Artículos de investigación

 

Atmospheric input and concentration of dissolved iron in the surface layer of the Gulf of California*

 

Aporte atmosférico y concentración de hierro disuelto en la capa superficial del Golfo de California

 

JA Segovia–Zavala¹*, F Delgadillo–Hinojosa¹, ML Lares–Reyes², MA Huerta–Díaz¹ A Muñoz–Barbosa¹, EV Torres–Delgado¹

 

¹ Instituto de Investigaciones Oceanológicas, Universidad Autónoma de Baja California, Km 103 Carretera Tijuana–Ensenada, Ensenada, Baja California, México. * E–mail: jsegovia@uabc.mx

² Departamento de Oceanografía Biológica, Centro de Investigación Científica y de Educación Superior de Ensenada, Km 107 Carretera Tijuana–Ensenada, Ensenada, Baja California, México.

 

Recibido en mayo de 2008.
aceptado en febrero de 2009.

 

Resumen

Se realizó un estudio en la región central del Golfo de California (GC) para conocer los aportes de hierro atmosférico particulado (Fe_p) y los factores físicos, químicos y biológicos que afectan la concentración y distribución de hierro disuelto (Fe_d) en los 200 m superficiales del golfo. Los flujos atmosféricos de Fe_p (7.0 a 90.4 µmol m^–2 d^–1) fueron del mismo orden de magnitud que los reportados para el Mar Rojo (1.5 a 116 µmol m^–2 d^–1) y el Océano Pacífico nororiental (24 µmol m^–2 d^–1) y más altos que los registrados para el Mar Mediterráneo noroccidental (0.25–0.49 µmol m^–2 d^–1). En la capa superficial del GC se identifican tres regiones características: la norteña, de alta concentración, muestra un enriquecimiento superficial (5.57–7.21 nM) por el predominio del aporte atmosférico; la central, con la más baja concentración, presenta un efecto de la mezcla vertical que diluye las concentraciones superficiales de Fe_d (0.07–0.59 nM); y la región sur presenta una zona de concentraciones intermedias–bajas (<1 nM) producto del predominio de la captación biológica. Se presentan dos tipos de perfiles verticales: (1) los típicos de la región sureña con menor concentración en la superficie, y un subsecuente incremento con la profundidad producto de la remineralización de la materia orgánica y (2) los perfiles mixtos de la región norte, enriquecidos en la superficie, que disminuyen a nivel subsuperficial y aumentan con la profundidad. Estos perfiles norteños están enriquecidos (hasta 23.5 veces) en relación con el Pacífico Nororiental adyacente. Los resultados de este estudio indican que la distribución de Fe_d en la capa superficial del Golfo de California es gobernada por un complicado balance entre el aporte atmosférico superficial, la captación biológica, la remoción–remineralización de partículas in situ, el transporte y la mezcla.

Palabras clave: metales, hierro, aporte atmosférico, Golfo de California.

 

Abstract

A survey was conducted to determine the atmospheric input of particulate iron (Fe_p) and the factors and processes controlling the concentration and distribution of dissolved iron (Fe_d) in surface water (200 m) of the central Gulf of California. Atmospheric fluxes of Fe_p (7.0–90.4 µmol m^–2 d^–1) were of the same order of magnitude as those reported for the Red Sea (1.5–116 µmol m^–2 d^–1) and the northeastern Pacific Ocean (24 µmol m^–2 d^–1), but higher than the fluxes registered for the northwestern Mediterranean Sea (0.25–0.49 µmol m^–2 d^–1). According to the Fe_d concentration in surface water, three different zones were identified in the study area: a northern zone with Fe_d surface enrichment (5.57–7.21 nM) due to atmospheric input, a central zone with dilution of the Fe_d–enriched surface water by enhanced vertical mixing (0.07–0.59 nM), and a southern zone showing low Fe_d concentrations (<1 nM) due to biological uptake. Two types of vertical profiles were observed: (1) the typical nutrient–like distribution (with low concentrations at the surface and subsequent increase with depth) in the southern zone, and (2) mixed distribution (surface enrichment, decrease at subsurface level, and increase with depth) in the northern zone. The northern profile was 23.5 times more enriched than the adjacent Northeastern Pacific. Results indicate that Fe_d distribution in the surface layer of the central Gulf of California is controlled by complex interactions involving atmospheric input, biological uptake, and in situ removal–remineralization of particles, coupled with physical transport and vertical mixing.

Key words: atmospheric input, Gulf of California, iron, metals.

 

Introducción

Estudios oceanográficos recientes han demostrado que las aguas superficiales del Golfo de California (GC) están enriquecidas con metales traza (Cd, Ni y Mn) en relación a las aguas superficiales del Océano Pacifico adyacente (Delgadillo–Hinojosa 2000, Díaz–Rodríguez 2008, Domínguez–Rosas 2008). Esto no puede ser atribuido a fuentes antropogénicas ya que la población costera y el desarrollo industrial que rodean al GC son incipientes. Por lo tanto, los aportes potenciales que enriquecen con metales traza las aguas superficiales del GC se deben a fuentes y a procesos naturales. En particular el hierro (Fe), que es el cuarto elemento más abundante de la corteza terrestre, sigue la vía atmosférica como una de sus principales rutas de aporte del continente hacia el mar (Turner et al. 2001). En el caso del GC es de esperarse que el aporte atmosférico de Fe a las aguas superficiales sea importante ya que se encuentra rodeado de una zona desértica.

Actualmente se desconoce la distribución del Fe en el GC y los procesos que la afectan, siendo éste un elemento limitante para la producción orgánica primaria (Martin 1992, Coale et al. 1996, Turner et al. 2001). El GC ofrece características únicas para el estudio de la biogeoquímica de los elementos traza y, en particular del Fe, ya que se trata de un mar marginal considerado de los más productivos del mundo (Álvarez–Borrego y Lara–Lara 1991) y que está rodeado por una región continental árida (Bray y Robles 1991). Los vientos fluyen a lo largo del golfo durante todo el año aportándole material particulado de origen continental (Douglas et al. 1993), por lo que el transporte atmosférico se podría considerar como una ruta de aporte de Fe potencialmente importante al GC. Los flujos biogénicos verticales son altos del otoño tardío a la primavera, cuando los vientos provienen del NW y la columna de agua está bien mezclada. En contraste, el verano es un periodo de alto flujo lito–génico o terrígeno (Thunell 1998); en esta época los flujos biogénicos son bajos y coinciden con una columna de agua estratificada y vientos débiles provenientes del sur (Thunell 1998). Con base en todo lo anterior, se puede hipotetizar que para el GC el flujo y depósito eólico es una fuente importante de Fe particulado (Fe_p) de origen continental por estar rodeado de una zona continental árida y presentar un patrón de circulación de vientos predominantemente longitudinal, a lo largo del golfo. Esto producirá altas concentraciones de Fe disuelto (Fe_d) en la capa superficial del GC. Entonces, la entrada atmosférica impactaría la distribución superficial de Fe_d, lo cual sería percibido como un típico enriquecimiento superficial. Adicionalmente, cabría esperar que el GC estuviera enriquecido con Fe_d con relación al Océano Pacífico adyacente.

