conditions are more arbitrary. Nevertheless, the sensitivilY
of vertical velocity fields to lateral boundary conditions usually
reslricls to the few outennost rows and colurnns of the 3D grid, wüh
no influence on the results obtained in the inner domain.
The accuracy of diagnosed derived variables can be limited by
lhe hYPolheses underlying the QG framework. Thus, in frontal
regions lhe Rossby number can be substantially larger than 0.1 when
dealing with energetic mesoscale features. However, these
limilations are usually smaller than the effecl of observational
Jimilarions.
where (.) T denotes transposition, Cx:::(C
x
t, C'2" .. C,f\:) and malrix -;
is defined as:
1.2 Computation of significant dynarnical variables
MOSl diagnostic sludies basing on dala from quasi-synoplic
oceanographic surveys are undertaken in rhe framework 01' QG
dynamics (see for inslance Timoré er al (1991). Pollard and Regier
(1992), AJlen and Smeed (199S). Derived variables such as
geostrophic currenl or geoslrophic relalive vorticiry can be easily
obtained by finite differencing the dynamic heighl field.
Computation of the vertical velocity (w) is nol as slraighlforward.
Eliminating the time derivatives between the QG vorticily and
lhennodynamic equations (Holton, 1979) and assuming lhat w varies
with depth much more rapidly than densily, yields a diagnoslic
equarion known as lhe Omega equation:
2. ERRORS IN OBSERVED VARIABLE FIELDS
A firsl step in lhe error evaluation is to determine the accuracy of
rhe represenrations of observed variables. Assuming that lhe
synopticily of observations is adequate (see AJlen 2000 for a
discussion on this topic), the accuracy is then determined by
observarional errors. These come from both, instrumental errors in
lhe observations and the limitations of lhe process aimed lO
reconstruct the 3D field from scattered observations (referred to as
"represenrativity" errors or simply by sampling errors). An
addirional aspect of key importance linked to sampling errors is the
concept of scale selection, which will be conunenred in a further
section and is also referred to in Pedder (2000).
2.1 Evaluation oC instrumental and sampling errors
In OSI, lhe effect of observational errors is accounted by lhe
noise-lO-signal parameter y involved in the fonnulation. This
parameler can be estimated using sorne kind of Cross-Validation
method. which consist of withdrawing an observation from the inpul
data set and then comparing thal observation with the value
predicted by the interpolation algorithm at the location of the
wilhdrawn datum (repeating the procedure for alI observations in
order lO obtain statistically significant results). The 'optima!' value
for y will be that leading to minimum deviations belween
observations and estimales, lhe so calJed 'prediction errors'.
Results from a case study in the AJborán Sea (see Ruiz et al,
2000, for a description of lhe cruise and data set) give dynamic
height prediction errors of the order of I dyn cm at upper levels,
decreasing smoothIy with depth as the field variance decreases. This
is lhe expecled behaviour when represenlativity errors dominate over
inslrumenlal errors. In any case, prediction errors are still
subslanlially smaller than the increment field variance even at low
levels, where the field variance is small. This implies that dynamic
heighl can be estimated rather accuralely at alllevels.
For curren! data, prediction errors are of the order of S-lO cm/s,
slightly decreasing with depth. This is the expected behaviour when
observational errors are of the same order or larger than
representarivity errors. This is actually the case for the current field,
for which prediction errors are only slightly larger than instrumental
errors (a few cm/s). Unlike for dynamic height, current prediction
errors are significantly sma!ler than the increment field variance only
at upper levels (the ratio approaches unity at low leveis). This
implies that, at low leveIs, ir might be difficult lO obtain áccurate
estimates of coherent features in the observed current field.
2.2 The concept oC scale seIection
It is we!1 known that the mean separation distance between
stations sets a lower limit for the range of scales that can be
successfully resolved by the analysis. Thus, the reconstruction of a
3D field from scattered observation can never pretend to reflect the
"truth", this is, to include the whole range of scales present in the
ocean. Instead, scales smaller than the limit imposed by the sampling
must be filtered out from the analysis, otherwise they can produce
spurious short-scale "noise" that amplifies with subsequent
applications of differencing operators.
Very few studies include this step expIicitIy, though they do ir
implicitly (and often in a subjective way) by using correlation scales
or noise-lo-signal ratios Iarger than those inferred from the data.
(3)
(S)
(4)
0
-· D 0-' D C T ",-10'
.:c= x+ x= x+ x I
so lhal
where~is the sration correlation malrix comaining elemenls Cij' ,
is the identity matrix and y is the so called noise-to-signal ratio,
2 -2
defined as Y=CY
e
/0' .
A firsr key difference with respecr lO dislance weighled
inlerpolation is lhal OSI weighls W,j depend on the ¡ocarion of
observations relative lO each orher lhrough rhe''Correlation matrix~
(A lypical example is rhal in OSI lwO slalions very close lO each
olher are given half a weighl than a single station iocaled al lhe same
dislance from poinI 'x'.] This makes OSI more suilable lO deal wilh
non-homogeneous station dislributions.
Secondly, lhe OUlPUl field is smoOlhed according lO a given
measure of the observational error y, whereas dislance weighled
schemes do nol explicirly deal with observalional errors.
where N is the Brunt-Vaisiila frequency, l,g is lhe geostrophic
relative vorticity, Vh is the horizontal gradien! and olher symbols
have convenlional meanings. As shown in (S), the QG vertical
forcing depends on the vertical derivative of vorticity advection by
the geostrophic currem and on the horizontal Laplacian of density
advection. Because these two tenns on lhe right hand side were
shown to approximately cancel each olher when dynamics is
dominated by baroclinic instability), ir was later re-ordered in such a
way that cancellation problems were overcome. The result was the
so called Q-vector fonn of the omega equation (Hoskins el al. 1978),
which has ofien used to replace (5).
The Omega equation (either writlen as in (S) or in Q-vector
fonn) is a Poisson equation that can be solved in a 3D domain
provided that boundary conditions are specified. These can
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It depends on the station distribution through the cOrrelation vectOr
C
x
and matrix i and also on the analysis parameters involved.
Although slatistical errOrS may underestimate actual analysis errOrS
due to the simple shape assumed for the correlation model (Daley.
1991), ¡hey provide a reliable basis for what concerns their spatial
distribution.
It is also relatively easy to demonstrate that the contribution of
instrumental error to total errors given by (6) is
which is obviously zero in the case that y =0. The ditlerence
between expressions (6) and (7) would account for the contribution
of the interpolation process (the sampling errOrS) Oro in other words.
the errOrS that would result if the tieJd was sampJed without any
instrumental error.
Usually, larger errors concentrate near the boundaries and in data
voids, where the interpolation is handicapped by the asymmetry of
the data distribution. As suggested by previous results. for
hydrographic data the contribution of instrumental errOrs is much
smaller than the sampling contribution, due to the small instrumental
error of CID probes.
For velocity data it is nol that clear. since the magnitude of
instrumental errors strongly depends on data acquisition conditions
such as the availability of differential GPS. For an oprimaJ
acquisition process such as that reported by ABen et al (] 997) (i.e..
for ADCP rms errors of about 2 cm/s) the contributions of
instrumental and sampling errors are of the same order. However, in
less optimal conditions the contribution of instrumental errors could
be higher than the sampling contribution.
When additional smoothing is applied, (6) should be replaced by
(9)
(lO)
-2 T -2
~4>inslr=Y (J, & i~
where & is an NxM correJation matrix link.ing the M gridpoint
location and the N station location, so that former correlation vectOr
C
x
would be the 'x' coJunm of & The MxM matrix~is the
gridpoint correlation matrix, equivalent to the NxN station
correJation matrix &!s appearing in (4). The relation between
expressions (6) and (9) is that the trace elements of ( 4> correspond to
those given by (6) (i.e., the error variance at grid points), whereas the
off-diagonai terms account for the covariance between errors at
(spatially-distinct) points. The contribution of instrumental errors to
(9) (i.e., the generalized version of (7) is given by
3. ERRüRS IN DERIVED VARIABLE FIELDS
The statistical error approach provided by OSI only applies to
observed variables. The probIem is now how these errors propagate
through the operators applied onto the interpolated fields of these
variables to obtain the set of derived diagnostic variables. Because
these operators are (linear and non-linear) combinations of spatial
derivati ves, the spatial correlation of the errors in the observed fields
is more important than their magnitude. As a consequence,
expressions (6) and (7) must be generalized in order to account fOr
the spatial correlation.
For an observed variable <p (having increment field variance
a: ), the symmetric MxM matrix(~4» accounting for the covariance
between analysis errors at the M grid points is given by
to several times the distance between stations. This clearly indicates
that the analysis is doing a much better job for scales that are well
resolved by the sampling than for shorter scales. Obviously errors
could still decrease using a larger cut-off wavelength, but it would be
at the expense of loosing scales which are, if not completely, at least
fairly wel1 resolved by the sampling.
Another important feature to cornment is that when sorne
smoothing is applied, the penetration of boundary effects inside the
domain is larger. This derives from the larger effective characteristic
scales resulting from the convolution of operators. However, this
negative consequence of the filtering is usually largeJy compensated
by the benefits of improving the analysis at resolved scales. In
practice, the consequence of the penetration of boundary effects
inside the domain will prevent from trusting results near the
boundaries.
3.1 Extension of the statistical fonnulation to linear operators
Now, let ; be a vector of grid point values of a variable
1;,. generated by operating linearly on the vector of gridpoint values
J'so that ; =+ TJ.The MxM matrix + T is the discrete version
of the continuous operator link.ing variables ¡;, and <p. Ir is not
difficult to show that the analysis error covariance matrix of ¿is
given by
(7)J
2 -2 T -2
ÍTLSlT =Y(J Cx i Cx
However, the desired scale seleclion is nol strictly ensured by
increasing the noise-to-signal ratio, since this is only suitable for
suppressing the purely 'white-noise' (spatially uncorrelated) part of
the residuals. Instead, the required scale selection can be achieved
either through a moving average filter applied to gridpoint values or.
in a mOre oprimal way, by convolving the weight functions of the
interpolation scheme with a normal error filter (Pedder, 1993). The
later results in larger effective correlation scales having the desired
frequency response.
An optimistic assumption is that the smallesl resolvable
wavelength is equalto twice the separation distance between stations
(the Nyquist wavelength). However, it is usually wiser to consider
several times this wavelength as the lower limil. In any case. it is
worth noting tbat when sorne kind of scale selection is applied. the
station residuals and prediction errors cannot be used as a measure of
the analysis accuracy. To do that, we shouldn't compare the analysis
with the "truth" (approached here by observations), but only with
that pan of the truth (the spectral contents) included in the analysis.
2.3 Statistical formulation
Following OSI formulation. substituting (2) into the term
minimized in (1) yields the variance of the analysis errors J:
rr
:
(8)
where vectOr C
x
would contain rhe functions of spatiaJ lag resulting
from the convolution of the correlation function with a normal errOr
filter (Pedder, 1993), and constant C
o
is the value, at zero distance
lag, of the functions resulting from the double convolution of the
correlation function with the filter function.
Results from a particular case study indicate that sratistical errOrS
can be reduced by about a half by using a cut-off wavelength equa!
(11 )
so that Q c; and~4> are simply related by~c; = + T ( 4>B- . Expression
(11) is also useful when sorne kind of scale selection is applied. In
that case, + would represent the smoothing operator, so that~
would be the generalization of vector Cx appearing in (8).
In practice, it is not necessary to evaluate the full matrix~c; in
order to obtain useful information about the error characteristics of
; . As for (9), its trace gives the error variance at grid points, and
looking just at one row (or colunm) of (11) will give an idea of the
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4
APPENDIX: MULTIVARIATE OBJECTIVE ANALYSIS
OSI can easily be extended from a single variable problem to
observations 01' different variables. provided thal cross-correlation
between increment values 01' differem variables and the respective
noise-to-signaJ ratios are known. Cross-correlations are strongly
linked to the relationships between variables. so that the statistical
basis 01' the method will actuaJly renect a physical (dynamjcal)
balance condition. The main advantage 01' multivariate (hereafter
where f, is a vector 01' random numbers drawn from a nonnaJ
distribution with zero mean and variancea~.Observalion errors
can be simulated by sampling a random-normal dislribution wilh
zero mean and variance equal to ya; .and then added to $'.
Results obtained for dynamic height. geostrophic velocity and
vorticity are slightly larger than those predicted by OSI formulation.
probably due to the discrete generation 01' the realizations. For the
particular sampling described in the previous section. results indicale
that total error-to-signal variance is 01' the order of 1% for dynamic
height, 10-15% for geostrophic vorticity and 6-25% for lhe vertical
velocity (10%. 30-40% and 25-50%, respectively in terms of
standard deviation ratios). To give sorne vaJues. vertical velocilY
errors are 01' the order 01' 20m/day in the particular context 01' the
Alborán sea, where typicaJ vaJues are 01' the order 01' 50 m/day.
