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CLIMA 2. CLIMA Y DINÁMICA MARINA 12. 1 12. ACIDIFICACIÓN 12. 1 12.1. INTRODUCCIÓN El ciclo del carbono es uno de los ciclos biogeoquímicos más complicados de la biosfera, en parte por su interacción con el clima y la humanidad. Existen dos ciclos de carbono en la tierra (biótico y abiótico) que funcionan en paralelo. El ciclo abiótico está controlado por el vulcanismo, la meteorización y la subducción tectónica. Opera lentamente, pero tiene una gran capacidad, y a escalas de millones de años, domina la química del carbono en el planeta. El ciclo biótico opera muy rápidamente, tiene menor capacidad, pero controla el clima del planeta y está sujeto a amplias perturbaciones relacionadas con el forzamiento climático (Aristegui, 2011). Aproximadamente el 46% del CO2 se acumula en la atmósfera, un 28% lo captura el sistema terrestre y un 26% se transfiere a los océanos. De estos tres sumideros de carbono el océano es el más importante, ya que almacena entre 50 y 60 veces más carbono bioactivo que los sistemas terrestres y la atmósfera, por lo que ha actuado y actúa como controlador de la variabilidad climática a escalas temporales que oscilan desde periodos estacionales, interanuales, decadales y hasta épocas glaciales – interglaciales (Aristegui, 2011). El océano captura y transfiere CO2 desde la atmósfera al océano profundo (donde el carbono puede quedar almacenado durante cientos de años) por medio de dos procesos fundamentales: (1) Por diferencias en la presión parcial del CO2 entre la atmósfera y la superficie del agua en función de la solubilidad del gas en el agua, que a su vez depende de la temperatura (“bomba física o de solubilidad”) y (2) por captación de CO2 debida a la fotosíntesis de los productores primarios (esencialmente el fitoplancton microscópico) y su transformación en materia orgánica (“bomba biológica”). Algunos productores primarios, incorporan carbonato cálcico en sus esqueletos, que al hundirse en la columna de agua se disuelven, contribuyendo también al transporte de carbono (“bomba de carbonatos”, que es un componente de la bomba biológica). La bomba física contribuye en un 30-40% a los valores de CO2 en el agua, mientras que el resto se debe a la bomba biológica (Aristegui, 2011). El océano desempeña un papel importante en la regulación de la cantidad de dióxido de carbono en la atmósfera. Como las concentraciones atmosféricas de dióxido de carbono aumentan, el océano absorbe más dióxido de carbono para mantenerse en equilibrio. Debido al lento tiempo de mezcla del océano en comparación con la atmósfera, puede tardar cientos de años para establecer un equilibrio entre la atmósfera y el océano (EPA, 2010). La capacidad de los océanos para la absorción de CO2 depende de la química del carbono inorgánico y también en gran medida de muchos factores diferentes, como la hidrografía, la circulación de las masas de agua, la dinámica de la capa de mezcla, presiones de viento y los procesos biológicos en el océano [Broecker y Peng, 1982] (Gonzalez-Dávila et al., 2003). Aunque la capacidad del océano para absorber el dióxido de carbono es un atributo positivo con respecto a la mitigación del cambio climático, estas reacciones pueden tener un efecto negativo sobre la vida marina. El dióxido de carbono de la atmósfera reacciona con el agua de mar para producir ácido carbónico (EPA, 2010), lo que provoca una disminución del pH del agua de mar y de la concentración de iones carbonato, comúnmente conocida como la acidificación del océano (Friedrich et al., 2012). El aumento de la acidez reduce la disponibilidad de las sustancias químicas necesarias para producir carbonato de calcio, que utilizan los corales, algunos tipos de plancton y otras criaturas para producir sus esqueletos y conchas. El efecto de la disminución del pH sobre los organismos que producen caparazón del océano puede causar cambios en la estructura general de los ecosistemas costeros. (EPA, 2010). La acidificación del océano se considera una amenaza importante para los organismos de calcificación (Friedrich et al., 2012). Los cambios en de los valores de pH en el océano causados por la absorción de dióxido de carbono atmosférico, generalmente ocurren durante largos períodos de tiempo, aunque cierta fluctuación en el pH puede ocurrir en períodos más cortos, especialmente en aguas costeras y de superficie. El aumento de la fotosíntesis durante el día y durante los meses de verano, por ejemplo, conduce a fluctuaciones naturales en el pH (EPA, 2010). Desde el comienzo de la Revolución Industrial los seres humanos han liberado 500 mil millones de toneladas de carbono a la atmósfera por la quema de combustibles fósiles, la producción de cemento y los cambios de uso del suelo. Alrededor del 30% ha sido absorbido por los océanos (Friedrich et al., 2012). El Océano Noratlántico, con regiones a altas latitudes de formación de masas de agua, es el mayor sumidero de CO2 (Rodriguez Ucha, 2006) 12. 