En esta investigación se reportan datos inéditos sobre el aporte de Fe_p y sobre las concentraciones de Fe_d en la capa superficial, obtenidos a través de una serie de estaciones localizadas en una de las regiones más productivas del GC. Adicionalmente se discuten las implicaciones de estos resultados sobre la biogeoquímica del Fe en esta región.

 

Materiales y métodos

Se realizó un muestreo de un año de duración de septiembre de 1997 a septiembre de 1998, en el que se recolectaron muestras de partículas atmosféricas para estimar la depositación de metales asociados a las partículas de origen continental (Delgadillo–Hinojosa et al. 2006). Además, se realizó un crucero oceanográfico durante la primavera de 2003, durante el cual se recolectaron muestras de agua de mar en los 200 m superiores de la columna de agua. Para los propósitos del presente trabajo, las muestras recolectadas entre 10 y 20 m fueron consideradas como superficiales.

Recolección de partículas atmosféricas

La recolección de partículas atmosféricas se realizó en la zona costera del desierto de Sonora, aledaña al GC (fig. 1). El sitio de muestreo (Bahía Kino) fue seleccionado en la región central del GC, debido a que se encuentra relativamente aislado de fuentes de contaminación. La recolección se inició el 20 de septiembre de 1997 y terminó el 2 de septiembre de 1998. En total se recolectaron 11 muestras, con periodos entre muestreos que variaron entre 16 y 45 días (Delgadillo–Hinojosa et al. 2006). En cada recolecta, los filtros se retiraron cuidadosamente del colector utilizando guantes de plástico y pinzas de Teflón; y posteriormente se colocaron en cajas de Petri plásticas limpias, las cuales se envolvieron en bolsas de plástico hasta su análisis posterior en el laboratorio. Aunque los datos reportados en este trabajo provienen de una sola localidad, los flujos eólicos de Fe_p representan un primer intento ilustrativo de cuantificar tales flujos al GC.

Recolección de muestras de agua

Se realizó un crucero oceanográfico en el GC durante la primavera de 2003 (12–17 de mayo) a bordo del B/O Francisco de Ulloa. El diseño hidrográfico del muestreo incluyó un total de 38 estaciones distribuidas en tres transectos. Para las muestras de Fe solamente se consideró el transecto principal situado a lo largo del eje central y entre las islas del GC (estaciones 3, 14, 11, 24, 28, 34 y 38; fig. 1). El área de estudio se dividió en dos zonas de acuerdo a su posición geográfica respecto al norte y sur del Umbral de San Esteban (fig. 1): zona norte con las estaciones 3, 14 y 11 y la zona centro–sur con las estaciones 24, 28, 34 y 38.

Los perfiles de temperatura, salinidad, oxígeno disuelto (O₂) y clorofilas (Chla) se obtuvieron con un CTD marca SeaBird. El procedimiento de recolecta y procesado de las muestras de Fe se llevó a cabo mediante técnicas de "ultra limpieza" (Bruland et al. 1979). Se instaló en el barco un laboratorio (cuarto limpio) prefabricado hecho de plástico (área ~ 6 m²) y equipado con una campana de flujo laminar portátil (Environment Class 100) para crear una atmósfera positiva y un ambiente libre de polvo (Segovia–Zavala et al. 1998). La recolección de muestras se realizó por medio de botellas Go–Flo de 5 L, recubiertas de Teflón y montadas en una roseta. La roseta fue previamente tratada con pintura epóxica y recubierta con cinta adhesiva de plástico. Para minimizar la contaminación de los nódulos de sacrificio de zinc y de la roseta, la toma de la muestra (Fe_d) se realizó disparando las botellas Go–Flo cuando la roseta ascendía a una velocidad de 5 m min^–1 (Cullen ySherrell 1999). En general, las muestras de agua se recolectaron a 10, 20, 50, 75, 100 y 200 m de profundidad.

Análisis de Fe_d

Para la determinación de Fe_d, los filtrados del agua de las botellas Go–Flo se realizaron en el cuarto limpio. Se filtraron de 1 a 5 L de agua de mar a través de membranas de policarbo–nato (poro de 0.45 µm, 47 mm de diámetro), mediante un sistema de filtración "en línea" que incluyó tubería de Teflón y una bomba peristáltica (Delgadillo–Hinojosa et al. 2001). Los filtros de membrana fueron previamente lavados con ácidos, enjuagados con agua desionizada, secados y pesados (Cullen y Sherrel 1999). La fase disuelta fue definida como todo el material que pasara a través del filtro de 0.45 um. Las muestras se guardaron en botellas de polietileno de baja densidad (LDPE) de 1 L, mismas que fueron previamente enjuagadas cinco veces con la muestra, luego llenadas y acidificadas a pH < 2 adicionando 1 mL de HNO₃ Ultrex por litro de agua de mar. Finalmente las muestras se almacenaron en doble bolsa de plástico y en el interior de una cubeta de plástico hasta su análisis posterior en el laboratorio.

Medición del Fe en la fase disuelta y en partículas atmosféricas.

El análisis del Fe_d se llevó a cabo por la extracción orgánica y preconcentración con quelantes orgánicos (APDC) en una campana de flujo laminar bajo condiciones de atmósfera positiva (Bruland et al. 1979). El análisis del Fe_d se realizó mediante la técnica de espectrometría de masas de alta resolución con plasma acoplado por inducción (ICP–MS; Finnigan Element II High Performance High Resolution). El límite de detección (tres veces la desviación estándar de 10 réplicas de los blancos analíticos) fue 0.036 nM. La precisión y exactitud del análisis se cuantificó analizando un estándar de referencia de agua de mar de origen costero (CASS–4). El valor medido fue 12.56 ± 0.89 nM, el cual no mostró diferencias significativas (95%) con el valor certificado de 12.76 ± 1.04 nM.

El análisis del Fe en las partículas atmosféricas se llevó a cabo mediante espectrometría de absorción atómica posterior a un procedimiento de digestión de los filtros, de acuerdo a lo descrito por Landing y Lewis (1991) y Delgadillo–Hinojosa (2000). Brevemente, los filtros con las partículas se colocaron en vasos de Teflón y se digirieron con una mezcla de HNO₃, HClO₄ y HF a 250°C por 2 h. Al final de la digestión el HF se neutralizó con ácido bórico. Los filtros y blancos de procedimiento fueron analizados en la misma corrida. La cuantifica–ción del Fe en los extractos se llevó a cabo usando el modo de flama en un espectrofotómetro de absorción atómica Varian 220FS equipado con un sistema de corrección de fondo de lámpara de deuterio. La precisión y exactitud del método fueron evaluadas por el análisis de un estándar de referencia. La concentración de Fe del estándar de referencia (MESS–3, National Research Council of Canada) es de 4.34 ± 0.11% y la medida con el procedimiento fue de 4.64 ± 0.38%.