These vaJues should aJways be taken as a lower boundary. since the
effect 01' the lack 01' synopticilY is not considered and fields are
assumed to obey the simple statistics 01' the assummed correlation
model.
This means that vorticity and vertical velocity tields computed
from oceanographic cruise data should allow to diagnose lhe sign
and order 01' magnitude 01' the features. but it mighl be difficull lO
use the result for either verifying quantitatively the output of a
numerical model. or for testing the sensitivity 01' results lO different
baJance models (pinot et aJ. 1996; Shearrnan at al, 2000).
spatial correlation between a certain gridpoint error and the
surroundings.
The aboye fonnulation allows to estimale analysís errors for
diagnoslic variables such as geostrophic velocity. relalive vorticílY
or lhe vorticity gradienr. Results indicale lhat in a region 01' sharp
dynamic heighl gradients such as the Alborán sea (the increment
standard deviation is 01' the order 01' tens 01' cm/s). using an
homogeneous distribution 01' CID slations separated about 10 km
would allow to estimate geostTophic velocities wilh an accuracy 01'
about 4 cm/s (except near the boundaries). This should be enough.
for instance, to test simple balance assumptions such as lhe
geostrophic balance against actual (ADCP) velocities.The accuracy
01' the diagnosed geostrophic vorticity field is 01' aboul O.lf. which
should be sufficient to identify the signo scale and approximate
magnilude 01' significanl mesoscale features 01' lhe non-divergent
part of lhe circulation in a region where the expected rms variar ion is
01' order 0.3f. However. it might be difficult rejecting any nulJ
hypothesis relating to a comparison between geostrophic vorticity
and relative vonicity inferred from velocity observations.
3.2 Numerical simulations for non-linear operators
Other variables such as the vertical velocity are obtained through
non-linear operators applied onto the dynamic height tield. and
therefore the previous approach cannOl be applied.
AnOlher way 01' looking to errors is to consider the error lield
associated with a single realization. In facr. this 01'ten provides a
more direct impression 01' error features than ·cjookmg at ensemble
averaging over multiple realizations as in the previous section.
Let / /T~represent the Cholesky factorization of lhe
correlation matrix associated with the grid locations. Then. one
realization 01' the increment field sampled on those locations can be
obtained simply by
(13)
MV) analysis is that the spatial interpolation 01' any variable benefits
from the infonnation contained in observations of other, related
variables.
lt is nOl difficult to show that extending the minimization
problem (1) to observations 01' different variables gives a solution
very similar to (3). Thus, for the particular case 01' dynamic height <P
and velocity components (u ,v), J;r; would be given by:
J;r;= Df + ct
T
"1-
1
0'
whereD~is the geostrophic stream function drift, ct =( cft '
cfi ,...,~~,~,c:z , ,C:u' ct, etz ,...,ctv>, and 0'=
($' ¡, $'2,.· .? $'NiI>' U· 1, u·2, u'Nu , v' (, v·2,"" v'Nv). Here CiI>iI>, CiI>u,
C
ov
denote auto- and cross-correlations for the geostrophic stream
function $. It is worth noting that no restriction applies to the
number or collocation 01' observations 01' the different variables.
The equivalent expressions for &;r; and~;r;can be easily featured
from (13). Matrix "1 would be the same for all them, its definition
simply being the generalization 01' expression (4). Namely. matrix &s
will contain auto-correlations between increment pairs for each
variable and cross-correlations between increment pairs 01' different
variables. Assuming that observational errors 01' different variables
are not correlated. they will still appear onIy in the diagonaJ 01' "1 , as
in (4). but now y will beYil>=~/(ji for the first N iI> elements of
lhe diagonal and Yv =(j~ti/; for the other Nu+N, elements (in
principie there is no reason to assume different values for the two
velocity components).
The statistical error fonnulation developed in previous sections
can aJso be easily extended to the MV version. Results for a
particular case in the Alborán sea indicate that MV errors are about
25% smaller than UV errors where errors are larger (Gomis et aJ.
2000). This illustrates a well known property of MV analysis: since
currenl data contain infonnation on dynamic height gradients. they
are specially useful to reconstruct the field in data voids from
observations located nearby. In most 01' the well covered domain.
MV errors were about 10% smaller than UV errors. In adittion to
smaller statistical errors. for the particular case examined in this
work the MV approach clearly provided more realistic results than
the standard OSI for high order derived variables such as vorticity of
vertical velocity.
It must be stressed, hovewer, that the benefits 01' the MV
approach will strongly depend on the quality 01' ADCP data (Le., on
its acquisition and on the eventual presence 01' inenial and tidal
currems).
REFERENCES
Allen. J. T.. D. A. Smeed (1995): "Polential vorticiry and vertical velociry at
lbe lceland-Faeroes from". J Phys. Ocean., 26. 2611-2634.
Allen. J. T.. D. A. Smeed. N. Crisp, S. Ruiz, S. Warts. P. J. Velez, P. lomet.
O. Rius. A. Caslel1ón (1997): "Upper ocean underway operations on
BIO Hespérides cruise OMEGA-ALGERS using SeaSoar and
ADCP".Inlemal Repon 17. SoulbamplOn Oceanography Centre.
Allen, J. T (2000): "SeaSoar oceanographic cruises. The synopticiry problem
sludied from process model experiments". Workshop on SpatiaJ
Objective Analysis for diagnostic studies in Meteorology and
Oceanography (Ihis issue).
Daley. R. (1991): "Almospheric Data Analysis". Cambridge University
Press, 457 pp.
Gomis. D.. S. Ruíz, M. A. Pedder (2000): "Diagnostic analysis of the 3D
ageoslrophic circulation from a Multivariate Spatial interpolation of
cro and ADCP data." Deep Sea Res.(in press).
Holton, J R. (1979): "An introduction to dynamic meteorology".
inlemationa! Geophysical Series. vol. 23. Academic Press.
Hoskins. B. J.? !. Draghici. H. C. Davies (1978): "A new look at the omega
equation. Quan. J Roy. Mel. Soc., 104. 31-38.
(12)<P' =/ IR 11 11 11 1I1t1111 1111111 11111 I
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Pedder. M. A. (1993): "lnlerpolation and filtering of spa¡ial observalions
using successive corrections and gaussian filters" MOII. Wea Rev..
121.2889-2902.
Pedder. M. A.. D. Gomis (1998): "Appltcation of EOF Analysis lO ¡he spatiaJ
estimation of circulation fealures in Ihe ocean sampled by high 
resolution CTD samplings". 1. Almos. Ocean Tech.. 15.959-978 .
Pedder, M. A. (1989): "Whal can we leam from spatiaJ objective analysis
Workshop on Spatial Objective Analysis for diagnostic studies in
Meteorology and Oceanography (lhis issue).
Pinot, J. M., J. Tintoré, D. P. Wang (1996): "A study of lhe omega eguarion
for diagnosing vertical motions at ocean fronts". 1. Mar. Res.. 54. 239·
259
Pollard. R. T.. L. Regier (1992): "Vorticity and vertical circulation al an
Taller y Tertulia de Oceanografía
5
ocean fronl". 1. Phys. Ocean.. 22. 609-625.
Ruiz. S.. D. Gomis. M. A. Pedder, J. Fonl (2000): "Multivariale, EOF-based
3D spatial analysis: applications lO polential vorticity diagnostics in
lhe Alborán sea". Workshop on Spatial Objective Analysis for
diagnostic studies in Meteorology and Oceanography (lhis issue).
Shearrnan. K., J. A. Barth. J. S. Allen, R. L. Haney (2000): "Diagnosis of lhe
lhree-dimensional circulation in mesoscale features wilh large Rossby
number". J. Phys. Ocean. (in press).
Thiébaux. H. 1.. M. A. Pedder (1987): "Spatial objective analysis wilh
applications in atrnospheric sciences". AcaLiemic fuss, 299 pp.
Tintoré. 1.. D. Gomis, S. Alonso. G. Parrilla (1991): "Mesoscale dynamics
and vertical motions in lhe Alborán Sea". 1. Phys. Ocean., 21. 811 
823.
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INFLUENCIA DE UN FONDO INCLINADO EN LA CIRCULACIÓN
LOCAL DE LA REGIÓN
PP
' Rd' (l)JLPl ,(2)
. erez- o nguez , . . e egn .
Facultad de Ciencias del Mar. Grupo de Oceanografía Física de la Universidad de Las
Palmas de Gran Canaria.
(1) pilar.perez@fisica.ulpgc.es
(2) joseluis.pelegri@fisica.ulpgc.es
RESUMEN
El problema que proponemos consiste en examinar las características de la circulación en un área con
fondo inclinado, para lo que se proponen varios casos teóricos de estratificación. Debido a la complejidad del
problema se asumen diversas hipótesis que servirán como primera aproximación. Se ha escogido una región
idealizada de pendiente fija y varios casos de estratificación donde las isopicnas presentan una inclinación
también constante. En este escenario incluimos una capa límite de fondo (CLF) de espesor fijado en 50 m
(Thorpe, 1987; Thorpe et al, 1990), aunque no hay que olvidar que las características de la CLF varían espacial
y temporalmente dependiendo de factores como la intensidad y dirección de la corriente. Además es importante
tener en cuenta que debe existir un proceso de interacción recíproca, es decir, que los patrones de circulación
sobre la plataforma y el talud continental se verán a su vez modificados por las características de la CLF
(Thorpe, 1987; Garret et al. 1993; Csanady y PelegrL 1995; Trowbridge y Lentz, 1991). Un aspecto muy
importante de la CLF en el talud es que en ella pueden tener su origen posibles mecanismos de transferencia de
masa y momento desde el fondo oceánico hacia el océano interior (Csanady, 1990; Garret et al, 1993), resultado
que se corresponde con mediciones de campo que muestran elevados niveles de turbulencia en zonas oceánicas
caracterizadas por fondo rugoso (Polzin et al. 1997).
--------
p2
Figura l. Esquema de la región de estudio.
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En los casos de estratificación teórica que proponemos las isopicnas cercanas al fondo deben girar para
caer perpendiculares al mismo, satisfaciendo de esta manera la condición de flujo nulo hacia dentro del talud.
Admitimos, sin embargo, que la CLF es homogénea en la dirección vertical (figura 1), lo que no introduce un
error significativo ya que la pendiente del talud es lo bastante pequeña como para que Be y Be· (Be·= Be/cos ex)
sean equiparables.
Para nuestro estudio de la influencia de la CLF utilizaremos la aproximación geostrófica. Esta es una
primera aproximación al problema que se realiza debido a las dificultades que introduce la inclusión de otros
términos en el balance de fuerzas, tales como la fricción en el fondo. Para el análisis geostrófico tomaremos
como nivel de referencia (velocidad cero) una profundidad constante o el borde sólido cuando este sea más
somero. A pesar de la aproximación geostrófica los resultados serán útiles para demostrar que la CLF origina un
importante efecto en la circulación de toda la columna de agua.
Se examinan cinco casos, los dos primeros con una inclinación negativa de las isopicnas, el tercero con
isopicnas planas, es decir, inclinación cero, y los otros dos casos con inclinaciones positivas. Para todos los casos
el nivel de referencia en aguas profundas se ha elegido a 2000 m. Por el interés que tiene la comparación, se
realizó una primera simulación para., los cinco casos en océano abierto, sin bordes rígidos, para la cual la
aproximación geoslTófica es más adecuada. La segunda propuesta consiste en incluir un talud con una pendiente
de 0.1 pero sin CLF. En este caso se observa el efecto del cambio de nivel de referencia sobre las corrientes. Y
por último se añade al problema la presencia de una CLF de 50 m de espesor. Esto da lugar a la aparición de una
corriente específica ocasionada por esta capa, con valores similares para los cinco casos, que provoca un claro
efecto en toda la columna de agua, haciendo según cada caso que la intensidad de la corriente en la colurrma de
agua aumente o disminuya. Para el cálculo de las velocidades geostróficas en el talud proponemos dos opciones.
En la primera se repiten para cada estación los valores de las propiedades de la estación anterior más profunda
dentro del talud, llevando a cero los gradientes y por tanto. la velocidad. La segunda opción consiste en utilizar
el método propuesto por Csanady (1979), en el cual la altura dinámica se calcula mediante la integral de la
densidad en el fondo oceánico a lo largo del mismo.
Según los resultados de este primer análisis cabría esperar que en las regiones de talud del borde este de la
cuenca del Atlántico Norte se encuentre una corriente de fondo hacia el norte, mientras que en el borde oeste se
encuentra una corriente de fondo que fluye hacia el sur. Además existe la posibilidad de un efecto similar debido
a la presencia de la dorsal Atlántica. En todo caso la extensión espacial y magnitud de la corriente inducida por
la presencia del fondo inclinado quedarán determinadas por la intensidad del flujo interior, la pendiente y el
espesor de la capa de mezcla.
