Producción fitoplanctónica nueva como herramienta para estimar el componente vertical del intercambio de agua entre el golfo de California y el Pacífico*

 

New phytoplankton production as a tool to estimate the vertical component of water exchange between the Gulf of California and the Pacific

 

S Álvarez–Borrego

 

Centro de Investigación Científica y de Educación Superior de Ensenada, Departamento de Ecología Marina, Carretera Ensenada–Tijuana 3918, Ensenada CP 22860, Baja California, México. E–mail: alvarezb@cicese.mx

 

Received October 2010
Received in revised form November 2011
Accepted December 2011

 

RESUMEN

El intercambio de agua entre el golfo de California y el Pacífico tiene un componente vertical significativo. Agua superficial (0–200 m) del golfo fluye hacia el Pacífico y agua profunda (200–600 m) fluye hacia dentro del golfo. Se propone un método biogeoquímico para estimar este componente vertical del intercambio de agua suponiendo constancia en la concentración de nutrientes en el golfo y usando el aporte neto promedio anual de nitrato que se requiere para la producción fitoplanctónica nueva de todo el golfo de California (P_NUEVA). De la literatura se dedujo un promedio anual de P_NUEVA igual a (2586.7 ± 131.7) × 10⁹ mol C año^–1, para todo el golfo y para años sin eventos El Niño. Se estimó el nitrato requerido por la P_NUEVA con la razón N:C de Redfield (16:122) y el resultado fue (339 ± 17) × 10⁹ mol año^–1. Se usaron promedios representativos de NO₃, para la boca del golfo y para los intervalos de profundidad 0–200 m y 200–600 m, para calcular el promedio anual del componente vertical del intercambio de agua requerido para balancear el aporte neto de nitrato del Pacífico con el nitrato consumido por la P_NUEVA del golfo. El resultado fue (0.67 ± 0.10) Sv en los dos sentidos, hacia el Pacífico y hacia dentro del golfo. Este valor es relativamente bajo, posiblemente sólo ~7% del intercambio total de agua, e indica que cuando se considera una profundidad en particular la mayor parte del tiempo el flujo del Pacífico hacia dentro del golfo es igual o muy similar al flujo hacia afuera del golfo. Por ende, la mayor parte del intercambio entre el golfo y el Pacífico consiste en el componente horizontal.

Palabras clave: golfo de California, intercambio de agua con el Pacífico, fotosíntesis nueva, nitrato.

 

ABSTRACT

Water exchange between the Gulf of California and the Pacific has a significant vertical component. Surface (0–200 m) gulf water flows out into the Pacific and deep (200–600 m) water flows into the gulf. A biogeochemical method is proposed to estímate this vertical component of water exchange assuming steady state for the concentration of nutrients in the gulf and using the net average annual input of nitrate needed to support new phytoplankton production in the whole Gulf of California (P_NEW). An annual average P_NEW of (2586.7 ± 131.7) × 10⁹ mol C yr^–1 was deduced from the literature for the whole gulf and for non–El Niño years. Using the Redfield N:C ratio (16:122), the nitrate needed to support P_NEW was estimated as (339 ± 17) × 10⁹ mol yr^–1. Annual representative averages of NO₃, for the mouth of the gulf and for the depth intervals 0–200 m and 200–600 m, were used to calculate the annual average vertical component of water exchange between the gulf and the Pacific to balance the nitrate needed to support P_NEW with the net input of nitrate from the Pacific, and the result was (0.67 ± 0.10) Sv in and out of the gulf. This relatively low value, possibly only ~7% of the whole water exchange, indicates that when considering a particular depth most of the time the inflow from the Pacific is equal or very similar to the outflow. Thus, most of the exchange between the gulf and the Pacific consists of the horizontal component.

Key words: Gulf of California, water exchange with the Pacific, new phytoplankton production, nitrate.