Variables hidroquímicas

Además del Fe_d se tomaron muestras para el análisis de variables necesarias para establecer asociaciones físicas y bio–geoquímicas con este elemento. La salinidad se determinó por medio de un salinómetro GuildLine 8400B. El O₂ se analizó por el método Winkler utilizando una microbureta (Carpenter 1965). Los nitratos (NO₃) se midieron con un analizador de flujo segmentado Skalar^Plus de acuerdo con Bernhardt y Wilhelms (1967). Las muestras de Chla se analizaron utilizando un fluorímetro Turner 112 siguiendo el método descrito por Holm–Hansen et al. (1965) y los cálculos de concentración se realizaron de acuerdo con Parsons et al. (1984). Los límites de detección de los métodos para NO₃ y Chla fueron 0.05 µ.M y 0.002 mg m^–3, respectivamente.

 

 

Resultados

Aporte atmosférico de Fe_p

Durante el año de muestreo, el flujo total de partículas atmosféricas varió de 12 a 143 mg m^–2 d^–1, mostrando una variabilidad estacional con valores mayores durante el verano y otoño (>65 mg m^–2 d^–1; Delgadillo–Hinojosa et al. 2006). En contraste, durante la primavera se presentó una menor tasa de depositación con valores <40 mg m^–2 d^–1 (fig. 2). Las concentraciones de hierro particulado (Fe_p) fueron relativamente variables (promedio = 372 ± 186 µmol g^–1), oscilando entre 140 y 634 µmol g^–1 (fig. 2). Estas concentraciones representan para el periodo de muestreo un flujo atmosférico de Fe del orden de 7.0 a 90.4 µmol m^–2 d^–1 (promedio = 23.65 ± 25.90 µmol m^–2 d^–1, n = 10). La variabilidad del flujo atmosférico de Fe fue relativamente baja durante la mayor parte del tiempo (primavera–otoño); sin embargo, el valor de julio fue un orden de magnitud más alto, lo que contribuyó al aumento en la variabilidad total del flujo.

Distribución de Fe_d

La concentración media de Fe_d en toda la capa de 200 m fue de 2.0 ± 1.8 nM (n = 38) con valores mínimos entre 0.07 y 0.21 nM en la estación 24, y entre 0.10 y 0.19 nM en la estación 28 (tabla 1). Las concentraciones máximas fueron de 5.57, 6.42 y 7.21 nM en las muestras superficiales (10–20 m) de las estaciones 3, 11 y 14, respectivamente (tabla 1). Las concentraciones de Fe_d en las muestras más superficiales de la zona norte (estaciones 14, 11 y 3) son mayores, en una proporción aproximada de 9:1 en comparación con la zona centro–sur (estaciones 24, 28, 34 y 38) del área de estudio (fig. 3).

La distribución vertical de Fe_d a lo largo del transecto mostró dos características principales. En la parte norte, de la estación 3 a la 11 se presentaron altos valores superficiales de Fe_d (4 nM) en una lengüeta (entre 10 y 100 m) que se proyecta hacia el sur (fig. 4). La otra característica que se observa es en la parte sur, en donde se presenta una distribución de Fe_d con concentraciones bajas entre las estaciones 24 y 38 (0.5–1.0 nM). Asimismo, entre las estaciones 11 y 24 se observan iso–líneas verticales de Fe_d (1 y 2 nM). En general, la distribución vertical media de la región norte presenta altos valores de Fe_d superficiales (6.4 nM), que diminuyen en profundidades intermedias (1.3 nM), y finalmente se incrementan hasta los 200 m (4.32 nM; fig. 5a). En contraste, la distribución vertical media de la región central y sureña presenta valores bajos (0.73 nM) en la superficie, que aumentan con la profundidad (2.0 nM; fig. 5b). También se puede apreciar en la distribución vertical media (fig. 6) el enriquecimiento superficial de Fe_d con relación al Océano Pacifico adyacente (Landing y Bruland, 1987), el cual es más evidente en la región norteña de nuestro transecto.

 

Discusión

Aporte atmosférico de Fe

El GC es un mar semicerrado que se encuentra bajo una fuerte influencia de las tierras áridas circundantes (Bray y Robles 1991) y de los vientos que fluyen a lo largo del GC durante todo el año (Douglas et al. 1993) aportando en el proceso material particulado de origen continental. Por lo tanto, el transporte de polvo atmosférico constituye una ruta muy importante de aporte de Fe_p hacia el mar. Entonces, la gran variabilidad estacional del flujo atmosférico de partículas totales (12 a 143 mg m^–2 d^–1), con valores mayores durante la temporada de verano y otoño (>65 mg m^–2 d^–1) y menores durante la primavera (<40 mg m^–2 d^–1), da como resultado un mayor flujo de partículas durante verano–otoño (fig. 2; Delgadillo–Hinojosa et al. 2006). Este resultado es congruente con el estudio realizado con trampas de sedimentos por Thunell (1998), quien reportó que los aportes totales al sedimento de la región central del GC tienden a estar dominados por material terrígeno durante el verano y el otoño temprano. Baumgartner et al. (1991) sugirieron que gran parte del aporte terrígeno al GC se debe al aporte eólico asociado a las tormentas del desierto de Sonora, las cuales ocurren durante el verano. Además, Delgadillo–Hinojosa (2000) estimó los aportes atmosféricos de partículas totales al GC con datos de una estación en el estado de Sonora y sugirió que al menos 43% de los aportes eólicos contribuyen al flujo de material terrígeno estimado por Thunell (1998). Sin embargo, en el presente estudio una sola estación captadora de partículas atmosféricas no fue suficiente para reflejar la estacionalidad del flujo de partículas al GC. Por lo tanto, es de especial interés realizar estudios intensivos y con un número razonable de estaciones estratégicamente ubicadas tanto en la costa de Baja California como de Sonora, así como entre las islas, para establecer con mayor certidumbre la variabilidad espacial y temporal de los aportes atmosféricos de partículas al GC.