REFERENCIAS
Csanady, O.T., Pelegrí lL., Vorticity balance of boundary currents, Journal of Marine
research, 53,171-187,1995.
Csanady, O.T., Physica1 basis of coastal productivity, EOS Transactions, 71, 1060-1065,1990.
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Csanady, G.T., The pressure field a10ng the western rnargin of the North Atlantic, Journal of
Geophysical research, 84, 4905-4915, 1979.
Garret, G., MacGready P., Rhines P., Boundary rnixing and arrested Ekman layers rotating
stratified flow near a sloping boundary, Annua1 Review of fluid mechanics,25, 291-323.
1993.
Polzin, K.L., Toole J.M., LedweJl J.R., Schmitt R.W., Spatial variability of turbulent Mixing
in the abyssal Ocean. Science, 276, 93-96, 1997.
Thorpe S.A., Current and temperature variability on the continental slope, Phil. Trans. R. Soco
Lond. A 323, 471-517.1987.
Thorpe S.A., Hall P., White M. The variability of rnixing at the continental slope, Phil. Trans.
R. Soco Lond. A 331,183-194. 1990.
Trowbridge, J.H., and S.J. Lentz. Asyrnetric behavior of an oceanic boundary layer aboye a
sloping bottom, J. Phys. Oceanogr.,21, 1171-1185. 1990.
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Taller Tertulia en Oceanografía-2000.
Study on benthic nitrogen regeneration and its contribution to sustain
primary productivity in an Island Mass Effect on coastal shelf waters
around Gran Canaria (Canary Islands).
S. Torres, S. Hernández-León y M. GÓmez.
RESUMEN:
La producción de materia orgamca por fotosíntesis y su posterior metabolismo y
remineralización son procesos centrales en el campo de la Oceanografía Biológica. La excreción
de los organismos vivos es la forma por la cual la materia orgánica producida por los océanos es
transformada en compuestos inorgánicos que pueden ser de nuevo utilizados por los productores
primarios. Las tasas de producción primaria están limitadas a unos ciertos niveles máximos
debidos a un nutriente en particular que limita el crecimiento del fitoplancton. Debido a procesos
de mezcla vertical y a fenómenos de afloramiento los nutrientes pueden alcanzar las zonas
iluminadas donde comienza un nuevo ciclo de producción. No obstante, la producción en el
propio sistema es un proceso que prolonga el ciclo productivo durante un mayor período de
tiempo, con lo que la producción regenerada puede ser considerable en relación a la producción
total anual. La presencia de las Islas en el paso de la Corriente de Canarias y la especial situación
de influencia del cercano afloramiento africano constituyen una serie de mecanismos
responsables de incrementar los procesos productivos en el área de Canarias. Sin embargo, poco
se sabe sobre la dependencia de los mecanismos de retroalimentación debido a la regeneración en
el propio sistema.
Con el objeto de estudiar la medida en que los procesos bentónicos de regeneración
contribuyen a una mayor producción en el ecosistema sobre la plataforma, hemos estudiado la
actividad metabólica de la meiofauna. La medida de la actividad de las enzimas del Sistema de
Transferencia de Electrones (ETS), ha sido tomada como índice metabólico de respiración y
utilizada para cuantificar las tasas de regeneración de nitrógeno en áreas de estudio localizadas
alrededor de Gran Canaria. Las tasas de regeneración de nitrógeno obtenidas se encuentran dentro
del rango registrado por otros autores para el sedimento empleando métodos directos.
Los valores de regeneración de nitrógeno estimados fueron, respectivamente, de 9.02 ±
1.31; 9.81 ± 1.01 Y6.13 ± 1.36 mg N . m'2 . h'l, para un área de turbulencia al Oeste, para un área
a sotavento, y para un área de turbulencia al Este de la isla. Los resultados muestran que la
regeneración de nitrógeno por la meiofauna puede suponer entre 18-25 % de los requerimientos
para la producción primaria medida en el área. Estos valores sugieren que el sedimento
representa un compartimento de relativa importancia como fuente de nitrógeno para el
fitoplancton. La regeneración es estacional, y muestra máximos valores en invierno, mínimos en
primavera, seguidos de un aumento hacia los meses de verano.
Se confirma la idea por la cual la regeneración bentónica acopla los procesos que tienen
lugar en el sedimento con los que se desarrollan en la columna de agua. Su origen se centra en la
liberación de nutrientes regenerados en el bentos, que mediante mezcla vertical inducida por el
viento son accesibles para el primer eslabón de la cadena trófica. Las fluctuaciones en los
procesos productivos del sistema planctónico se relacionan con la actividad de las comunidades
bentónicas, de forma que éstas parecen responder a los aportes de materia orgánica al sistema.
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CARACTERISTICAS GENERALES Y ORIGEN DE LOS ''BEACHROCKS''
F. CALVET*
* Departament de Geoquímica, Petrologia Prospecció Geologica, Facultat de Geologia,
Universitat de Barcelona, 08071 Barcelona.
Definición y características de los "beachrocks"
Las arenas de playa litificadas mediante cementos carbonatados dan lugar una roca
que se denomina "beachrock" (Ginsburg, 1953). Las playas son un emplazamiento ideal para
la precipitación de cementos marinos. ya que las condiciones de alta energía (debida a la
acción del oleaje y de las mareas) y de un sedimento en general de tamaño arena, con una alta
porosidad y permeabilidad, aseguran volumenes adecuados de agua supersaturada capaz de
circular a través del sedimento produciendo su cementación (Moare, 1989). En general, esta
cementación ocurre en la zona intermareal, pero también puede ocurrir en la parte alta de la
zona submareal y en la parte baja de la zona supramareal (Holeil & Rashed, 1992).
Los "beachrock" se disponen paralelos, y a veces perpendiculares, a la línea de costa
formando cuerpos continuos ¡;le hasta varias decenas de kilómetros a parches métricos
discontinuos e incluso nódulos decimétricos (Bricker, 1971). Los "beachrocks", en general,
no exceden del metro de potencia, aunque se han citado hasta los 5 metros de potencia
(Amieux et al., 1991), Y buzan suavemente (con un máximo de 1SO) en dirección al mar
siguiendo la disposición de la playa, desarrollándose en la parte alta del "shoreface".
A menudo, los "beachrocks" están constituidos por diversos horizontes ("dalles",
"beds", "bands", "horizons") de algunos cm o dcm de potencia. Según Meyers (1987) los
"beachrocks" presentan una estratigrafía inversa, en los que el horizonte inferior seria el más
moderno y el horizonte superior el más antiguo. Los horizontes, se generarían por un
mecanismo de cementación diferencial, y serían independientes de la estratificación original
(Alexandersson, 1972). Por el contario, Moare (1973) considera que el "banding" de los
"beachrocks" está relacionado con la estratificación y la laminación original de la playa.
La superficie superior de los "beachrocks" coincide con el nivel medio del mar
(Moore, 1973). La superficie de los "beachrocks" es en general irregular. Las principales
morfologías son "solution basins", "cracks and channels" y "potholes". Asimismo la
superficie superior de los "beachrocks" presenta abundante actividad bioerosiva, en gran
parta debido a la acción "grazing" de equinodermos y gasterópodos. En general, la base de los
beachrocks es una superfie plana.
Los "beachrocks" afloran cuando la playa se degrada, y pueden fragmentarse mediante
la acción de las tormentas dando lugar a cantos y bloques, los cuales se recementan formando
niveles de bloques y conglomerados (Davaud & Strasser, 1984; Amieux et al, 1989)
Distribución de los "beachrocks" recientes y holocenos
Muchos autores consideran que los "beachrocks" se desarrollan preferencialmente en
climas tropicales y subtropicales (Bricker, 1971). Esta visión es relativamente simplista ya
que se han citado "beachrocks" en áreas con clima templado e incluso climas relativamente
fríos.
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Las principales zonas de desarrollo de "beachrocks" actuales son: i) Zonas tropicales
o subtropicales con clima húmedo como el Caribe (Ginsburg, 1953; Moare, 1973; Hanor,
1978; Davaud & Strasser, 1984; Beier, 1985; Kindler & Bain, 1985; Gischler & Lomando,
1997), Africa (Schroeder, 1979; Amieux el al., 1989), Pacífico (Meyers, 1985; Bernier et al.,
1990; Font & Calvet, 1997, Neumaier, 1998), Australia (Neumaier, 1998, Webb el al., 1999),
Brasil (Chaves & Sial, 1998). ji) Zonas tropicales o subtropicales con clima árido o semiárido
como el golfo Pérsico (Taylor & IIIing, 1969), el golfo de Agaba (Friedman & Gavish, 1971),
el mar Rojo (Holail & Rashed, 1992, Neumaier, 1998). iii) Zonas de clima templado como el
Mediterráneo (Friedman & Gavish, 1971; Alexandersson, 1972; EI-Sayed, 1988; Bernier &
Dalongeville, 1988; Strasser el al., 1989; Holail & Rashed, 1992; Neumaier, 1998), Canarias
(Tietz & Muller, 1971; Calvet el al., 2000).
Ultimamente se ha citado la presencia de "beachrocks" en regiones con climas
relativamente frías como es el caso de las costas de Escocia (Kneale & Viles, 2000).
Composición y textura
La composición petrográfica de los "beachrocks" es variable, desde un alto porcentaje
de fragmentos volcánicos o un alto contenido de granos de cuarzo hasta un 100% de
componentes carbonatados. El ·tamaño de los granos varía de arena media a grava, y como
nonna general la granoselección es buena. Los "beachrocks" recientes presentan la misma
composición que el sedimento de las playas adyacentes (Beier, 1985).
Los "beachrocks" localizados a barlovento de barreras arrecifales están constituidos
básicamente por componentes esqueléticos, la mayoría procedentes de la barrera arrecifal
(Kincller & Bain, 1993; Font & Calvet, 1997). Los "beachrocks" de la zona del Caribe
presentan un alto contenido en Halimeda. mientras que los de la zona indo-pacífico son ricos
en foraminíferos y algas rodofíceas.
Los "beachrocks" pueden presentar, en general hacia la parte superior de la zona
intennareal, texturas fenestral (Davaud & Strasser, 1984; Kindler & Bein, 1993).
Cementos
Los cementos de los "beachrocks" del Mediterráneo SOn básicamente de HMC
(Alexandersson, 1972; Holeil & Rashed, 1992), mientras que los cementos de la zona del
Caribe son preferencialmente de aragonito (Alexandersson, 1972). Los "beachrocks" también
pueden presentar una distribución lateral de la cementación a nivel de afloramiento. En las
zonas hacia tierra dominan los cementos de origen meteórico, mientras que hacia mar
dominan los cementos de origen marino (Moare, 1973; Amieux el al., 1989). Los cementos
de los "beachrocks" presentan localmente variaciones verticales de distribución. Así, la parte
superior de los "beachroks" de la Isla Heron de la Gran Barrera australiana (Davies & Kinsey,
1973 ) tiene un 2% de cemento aragonito, mientras que a un metro de profundidad el volumen
del cemento ha incrementado hasta un 30%.
Los principales tipos de cementos de los "beachrocks" son: i) El cemento micrítico de
HMC, el cual fonna envueltas alrededor de los granos; ii) El cemento fibroso de aragonito,
muy común, el cual en la zona intermareal baja fonna envueltas isópacas, ya que en esta zona
los poros están llenos de fluidos durante la mayor parte del tiempo. En la zona intennareal
media y alta las envueltas de aragonito son asimétricos y presentan disposiciones
gravitaciones y menisco, ya que esa zona presenta características hidrológicas de zona
vadosa; iii) El cemento "bladed" y/o fibroso de HMC presenta en general disposición isópaca.
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y iv) La presencia de cementos de LMC es posible en la zona supramareal alta cuando existen
influencias de aguas meteóricas.
La mayoría de los "beachrocks" presentan dos grandes fases de cementación: una
primera fase constituida por cemento micrítico de HMC y una segunda etapa formada por
cementos fibrosos de aragonito o cementos "bladed" de HMC (Friedman & Gavish, 1971;
Moare, 1973; Davies & Kinsey, 1973; Davaud & Strasser, 1984; Bernier & Dalongeville,
1988; Amieux et al., 1989; Strasser et aL, 1989; Bernier et al., 1990; Holail & Rashed, 1992;
Bernier & Dalongeville, 1993). La presencia de las dos fases de cementación implica la
existencia de variaciones del medio ambiente, básicamente hidrodinámicas, y que podrían ser
el resultado de variaciones del nivel del mar (Bernier & Dalongeville, 1993).