2 Estudios recientes utilizando muestras de mar abierto indican que la masa individual de Cocolitóforos y la concha de foraminiferos disminuyen de peso a medida que aumentan las concentraciones de CO2 (Friedrich et al., al 2012). Como conclusión, algunos lgunos estudios advierten de la posible influencia que el incremento del dióxido de carbono (CO2) antropogénico, que se está dando desde la Revolución Industrial, puede estar teniendo en este entorno, entorno debido a la acidificación de los océanos (que siempre han tendido a ser ligeramente alcalinos). Para algunas especies, como las fitoplanctónicas, esto puede resultar beneficioso, pero para otras es muy perjudicial; por ejemplo, para todos aquellos organismos con estructuras hechas de carbonato cálcico (CaCO3), porque este compuesto se reduce en medios ácidos, lo que significa que las conchas y los esqueletos esqueletos serán cada vez más frágiles (Caballero Alfonso, 2011). 2011) 12.2. SITUACIÓN ACTUAL Los modelos sugieren que durante los últimos siglos, la acidez del océano ha aumentado a nivel mundial, sobre todo en el Atlántico (EPA, 2010). [Figura 1] Figura 1.- Cambio estimado en la media anual del pH superficial del mar entre el periodo pre-industrial industrial (1700) y el presente (1990). (1990) ∆ pH aquíí es en unidades de pH estándar. Calculado a partir de los campos de carbono inorgánico disuelto y alcalinidad del Global Ocean Data Dat Analysis Project y de la temperatura y la salinidad del Atlas Mundial de los Océanos (2005) utilizando el paquete de Richard Zeebe CSYS.Hay que tener en cuenta que el GLODAP no dispone de datos en algunas zonas oceánicas, incluyendo el Océano Ártico, ell Mar Caribe, el Mar Mediterráneo y el archipiélago malayo. Fuente: Wikipedia Commons. Las mediciones realizadas durante los últimos decenios han demostrado que los niveles de dióxido de carbono del océano han aumentado, acompañado por un aumento de la acidez (EPA, 2010) [Figura [ 2]. Las observaciones directas demuestran que los niveles de pH fluctúan con mayor frecuencia en algunas áreas del océano que en otras. Son necesarias nuevas uevas mediciones para comprender mejor los vínculos entre estas fluctuaciones naturales y los cambios a largoo plazo en la acidez del océano (EPA, 2010). 12. 3 Figura 2.- Cambios en los niveles del océano de dióxido de carbono (medidos como una presión parcial) y acidez (medida como pH) (Canarias, Bermudas y Hawai). Los puntos representan las mediciones individuales, mientras que las líneas representan las tendencias suavizadas. Fuente: Bindoff et al 2007 en EPA, 2010 Por lo que respecta a la acidificación, los datos globales indican que en las proximidades de Canarias, se está acidificando de forma moderada comparativamente1 y los datos del grupo QUIMA de la ULPGC indican una disminución del pH de 0.02 unidades desde 1997, con un ritmo de disminución a razón de 0.002 unidades por año, por lo que las previsiones indican que seguirá acidificándose (Brito, 2011). Los esqueletos y conchas de los organismos calcificadores marinos están hechos de diferentes formas cristalinas de carbonato de calcio, tales como calcita o aragonito. Una disminución en la saturación de carbonato calcio en el mar puede provocar una disminución en la calcificación y un aumento de la disolución de carbonato de calcio. En los gráficos de la figura 3, se comparan los cambios en la concentración de aragonito en la superficie marina [ ] basados en los registros continuos de varios puntos de muestreo en el Pacífico y el Atlántico2,3 que cubren las últimas dos o tres décadas (Friedrich et al., 2012). 