Los flujos atmosféricos de Fe_p (7.0 a 90.4 µmol m^–2 d^–1) fueron del mismo orden de magnitud que los reportados para el Mar Rojo (1.5 a 116 µmol m^–2 d^–1; Chase et al. 2006), el Océano Pacífico nororiental (24 µmol m^–2 d^–1; Johnson et al. 2003) y el Mar Mediterráneo occidental (39.98 ± 3.80 µmol m^–2 d^–1, Sarthou y Jeandel 2001; 10.70–54.6 µmol m^–2 d^–1, Bonnet y Guieu 2006), pero más altos que los registrados para el Mar Mediterráneo noroccidental (0.25–0.49 µmol m^–2 d^–1; Guieu et al. 1997). En otras palabras, nuestros datos sugieren que el aporte de Fe_p atmosférico al GC es importante, y éste dependerá de su solubilidad en el agua de mar. Experimentos de laboratorio han demostrado que la solubilidad del Fe varía entre 1–10% (Spokes y Jickells 1996, Jickells y Spokes 2001). Para el Océano Pacífico nororiental, Johnson et al. (2003) estimó que la solubilidad del Fe fue de 3.33%. Entonces, para el GC, podemos suponer una solubilización de 3% para el Fe_p, que combinado con el flujo atmosférico medio de 23.65 ± 25.9 µmol m^–2 d^–1, constituye un aporte atmosférico de Fe_d equivalente a 710 ± 777 nmol m^–2 d^–1 (un intervalo de 210 a 2712 nmol m^–2 d^–1). Esta estimación del aporte atmosférico de Fe_d está razonablemente de acuerdo con los valores reportados para el Océano Pacífico y el Mar Mediterráneo. Por ejemplo, Johnson et al. (2003) reportaron aportes atmosféricos de Fe_d al Océano Pacífico nororiental de 800 nmol m^–2 d^–1. Elbaz–Poulichet et al. (2001) y Guieu et al. (2002) reportaron que el Fe_d de origen atmosférico que entra al Mar Mediterráneo occidental es de 245 a 1324 nmol m^–2 d^–1, mientras que Bonnet y Guieu (2006) reportaron para la misma región un aporte atmosférico de Fe de 170 nmol m^–2 d^–1.

Nuestra estimación del aporte atmosférico de Fe_d sugiere una entrada importante de este elemento al agua superficial del GC (figs. 3, 4, 6). No obstante, esta aproximación tiene sus limitaciones ya que debemos considerar que el aporte de partículas atmosféricas fue medido entre septiembre de 1997 y septiembre de 1998, en condiciones de El Niño, mientras que el muestreo oceanográfico se llevó a cabo en mayo de 2003, bajo condiciones más moderadas de El Niño. Esta falta de sincronía entre el muestreo de partículas atmosféricas y la recolecta de muestras de agua de mar es un problema que ya ha sido manejado anteriormente por otros investigadores (e.g., Jickells et al. 1987, Williams y Turekian 2002, Markaki et al. 2003, Bartoli et al. 2005, Schüßler et al. 2005). Sin embargo, en el caso del GC, es importante resaltar que la información en relación al flujo de partículas atmosféricas utilizada en este trabajo (Delgadillo–Hinojosa et al. 2006), representa el único juego de datos disponible para toda la zona del GC. Asimismo, un análisis del patrón de los vientos en la región centro–norte del GC durante los meses de mayo de 1997 y de 2003 (http://manati.orbit.nesdis.noaa.gov/quikscat/) indica que durante el evento de El Niño 1998, los vientos se intensificaron (aproximadamente cuatro veces en relación a los de mayo de 2003) pero no cambiaron sensiblemente de dirección (proviniendo de la Península de Baja California en ambos casos). Dadas estas condiciones, es razonable entonces esperar que los flujos eólicos obtenidos en 1997–1998 representen posiblemente un límite superior de los flujos atmosféricos de Fe que ingresan al GC, mientras que los datos de Fe_d, tomados en condiciones cercanas a las medias en mayo de 2003, representarían el límite inferior. Finalmente, es importante señalar que Carriquiry et al. (2001) realizaron una investigación sobre el origen sedimentario y mineralógico de la región norte del GC después del cierre del Río Colorado. Estos investigadores señalan que la entrada de material al GC es por vía eólica, y clasifican cuatro zonas, entre las cuales identifican una provincia Baja California–Sonora que tiene una composición mineralógica similar, por lo que cabría esperar que la composición de las partículas atmosféricas para nuestro trabajo fuera equivalente y, por lo tanto, independiente de la ubicación de la estación captadora de partículas (en este caso, Bahía Kino).

Distribución superficial de Fe_d

Las concentraciones de Fe_d presentaron un amplio intervalo de variación con valores que abarcaron de 0.07 a 7.21 nM. Este resultado se puede separar en un intervalo de alta concentración (5.57–7.21 nM) en la región norteña (estaciones 3, 14 y 11) y otro de baja concentración (0.13–0.78 nM) en la región centro–sur (estaciones 24, 28, 34 y 38) del área de estudio (figs. 3, 6). Esta variabilidad espacial es producto de los diferentes regímenes oceanográficos que se presentan en la región central del GC. La región del norte presentó concentraciones más altas que las reportadas para el Océano Pacífico nororiental y similares a los sistemas de surgencias de la costa de California (Gordon et al. 1982, Landing y Bruland 1987, Martin y Gordon 1988, Bruland et al. 2001, Johnson et al. 2003). Los valores máximos de Fe_d superficial que se presentan en los océanos Pacífico y Atlántico, y en el Mar Mediterráneo, han sido explicados por el efecto de fuentes externas de Fe como podrían ser aportes fluviales (Bruland et al. 2001) y atmosféricos (Bruland et al. 1994, Johnson et al. 2003), flujos hidrotermales y bénticos (Bruland 1983) y los procesos de reducción fotoquímicos (Duce y Tindale 1991). Para el GC, los aportes fluviales y el flujo béntico son probablemente de poca importancia dada la reducida descarga de agua dulce en la región (e.g., Carriquiry et al. 2001) y la gran separación en profundidad de las muestras de la capa superficial con los sedimentos del GC (>250 m). Además, los perfiles se midieron en la región media del GC y por lo tanto muy distantes de la desembocadura de los ríos, los cuales en su mayoría están represados y, en consecuencia, le aportan muy pocas descargas de agua dulce (Baumgartner et al. 1991, Carriquiry et al. 2001). Entonces, el enriquecimiento superficial de Fe_d en la región norteña es probablemente el resultado de una combinación de factores, entre los que se pueden mencionar los aportes eólicos y procesos de fotorreducción, mismos que producen una mayor concentración, en una razón de 9:1, con relación a las estaciones sureñas (figs. 3, 6).

La depositación de polvo ha sido reportada como una ruta geoquímica importante para la entrada de Fe particulado y disuelto (y además de otros elementos traza) a la capa superior del océano abierto (e.g., Duce y Tindale 1991, Johnson et al. 1997, Moore y Braucher 2007). Los procesos de fotorreducción también pueden mantener las concentraciones superficiales de Fe²⁺ elevadas (Johnson et al. 1994, Laglera y van der Berg 2007) neutralizando la remoción de Fe²⁺ por su oxidación a Fe⁺³ (Moffett 2001). Desafortunadamente, nuestro estudio no contempló la especiación del Fe por lo que no es posible determinar el impacto de la fotorreducción. Sin embargo, el GC recibe luz solar durante más de 95% del año (Larios–Castillo datos no publicados), lo que sugiere que los procesos de fotorreducción del Fe en la zona fótica podrían ser vías importantes de aporte de Fe_d a la columna de agua superficial del GC. Delgadillo–Hinojosa et al. (2006) sugirieron que la depositación eólica de partículas y su subsecuente fotodisolución in situ podría explicar la distribución vertical de manganeso disuelto (Mnd) en el GC. Es razonable entonces suponer que, al igual que para el caso del Mn, el Fe también podría ser afectado por procesos de fotorreducción que contribuyen a mantener concentraciones elevadas de Fe_d en la capa superficial. Si bien es cierto que en años recientes se han realizado avances significativos en el estudio de las distribuciones de metales traza en el GC (Delgadillo–Hinojosa et al. 2006, Díaz–Rodríguez 2008, Domínguez–Rosas 2008), también es cierto que se requieren estudios específicos para evaluar la importancia de las reacciones de fotorreducción sobre la distribución de Fe en el GC.