Origen de los beachrocks
El origen del cemento mlcntlco de HMC esta relacionado con la presencia de
actividad microbiana (Moare, 1973; Bernier & Dalongeville, 1988; Strasser et aL, 1989;
Amieux et al., 1989; Bernier et al., 1990; Bernier & Dalongeville, 1993), aunque otros
autores consideran que no existe ninguna relación entre la formación del cemento micrítico y
la actividad microbiana (Alexandersson, 1972).
De acuerdo Bernier & Qalongeville (1988) las cianobacterias (Microcoleus, Lyngbya,
Schizothrix) juegan un papel muy importante en el desarrollo del cemento micrítico. La
necesidad de luz para el desarrollo de las cianobacterias implica que la formación del cemento
micrítico sea un proceso relativamente superficial (Bernier et al., 1990; Bernier &
Dalongeville, 1993). Los cementos de aragonito y de HMC se originan a partir del agua
marina mediante mecanismos de evaporación y fuga de COz (Hanor, 1978). El aporte
("pumping") constante de agua marina se produce mediante la acción de las mareas y del
oleaje, lo cual facilita la cementación de estas zonas intermareales. Asimismo, la acción de
algas y bacterias contribuyen a la precipitación, especialmente del cemento micrítico.
Los principales factores que controlan la cementación de los "beachrocks" son:
i) Incremento de la temperatura del agua en los "beachrocks" (Ginsburg, 1953).
ii) Fuga de COz (Ginsburg, 1953; Hanor, 1978; Meyers, 1987). Las variaciones
temporales del quimismo de las aguas intersticiales de los "beachrocks" actuales de la isla de
Hawai sugieren que la fuga de COz juega un papel muy importante en la génesis de los
cementos de los "beachrocks". Los cambios de presión parcial de COz de las aguas
intersticiales varían en función de la oscilación mareal, en los que durante las mareas altas los
valores de la presión parcial de COz serían más altos, mientras que durante las mareas bajas
decrecerían. El "ratio" de saturación de la calcita esta en relación directa con la proporción de
COz. Los valores de saturación incrementan durante las mareas altas y decrecen durante las
mareas bajas. Para Meyers (1987) estos datos sugieren que es la desgasificación del COz que
se produce durante los períodos de mareas bajas provocan la precipitación del cemento
micrítico generado a partir del agua intersticial.
iii) Evaporación (Ginsburg, 1953; Taylor & Illing, 1969; Moare & Billings, 1971). La
principal fuerza de la cementación es la evaporación, que se produce en la zona intermareal.
La evaporación implica un incremento de la concentración de las aguas intersticiales, que
favorece la precipitación del cemento de aragonito en la zona comprendida entre marea baja y
marea alta.
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iv) Mezcla de aguas (Schmalz, 1971; Moore, 1973)
La velocidad de formación de los "beachrocks" puede ser muy rápida (Bricker, 1971),
incluso del orden de lOa 1S años o de algunas decenas de años (Holail & Rashed, 1992).
Numerosos afloramientos de beachrocks presentan artefactos de origen humano y algunos
incluso procedentes de la segunda guerra mundial).
Bibliografía
ALEXANDERSSON. T., (1972). Mediterranean Beachrock Cementation: Marine Precipitation of Mg-Calcite.
In: D.J.Stanley (ed.) The Mediterranean Sea. Dowden, Hutchinson & Ross, Inc., Stroudsburg, Pa.: 203-223.
AMIEUX, P., BERNIER. P.. DALONGEVILLE. R. & MEDWECKl, V., (1989). Cathodoluminiscence of
carbonate-cemented Holocene beachrock from the Togo coastline (West Africa): an approach to early diageneis.
Sedimentary Geology, 65: 261-272.
BEIER, J.A., (1985). Diagenesis of Quaternary Bahamian Beachrock: Petrographic and Isotopic Evidence. Jour.
Sed. Petrol., 55: 755-761.
BERNIER, P. & DALONGEVILLE, R., (1988). Incidence de I'activité biologique sur la cimentation des
sédiments littoraux actuels. L'exemple des Iles de Délos et de Rhénée (Cyclades, Grece). C. R. Acad. Sci. Paris,
307: 1901-1907.
BERNIER, P. & DALONGEVILLE."R., (1993). Approches méthodologiques complémentaires des variations
récentes du niveau marin: géomorphologie et cimentation littorale. Bul!. Inst. Geol. Bassin d'Aquitaine, 53: 151 
157.
BERNIER, P., BONVALLOT . Y., DALONGEVILLE, R. & PRIEUR, A., (1990). Le beach-rock de Temae (He
de Moorea - Polynésie franc;aise). Signification géomorphologique et processus diagénétique. z.Geomorph. N.F.,
34: 435-450.
BRICKER. O.P., (1971). Introduction: Beachrock and intertidal cement. In: O.P. Bricker (ed.) Carbonate
Cements. The Johns Hopkins Press. Baltimore and London: 1-3.
CALVET, F., AGUILAR, A., CARRACEDO. J.c., PÉREZ-TORRADO, F., RECIO, C. & TRAVE, A. (2000).
"Beachrocks" de La Palma, Islas Canarias. Geotemas, 1(3),213-217.
DAVAUD, E. & STRASSER, A., (1984). Progradation, cimentation, érosion. évolution sédimentaire et
diagénétique recente d'un littoral carbonaté (Bimini, Bahamas). Eclogae geol. Helv., 77: 449-468.
DAVIES, P.J. & KINSEY, D.W. (1973). Organic and inorganic factors in recent beach rock formation, Heron
Island. Great Barrier Reef. Jour. Sed. Petral., 43, 59-81.
EL-SAYED, M.KH., (1988). Beachrock cementation in Alexandria, Egypt. Marine Geology, 80: 29-35.
FONT, Y. & CALVET, F. (1997). "Beachrocks" Holocenos de la Isla de la Reunión, Océano Índico. Cuadernos
de Geología Ibérica, 22, 87-111.
FRIEDMAN, G.M. & GAVISH, E., (1971). Mediterranean and Red Sea (Gulf of Aqaba) Beachrocks. In: O.P.
Bricker (ed.). Carbonate Cements. The Johns Hopkins Press, Baltimore and London: 13-16.
GINSBURG, R.N., (1953). Beachrock in South Florida. Jour. Sed. Perrol., 23: 85-92.
GISCHLER, E. & LOMANDO, AJ. (1997). Holocene cemented beach deposits In Belize. Sedimentary
Geology, 110,277-297.
HANOR, J.S. (1978). Precipitation of beachrock cements: mixing of marine and meteoric waters vs. C02
degassing. Jour. Sed. Petral., 48, 489-501.
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HOLAIL, H. & RASHED. M., (1992). Stable isotopic composition of carbonate-cemented recent beachrock
along the Mediterranean and the Red Sea coasts of Egypt. Marine Ceology, 106: 141-148.
KINDLER. P. & BAIN, R.J., (1993). Submerged Upper Holocene beachrock on San Salvador Island, Bahamas:
implications for recent sea - level history. Ceo/. RlIndsch. 82: 241- 247.
MEYERS, J.H., (1987). Marine Vadose Beachrock Cementation by Cryptocrystalline Magnesian Calcite - Maui,
Hawaii. Jour. Sed. Petrol. 57: 558-570.
MOORE, e.H., (1973). Intertidal carbonate cementation: Grand Cayman, West Indies. Jour. Sed. Petral., 43:
591-602.
MOORE. e.H., (1989). Carbonare Diagenesis and Porosiry. Developments in Sedimentology 46, EIsevier,
Amsterdam, 338 pp.
NEUMEIER, U. (1998). Le role de l'activité microbienne dans la cimentation précoce des beachrocks
(sédiments intertidaux). Terre & Environments 12, Section des Sciences de la Terre, Université de Geneve,
183p.
SCHROEDER, J.H., (1979). Carbonate diagenesis in Quaternary beachrock of Uyombo, Kenya: sequences of
processes and coexistence of heterogenic products. Ceol. Rundsch., 68: 894-919.
STRASSER. A., DAVAUD, E. & JEDOUl. Y. (1989). Carbonate cements in Holocene beachrock: example
from Bahiret el Biban, southeastern Tunisia. Sedimentary Ceology, 62: 89-100.
TAYLOR, J.e.M. & ILLING, L.V., (1969). Holocene intertidal calcium carbonate cementation, Qatar, Persian
Gu)f. Sediment%gy, 12: 69-107.
TIETZ, G. & MüLLER, G., (1971). High-magnesian calcite and aregonite cementation in recent beachrocks,
Fuerteventura, Canary Islands, Spain. In: O.P. Bricker (ed.). Carbonate Cements, The Johns Hopkins University,
Baltimore and London: 4-8.
WEBB, G.E., JELL. J.S. & BAKER. J.e. (1999). Cryptic intertidal microbialites in beachrock. Heron Island,
Great Barrier Reef: implications for the origin of microcrystalline beachrock cement. Sedimentary Ce%gy, 126,
317-334.
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Variability in microplankton respiration around the Canary Islands: implications
for regional carbon flux studies.
María F. Montero
Facultad de Ciencias del Mar
Universidad de Las Palmas de Gran Canaria
The waters around the Canary Islands are characterized by high hydrographic
variability. The perturbation of the Canary Current by the islands chain produces
vertical mixing in the flanks of the islands, wakes of calm water in their leeward sides,
and eddies which are spun off downstream of the islands. On the other hand, intrusions
of cold surface waters from the nearby African upwelling system reach the eastem
islands, advecting organic material into the Canary Islands region.
Here we present data from several cmises that show how microplankton respiration
respond to local hydrography. South of the islands microplankton respiration increases
two-fold in relation to the undisturbed waters north of the archipelago. In particular,
local respiraríon maxima are located in the shearing sites of the current with the islands
and in the margins of cyclonic eddies. Conversely, low respiration values are found in
the nutrient rich waters upwelled waters at the core of cyclonic eddies and in waters
exported from the African upwelling system. Our results indicate that, in order to
address the role of an oceanic.region as a biological source or sink of caz, ir is
necessary to understand the spatiaJ and temporal variability of microbial respiration to
achieve a realistic organic carbon budget.
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ESTUDIO DE LOS DEPÓSITOS LITORALES DE LA PLAYA DE LAS CANTERAS, LAS
PALMAS DE GRAN CANARIA
F.J. PÉREZ TORRADO\ F. CALVET
2
, M.e. CABRERA) y J. MANGAS)
I Departamento de Física-Geología. Facultad de Ciencias del Mar. Universidad de Las Palmas de Gran
Canaria. 35017 Las Palmas de Gran Canaria.
2 Departament de Geoquímica, Petrología i Prospecció Geológica. Facultat de Geología. Universitat de
Barcelona. 08071 Barcelona
RESUMEN
Los depósitos litorales estudiados afloran de fonna diseminada a lo largo de toda la playa de Las
Canteras, fundamentalmente en los sectores comprendidos entre la Playa Chica y la calle Churruca
(denominada zona interna), así como en todos los fragmentos de la barra (denominada zona externa). En
ningún momento es visible el sustrato sobre el que se asientan estos depósitos, pero a juzgar por las
observaciones submarinas a lo largo de la barra. así como por la presencia de grandes bloques fonolíticos
como el denominado "Peña la Vieja", parece bastante probable que pertenezca a la Formación Detrítica de
Las Palmas.
Los depósitos litorales de Las Canteras presentan una serie de unidades estratigráficas bien definidas
que, de muro a techo, son:
1. Unidad laminada (Unidad 1): Se trata de una caJcarenita de grano medio a grueso, compuesta de
numerosas capas de unos 10-15 cm de potencia y con buzamientos del orden de 15° hacia el mar. Es visible
en la Playa Chica y en el flanco septentrional (hacia mar abierto) de la Barra Grande, aunque aquí siempre de
fonna sumergida. El tamaño de grano aumenta confonne se acerca a la zona interna, mientras que el sorting
aumenta hacia la parte externa. Localmente pueden distinguirse estructuras tractivas (laminaciones cruzadas)
en el interior de alguna de estas capas.
Los principales componentes de las calcarenitas son fragmentos de algas rodofícias (alrededor de un
50%), fragmentos de moluscos y Jitoclastos Los componentes secundarios son foraminíferos y fragmentos de
equinodennos entre otros. Los fragmentos de moluscos en la zona interna presentan una envuelta micrítica
de HMC (entre 6.8 y 13.1 % de MgC03) en general muy desarrollada y abundantes microperforaciones
mientras que en la zona externa la envuelta micrítica de HMC (10.9 % de MgC03) presenta un desarrollo
mucho menor y pocas microperforaciones. Las caJcarenitas están cementadas por cemento "bladed" de HMC
en disposición isópaca y que en la zona interna presenta mayor desarrollo y mayor variabilidad en el
contenido en MgC03 (entre un 7.0 a un 16.1 %) que en la zona externa donde el contenido en MgC03 es
menos variable (entre 8.6 y 14.0). Las caJcarenitas de la zona externa presentan localmente una segunda
generación de micrita de HMC (con un contenido de MgC03 que oscila entre un 11.5 y un 15.0%) y que es
posterior al cemento "bladed" de HMC.