1 Halpern et al., 2008. A global map of human impact on marine ecosystems. Science, 319 (5865): 948-952. Bates, N. R. Interannual variability of the oceanic CO2 sink in the subtropical gyre of the North Atlantic Ocean over the last two decades. J. Geophys. Res. 112, C09013 (2007). 3 Santana-Casiano, J. M., González-Dávila, M., Rueda, M.-J., Llinás, O. & González-Dávila, E. F. The interannual variability of oceanic CO2 parameters in the northeast Atlantic subtropical gyre at the ESTOC site. Glob. Biogeochem. Cycles 21, GB1015 (2007). 2 12. 4 Figura 3.- Registros continuos de [ ] de varios puntos de muestreo en el Pacífico y Atlántico Fuente: Friedrich et al., 2012 En diferentes áreas de los océanos del mundo, se observa que las tendencias antropogénicas superan ya la variabilidad natural a escala regional (Friedrich et al., 2012). A partir de los datos de la estación ESTOC (European Station for Time series in the Ocean Canary Islands), situada en el Atlántico Este subtropical, en el periodo de tiempo comprendido entre 1995 y 2005, y sintetizando los resultados se observa:
Como el contenido en carbono inorgánico total, se ha ido incrementando con el paso de los años teniendo como factor principal de este aumento la actividad antropogénica. Como consecuencia del aumento del CO2 disuelto en el agua de mar se obtiene una disminución del pH en el agua superficial de la región canaria. (Rodriguez Ucha, 2006) [Figura 4]. Figura 4.- Datos obtenidos en la estación ESTOC Fuente: Rodriguez Ucha, 2006
Que los datos son indicativos de un balance neutral entre la absorción de CO2 en invierno y la emisión del mismo en verano. En una escala anual, los procesos de mezcla controlan el incremento de CO2 total (Ct) entre octubre y el final de otoño, mientras que los procesos biológicos son los responsables de reducir este carbono inorgánico en los meses de marzo a octubre. (Rodriguez Ucha, 2006) [Figura 5]. 12. 5 Figura 5.- Datos obtenidos en la estación ESTOC Fuente: Rodriguez Ucha, 2006
En la estación ESTOC, se logra un equilibrio entre la absorción de CO2 a finales del invierno y desgasificación final del verano. Sin embargo, los vientos alisios predominantes soplan en esta zona durante el verano favoreciendo la desgasificación. Durante este período, de marzo a octubre, el CT disminuye. La mezcla en la base de la capa homogénea se compensa por el intercambio aire-mar, mientras que la producción neta orgánica aumenta, produciendo un descenso de la CT. A escala anual, los procesos de mezcla controlan el aumento de CT de octubre a finales de otoño, mientras que las detracciones de los procesos biológicos producen la reducción de carbono inorgánico, de marzo a octubre. Los flujos de CO2 netos muestran que el área del ESTOC actúa como un emisor menor de CO2, controlado por los vientos alisios dominantes que soplan de mayo a agosto (González-Dávila et al, 2003). Otras zonas que juegan un papel importante en los océanos respecto al CO2, son los giros subtropicales. Estos giros son zonas de convergencia, zonas potenciales de acumulación de CO2 por el océano. Según Takahashi et al. (2002)4, la absorción de CO2 en los giros (14º-50ºN y 14º 50ºS-) representa el 56% de la captación total del océano. (Ríos et al., 2005) En concreto en el área de Azores, los flujos de CO2 aire-mar obtenidos demuestran que este área actúa como un débil sumidero de CO2 con una absorción de 0,004 Pg C año -1. Este sumidero representa alrededor del 0,23% neto de los sumideros oceánicos de CO2 (1.7+-0.7 Pg C año -1 en la década de 1990) según IPCC et al. (2001)5. El comportamiento no es igual a lo largo del año, ya que de diciembre a mayo, la zona es un disipador bastante fuerte para el CO2, mientras que entre junio y noviembre, se comporta como una fuente de CO2, siendo agosto el mes que presenta la mayor emisión de gases. (Ríos et al., 2005) 12.3. EVOLUCIÓN ESPERADA
El aumento del CO2 en los océanos está produciendo la acidificación del agua del mar6 7 8. En los últimos 25 años, el pH del océano se ha reducido en promedio media décima, y la predicción es que disminuya más de dos décimas a finales de siglo. Algunos organismos marinos, como los pterópodos planctónicos de regiones polares y los corales hermatípicos tropicales, con esqueletos carbonatados de aragonito, están sufriendo en la actualidad un proceso de descalcificación que afectará presumiblemente a otros grupos con esqueletos de carbonato cálcico en las próximas décadas9 (Aristegui, 2011).