Un mecanismo que debe ser considerado para el enriquecimiento superficial de la región norteña, es la entrada de agua superficial enriquecida con Fe_d que se origina y proviene de la región norte del alto GC. Lo anterior es congruente con el gradiente superficial de concentración de Fe_d, que muestra valores altos en el norte y disminuye hacia las estaciones sureñas indicando que hay una fuente que proviene del norte (figs. 3, 4). Una investigación paralela sobre Mn disuelto presenta el mismo patrón de distribución en la parte norte del área de estudio (Díaz–Rodríguez 2008). Por lo tanto, es muy posible que la somera plataforma continental del alto Golfo de California (~15 m; Lavin et al. 1997) sea, debido a la resuspension, una de las fuentes del enriquecimiento superficial detectado en este estudio. En apoyo a esta hipótesis, en la parte norte del GC se reportan dos mecanismos que aportan Fe y Mn a la columna de agua: el primero son las bajas velocidades de sedimentación de las partículas de arcilla (≤4 µm) derivadas del delta del Río Colorado, las cuales están fuertemente asociadas al Fe y Mn, y son frecuentemente resuspendidas y redepositadas en el norte del GC (Daessle et al. 2002); el segundo es el transporte de esas partículas y su redepositación, que se extiende hasta el centro de la Cuenca Tiburón (estación 11; Daessle et al. 2002). Sin embargo, es necesario realizar más estudios en esta zona para determinar la importancia relativa de los factores responsables del enriquecimiento superficial.

Una manera de evaluar cuantitativamente el enriquecimiento superficial de Fe es comparar las concentraciones medias integradas de la capa superficial (50 m) de la región norteña (estaciones 3, 11 y 14) y de la región centro–sur (estaciones 24, 28, 34 y 38) con la concentración media integrada de los primeros 50 m del Pacífico Noroiental adyacente (Landing y Bruland 1987). La concentración media integrada de la región norteña fue de 5.18 nM, la de la región centro–sur de 1.62 nM y la del Pacífico Nororiental fue de 0.22 nM. Estos resultados nos indican que los factores de enriquecimiento son 23.5 y 7.4 veces más altos en el GC que en el Océano Pacífico adyacente. Estos factores de enriquecimiento de por sí son elevados para el estudio de primavera, pero podrían incrementarse significativamente durante la época de verano, cuando el flujo litogénico es aún mayor (Thunell 1998). Independientemente de que la serie de tiempo de aportes particulados atmosféricos fuera obtenida en 1997–1998, el patrón de vientos durante mayo de 2003 y la depositación eólica sugieren una fuente importante de origen continental que necesariamente debería afectar la distribución superficial de Fe_d, lo cual puede identificarse en este trabajo como un típico enriquecimiento superficial (figs. 3, 4, 6). Además, es lógico suponer que las concentraciones de Fe_d durante eventos El Niño sean significativamente mayores.

Remoción y fotosíntesis

Los perfiles verticales del Fe en el océano se han caracterizado por definir procesos que están ocurriendo a través de la columna de agua, como los debidos a los aportes atmosféricos, a la captación biológica y a la remoción dentro de la zona fótica, así como a los procesos de mezcla (Bruland et al. 1994, Wu et al. 2001). Para el caso específico de la región norteña del GC, además de los efectos de la entrada atmosférica y la posible fotoreducción, es posible que la disminución del Fe_d a los 20–50 m de profundidad sea debida a procesos que remuevan o consuman el Fe_d. En la figura 5a se puede observar que la distribución vertical tiene un comportamiento mixto, ya que entre los 20 y 50 m el Fe_d presenta una disminución en su concentración y después de esta profundidad se presenta un incremento. Se ha reportado que los flujos de Fe_p aumentan con la profundidad en el Océano Pacífico (Landing y Bruland 1987), sugiriendo remoción de Fe_d hacia la fase particulada. En nuestro trabajo no contamos con datos de Fe_p en la columna de agua para poder realizar una asociación entre ambas formas de Fe, aunque las concentraciones de Chla sugieren una posible remoción del Fe_d al particulado. En contraste, el incremento del Fe_d hacia mayores profundidades sugiere un aporte asociado a la remineralización de la materia orgánica (fig. 5a). Para la región norte, si no consideramos las profundidades de 10 y 20 m, se obtienen correlaciones elevadas para Fe:NO₃ (r = 0.95), Fe:O₂ (r = –0.97) y Fe:Chla (r = –0.80), lo que sugiere que el Fe_d está involucrado en los procesos de remineralización de la materia orgánica.

Sin embargo, la región sur (estaciones 28, 34 y 38), que no mostró la señal de aporte atmosférico, sólo presentó una distribución tipo nutriente del Fe_d (fig. 5b), en donde éste se correlacionó positiva (0.86) y negativamente (r = –0.87 y r = –0.79) con los NO₃, el oxígeno y la clorofila, respectivamente (n = 6; fig. 5b). Este mismo comportamiento fue observado en el Océano Pacífico nororiental, en donde la distribución típica vertical de Fe_d muestra concentraciones bajas en aguas superficiales, luego concentraciones que se incrementan regularmente con la profundidad, y, finalmente, concentraciones máximas asociadas con la zona del mínimo de O₂ disuelto (Martin y Gordon 1988). Este perfil de distribución indica que el Fe es consumido por el fitoplancton en aguas superficiales, mientras que el máximo de Fe disuelto dentro del mínimo de O₂ es resultado de la descomposición de la materia orgánica. Es precisamente durante este proceso que el O₂ es consumido y CO₂, NO₃ y Fe²⁺ son regenerados (Martin y Gordon 1988). La correlación con los NO₃, que son nutrientes limitantes, sugiere el acoplamiento del Fe con el ciclo biológico oceánico (Martin et al. 1989, Measures y Vink 2001).