2. Unidad masiva (Unidad 2): Esta unidad se dispone claramente discordante sobre la unidad
anterior, aflorando en la Playa Chica y a lo largo de todos los fragmentos de la barra, de la que constituye su
parte emergida. Esta unidad comprende dos capas tabulares, con granoselección positiva no muy marcada,
buzamientos muy suaves « 5°) hacia el mar y espesores variables, aumentando hacia la zona externa (desde
unos 30 cm en la Playa Chica hasta unos 2 m en la Barra Grande). Son calcarenitas de grano medio a
grueso, aunque localmente en la zona interna se localizan niveles de ruditas de rodolitos y fragmentos de
bivalvos.
Los principales componentes de las calcarenitas son fragmentos de algas rodofícias (entre un 50 y
un 75%), fragmentos de moluscos y litoclastos. Los componentes secundarios son foraminíferos y
fragmentos de equinodennos entre otros. La proporción de algas rodofíceas incrementa en la zona externa
mientras que los fragmentos de moluscos lo hacen en la zona interna. Los fragmentos de moluscos de la zona
interna presentan una envuelta micrítica de HMC (entre 0.1 y 12.5 % de MgC03) en general muy
desarrollada y abundantes microperforaciones mientras que en la zona externa la envuelta micrítica de HMC
(8.9 % de MgC03) presenta un desarrollo mucho menor y pocas microperforaciones. Los granos de la zona
interna, especialmente en la parte superior presentan "coatings" de micrita (entre 6.7 y 12.6 % de MgC03)
de hasta 200 flm de espesor. Las calcarenitas están cementadas por cemento "bladed" de HMC en
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disposición isopaca, y en la zona interna presenta mayor desarrollo y variabilidad en el contenido en MgC03
(entre un 7.9 y un 18.7%) que en la zona externa donde el contenido en MgC03 es menos variable (entre 9.5
y 15.6). Las calcarenitas de la zona externa presentan localmente una segunda generación de micrita de
HMC (con un contenido de MgC03 que oscila entre 13.1 y 13.7 %) y que es posterior al cemento "bladed"
de HMC.
3. Unidad bioturbada (Unidad 3): Recubre a la anterior unidad de forma irregular, con espesores
que no sobrepasan los 30 cm. Se localiza solo en la zona interna, entre la Playa Chica y la calle Chunuca. Se
trata de un limo con abundantes rizocreciones (marcas de bioturbación vegetal) y gran contenido en
gasterópodos (posiblemente terrestres).
4. Unidad laminada interna (Unidad 4): Aflora exclusivamente en las cercanías de la calle
Chunuca y generalmente aparece bastante cubierta por las arenas de la playa actual. Se trata de una
calcarenita de grano fino, muy bien seleccionada. formando numerosas láminas de poco espesor (5-10 cm) y
que buzan del orden de unos 20° hacia tierra.
Los principales componentes de estas calcarenitas son las algas rodofícias, litoclastos y fragmentos
de bivalvos. Están cementadas por cemento esparítico de calcita en disposición isopaca, que localmente
rellena la totalidad de la porosidad interpartícula, con cristales equidimensionales del orden de 50 a 150 ¡lm
de tamaño. El contenido de C03Mg del cemento esparítico oscila entre un 2.7 y un 5.5%, aunque la mayoría
de cristales analizados estan por debajo del 4%.
5. Unidad conglomerática (Unidad 5): Esta unidad solamente se localiza en la zona externa y en
concreto a techo de las calcarenitas masivas del nivel 2. Este nivel esta formado por un conglomerado
constituido por cantos redondeados de naturaleza fonolítica y basáltica de 1 a 30 cm de diámetro. La matriz
del conglomerado es una calcarenita de fragmentos de lavas volcánicas, algas rodofíceas y fragmentos de
moluscos.
Los fragmentos de moluscos presentan localmente microperforaciones rellenas de cemento
micrítico de HMC (entre 9.4 y un 12.9 % de MgC03). El cemento dominante es el cemento
"bladed" de HMC en disposición isópaca con un contenido en MgC03 que varía entre un 10.9 a un
15.0 %. Localmente existe una segunda generación de micrita de HMC (con un contenido de
MgC03 que varia entre 12.4 y 13.1 %) Yde cemento peletoidaJ de HMC.
Síntesis: A partir de los datos aportados, se pueden extraer las siguientes conclusiones:
l. Los depósitos litorales de la Playa de Las Canteras, se generaron en un ambiente de playa, siendo
cada uno de ellos reflejo de los distintos sub-ambientes que en ella coexisten. Así, la unidad 1 es típica del
foreshore (playa propiamente dicha), la unidad 4 del backshore o trasplaya (dunas eólicas), la unidad 2 de
barra o cordón litoral y la unidad 3 de lagoon.
2. Las principales estadios de cementación de los depósitos marinos (playas) son: i) una primera
etapa de cementación mediante "coatings" de micrita magnesiana que solamente se desarrolla en la zona
interna de algunos niveles y que estaría relacionado con condiciones de exposición supramareales; ii) Una
etapa generalizada cementación mediante cemento "bladed" de HMC en disposición isopaca y que en la zona
interna constituye la segunda etapa de cementación de las calcarenitas, mientras que en la zona externa forma
la primera etapa de cementación; y iii) una ultima etapa de cementación mediante cemento de micrita de
HMC y/o peletoidal de HMC. Estos cementos, desarrollados solamente en la zona externa, se presentan en
parches milimétricos en los que ocupa parte o la totalidad de la porosidad interpartícula.
El conjunto de cementos de los depósitos de playa han precipitado en condiciones marinas, por lo
que se pueden considerar como "beachrocks".
3. Aunque aún no se poseen edades absolutas para estos depósitos, la posición relativa de los mismos
y su contenido fosilífero, permitiría ubicarlos en el periodo denominado "Jandiense", hace unos 110.000
años.
AGRADECIMIENTOS
Este estudio ha sido financiado por el Proyecto n° 68/98 de la Fundación Universitaria de Las
Palmas. Los autores queremos expresar nuestro agradecimiento a la Cruz Roja por las facilidades prestadas
durante la realización del mismo.
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1
The Nuuanu and Wailau Giant Landslides, O'ahu, Hawai'i: Insights from
Anisotropy of Magnetic Susceptibility (AMS) and Paleomagnetic Studies
Emilio Herrero-Bervera and George P.L. Walker
It is known that the Koolau volcano on the northeastem flank of O'ahu is the
source area for one of the largest landslides on Earth, the Nuuanu debris avalanche.
The offshore expression of this slide is an extensive rubbly field of debris
extending approximately 230 km from the island across the Hawaiian Deep and
onto the Hawaiian Arch. We have studied the subaeriallavas of the Koolau
volcano as well as the deep-sea sediments on top of the Nuuanu and Wailau
landslides by means of magnetostratigraphy and magnetic anisotropy studies to
investigate the volcanic evolution, the plumbing of the Koolau volcano and the
timing of the Nuuanu detachment. In addition, we have conducted deep-sea
magnetostratigraphicstudie~of a 20-m and a 7-m piston cores recovered by the
RV Kana Keoki and the RV Bertha Ann as well as five 7-m piston cores recovered
by the RV Kairei to understand the origins of these giant landslides. The results
derived from these investigations indicate that the plumbing of the Koolau volcano
is characterized by a very coherent dike complex and by a high dike injection
nature. Parts of the Koolau complex are a sheeted dike swarm as in ophiolites as
demonstrated by geologic and AMS studies. On the other hand, the
magnetostratigraphic results of the subaerial part of the Koolau complex indicate
that at least one of the normal Reunion Subchrons (ca. 2.11 Ma) has been
registered in two different locations. Deep-sea cores have recorded several
reversals. The oldest one is the top of the Olduvai Subchron (ca. 1.78 Ma). The
land and deep-sea paleomagnetic and plumbing investigations indicate that the
collapse of the Koolau volcano had to be relatively rapid in a period of < 0.5 Ma
due to forceful injection of dikes associated with extension and gravitational
effects. Therefore, the timing of the main collapse of the Koolau volcano that
originated the Nuuanu landslide had to occur between 2.1 to 1.78 million years ago
based on the magnetostratigraphic evidence.
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ORIGEN DE LOS "BEACHROCKS" DE LA ISLA DE LA PALMA, ISLAS
CANARIAS
F. CALVET1, F.J. PÉREZ TORRAD0
2
, J.C. CARRACED0
3
, C. RECI0
4
, A. TRAVÉ1, M.C.
CABRERA
2
y J. MANGAS
2
1 Departament de Geoquímica, Petrología i Prospecció Geológica. Facultat de Geología. Universitat
de Barcelona. 08071 Barcelona
2 Departamento de Física-Geología. Facultad de Ciencias del Mar. Universidad de Las Palmas de
Gran Canaria. 35017 Las Palmas de Gran Canaria.
3 Estación Volcanológica de Canarias. CSIC. 38080 La Laguna, Tenerife.
4 Servicio General de Análisis de Isótopos Estables. Facultad de Ciencias. Universidad de
Salamanca. 37008 Salamanca.
RESUMEN
Los "beachrocks" estudiados afloran a lo largo de la costa O y SO de la isla
de La Palma, concretamente en las playas de Puerto Naos, Charco Verde, Las
Zamoras, Chica y Echentive. Todas estas playas se han desarrollado sobre lavas del
edificio volcánico Cumbre Vieja, construido en los últimos 150.000 años de actividad
volcánica de la isla.
Los "beachrocks" presentan potencias de hasta 1.5 m, anchuras de decenas
de metros y están constituidos por diversos horizontes de orden decimétrico que
buzan de 2· a 15º hacia el mar. Texturalmente son conglomerados,
microconglomerados y arenitas, compuestos exclusivamente por c1astos de origen
volcánico. La principal porosidad de los "beachrocks" es la intergranular y de forma
secundaria intragranular (las vacuolas de las lavas basálticas).
El principal rasgo diagenético de estos "beachrocks" es la presencia de varias
generaciones de cementos de aragonito (fundamentalmente el tipo fibroso) y de
calcita magnesiana -HMC- (principalmente micrítico, peloidal y localmente botroidal).
El cemento fibroso de aragonito presenta valores muy altos de estroncio y valores
intermedios de sodio, mientras que los cementos de HMC presentan valores
intermedios de estroncio y valores bajos de sodio. Los valores de la composición
isotópica del oxígeno del cemento fibroso de aragonito varían entre -4.2 %0 POS y 
2.4 %0 POS Y los del carbono oscilan entre +4.0 y +4.9 %0 POS. Todos estos valores
sugieren que la cementación de los "beachroks" de La Palma se produjo a partir de
aguas marinas con una ligera influencia de aguas meteóricas.
La datación de los "beachrocks" de la isla de la Palma se ha basado en: i)
relaciones estratigráficas con las lavas infrayacentes (algunas de ellas históricas), y
ii) mediante Carbono-14 sobre dos muestras de cemento aragonítico de los
"beachrocks" de Charco Verde y playa Chica. Así, el "beachrock" de la playa de
Charco Verde ha proporcionado una edad de 32.850 +/- 490 años SP, lo que lo
convierte en el más antiguo de la isla de La Palma. Por su parte, el "beachrock" de la
playa Chica ha proporcionado una edad de 14.090 +/- 130 años SP, yen tanto que
la playa de las Zamoras es la continuidad de la playa Chica, podría suponerse la
misma edad para su "beachrock" (en gran parte destruido recientemente). El
"beachrock" de la playa de Punta Naos debe haberse formado con posterioridad a la
erupción de 1585 y con anterioridad a la de 1949, mientras que el de Echentive ha
de ser posterior a la erupción de 1677.
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En base a los datos de campo, geocronólogicos y geoquímicos obtenidos, se
ha realizado un modelo de evolución para estos depósitos que comprende tres
etapas: i) Desarrollo de las playas, las cuales constituyen la "roca encajante" de los
"beachrocks", ii) Formación de los "beachrocks"; y iii) Retrogradación y/o erosión de
las playas.
Por otro lado, el estudio de estos depósitos ha aportado varias claves de
interés geológico y paleoceanográfico como son:
1. La posición actual de los "beachrocks", prácticamente a la misma altura que
el nivel del mar actual, y su comparación con la curva de alta resolución de las
fluctuaciones eustáticas para la etapa final del Cuaternario (SPECMAP), pone de
manifiesto que la isla de La Palma ha debido sufrir un cierto levantamiento.
2. En tanto que los "beachrocks" de La Palma están constituidos
exclusivamente por materiales volcánicos, el no aporte de estos materiales a la
playa genera su retrogradación y la consecuente exposición de los "beachrocks". La
presencia de retazos o de amplias extensiones de "beachrock" implica que estas
zonas de las playas no sea,n los espacios más aptos para el baño, pero, por otro
lado, su existencia impide la desaparición total de las playas por la acción de la
erosión marina.