La disolución de los carbonatos biogénicos marinos neutraliza el CO2 antropogénico y aumenta la alcalinidad total. El grado de disolución aumenta en función de la disminución del estado de saturación del carbonato de calcio y análisis 4 Takahashi, T., Sutherland, S.C., Sweeney, C., Poisson, A., Metzl, N., Tilbrook, B., Bates, N., Wanninkhof, R., Feely, R.A., Sabine, C., Olafsson, J., Nojiri, Y., 2002. Glogal sea–air CO2 flux based on climatological surface ocean pCO2, and seasonal biological and temperature effects. Deep-Sea Research: Part 2. Topical Studies in Oceanography 49, 1601– 1622. 5 IPCC, 2001. Intergovernmental Panel on Climate Change, Climate Change 2001: The Scientific Basis. Cambridge University Press. 881 p. 6 Fabry, V.J., J.B. McClintock, J.T. Mathis, J.M. Grebmeier. 2009. Ocean acidification at high latitudes: the bellwether. Oceanography 22(4): 160-171 7 Feely, R.A., C.L. Sabine, K. Lee, W. Berelson, J. Kleypas, V.J. Fabry, F.J. Millero. 2004. Impact of anthropogenic CO2 on the CaCO3 system in the oceans. Science 305:362–366. 8 Feely, R.A., S.C. Doney, S.R. Cooley. 2009. Ocean acidification: Present conditions and future changes in a high-CO2 world. Oceanography 22(4):36–47. 9 Orr, J.C., et al. 2005. Anthropogenic ocean acidification over the twenty-first century and its impacts on calcifying organisms. Nature 437:481–486. 12. 6 recientes han demostrado que gran parte del CaCO3 exportados fuera de la superficie del océano se disuelve en horizontes mucho más altos de lo que se pensaba anteriormente. Además, los horizontes de saturación de aragonito, calcita y otros minerales esenciales para los organismos calcificantes están cambiando en varias zonas de los océanos del mundo. Se ha demostrado que la tasa de calcificación de casi todos los organismos disminuye en respuesta a una disminución de la saturación de CaCO3, incluso cuando el nivel de saturación es mayor de uno. En particular, los productores de aragonito (incluyendo los corales de arrecifes) y productores de magnesita (como las algas coralinas) se espera que sean más sensible a los cambios en la saturación (Kleypas et al, 1999; Riebesell et al, 2000; Feely et al, 2004). (Occhipinti-Ambrogi, 2007)
El aumento de las temperaturas tropicales superficiales, a un ritmo, que llevaría al blanqueamiento masivo y muerte de corales en las próximas tres a cinco décadas. Combinado con un cambio debido a la reducción en la saturación de aragonito en el océano y a la caída estimada en la acumulación de carbonato del 15% desde la revolución industrial, hace previsible que se produzcan reducciones severas en la diversidad de arrecifes de coral, en la complejidad estructural y en la resiliencia, hacia la mitad de este siglo (Friedrich et al., 2012).
Una gran parte del dióxido de carbono introducido en la atmósfera por los seres humanos es absorbido por el océano, bajando el pH, lo que afecta a los ecosistemas marinos de una manera todavía impredecible10. Los ecosistemas de surgencia de borde oriental (EBUE) son regiones de bajo pH resultante de la acidificación natural producida por la bomba biológica11. Los afloramientos de los ecosistemas de surgencia de borde oriental (EBUE) traen estas aguas acidificadas a la superficie dando lugar a una gran variabilidad espacial y temporal en el rango de pH (> 1 unidad de pH). ¿Cómo afectará, la acidificación a día de hoy lenta (<0,01 unidades de pH por año), a los ecosistemas de surgencia de borde oriental (EBUE)? (Chavez & Messié, 2009). La producción de dióxido de nitrógeno, el metano (un gas de efecto invernadero) y otros gases volátiles han sido recientemente considerados significativos en los ecosistemas de surgencia de borde oriental (EBUE), lo que podría desencadenar una mayor acidificación del océano (Freon et al, 2009).