 

INTRODUCCIÓN

El golfo de California es la única cuenca de evaporación del Pacífico (Roden 1964). A pesar de la pérdida de calor por evaporación, el golfo difiere marcadamente de los mares Mediterráneo y Rojo, que son las cuencas primarias de evaporación de los océanos Atlántico e Índico. Las diferencias fundamentales entre el golfo de California y los mares Mediterráneo y Rojo se pueden atribuir a una ganancia neta de calor de la atmósfera al agua en el primero, comparado con una pérdida de calor hacia la atmósfera en los dos mares (Bray 1988, Lavín y Organista 1988). En el golfo de California hay una media anual de flujo neto atmósfera–agua de calor hacia el mar de >100 W m^–2. Este calor tiene que ser exportado de alguna forma al Pacífico porque de otra forma la temperatura del golfo estaría aumentando (Lavín et al. 1997). El estrecho de Gibraltar, que conecta el Mediterráneo con el Atlántico, y el estrecho de Bab–el–Mandeb, que conecta el mar Rojo con el océano Índico, tienen sólo 14 y 28 km de ancho, respectivamente. El golfo de California tiene una entrada grande (>200 km de ancho y >2500 m de profundidad) que permite que se desarrolle una circulación compleja desde y hacia el Pacífico (e.g., Mascarenhas et al. 2004), incluyendo remolinos que abarcan mucho de la entrada (Emilsson y Alatorre 1997, Pegau et al. 2002), y eso es otra diferencia significativa con los mares Mediterráneo y Rojo.

El intercambio de agua entre el golfo de California y el Pacífico es variable espacial y temporalmente; tiene un componente horizontal grande con flujo hacia dentro del golfo principalmente en el centro y en el lado oriental de la boca, y flujo hacia afuera principalmente en el lado occidental, pero algunas veces tiene núcleos de flujo hacia dentro y hacia afuera que se alternan (Roden 1972, Castro et al. 2006). El transporte integrado a través del golfo (T_INTz m² s^–1) es la suma de las velocidades en cada profundidad. Cuando se tiene el promedio del intercambio de agua para un periodo largo (e.g., un promedio anual), la mayor parte del flujo hacia adentro en una cierta profundidad es balanceado por el flujo hacia afuera; si hay una diferencia ésta tiene que ser balanceada por flujo en la dirección opuesta en otra profundidad y esto constituye el componente vertical del intercambio de agua. Cuando se integra la velocidad a través de la boca del golfo para cada profundidad se elimina el componente horizontal del intercambio. El componente vertical del intercambio de agua se puede definir como la integral de T_INTz con la profundidad, para capas entre profundidades con T_INTz igual a cero. Este componente vertical del intercambio de agua entre el golfo de California y el Pacífico consiste en agua superficial y subsuperficial menos densa, más caliente y salada, y pobre en nutrientes que fluye hacia afuera del golfo, y para balancear este flujo, agua profunda más densa, más fría, de menor salinidad y rica en nutrientes fluye hacia dentro del golfo. Marinone (2003) usó un modelo tridimensional y concluyó que el flujo de calor y sal hacia fuera del golfo ocurre en los primeros 200 m, y hacia dentro del golfo a profundidades entre 200 y 600 m, y que la mayor parte del presupuesto de calor del golfo se define en los primeros 350 m. El promedio anual del flujo neto de calor es una exportación de 17 × 10¹² W hacia el Pacífico.

La idea de este componente vertical de intercambio de agua entre el golfo de California y el Pacífico es de hace un siglo. Thorade (1909) usó datos de deriva de barcos para deducir que las corrientes superficiales de la parte sur del golfo generalmente están de acuerdo con la dirección del viento, y postuló que un flujo superficial hacia afuera del golfo (y un flujo compensatorio profundo hacia adentro) ocurría en invierno, mientras que un flujo superficial hacia adentro del golfo (con flujo profundo hacia afuera) ocurría en verano. Gilbert y Allen (1943) estudiaron las comunidades fitoplanctónicas de la parte central del golfo con muestras recolectadas principalmente durante el crucero del EW Scripps de febrero a marzo de 1939. Con base en la dinámica de estas comunidades, postularon que la circulación general del golfo está caracterizada por un flujo neto profundo del Pacífico al golfo y un flujo neto superficial del golfo al Pacífico. Como una consecuencia de esta circulación, agua profunda rica en nutrientes es acarreada a la zona eufótica donde puede ser utilizada por el fitoplancton.