3. Los espesores de todos los "beachrocks" estudiados (los jóvenes y viejos)
son parecidos (entre 1 y 1.5 m) y coincidentes con el rango mareal medio actual
para Canarias. Eso parece sugerir que el rango mareal en Canarias no ha cambiado
mucho durante los últimos 34.000 años y que este parámetro parece independiente
de las fluctuaciones ocurridas en el nivel del mar para este periodo.
4. Los "beachrocks" de La Palma se localizan exclusivamente en el litoral del
edificio volcánico de "Cumbre Vieja", que representa la parte activa de la isla. En el
resto de la isla (edificios volcánicos de Garafía, Taburiente y Bejenado), si se
formaron playas y "beachrocks", han debido ser erosionados.
5. Además de localizarse en el litoral del edificio volcánico de "Cumbre Vieja",
sólo están en sus sectores O y SO. Estos sectores costeros presentan los vaiores
pluviométricos más bajos de La Palma y están al abrigo de los vientos alisios. Estos
parámetros favorecen una fuerte evaporación, factor fundamental en el desarrollo de
los cementos de los "beachrocks". Luego, todas estas condiciones climáticas
parecen haberse mantenido constantes en la isla en los últimos 34.000 años.
AGRADECIMIENTOS
Este estudio ha sido financiado por el Proyecto nº 68/98 de la Fundación
Universitaria de Las Palmas y parte de los análisis por el proyecto CICYT PB97 
0883.
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The <Biological Pump> in island eddies
Javier Arístegui
Facultad de Ciencias del Mar
Universidad de Las Palmas de Gran Canaria
Eddies are important not only because they may store and transport large amounts
of energy and alter the mesoscale circulation of an area, but because they may
accelerate the vertical transport of carbon through the water column.
Downstream of the Canary Islands, cyclonic and anticyclonic eddies are generated.
In cyclonic eddies, nutrient-rich water upwells into the euphotic zone, leading to a
change in the plankton community structure and enhancing the uptake of inorganic
carbon by autotrophs. These cold-core eddies are characterized by a high (> 1)
productionfrespiration (PIR) ratio. with chlorophyll being concentrated in the margins of
the ring during cyclogenesis. By contrast, in the anticyclonic warm-core eddies,
respiration rates are higher (P/R < 1) because of the concentration of organic matter in
their centers. When cyclonic and anticyclonic eddies occur together, the <biological
pump>, i.e., the production and downward flux of organic carbon in the ocean due to
the biological activity, may work faster than in the surrounding waters.
In the Canary Islands region, these processes are especially important for several
reasons: (1) Cyclonic and anticyclonic eddies are a cornrnon feature of the mesoscale
circulation of the area (2) New production generated in the surface waters of cyclonic
eddies may be advected ro the surrounding oligotrophic waters (3) Water with a high
content of organic matter transponed offshore from the northwest Africa upwelling
system can be either trapped and sunk down by anticyclonic eddies or exchanged to the
oligotrophic open-ocean waters through a complex eddy path.
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Zooplankton and biogeochemical cycles
Hans Dam
Department of Marine Sciences, University of Connecticut, USA
Zooplankton, through the process of consumption and subsequent utilization of
particles, directly affect the stoichiometry of elements and the material fluxes between
particulate and dissolved matter. ZoopJankton allocate ingested elements into different
pools: fecal matter, respired and excreted matter, and new biomass. Hence, the fate and
the resident time of elements in the water column consumed by zooplankton depend on,
among other things. to which pool the elements are aHocated. For instance, allocation to
the fecal-matter pool promotes expon of material via gravitational sinking, which in tum
reduces the residence time of the material. In contrast, aIlocation to new biomass
promotes retention of material and increases its residence time in the water column.
More generally, the biogeochemica] functions of zooplankton may be identified as
(ToterdeIl et al., 1993): (I) Grazing and contro] of populations, (TI) Defecation, 3(ll)
Vertical migration (IV) Life history strategy (V) Particle scavenging and repackaging,
(VI) SheIl formation, (VII) Mortality. To this list, must be added excretion, respiration
and growth. AH of these functions are addressed to different degrees in the following
sections, which represent two major areas of research.
I. Zooplankton controls on recycling processes and rales: new views
In this section we consider, for the sake of iIlustration, the case of nitrogen
dynamics. When integrated over time periods longer than the residence time of nitrogen
in the photic zone and excluding any long-term change in the nitrogen content of the
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photic zone, the rate of new production and exported production must balance. TIús long 
term balance must be maintained even if short-term steady state conditions are never
achieved. Since new production depends on the rate of input of alloctonous nitrogen
from below the euphotic zone or from the atmosphere, then the magnitude of exported
production is constrained by physical processes. The implication is that export of
nitrogen is independent of the grazer community. As the expon efficiency of the grazer
cornmunity changes, it is the regenerated production and primary production that change
and export (when averaged over appropriate time scales) remains constant (Fig. 1). One
infers then that he role of the grazer community is to control the recycling of nutrients in
the upper water column, not rhe exporto This general hypothesis can be recast as a nulI
hypothesis: The variance in exported production is independent of the zooplankton
cornmunity grazing and defecatíon rates. The data to test this hypothesis are at this time
extremely limited. Furure studies that address this hypothesis will be needed to achieve
further progress in oceanic biogeochemistry. lt is worth remarking, though, that most
field studies do not take place during steady state conditions and tests of the aboye
hypothesis should keep this fact in mind. Notice that the null hypothesis aboye
emphasizes the linkages between rate processes, in contrast to previous studies that were
more preoccupied with the magnitude of the zooplankton-mediated downward flux of
POM (e.g., Small, 1999; LeBorgne and Rodier, 1997). Sorne freshwater studies (Elser et
al., 1995; Sarnelle, 1998) have attempted to test the hypothesis that zooplankton control
the export of material in the water column, but used zooplankton biomass as the
independent variable. However, the drawback of this approach arises from the
nonparallelism of zooplankton biomass and rate functions (Ikeda, 1985). Future studies
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should employ rate functions such as zooplankton community grazing and defecation
rates as the independent variables.
Emphasis on recycling processes by zooplankton leads to two major questions: 1)
What is the role of zooplankton in modifying the downward flux of POM within and
below the euphotic zone? 2) What is the role of zooplankton in DIM and DOM recycling
and export? Both of these questions are addressed below.
Zooplan.kton modification of the downward POM flux:
The rapid decline in POM flux with depth (Wakeham and Lee, 1993) and the
nonlinear relationship between primary production and downward POM flux (Wassmann,
1990) imply strong recycling 'of POMo Vertical material transport in the ocean
presumably happens mainly through the sinking of large aggregates and fecal pellets
(Fowler & Knauer, 1986). If aggregation processes were responsible for the downward
flux of POM, then flux should increase as a power function of concentration of POM,
with a power > 1 (Farley & Morel, 1986). However, observations suggest that flux scales
to concentration with a power < 1 (Baines et aL 1994). These observations are consistent
with the hypothesis of strong rates of recycling of POM within the euphotic zone, and
raise two important questions: 1) To what extent is the decline in POM with depth due to
the activities of zooplankton, 2) What is the role of zooplankton in modifying the
chemical make up of the sinking POM?
Two forms of sinking POM, aggregates and fecal pellets, provide a food niche for
zooplankton and fish (Lampitt et al. 1993, Gonz:lez & Smetacek, 1994) which further
contribute ro their remineralization. It has been suggested (Angel, 1989; Banse, 1990)
that zooplankton and nekton might be responsible for reducing the vertical flux below the
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euphotic zone. Sorne particular groups of zooplankters appear to colonize aggregates,
inhabit them for shorter or longer period, and feed on their constituents. While this
phenomenon has long been known (Alldredge 1972), only recently have quantitative
investigations of the abundance of mesozooplankters inhabiting snow particles been
undertaken (Shanks & Edmonson 1990; Steinberg et al. 1994).
Recent studies have documented steeply decreasing concentration profiles of
suspended POM and decreasing fluxes of sink.ing POM in the euphotic zone (Wakeharn
and Lee, 1993). These features and molecular characteristics of POM are cornmonly
interpreted as resulting from a combination of maximum primary production in the
euphotic zone coupled with secondary consumption by heterotrophs in the epipelagic
ocean. However, there has not been a quantitative reconciliation of the relative
importance of bacterial reprocessing of organic matter and that mediated by alI sizes of
zooplankton (e.g., see contrasting views by Cho & Azam, 1998 and Banse, 1990).
Feeding experiments have ilIustrated qualitative and quantitative changes in the chernical
composition of organic matter as it passes through zooplankton (usualIy
macrozooplankton) (Bradshaw and Eglinton, 1993), but to date these experiments have
not been applied to field situations. Sediment trap experiments have been carried out to
collect organic material for chemical analyses to compare with Iaboratory data, but
hydrodynamic problems with traps deployed in turbulent surface waters and potential
colIection of 'swimmers" (even if physically removed) greatly confound and bias the
results. Furthermore, organic biogeochemical studies have not been adequately
coordinated with zooplankton biology studies in the upper ocean with the result that
interpretations of modifications of organic matter composition are often made without
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reference to the relevant biological processes. This discussion leads to the following
questions: 1) By which mechanisms do zooplankton modify the quality of the sinking
particles. 2) Are there appropriate biomarkers to study the effects of zooplankton in
modifying the quality of the sinking particles?
Regarding the first question. it has long been known that zooplankton assimilate
carbon and nitrogen with different efficiencies (reviewed in Tang & Dam, 1999), which
results in carbon enrichment in zooplankton fecal pellets. A modelling study of the role
of coprophagy in modifying the elemental ratios of suspended organic matter suggest that
the effect is substantial (Anderson, 1994). Zooplankton may also influence the patteros in
the vertical distribution of metals since assimilation efficiency of metals varíes by < 10 to
90% (Reinfelder & Fisher, 1991). In addition, zooplankton require, among others,
essential amino acids, essential fatty acids, and sterols (Provasoli et aL, 1970) which are
synthesized only by phytoplankton. The fate of these essential biochemical compounds
locked up in food particles will then be a function of the degree of herbivory by
zooplankton and the subsequent biochemical transformations of the ingested particles.
There is, hence, a need to incorporate the wealth of information on zooplankton
nutritional physiology in models of the magnitude and fate of materials in the oceans.
Regarding the use of biomarkers, sorne organic biomarkers are proving useful for
distinguishing organic matter source and alteration processes. There are, however, few
truly unambiguous biomarkers, notable examples being for phytoplankton and include
dinosterol for dinoflagellates, long-chain alkenones for certain haptophytes (Brassell,
1993). Organic compositions of zooplankton tend to be much more uniforrn with the
result that zooplankton-specific biomarkers are even fewer; an exception is wax esters of
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calanoid copepods. Metabolism of organic matter in zooplankton guts alters the organic
composition of dietary organic matter and, as shown in feeding experiments adds a few
altered products that can be attributed to this reprocessing; sorne of the products are
derived from gut flora while others are endogenous to the zooplankter. More work is
needed to elucidate potentia] biomarkers for zooplankton processing of organic matter in
the upper ocean and these studies need to inelude both laboratory and field work and be
coordinated between zooplankton biologists. microbiologists, and organic
biogeochemists.
Zooplankton effeets on DIM and DOM recycling cmd export:
Zooplankton excretion is an imponant component of regenerated production (Caron
& Goldman, 1990). This process has beenex~ensivelystudied in the past and will not be
discussed further here. A recent realization. however, is that zooplankton al so enhance
the magnitude of the exponed production by metabolizing during the daytime in deep
waters, material that was acquired in surface waters during the previous night-a process
termed the active flux. The active flux has been estimated to increase the exponed
production from 5-30% (Longhurst et aL 1989; Dam et al., 1995a). In addition to the
active flux due to diel migrators, another flux of imponance among diel migrators is due
to zooplankton mortality in deeper waters (Zhang & Dam, 1997). Current attempts to
balance carbon budgets in open ocean regions have ineluded sorne of these fluxes (Quay,
1997). Longhurst et al. (1989) hypothesized that the role of the acti ve flux in the exported
production becomes more important in the oligotrophic regions of the ocean. Further
studies along gradients of latitude and productivity, akin to that of Ikeda (1985), are
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necessary ro test this hypothesis and to establish global generalizations of the role of
zooplankton-mediated DIM fluxes.