Experimentos con cocolitofóridos planctónicos, reproduciendo las condiciones futuras de pH previstas para finales de siglo, han demostrado tasas de descalcificación importantes para la mayoría de las especies12 , aunque hay algunos resultados contradictorios13 (Aristegui, 2011). 12.4. PROBABILIDAD Para cada dato aportado se han indicado el origen del dato y el nivel de incertidumbre en caso de ser conocido. Las tendencias extraídas de las distintas fuentes consultadas han sido estimadas con base en datos medidos y, por tanto, tienen un determinado horizonte de validez. 12.5. CONSECUENCIAS
Los océanos constituyen uno de los principales destinos finales del “carbono antropogénico” y la reserva más importante de carbono activo del planeta. Absorben cerca del 25% del CO2 emitido y almacenan inmensas cantidades de calor y humedad, amortiguando los cambios climáticos, pero prolongándolos en el tiempo una vez que se producen. Como impacto de esta actividad, las aguas de los océanos están aumentando en temperatura y acidez y disminuyendo 10 Chavez, F.P., Takahashi, T., Cai, W.-J., Friederich, G., Hales, B., Wanninkhof, R., Feely, R., 2007. Coastal oceans. In: King, A., Dilling, L., Zimmerman, G., Fairman, D., Houghton, R., Marland, G., Rose, A., Wilbanks, T. (Eds.), The First State of the Carbon Cycle Report (SOCCR): The North American Carbon Budget and Implications for the Global Carbon Cycle. A Report by the US Climate Change Science Program and the Subcommittee on Global Change Research. National Oceanic and Atmospheric Administration, National Climatic Data Center, Asheville, NC, USA, pp. 157–166. 11 Chavez, F.P., Bertrand, A., Guevara, R., Soler, P., Csirke, J., 2008. The northern Humboldt Current System: brief history, present status and a view towards the future. Progress in Oceanography 79 (2–4), 95–105. 12 Riebesell, U., I. Zondervan, B. Rost, P.D. Tortell, R.E. Zeebe, F.M.M. Morel. 2000. Reduced calcification of marine plankton in response to increased atmospheric CO2. Nature 407: 364–367. 13 Iglesias-Rodriguez,M.D., P. R. Halloran, R.E.M. Rickaby, I.R. Hall, E. Colmenero-Hidalgo, J.R. Gittins, D.R.H. Green, T. Tyrrell, S.J. Gibbs, P. von Dassow, E. Rehm, E.V. Armbrust, K.P. Boessenkool 2008. Phytoplankton calcification in a high-CO2 world. Science 320, 336-340. 12. 7 en concentración de oxígeno. Todos estos cambios se piensa que pueden producir efectos irreversibles a corto y medio plazo en los ciclos biogeoquímicos, los ecosistemas marinos y su biodiversidad (Aristegui, 2011).
Una disminución en la saturación de carbonato calcio en el mar puede provocar una disminución en la calcificación y un aumento de la disolución de carbonato de calcio, lo que afectará a los esqueletos y conchas de los organismos calcificadores marinos, que están hechos de diferentes formas cristalinas de carbonato de calcio, tales como calcita o aragonito (Friedrich et al., 2012).
La acidificación del océano se prevé que afectará a los ecosistemas marinos más allá del ámbito de arrecifes de coral14,15,16 (Friedrich et al., 2012).