Roden (1958) fue el primero que cuantificó el intercambio de agua en la boca del golfo considerando los presupuestos de agua y de sal. Estimó el flujo hacia dentro igual a 1.19 Sv (1 Sv = 10⁶ m³ s^–1) y el flujo hacia afuera igual a 1.17 Sv. Roden y Groves (1959) de nuevo estimaron el intercambio de agua por medio del cómputo del presupuesto de sal. El resultado fue 3.5 Sv para los dos flujos. Warsh y Warsh (1971) estimaron el intercambio de agua basándose en flujos geostróficos en la boca del golfo para julio de 1967 y el resultado fue de por lo menos 3.25 Sv y posiblemente 3.65 Sv en cada dirección; sus estimaciones para febrero de 1957 y mayo de 1959 fueron de 2.57 y 3.5 Sv, respectivamente. Roden (1972) muestreó estaciones hidrográficas cercanas (9 km de separación) a través de la entrada del golfo y produjo otra estimación entre 10 (flujo hacia dentro) y 12 Sv (flujo hacia afuera) para el inicio de diciembre de 1969. Cómputos geostróficos más recientes y mediciones directas de corrientes confirman que el intercambio de agua en la entrada del golfo es del orden de algunos Sv (>8 Sv) (Lavín et al. 2009). Pero, como Bray (1988) lo indicó, no se ha estimado cuánto de este flujo incluye el efecto de remolinos o meandros que no contribuyen al intercambio con el Pacífico. Bray (1988) produjo la única estimación del componente vertical del intercambio de agua pero entre el norte y el centro del golfo. Ella realizó cálculos geostróficos e integró el transporte a través del golfo para cada profundidad e, integrando este último con la profundidad, el resultado fue 0.4 ± 0.05 Sv hacia el sur entre 0 y 250 m y hacia el norte entre 250 y 500 m; sin embargo, su valor para T_INTz fue diferente de cero a 500 m, lo que sugiere un componente vertical del transporte significativo por debajo de esta profundidad.

El componente vertical de intercambio de agua entre el golfo y el Pacífico tiene una implicación ecológica muy importante porque es un mecanismo natural de fertilización. Las concentraciones de nutrientes tienen gradientes horizontales débiles a través del golfo (Álvarez–Borrego et al. 1978), pero se conoce muy bien que tienen gradientes verticales fuertes con los valores aumentando con la profundidad (Calvert 1966). El interés en el componente vertical del intercambio de agua radica en que causa el aporte de nutrientes del Pacífico al golfo, y también el aporte de otras propiedades químicas que aumentan con la profundidad, como metales traza y bióxido de carbono inorgánico disuelto.

En esta contribución se propone un método biogeoquímico para estimar el componente vertical del intercambio de agua entre el golfo y el Pacífico. Como primera aproximación a la realidad, se supone que la concentración de nutrientes es constante en el golfo. El aporte neto anual de nitrato requerido para sostener la producción fitoplanctónica nueva de todo el golfo de California (PNUEVA, mol C año^–1) se usa para estimar el componente vertical del intercambio de agua.

La P_NUEVA es la fracción de la producción total apoyada por el aporte de nitrato que viene de fuera de la zona eufótica (Dugdale y Goering 1967), principalmente desde abajo de la termoclina por difusión turbulenta y surgencias. Las células del fitoplancton usan los nutrientes que se reciclan en la zona eufótica para la producción regenerada (P_R). La producción total (PT) es igual a la suma de la producción nueva y la regenerada (P_T = P_NUEVA + P_R).

Se discute la posibilidad de otras fuentes de nutrientes, además del aporte del Pacífico, con la conclusión de que las formas utilizables de nitrógeno aportadas por ríos, actividades agrícolas y fijación de N₂ por diazótrofos podrían llegar a sólo ~1.5% del aporte de nitrato del Pacífico.

 

MATERIALES Y MÉTODOS

Hidalgo–González y Álvarez–Borrego (2004) usaron imágenes de satélite de color del océano para estimar PT y P_NUEVA del golfo de California. Con sus datos se estimó un promedio anual de P_NUEVA igual a (31.04 ± 1.58) × 10⁹ kg C para todo el golfo (en este y todos los casos siguientes el número después de ± es un error estándar, s n^–0.5), para años sin eventos El Niño. Esto es equivalente a (2586.7 ± 131.7) × 10⁹ mol C año^–1, para todo el golfo. Suponiendo una situación de equilibrio en el golfo, con relación a la concentración de nitrato y otros nutrientes, este promedio anual de PNUEVA tiene que ser apoyado por el aporte neto de nitrato del Pacífico al golfo. Redfield et al. (1963) propusieron una razón de nitrógeno a carbono (N:C) para la fotosíntesis del fitoplancton igual a 16:106 cuando se expresan en moles. Con base en datos químicos de superficies isopicnas, Takahashi et al. (1985) propusieron una razón N:C de 16:122= 0.131. La fórmula de la molécula orgánica media hipotética que corresponde con esta razón es (CH2O)80(CH2)42(NH3)16(H3PO4), que toma en consideración que el fitoplancton marino a menudo contiene cantidades considerables de lípidos tales como triglicéridos y ceras (Pilson 1998). Por lo tanto, el nitrato requerido para sostener el promedio anual de PNUEVA para todo el golfo es (2586.7 ± 131.7) × 10⁹(0.131) = (339 ± 17) × 10⁹ mol año^–1.