Mezcla

Se ha reportado que en la región central del GC los procesos físicos son un factor importante en la hidrodinámica y en la distribución de los nutrientes y los metales traza. Por ejemplo, en la región de las grandes islas del GC las altas tasas de producción primaria son generadas por el aumento en la disponibilidad de nutrientes inorgánicos en la capa superficial, el cual es provocado por el proceso de bombeo por mareas (Santamaría del Ángel y Álvarez–Borrego 1994). En la misma región, Cd (Delgadillo–Hinojosa et al. 2001, Domínguez–Rosas 2008) y Mn (Delgadillo–Hinojosa et al. 2006, Díaz–Rodríguez 2008) son afectados por procesos de mezcla. Lo anterior sugiere que las isolíneas verticales de Fe_d (1 y 2 nM) entre las estaciones 11 y 24 (fig. 4) son consecuencia de procesos de mezcla y surgencias de agua subsuperficial, representados por la elevación de la isolínea de 4 nM de los 300 a los 100 m superficiales, y de la de 2 nM que se levanta desde los 200 m hasta la superficie (fig. 4). Una manera de establecer el efecto de la mezcla vertical es utilizando el parámetro O de Simpson et al. (1977), el cual calcula la energía mecánica que se requiere para mezclar verticalmente una columna de agua. Este parámetro (en J m^–3) está dado por

donde es la densidad media del agua, H la profundidad integrada, z la profundidad, p la densidad y g la aceleración gravitacional.

Los cálculos de Φ para la estación 24, localizada por encima del Umbral de San Esteban, fue de 33 J m^–3 y para las estaciones localizadas en los extremos norte (estación 3) y sur (estación 38) del área de estudio fueron Φ = 85 y 172 J m^–3, respectivamente. Estos resultados indican que la columna de agua en la estación 24 requiere de menor energía mecánica (por estar mezclada), lo cual se manifiesta por la isolínea de 2 nM de Fe_d (fig. 4). En contraste, las columnas de agua de las estaciones 3 y 38, que están estratificadas, requieren de más del doble (2.6–5.2 veces) de energía mecánica para su mezcla vertical que la columna de agua de la estación 24. Otra forma de notar la mezcla es observando la variabilidad vertical de la concentración en estaciones aledañas a la estación 24. Por ejemplo, en la estación 11 el Fe_d superficial disminuye de 6.42 a 1.61 nM de 10 a 50 m de profundidad, mientras que en las estaciones 24 y 28 se registraron concentraciones similares a los 200 m de profundidad (tabla 1). Estos valores indican que en aguas superficiales se presenta una clara reducción de la variabilidad vertical de la concentración de Fe_d en los alrededores de la zona del Umbral de San Esteban, lo que indica un intensa mezcla hasta los 200 m (estación 24; fig. 4). Por ejemplo, en la estación 24, la concentración media integrada de Fe_d (0.44 nM) para los 100 m superficiales fue significativamente menor que la obtenida para el resto de las estaciones (1.97 ± 0.91 nM n = 6; estaciones 3 a 38; P < 0.05). Este resultado sugiere que, en general, los seis perfiles verticales de Fe_d fueron relativamente homogéneos en los 200 m superiores, mientras que la mezcla vertical por marea en la estación 24 juega un papel importante en el control de su distribución vertical. Así mismo, la mezcla vertical normalmente presente en la Isla San Esteban y la región de su umbral, junto con la advección por mareas, produce concentraciones menores en las aguas superficiales en relación a las estaciones aledañas. Luego entonces, los perfiles de Fe_d en este estudio son generados por un complicado balance entre el aporte atmosférico superficial, la captación biológica, la remoción–remineralización de partículas in situ, la advección y la mezcla.

Implicaciones de aportes extraordinarios de partículas eólicas con Fe

¿Cuáles pueden ser las implicaciones de aportes extraordinarios de partículas eólicas al Golfo de California, ocasionados por eventos como El Niño ocurrido en 1998? En general, los aportes atmosféricos pueden afectar de manera importante los ciclos biogeoquímicos del GC de diferentes maneras. De acuerdo a Jickells et al. (2005), se ha comprobado una asimilación en exceso abundante de Fe por parte de algunas especies de fitoplancton, lo que les permite una mejor adaptación a los abastecimientos atmosféricos periódicos (Kustka et al. 2003). En otras palabras, estos aportes periódicos extraordinarios de partículas atmosféricas pueden tener el potencial de cambiar la estructura de la comunidad algal y, por consiguiente, la productividad en general del GC. En caso de que esta condición se presente en el GC, es posible también que el polvo atmosférico aporte macro y micronutrientes (e.g., P) a la capa de mezcla superficial, especialmente en condiciones estacionales caracterizadas por una columna de agua estratificada y baja productividad (e.g., Bonnet y Guieu 2006). Por ejemplo, de acuerdo con Pulido–Villena et al. (2008) durante el periodo de estratificación del Mar Mediterráneo se detectaron incrementos de 50% y 100% en la abundancia y respiración bacteriana, respectivamente, inducidos por un evento de polvo del Sahara. Aportes extraordinarios de Fe con una columna de agua estratificada y baja productividad en la zona de estudio (las cuales favorecen altas temperaturas e irradiancias, y bajas concentraciones de nitrato en las aguas superficiales) podrían incrementar la biomasa de Trichodesmium, diazotrofo fotosintético que requiere de 5 a 10 veces más Fe para su crecimiento basado en la fijación de N2, cuando se le compara con el basado en amonio (Kustka et al. 2003). Es muy factible que esta condición se dé en la región norte del GC durante el verano (altas temperaturas >30°C; Bray 1988, Soto–Mardones et al. 1999) y en periodo de mareas muertas (columna de agua estratificada). Finalmente, las partículas atmosféricas podrían tener una influencia directa en la exportación de Fe a las aguas profundas del GC a través del llamado "efecto lastre" (Jickells et al. 2005). Bajo este esquema, una porción importante del Fe asociado al polvo atmosférico sería preservada (debido a la baja solubilidad del Fe) y liberada posteriormente en las aguas profundas del GC, en donde ocasionaría un incremento en las concentraciones de Fe_d.

 

Agradecimientos

Este estudio fue realizado gracias al financiamiento del CONACYT (códigos SEP–2004–C01–46576, SEP–46523 y SEP–G33464–T, así como del proyecto interno de la Novena Convocatoria de Apoyo a Proyectos de Investigación de la Universidad Autónoma de Baja California (programa UABC 565). Agradecemos a S Sañudo–Wilhelmy quien facilitó el acceso a su laboratorio ultralimpio y al ICP–MS, y a V Camacho quien proveyó el análisis de nitratos. También se agradece a A Parés–Sierra por los mapas de vientos del período Niño 97–98.