Debido a la aparición de nuevos óptimos térmicos y / o a una química del carbonato diferente, los cambios climáticos pueden afectar tanto a los mecanismos de dispersión locales, por la alteración de los patrones actuales, como a las interacciones competitivas entre especies invasoras y especies nativas (Occhipinti-Ambrogi, 2007). 12.6. REFERENCIAS BIBLIOGRÁFICAS  Aristegui, J., 2011. El océano como regulador del cambio climático: indicadores oceánicos de la perturbación antropogénica. “CAMBIO CLIMÁTICO EN CANARIAS. Conferencias de Invierno 2011” Organizadas por la Agencia Canaria de desarrollo sostenible y cambio climático, y celebradas en el Museo de la ciencia y el cosmos, de La Laguna  Brito, A., 2011. Impactos del cambio climático en la biodiversidad marina: los datos conocidos y el escenario previsible. “CAMBIO CLIMÁTICO EN CANARIAS. Conferencias de Invierno 2011” Organizadas por la Agencia Canaria de desarrollo sostenible y cambio climático, y celebradas en el Museo de la ciencia y el cosmos, de La Laguna  Caballero Alfonso, A.M., 2011. Recent and historical climate variability effects on the population dynamics of several marine species. Tesis Doctoral. Departamento de Biología ULGC  EPA, 2010. "Climate Change Indicators in the United States", EPA 430-R-1—007. www.epa.gov/climatechange/indicators.html  T. Friedrich, A. Timmermann, A. Abe-Ouchi, N. R. Bates, M. O. Chikamoto, M. J. Church, J. E. Dore, D. K. Gledhill, M. González-Dávila, M. Heinemann, T. Ilyina, J. H. Jungclaus, E. McLeod, A. Mouchet & J. M. Santana-Casiano (2012). Detecting regional anthropogenic trends in ocean acidification against natural variability. Nature Climate Change 2, 167–171 (2012) doi:10.1038/nclimate1372  Fréon, P., Barange, M. & Arístegui, J. 2009. Eastern boundary upwelling ecosystems: integrative and comparative approaches, an introduction. Progress in Oceanography, 83 (1-4): 1-14.  González-Dávila, M., J. M. Santana-Casiano, M.-J. Rueda, O. Llinás, & E.-F. González-Dávila, 2003. Seasonal and interannual variability of sea-surface carbon dioxide species at the European Station for Time Series in the Ocean at the Canary Islands (ESTOC) between 1996 and 2000. Global Biogeochem. Cycles, 17(3), 1076, doi:10.1029/2002GB001993  Occhipinti-Ambrogi, A., 2007. Global change and marine communities: Alien species and climate change. Marine Pollution Bulletin 55, 342–352  Rodriguez Ucha, I. (2006). Evolución del contenido de dióxido de carbono en aguas del norte de Canarias: su impacto en el cambio climático global. Vector plus: miscelánea científico - cultural, ISSN 1134-5306, Nº. 28, 2006, pags. 61-68 DOI:(Revista) ISSN 1134-5306  Rıos, A.F., Perez, F.F., Alvarez, M., Mintrop, L., Gonzalez-Davila, M., Santana Casiano, J.M., Lefevre, N. & Watson, A.J. (2005). Seasonal sea-surface carbon dioxide in the Azores área. Marine Chemistry 96, 35– 51 GAPS (FALTA DE INFORMACIÓN) - ¿Cuáles son los principales mecanismos de transporte y secuestro de CO2 en el océano profundo? ¿Es sensible la capacidad de almacenamiento de CO2 de los océanos al cambio climático? ¿Está disminuyendo la eficiencia del océano como sumidero de carbono a nivel del planeta? ¿Qué efectos tiene el calentamiento global y la acidificación del océano sobre la diversidad marina y los ecosistemas oceánicos? (Aristegui, 2011). 14 Feely, R. A., Sabine, C., Hernandez-Ayon, J. M., Ianson, D. & Hales, B. Evidence for upwelling of corrosive acidified water onto the continental shelf. Science 320, 1490_1492 (2008). 15 Ilyina, T. et al. Early detection of ocean acidification effects on marine calcification. Glob. Biogeochem. Cycles 23, GB1008 (2009). 16 Atzesu-Scott, K. et al. Calcium carbonate saturation states in the waters of,the Canadian Arctic Archipelago and the Labrador Sea. J. Geophys. Res. 115,,C11021 (2010). 12. 8 - - - Debido a que muchas de las respuestas del océano al incremento de CO2 no son lineales, sino que están conectadas y sometidas a procesos de retroalimentación, la magnitud de la respuesta del océano ante el cambio climático es incierta y variable a nivel regional. Para poder entender y predecir estos cambios se necesita de un esfuerzo concertado y (sobre todo) mantenido a lo largo del tiempo, llevando a cabo estudios en “estaciones seriales” de variables físicas, biogeoquímicas y del funcionamiento del ecosistema pelágico (Aristegui, 2011). La falta de series largas de datos históricos cuantitativos sobre la biodiversidad marina y la sinergia con forzamientos locales de gran poder de transformación, como la sobrepesca o la contaminación, limitan mucho las interpretaciones de efectos del cambio climático (Brito, 2011). Se pone de manifiesto la necesidad de más investigación dirigida y financiada, centrada en el monitoreo de indicadores concretos, para delimitar las zonas de mayor resistencia y resiliencia al cambio climático, con mayor urgencia en las islas occidentales y centrales, a fin de realizar propuestas de conservación de dichos espacios (Brito, 2011). 12. 9