Conociendo la cantidad total promedio anual de nitrato que se requiere para sostener PNUEVA de todo el golfo, se puede deducir el componente vertical del intercambio de agua necesario para que se dé este aporte neto de nitrato del Pacífico al golfo. Una manera de estimar el aporte neto de nitrato del Pacífico al golfo es calcular el transporte hacia fuera del golfo en la capa de agua superficial (0–200 m) y hacia dentro del golfo en la capa profunda (200–600 m), y calcular la diferencia. Estos límites de profundidad se escogieron con base en los resultados de flujos de sal y calor del modelo de Marinone (2003), como se mencionó anteriormente. Es menester contar con promedios representativos apropiados de la concentración de nitrato (NO₃) para cada capa (0–200 y 200–600 m), para la boca del golfo. Estos promedios de NO3 tienen que ser ponderados, donde el factor de ponderación sea T_INTz en cada profundidad. No hay un perfil vertical del promedio anual de T_INTz publicado para la entrada del golfo. Como una primera aproximación a la realidad, se pueden usar valores relativos que representen la forma del promedio del perfil vertical de T_INTz como factor de ponderación. Se utilizó una forma similar a la del promedio de los perfiles del transporte integrado (m² s^–1) que Bray (1988) obtuvo con datos de nueve cruceros oceanográficos y los resultados de Marinone (2003) sobre el transporte de sal y calor para generar un perfil de T_INTz con valores relativos (TINT(Z)) para 0–600 m, con transporte integrado igual a cero a 200 y 600 m (fig. 1). Nótese que una profundidad con velocidad integrada horizontalmente (T_INTz) igual a cero no es necesariamente una profundidad de no movimiento; es una profundidad con igual flujo de agua hacia dentro y hacia afuera.

Se accesó el National Oceanographic Data Center (http://www.nodc.noaa.gov/) para obtener datos de NO3 para generar el perfil vertical promedio para la boca del golfo y para el intervalo de profundidad 0–600 m. Desafortunadamente sólo se consiguió una estación hidrográfica útil. Se obtuvieron datos de otra fuente (SIO–UC 1988) para un total de ocho estaciones hidrográficas (fig. 2). Cuatro de las estaciones se ocuparon en abril (condiciones de "invierno") y cuatro en octubre (condiciones de "verano"). Idealmente, estas estaciones debieran haberse ocupado en una línea de Cabo San Lucas a Cabo Corrientes, que define la entrada al golfo. El perfil promedio de NO₃ y el de TINT(Z) (figs. 1, 3) se combinaron para generar promedios ponderados de NO₃ para cada capa, 0–200 m y 200–600 m: NO_3(0–200) = ∑ (NO_3(Z)T_INT(Z))/ ∑ (T_INT(Z)), con z cambiando de 0 a 200 m, y de una manera similar para NO3(200–600). El promedio anual del flujo neto de agua hacia adentro y hacia afuera del golfo se tomó como incógnita y se representó por × Sv, o sea 10⁶X m³ s^–1. El promedio ponderado de NO3 de cada capa se multiplicó por 10⁶X y se transformó a flujo anual de NO₃ ((NO_3(0–200) mol m^–3)(10⁶X m³ s^–1)(86400 s día^–1)(365 días año^–1)). La exportación de NO₃ de la capa superficial se sustrajo de la importación de la capa profunda, y el resultado se igualó a la cantidad de nitrato requerida para P_NUEVA (339 ± 17) × 10⁹ mol nitrato año^–1). Finalmente se despejó × de esta ecuación.

 

RESULTADOS

El promedio de NO₃ para la boca del golfo, para los primeros 200 m (NO_3(0–200)), ponderado por T_INT(Z), fue 14.37 ± 1.13 µM (los errores estándares fueron calculados de acuerdo con D'Hainaut 1978), y el promedio ponderado respectivo para 200–600 m fue 30.45 ± 0.50 µM. Estos valores son equivalentes a (14.37 ± 1.13) × 10^–3 y (30.45 ± 0.50) × 10^–3 mol m^–3 para 0–200 m y 200–600 m, respectivamente.