Another new realization is that zooplankton may be as important a source of DOM as
phytoplankton and that zooplankton enhance bacteria] biomass and productivity (Hygum
et al., 1997; Strom et al., 1997). Moreover, contrary to theoretical predictions (Jumars et
al., 1989), the release of DOC from fecal pellets appears to be relati vely slow (Urban 
Rich, 1999), or insignificant unless pellets are broken down (Strom et al., 1997). These
observations suggest several questions for future research: 1) What is the role of
zooplankton in supporting the microbial loop') 2) What are the mechanisms of DOC
production by zooplankton and what is their relative importance in the economy of the
sea? 3) Is the biochemical composition of the DOC produced by zooplankton different
from that produced from algal exudation, and if so, what are the consequences for
bacterial production?
JI. Food-web dynamics and biogeochemical cycles
The interactions of producers and their consumers and how they take place have
profound consequences for the biogeochemistry of the ocean (Longhurst, 1991). Two
issues of food-web dynamics, that deserve fuller attention by zooplanktologists, seem to
be particularly important to a mechanistic understanding of oceanic biogeochemistry. 1)
What are the roles of grazing and predation in controlling growth of populations and
maintaining ecosystem stability in the open ocean (e.g., Frost and Franzen, 1992, Landry
et al., 1997)? 2) How should food-web interactions be nested in models of
biogeochemical cycles (Legendre & Rassoulzadegan, 1996; Verity & Smetacek, 1996)?
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Regarding the first issue, we know that most of the phytoplankton consumption in
the ocean takes place by microzooplankton-both protozoa and small metazoa
(PaffenhOfer, 1998)- and that over vast areas of the open ocean phytoplankton growth
and losses due to grazing are more or less in balance (reviewed in Landry et al., 1997).
However. what controls herbivorous microzooplankton growth? In principie,
mesozooplankton grazing represents the closure term for herbivorous microzooplankton,
and there is sorne evidence of this top-down effect for the equatorial Pacific (Dam et al.,
1995b, Roman and Gauzens, 1997). In contrast, Calbet and Landry (1999) concluded that
in the oligotrophic subtropical Nonh-Pacific, mesozooplankton are insignificant
predators of the main herbivorous microzooplankton. These contrasting observations
point out the need for experimental studies that examine the cascading trophic effects of
predatory micro- and mezooplankton in open-ocean systems. Techniques to perform such
studies already exist (Lehman, 1980; Gifford 1991).
Regarding the second issue, we know that food-web interactions are considerably
more complex than what is depicted in the typical highly aggregated biogeochemical
models (e.g., Fasham et al.. 1990). That these models produce output that are not grossly
at odds with observational constraints is paradoxical (Longhurst, 1991). This paradox
raises two questions: 1) Are the details of food-web structure irrelevant (noise) to
predicting biogeochemical fluxes (Rivkin et al., 1996)? 2) Are the models parameters set
so that they agree with observational constrai nts (Longhurst, 1991)? Perhaps food-web
complexity is not as important because a few key players in the food web dominate most
of the fluxes (Verity & Smetacek, 1996). Modelers prefer the minimalist view because of
computational constraints and because confidence in model predictions decreases with
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the complexity of the model (TotterdeJl et al., 1993). Although the minimalist view is
here to stay (at least for the near future), zooplanktologists can contribute to modelling
efforts in at least two ways. One is to work closely with modellers in formulating rules
for aggregation within the models. Another is ro challenge modellers to justify the choice
of processes and the type of parameterizations included in models, and to investigate the
dependence of model results on these choices.
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References:
Alldredge AL (1972) Abandoned larvacean houses: a unique food source in the pelagic
environment. Science 177: 885-887.
Anderson TR (1994) Relating CN ratios in zooplankton food and faecal pellets using a
biochemical model. J Exp Mar BioJ Eco1184: 183-]99
Angel, MV (1989) Does mesopelagic biology affect the vertical flux? In: Berger WH,
Smetacek V, Wefer G (eds) Productivity of the Ocean: Present and Past. Wiley,
Chichester, p. 155-173.
Baines SB, Pace ML, Karl DM (1994) Why does the relationship between sinking flux
and planktonic primary production differ between lakes and oceans? Limnol
Oceanogr39: 213-226
Banse K (1990) New views on the degradatíon and the disposition of organíc particles as
collected by sediment traps in the open ocean. Deep-Sea Res 37: 1177-1195
Bradshaw SA, Eglinton G (1993) Marine invertebrate feeding and the sedimentary lipid
record. In: Engel MH, Macko SE (eds) Organic Geochemistry. Plenum, New
York. p. 225-235.
Brassell SC (1993) Applications of biomarkers for delineating marine paleoclimate
fluctuations during the Pleistocene. In: Engel MH, Macko SE (eds) Organic
Geochemistry. Plenum, New York. p.699-738.
Cho BC, Azam F (1998) Major role of bacteria in biogeochemical fluxes in the ocean's
interior. Nature 332: 441-443
Calbet A, Landry MR (1999) Mesozooplankton influences on the microbial food web:
Direct and indirect trophic interactions in the oligotrophic open-ocean. Limnol
Oceanogr. 44: 1370-1380.
Caron DA, Goldman JC (1990). Protozoan nutrient regeneration. In: Capriulo GM (ed)
Ecology of Marine Protozoa, Oxford University Press. Oxford. p. 283-306.
Dam HG, Roman MR, Youngbluth. MJ (1 995a) Downward export of respiratory carbon
and dissolved organic nitrogen by diel-migrant mesozooplankton at the JGOFS
Bermuda time-series station. Deep-Sea Res 1. 42: 1187-1197.
Dam HG, Zhang X, Butler M, Roman MR (1995b) Mesozooplankton grazing and
metabolism at the equator in the central Pacific: Implications for carbon and
nitrogen fluxes. Deep-Sea Res n. 42: 735-756.
10
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universitaria, 
2008
EIser ]J, Foster DK, Hecky RE (1995). Effects of zooplankton on sedimentation in
pelagic ecosystems: Theory and tests in two lakes of the Canadian Shield.
Biogeochemistry 30: 143-170.
Farley KJ, More] FMM (1986) Role of coagulation in the kinetics of sedimentation.
Environ. Sci. Technol. 20: 187-] 95.
Fasham MJR, Ducklow HW, McKelvie DS(1990) A nitrogen-based model of plankton
dynamics in the oceanic mixed layer. J Mar Res 48: 591-693
Fowler SW, Knauer GA (1986) Role of large particles in the tranport and organic
compounds through the oceanic water column. Progr Oceanogr 16: 147-194
Frost BW, Franzen NC (1992) Grazing and iron limitation in the control of
phytoplankton stock and nutrient concentratíon: a chemostat analogue of the
Pacific equatorial upwelling zone. Mar Eco] Progr Ser 83: 291-303
Gifford D (1991) The protozoan-metazoan trophic link in pelagic ecosystems. J Protozool
38:81-86
González, HE. Smetacek V (1994) The possible role of the cyclopoid copepod Oithona in
retarding the vertical flux of zooplankton faecal materiaL Mar Ecol Progr Ser 113:
233-246
Hygum BH, Petersen JW, S0ndergaard (1997) Dissolved organic carbon released by
zooplankton grazing activity-a high-quality substrate pool for bacteria. J
Plankton Res 19: 97-111
Ikeda T (1985) Metabolic rates of epipelagic maríne zooplankton as a function of body
size and temperature. Mar Biol 104: 1-11
Jumars PA, Penry DL, Baross JA, Perry MJ, Frost BW (1989) Closing the microbial
loop: dissolved carbon pathway to heterotrophic bacteria from incomplete
ingestion, digestion and absorption in animals. Deep-Sea Res 36: 483-495
Lampitt RS, Wishner KF, Turley CM, Angel MV (1993) Marine snow studies in the
northeast Atlantic ocean: Distribution. composition and role as food source for
migrating plankton. Mar Biol 116: 689-702
Landry MR, Barber RT, Bidigare RR, Chai F, Coale KH, Dam HG, Lewis MR, Lindley
ST, McCarthy]J, Roman MR, Stoecker DK, Verity PG, White JR (1997) lron and
grazing constraints on primary production in the central equatorial Pacific: An
EqPac synthesis. Limnol Oceanogr 42: 405-418
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LeBorgne R, Rodier M (1997) Net zooplankton and the biological pump: a comparison
of the oligotrophic and the mesotrophic equatorial Pacifico Deep-Sea Res II 44:
2003-2023
Legendre L, Rassoulzadegan F (1996) Food-web mediated export of biogenic carbon in
oceans: hydrodynamic control. Mar Ecol Progr Ser 145: 179-193.
Lehman JT (1980) Release and cycling of nutrients between planktonic algae and
herbivores. LimnoJ Oceanogr 25: 620-632
Longhurst AR (1991) Role of the marine biosphere in the global carbon cycle. Limnol
Oceanogr 36: 1507-1526.
Longhurst AR, Bedo AW, Harrison WG, Head EJ, Sameoto DD (1989) Vertical flux of
respiratory carbon by oceanic die] migrant biota. Deep-Sea Res 36: 1705-1719.
Milis EL (1989) Biological Oceanography: An Early History, 1870-1960. Cornell
University Press,Ith~ca.
Noji TT (1991) The influence of macrozooplankton on vertical particulate flux. Sarsia
76: 1-9.
PaffenhOfer G (1998) Heterotrophic protozoa and small metazoa: feeding rates and prey 
consumer interactions. J Plankton Res 20: 121-133
Provasoli L Conklin DE, D'Agostino AS (1970) Factors inducing fertility in
aseptic Crustacea. Helgolander wissenschaftliche Meeresuntersuchungen 20: 443 
454
Quay P (1997) Was a carbon balance measured in the equatorial Pacific during JGOFS?
Deep-Sea Res II 44: 1765-1781
Reinfelder JR, Fisher NS (1991) The assimilation of elements ingested by marine
copepods. Science 251: 794-796.
Rivkin R, Legendre L, Deibel D, Tremblay JE, Klein B, Crocker K, Roy S, Silverberg N,
Lovejoy C, Mesplé F, Ina A, Therriault JC, Wesson J, Bérubé C, Ingrarn RG
(1996) Vertical fluxes of biogenic carbon in oceans: Is there food web control?
Science 272: 1163-1166.
Roman MR, Gauzens AL (1997) Copepod grazi ng in the equatorial Pacifico Limnol
Oceanogr 42: 613-622
Samelle O (1999) Zooplankton effects on vertical particulate flux: Testable models and
experimental results. LimnoJ Oceanogr 44: 357-370.
12
© 
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2008
Shanks AL, Edmonson EW (1990) The vertical flux of metazoans (holoplankton,
meiofauna, and larval invertebrates) due to their association wih marine snow.
Limnol Oceanogr 35: 455-463
Small LF, Landry MR, Epley RW, Carlucci AF (1989) Role of plankton in the carbon
and nitrogen budgets of Santa Monica Basin, California. Mar Ecol Progr Ser 56:
57-74.
Steinberg DK, Silver MW, Pilskaln CH. Coa!e SL Paduan JB (1994) Midwater
zooplankton communities on pelagic detritus (giant !arvacean houses) in
Monterey Bay, California. Limnol Oceanogr 39: 1606-1620
Strom SL, Benner R, Dag MJ (1997) Planktonic grazers are a potentially important
source of marine dissolved organic carbono Limnol Oceanogr 42: 1364-1374
Tang KW. Dam HG (1999). Limitation of zooplankton production: beyond
stoichiometry. Oikos 84: 537-542.
Totterdell IJ, Armstrong RA,"Drange R Parslow JS, Powell TM, Taylor AH (1993)
Trophic resolution. In: Evans GT, Fasham MJR (eds) Towards a Model of Ocean
Biogeochemical Processes. NATO ASI Series, Series 1, Global Environmental
Change, Vol. 10. Springer-Verlag, Berlin. p. 71-92.
Urban-Rich J (1999) Release of dissolved organic carbon from copepod fecal pellets in
the Greenland Sea. J Exp Mar Biol Ecol 232: 107-104
Verity PG, Smetacek V (1996) Organism life cycles, predation and the structure of
marine pelagic ecosystems. Mar Eco! Progr Ser 130: 277-293
Wakeham SG, Lee C (1993) Production, transport and alteration of particulate organic
matter in the marine water column. In: Engel MH, Macko SE (eds) Organic
Geochemistry. Plenum. New York. P. 145-169.
Wassmann P (1990) relationship between primary and export production in the boreal
coastal zone of the North Atlantic. Limnol Oceanogr 35: 464-471.
Zhang X, Dam HG (1997) Downward export of carbon by diel migrant mesozooplankton
in the central equatorial Pacifico Deep-Sea Res II. 44: 2191-2202.
13
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A model of the diel vertical migration of zooplankton in the Canary Island
waters: Implication for the active carbon flux.