 

Referencias

Álvarez–Borrego S, Lara–Lara R. 1991. The physical environment and primary productivity of the Gulf of California. In: Dauphin JP, Simoneit BR (eds.), The Gulf Peninsular Province of the Californias. American Association of Petroleum Geologists Mem. 47, pp. 555–567.         [ Links ]

Bartoli G, Migon C, Losno R. 2005. Atmospheric input of dissolved inorganic phosphorus and silicon to the coastal northwestern Mediterranean Sea: Fluxes, variability and possible impact on phytoplankton dynamics. Deep–Sea Res. (Part I) 52: 2005–2016.         [ Links ]

Baumgartner TR, Ferreira–Bartrina V, Moreno–Hentz P. 1991. Varve formation in the central Gulf of California: A reconsideration of the origin of the dark laminae from the 20th century varve record. In: Dauphin JP, Simoneit BR (eds.), The Gulf and Peninsular Province of the Californias. American Association of Petroleum Geologists Mem. 47, pp. 617–635.         [ Links ]

Bernhardt H, Wilhelms A. 1967. The continuous determination of low level iron, soluble phosphate and total phosphate with the AutoAnalyzer. Technicon Symp., 1967, Vol. I, 386 pp.         [ Links ]

Bonnet S, Guieu C. 2006. Atmospheric forcing on the annual iron cycle in the western Mediterranean Sea: A one–year survey. J. Geophys. Res. Vol. 111, C09010, doi: 10.1029/2005JC003213.         [ Links ]

Bray NA. 1988. Thermohaline circulation in the Gulf of California. J. Geophys. Res. 93: 4993–5020.         [ Links ]

Bray N, Robles JM. 1991. Physical oceanography of the Gulf of California. In: Dauphin JP, Simoneit BR (eds.), The Gulf and Peninsular Province of the Californias. American Association of Petroleum Geologists Mem. 47, pp. 511–553.         [ Links ]

Bruland KW. 1983. Trace elements in sea–water. In: Riley JP, Chester R (eds.), Chemical Oceanography. Academic Press, London, pp. 157–220.         [ Links ]

Bruland KW, Franks RP, Knauer GA, Martin JH. 1979. Sampling and analytical methods for the determination of copper, cadmium, zinc and nickel at the nanogram per l level in seawater. Anal. Chim. Acta 105: 233–245.         [ Links ]

Bruland KW, Orians KJ, Cowen JP. 1994. Reactive trace metals in the stratified central North Pacific. Geochim. Cosmochim. Acta 58: 3171–3182.         [ Links ]

Bruland KW, Rue AL, Smith GJ. 2001. Iron and macronutrients in California coastal upwelling regimes: Implications for diatom blooms. Limnol. Oceanogr. 46: 1661–1674.         [ Links ]

Carpenter JH. 1965. The Chesapeake Bay Institute technique for the micro Winkler dissolved oxygen method. Limnol. Oceanogr. 10: 141–143.         [ Links ]

Carriquiry JD, Sanchez A, Camacho–Ibar VF. 2001. Sedimentation in the northern Gulf of California after cessation of the Colorado River discharge. Sediment. Geol. 144: 37–62.         [ Links ]

Chase Z, Paytan A, Johnson KS, Street J, Chen Y. 2006. Input and cycling of iron in the Gulf of Aqaba, Red Sea. Global Biogeochem. Cycles 20, GB3017, doi: 10.1029/2005GB002646.         [ Links ]

Coale KH, Johnson KS, Fitzwater SE, Gordon RM. 1996. A massive phytoplankton bloom induced by an ecosystem–scale iron fertilization experiment in equatorial Pacific Ocean. Nature 383: 495–501.         [ Links ]

Cullen JT, Sherrell RM. 1999. Techniques for determination of trace metals in small samples of size–fractionated particulate matter: Phytoplankton metals off central California. Mar. Chem. 67: 233–247.         [ Links ]

Daessle LW, Ramos SE, Carriquiry JD, Camacho–Ibar VF. 2002. Clay dispersal and the geochemistry of manganese in the northern Gulf of California. Cont. Shelf Res. 22: 1311–1323.         [ Links ]

Delgadillo–Hinojosa F. 2000. Biogeoquímica del cadmio y manganeso en el Golfo de California. Ph.D. thesis, Universidad Autónoma de Baja California, Ensenada, Mexico, 181 pp.         [ Links ]

Delgadillo–Hinojosa F, Macías–Zamora JV, Segovia–Zavala JA, Torres–Valdés S. 2001. Cadmium enrichment in the Gulf of California. Mar. Chem. 75: 109–122.         [ Links ]

Delgadillo–Hinojosa F, Segovia–Zavala JA, Huerta–Díaz MA, Atilano–Silva H. 2006. Influence of geochemical and physical processes on the vertical distribution of manganese in Gulf of California waters. Deep–Sea Res. (Part I) 53: 1301–1319.         [ Links ]

Díaz–Rodríguez G. 2008. Estudio de la distribución vertical de manganeso y cobalto en la región de las grandes islas del Golfo de California. M.Sc. thesis, Universidad Autónoma de Baja California, Ensenada, Mexico, 91 pp.         [ Links ]

Domínguez–Rosas A. 2008. Distribución vertical y temporal de níquel y cadmio en el Golfo de California. M.Sc. thesis, Universidad Autónoma de Baja California, Ensenada, Mexico, 97 pp.         [ Links ]

Douglas MW, Maddox RW, Howard K, Reyes S. 1993. The Mexican monsoon. J. Clim. 6: 1665–1677.         [ Links ]

Duce RA, Tindale NW. 1991. Atmospheric transport of iron and its disposition in the ocean. Limnol. Oceanogr. 36: 1715–1726.         [ Links ]

Elbaz–Poulichet F, Guieu C, Morley NH. 2001. A reassessment of trace metal budgets in the western Mediterranean Sea. Mar. Pollut. Bull. 42: 623–627.         [ Links ]

Gordon RM, Martin JH, Knauer GA 1982. Iron in northeast Pacific waters. Nature 229: 611–612.         [ Links ]

Guieu C, Chester R, Ninmo N, Martin JM, Guerzoni S, Nicolas E, Mateu J, Keyse S. 1997. Atmospheric input of dissolved and particulate metals to the northwestern Mediterranean. Deep–Sea Res. (Part II) 44(3–4): 655–674.         [ Links ]

Guieu C, Loye–Pilot MD, Ridame C, Thomas C. 2002. Chemical characterization of the Saharan dust end–member: Some biogeochemical implications for the western Mediterranean Sea. J. Geophys. Res. 107(D15), 10.1029/2001JD000582.         [ Links ]

Holm–Hansen O, Holmes RW, Strickland JDH. 1965. Fluorometric determination of chlorophyll. J. Cons. Int. Explor. Mer 30: 3–15.         [ Links ]

Jickells TD, Spokes LJ. 2001. Atmospheric iron inputs on the oceans. In: Turner DR, Hunter KA (ed.), The Biogeochemistry of Iron in Seawater. John Wiley, New York, pp. 86–121.         [ Links ]

Jickells TD, Church TM, Deuser WG. 1987. A comparison of atmospheric inputs and deep–ocean particle fluxes for the Sargasso Sea. Global Biogeochem. Cycles 1: 117–130.         [ Links ]

Jickells TD, An ZS, Andersen KK, Baker AR, Bergametti G, Brooks N, Cao JJ, Boyd PW, Duce RA, Hunter KA, Kawahata H, Kubilay N, laRoche J, Liss PS, Mahowald N, Prospero JM, Ridgwell AJ, Tegen I, Torres R. 2005 Global iron connections between desert dust, ocean biogeochemistry, and climate. Science 308: 67–71.         [ Links ]