PUTZEYS, S. and S. Hernández-León
Biological Oceanography Laboratory
Facultad de Ciencias del Mar
Universidad de Las Palmas de Gran Canaria
Abstraet:
Diel vertical migrations are acknowledged to be a universal phenomenon. They are
influenced by many parameters including light. Active vertical fluxes of organic and inorganic
particulate and dissolved materials are Iinked to the vertical diel migrations, and are significative
with respect to the passive flux of sedimentation. Here, we present a one-dimensional model
conceming the diel vertical migration of zooplanktonic fraction. It simulates the temporal and
vertical variation of the zooplankton in the water colurnn from O to 1000 m depth. This model
calculate metabolic rates of respiration and ingestion, thus the estimation of carbon flux in the
water column. This model is considered that the light is the more important factor in the diel
vertical migration and the vertical movements depend particularly on the intensity of the absolute
light and on the irradiance rate of change during the simulation time. The results obtained with
this model are in the same range of experimental data found in the Canary Islands waters which
are used to initialize the simulation. However, other factors intervening in the diel vertical
migrations Jike the vertical gradient of food available, the thermocline and the oxycline have to
be taken into account for further development of the model.
Key words: model ID, Diel vertical migrations, migrating zooplankton.
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Xl
Períodos dominantes de la TSM en la Cuenca de Canarias y sus
posibles forzamientos con las variables atmosféricas
Rafael Borges Méndez
Alonso Hernández Guerra
Universidad de Las Palmas de Gran Canaria
El objetivo de este trabajo es el estudio de las variabilidades de las magnitudes físicas
características de la superficie del mar, así como de su interacción y forzamientos con las variables
atmosféricas. Para ello se han seleccionado tres bases de datos que permiten un estudio sinóptico de
la superficie del océano; del sensor remoto A dvanced Very High ResoLution Radiometer (AVHRR),
los históricos Comprehensive Ocean A tmosphere Data Set (COADS) y los atmosféricos del
European Centrefor Medium-Range Weather Forecasts (ECMWF).
Los datos suministrados en el formato de escenas bidimensionales los reducimos al de
series temporales seleccionadas sobre una malla regular que barre la región. El conjunto de series
temporales resulta ser no equiespaclado por Jo que Jos métodos convencionales en el análisis de
frecuencias no son aplicables. El análisis del periodograma es la técnica adecuada para determinar
el espectro de este tipo de series.
Una vez elegido el método adecuado lo aplicamos a las series temporales, así como a las
series de residuos de primer, segundo y tercer orden. El período dominante de forma generalizada
en las series de TSM es el anual asociado a la estacionalidad.
El período dominante en las series de residuos es el semianual, pero no de forma
generalizada en contra de lo defendido por otros autores, sino en la zona central de la región. El
origen de este segundo armónico no es sencillo de explicar en términos físicos, puesto que no existe
un campo de fuerzas a quien atribuir directamente el origen de esta periodicidad
Para determinar la posible correlación entre la variabilidad semianual en la temperatura
superficial y las variables atmosféricas, se ha recurrido a los datos ECMWF. Realizamos el análisis
espectral de series temporales de presión atmosférica, módulo de la tensión del viento y las
componentes u y v de la tensión del viento. Ninguna de estas magnitudes presenta variabilidad
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semianual con la misma distribución que el armómco de igual frecuencia en la temperatura
superficial del mar.
Existe una magnitud atmosférica derivada que puede estar tras esta variabilidad, es la
componente z del rotacional de la tensión del viento, con efectos asociados al bombeo de Ekman. El
cálculo los valores de esta magnitud es bastante complejo pues exige, por la vía clásica, el cálculo
de derivadas direccionales de funciones numéricas implícitas. Estas derivadas las realizamos por el
método numérico de extrapolación al límite, auxiliado por splines bidimensionales. Con ello, se
obtienen las series de esta nueva magnitud que analizamos en frecuencias. La componente
semianual de esta magnitud presenta una distribución análoga al mismo armónico de la temperatura
superficial, por lo que parece estar en el origen de esta variabilidad.
Otro resultado interesante es la presencia de una periodicidad de 25-30 días en las series de
la componente z del rotacional de la tensión del viento desde el sur de Gran Canaria hasta el sur de
El Hierro, asociada a fenómenos a mesoescala como el desprendimiento de remolinos al sur de las
Islas Canarias.
A las senes de residuos de segundo orden se les aplica el mIsmo procedimiento y se
detecta otra señal armónica de período 4 años. Este armónico lo localizamos al noreste de la Isla de
Lanzarote, al sur de las Islas Canarias y en torno a Cabo Verde.
El origen de este tercer armónico es bastante complicado de explicar en términos físicos.
Según la literatura, esta frecuencia no parece estar relacionada con el fenómeno de El Niño, ni con
la NAO, ni con variabilidades interanuales en la circulación, tampoco con la generación de ondas de
Rosbby. Para determinar si alguna magnitud atmosférica esta tras esta variabilidad, analizamos en
frecuencia series temporales de parámetros atmosféricos COADS. Seleccionamos esta base por
estar extendidas a un período temporal lo suficiente largo como para contener armónicos
interanuales, lo que no ocurre con la versión que disponemos de los ECMFW. Como resultado del
análisis no encontramos correlaciones entre el armónico detectado y los de mismo período en las
magnitudes atmosféricas.
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El ongen parece estar asociado a las variabilidades interanuales en las interacciones
atmosfera-océano, así como su impacto en la variabilidad del clima y la oceanografía de la zona,
detectadas en el Atlántico Tropical por el proyecto PIRATA.
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Indice Nao 1920-1992
a) H
2,
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,~o1925l~IroSI~O1~519~195519601~519701~51~,~s1m
años
b) Anomalias de temperatura Cabo Blanco 1920-1992
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1920 1925 1900 1935 1940 1945 ;950 1955 1960 1965 1970 1975 1980 1985 1990
años
Espectro ano. de temperatura
10-12 años
e)
3
2.5
2
15r
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0.5 !..
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o 0.05 0.1 0.15 0.2 0.25 0.3 0.35 0.4 0.45
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0.5
ciclo/año
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Figura 1.a) Indice NAO: diferencia de presión normalizadas entre Azores y Islandia. b)
anomalías de temperatura normalizadas en Cabo Blanco. En ambos casos, para cada año
se ha tomado la media de los meses invernales (diciembre-febrero). Las líneas a trazo
grueso son el resultado de haber filtrado los datos con un filtro de paso bajo de 4 años.
c) Espectro de frecuencias correspondiente a la anomalía de temperatura.
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MEJORA DEL MODELO DE BRICAUD y STRAMSKI SOBRE LOS
ESPECTROS DE FITOPLANCTON y DETRITO.
Autores: Fraile, E., Arísteguj, J., Basterretxea, G.
RESUMEN
La campaña antártica Mast realizada en Agosto de 1993 tuvo como primer objetivo un
estudio por aguas canarias a las que pertenecen estas muestras, gracias a las cuales
hemos podido mejorar el modelo real izado por Bricaud y Stramski de la Universidad de
Pierre et Marie Curie (Francia) en 1990. Bricaud y Stramski determinaron coeficientes
de absorción de materia particulada total (biógena)
en aguas mesotróficas del upwelling de Perú y oligotróficas del mar de los Sargazos.
Sólo utilizaron 31 muestras para realizar el método numérico de aproximación del
espectro de fitoplancton y detrito.
Nosotros hemos comparado 53 estaciones con una media de 5 profundidades por
estación, obteniendo una mejor relación, con menor desviación estándar, y por tanto,
mejor ajuste de las curvas de fitoplancton y detrito. Con estos resultados y los de
fitoplancton real de las 53 estaciones. hemos generado unas nuevas relaciones para la
construcción del modelo de aproximación en aguas del archipiélago canario hasta una
profundidad de 100 metros.
Este método reduce considerablemente el trabajo de recogida y procesamiento de
muestras, ya que con tan sólo anal izar el espectro total. obtendríamos directamente el
espectro de fitoplancton y el del detrito
con un mínimo error. Con este nuevo método, podemos observar la evolución del
detrito en nuestras aguas, y compararlo con muestras de POC( Carbono Orgánico
Particulado) y transmitancia, con lo que obtendremos una nueva perspectiva de sus
flujos en Canarias.
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Funciones Empíricas Ortogonales de la Corriente de Canarias.
Autores: Machín, F., Hernández-Guerra, A., López-Laatzen, F.
Resumen
En los años 1997 y J998 se llevaron a cabo mediciones oceanográficas de interés en aguas de las
Islas Canarias, dentro del proyecto CANIGO. Entre estas. cabe destacar las series de larga duración
realizadas al este de las islas de Lanzarote y Fuerteventura. El objetivo era el estudiar, en detalle, la
distribución de las masas de agua y su variabilidad dinámica en la región de Canarias.
En este estudio, se muestra las series temporales de velocidad. así como una estadística básica de
las variables medidas.
En segundo lugar, se realiza los pasos necesarios para calcular las funciones empíricas
ortogonales (EOF) de la corriente. en el eje de máxima varianza.
La región del estudio se encuentra en la zona más oriental del giro subtropical del Atlántico
Norte, de manera que estará influenciada por dicho giro. dando lugar a la Corriente de Canarias, que está
presente desde la superficie hasta unos 500 m de profundidad (Figuras 3-6). Por otro lado, recientemente
se han encontrado señales importantes de Agua Intermedia Antártica (AAIW) en la zona de Canarias
(Figuras 4, 5 Y 6), a unos 900 m de profundidad, presentando una variabilidad anual. Además, el Agua
Mediterránea se hace notar a profundidades mayores (Figura 4), en torno a los 1100-1200 m.
Se ha realizado un análisis de la variabilidad medida en la zona, mediante el cálculo de funciones
empíricas ortogonales, haciendo uso de la velocidad en el eje de máxima varianza. Los resultados
principales son los siguientes:
>- Las tres primeras funciones explican el 80 9c de la variabilidad total de correntímetros.
,. La primera estructura de variabilidad espacial tiene el mismo signo en toda la cuenca, siendo
más importante entre los anclajes EBC3 y EBC4. entre 300 y 900 m. Analizando esta
estructura de manera conjunta con la serie temporal de la amplitud, se puede relacionar con
la componente barotrópica de la Corriente de Canarias.
>- La segunda estructura espacial muestra un desfase entre la zona superficial y la profunda,
que se comportan de manera opuesta. estando el corte sobre los 500 m de profundidad. Con
la serie temporal de la amplitud, podemos relacionar esta EOF con la Corriente de Canarias
y con la presencia de AAIW en profundidad.
>- La tercera y última estructura la podemos relacionar con un evento que tuvo lugar entre
noviembre del año 1997 y enero de 1998.
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Testing for Determinism in single snapshots
Juan Manuel Martín González, Patrick Marcos-Nicolau
Universidad de Las Palmas de Gran Canaria
Spatiotemporal patterns have been wideJy explored in recent years involving
physical, chemical and ecological systems.
In the Jast case, a big deaJ of theoretical results is changing our view of
ecosystems as nonlinear entities. BUL as in the analysis of ecological time
series (typically short) few information is known about the spatial structure.
Usually, only a few or even a single snapshot of the spatial pattero is
available.
The underlying question under consideration is: can we know if a
deterministic process is behind a given spatial snapshot. where only the
population size at each patch is available at a given time?
Here we present a simple test .of determinism that can distinguish between
low-dimensional spatial chaos and white or correlated noise, as it is shown
by means of severa] numerical examples.
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Medidas de pH y alcalinidad en el medio marino
Iván Rodríguez Dcha, J. Magdalena Santana Casiano y Melchor González-Dávila
Grupo de Química Marina. Departamento de Química. ULPGC.
Durante la campaña Poseidón 247 el grupo de Química Marina de la ULPGC
realizó medidas de pH y Alcalinidad total en el área de Canarias. En el poster se presenta el
instrumental utilizado y los resultados obtenidos. La alcalinidad se midió con un sistema de
valoración potenciométrico en célula cerrada automatizado. El pH con un sistema
espectrofotométrico usando como indicador para la medida de pH el verde de bromocresol.
Se muestran los perfiles verticales de distribución de pH y alcalinidad total en la columna
de agua. A través de los valores de pH y alcalinidad total obtenidos se pueden identificar
las diferentes masas de agua características de la zona.
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Determinación de pC0
2
en la región Canaria
Marcos Bravo García, Melchor González Dávila y J. Magdalena Santana Casiano
Grupo de Química Marina. Departamento de Química. ULPGC.
Desde 1995 en el área de Canarias se han venido realizando medidas de pCO
z
en la
atmósfera y en el agua de mar. Se muestra en este poster el instrumental utilizado y algunos
de los resultados obtenidos en esta zona, concretamente en la estación ESTOC (European
Station for Time Series in the Ocean Canary Islands) para el pCO
z
. El comportamiento
fuente o sumidero del océano es función de la época del año que principalmente condiciona
la temperatura del agua superficial y por lo tanto la solubilidad del COz Yel intercambio de
COz a través de la interfase atmósfera-océano. En la columna de agua se ha determinado la
concentración de COz de origen antropogénico
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