Johnson KS, Coale KH, Elrod VA, Tidale NW. 1994. Iron photochemistry in the equatorial Pacific. Mar. Chem. 46: 319–334.         [ Links ]

Johnson KS, Gordon RM, Coaled KH. 1997. What controls dissolved iron concentrations in the world ocean? Mar. Chem. 57: 137–161.         [ Links ]

Johnson KS, Elrod VA, Fitzwater SE, Plant JN, Chavez FP, Tanner SJ, Gordon RM, Westphal DL, Perry KD, Wu J, Karl DM. 2003. Surface ocean–lower atmosphere interactions in the northeast Pacific Ocean Gyre: Aerosols, iron and the ecosystem response. Global Biogeochem. Cycles 17(2), 1063, doi: 10.1029/ 2002GB002004.         [ Links ]

Kustka AB, Sañudo–Wilhelmy SA, Carpenter EJ, Capone D, Burns J, Sunda WG. 2003 Iron requirements for dinitrogen– and ammonium–supported growth in cultures of Trichodesmium (IMS 101): Comparison with nitrogen fixation rates and iron:carbon ratios of field populations. Limnol. Oceanogr. 48: 1869–1884.         [ Links ]

Laglera LM, van den Berg CM. 2007. Wavelength dependence of the photochemical reduction of iron in Arctic seawater. Environ. Sci. Technol. 41: 2296–3002.         [ Links ]

Landing WM, Bruland KW. 1987. Contrasting biogeochemistry of iron and manganese in the Pacific Ocean. Geochim. Cosmochim. Acta 51: 29–43.         [ Links ]

Landing WM, Lewis BL. 1991. Collection, processing, and analysis of marine particulate and colloidal material for transition metals. In: Marine Particles: Analysis and Characterization. American Geophysical Union. Geophys. Monogr. 63: 263–272.         [ Links ]

Larios–Castillo SI. 2009. Evaluación del potencial de los recursos energéticos para su posible uso en la electrificación de Baja California. Ph.D. thesis, Universidad Autónoma de Baja California, Ensenada, Mexico (unpublished).         [ Links ]

Lavín MF, Beier E, Badan A. 1997. Estructura hidrográfica y circulación del Golfo de California: Escalas estacional e interanual. Contribuciones a la Oceanografía Física en México, Unión Geofísica Mexicana, Monogr. No. 3: 141–171.         [ Links ]

Markaki Z, Oikonomou K, Kocak M, Kouvarakis G, Chaniotaki A, Kubilay N, Mihalopoulos N. 2003. Atmospheric deposition of inorganic phosphorus in the Levantine Basin, eastern Mediterranean: Spatial and temporal variability and its role in seawater productivity. Limnol. Oceanogr. 48: 1557–1568.         [ Links ]

Martin JH. 1992. Iron as limiting factor in oceanic productivity. In: Falkowski PG, Woodhead AD (eds.), Primary Productivity and Biogeochemical Cycles in the Sea. Plenum, pp. 123–137.         [ Links ]

Martin JH, Gordon RM. 1988. Northeast Pacific iron distributions in relation to phytoplankton productivity. Deep–Sea Res. 35: 177–196.         [ Links ]

Martin JH, Gordon RM, Fitzwater SE, Broenkow WW. 1989. VERTEX: Phytoplankton/iron studies in the Gulf of Alaska. Deep–Sea Res. 36: 649–680.         [ Links ]

Measures C, Vink S. 2001. Dissolved Fe in the upper waters of the Pacific sector of the Southern Ocean. Deep–Sea Res. (Part I) 48: 3913–3941.         [ Links ]

Moffett JW. 2001. Transformations among different forms of iron in the ocean. In:Turner DR, Hunter KA (eds.), The Biogeochemistry of Iron in Seawater. John Wiley, New York, pp. 344–372.         [ Links ]

Moore JK, Braucher O. 2007. Observations of dissolved iron concentration in the world ocean: Implications and constraints for ocean biogeochemical models. Biogeosci. Discuss. 4: 1241–1277.         [ Links ]

Parsons TR, Maita Y, Lalli CM. 1984. A Manual of Chemical and Biological Methods for Seawater Analysis. Pergamon Press, Oxford 173 pp.         [ Links ]

Pulido–Villena E, Wagener T, Guieu C. 2008 Bacterial response to dust pulses in the western Mediterranean: Implications for carbon cycling in the oligotrophic ocean. Global Biogeochem. Cycles 22, GB1020, doi:10.1029/2007GB003091.         [ Links ]

Santamaría–del Ángel E, Álvarez–Borrego S. 1994. Gulf of California biogeography regions based on coastal zone color scanner imagery. J. Geophys. Res. 99: 7411–7421.         [ Links ]

Sarthou G, Jeandel C. 2001. Seasonal variations of iron concentrations in the Ligurian Sea and iron budget in the western Mediterranean Sea. Mar. Chem. 74: 115–129.         [ Links ]

Schüßler U, Balzer W, Deeken A. 2005. Dissolved Al distribution, particulate Al fluxes and coupling to atmospheric Al and dust deposition in the Arabian Sea. Deep–Sea Res. (Part II) 52: 1862–1878.         [ Links ]

Segovia–Zavala JA, Delgadillo–Hinojosa F, Álvarez–Borrego S. 1998. Cadmium in the coastal upwelling area adjacent to the California–Mexico border. Estuar. Coast. Shelf Sci. 46: 475–481.         [ Links ]

Simpson JH, Hughes DG, Morris NCG. 1977. The relation of seasonal stratification to tidal mixing on the continental shelf. In: Angel M (ed.), A Voyage to Discovery. Deep–Sea Res. (Suppl.) pp. 327–340.         [ Links ]

Soto–Mardones L, Marinone SG, Parés–Sierra A. 1999. Variabilidad espaciotemporal de la temperatura superficial del mar en el Golfo de California. Cienc. Mar. 25: 1–30.         [ Links ]

Spokes LJ, Jickells TD. 1996. Factors controlling the solubility of aerosol trace metals in the atmosphere and on mixing into seawater. Aquat. Geochem. I: 355– 374.         [ Links ]

Thunell RC. 1998. Seasonal and annual variability in particle fluxes in the Gulf of California: A response to climate change. Deep–Sea Res. (Part I) 45: 2083–3059.         [ Links ]

Turner RD, Hunter KA, de Baar HJW. 2001. The iron paradox. In: Turner DR, Hunter KA (eds.), The Biogeochemistry of Iron in Seawater. John Wiley, New York, pp. 1–7.         [ Links ]

Williams GA, Turekian KK. 2002. Atmospheric supply of osmium to the oceans. Geochim. Cosmochim. Acta 66: 3789–3791.         [ Links ]

Wu J, Boyle E, Sunda W, Wen L–S. 2001. Soluble and colloidal iron in the oligotrophic North Atlantic and North Pacific. Science 293: 847–849.         [ Links ]

 

Nota

* DESCARGAR VERSIÓN BILINGÜE (INGLÉS–ESPAÑOL) EN FORMATO PDF