El flujo promedio de nitrato hacia afuera del golfo en la capa superficial (0–200 m) fue ((14.37 ± 1.13) × 10^–3 molm^–3)(10⁶X m³ s^–1) = (14.37 ± 1.13)(10³X) mol s^–1, equivalente a (453.2 ± 35.6)(10⁹X) mol año^–1. De una manera similar, el flujo promedio anual de nitrato hacia adentro del golfo en la capa profunda (200–600 m) es (960.3 ± 15.8)(10⁹X) mol año^–1. La diferencia es el aporte neto promedio anual de nitrato del Pacífico al golfo, y es igual a ((960.3 ± 15.8) – (453.2 ± 35.6))(10⁹X) = (507.1 ± 51.4)(10⁹X) mol año^–1. Igualando este aporte neto de nitrato al que se requiere para sostener el promedio anual de PNUEVA de todo el golfo de California: (507.1 ± 51.4)(10⁹)X = (339 ± 17)(10⁹); por lo que × = (0.67 ± 0.10) Sv.

 

DISCUSIÓN

El valor del componente vertical del intercambio de agua entre el golfo de California y el Pacífico, 0.67 ± 0.10 Sv hacia dentro y hacia afuera del golfo, es un promedio anual. Este valor es relativamente bajo, posiblemente sólo ~7% del total del intercambio de agua, e indica que cuando se considera una profundidad en particular la mayor parte del tiempo el flujo desde el Pacífico es igual o muy similar al flujo hacia el Pacífico. Por lo tanto, la mayoría del intercambio entre el golfo y el Pacífico consiste en el componente horizontal, y éste ocurre significativamente de 0 a >1000 m (i.e., Roden 1972). Las estimaciones de velocidad de corrientes por cálculos geostróficos son exactos en un ±20% en el mejor de los casos (Reid 1959). Por ende, el componente vertical del intercambio de agua en la boca del golfo posiblemente se pierda en la incertidumbre de los cómputos geostróficos. Sin embargo, como se mencionó antes, Bray (1988) pudo estimarlo para el intercambio entre el norte y el centro del golfo.

El aporte neto de nutrientes del Pacífico al golfo no es transportado a la zona eufótica homogéneamente a través de todo el golfo porque hay diferencias regionales de su dinámica física. Las surgencias a lo largo de la costa este del golfo con condiciones de "invierno", los remolinos ciclónicos en diferentes partes del golfo y la mezcla intensa en la región de las Grandes Islas a lo largo de todo el año (principalmente con mareas vivas) son mecanismos que transportan aguas ricas en nutrientes a la zona eufótica. Álvarez–Borrego y Lara–Lara (1991) utilizaron datos de ¹⁴C para concluir que las productividades más altas se encuentran en invierno y primavera en la cuenca de Guaymas (hasta >4 g C m^–2 día^–1). Esto puede deberse a eventos fuertes de surgencias de "invierno" y al transporte horizontal de aguas mezcladas ricas en nutrientes que se originan en las Grandes Islas y son acarreadas hasta esta cuenca, como lo describieron Badan–Dangon et al. (1985) con una secuencia de imágenes satelitales de temperatura. Hay evidencias claras de una variación estacional grande del aporte de nutrientes a la zona eufótica que causa variación de la biomasa fitoplanctónica en el golfo. También hay una variación temporal de la circulación con un componente estacional fuerte. La biomasa y la producción fitoplanctónica son altas en invierno y primavera, y están asociadas a una circulación general anticiclónica; la biomasa y producción son bajas durante el verano y otoño, y están asociadas a una circulación general ciclónica (Bray 1988; Santamaría–del–Ángel et al. 1994a; Beier 1997; Hidalgo–González y Álvarez–Borrego 2001, 2004; Marinone 2003; Kahru et al. 2004), aunque también se ha reportado circulación ciclónica fuerte en la entrada del golfo con condiciones de "invierno" (Collins et al. 1997). Las surgencias frente a la costa oriental son fuertes y tienen un efecto muy marcado en el fitoplancton, la concentración de clorofila a (Chl) puede exceder 10 mg m^–3, y debido a la circulación por remolinos aumentan la biomasa fitoplanctónica a través del golfo (Santamaría–del–Ángel et al. 1994a). Durante las condiciones de "verano", las surgencias frente a Baja California, con vientos del sureste, tienen un efecto muy débil en la biomasa fitoplanctónica, causando que la Chl aumente sólo a valores alrededor de 0.5 mg m^–3 debido a una estratificación fuerte (Santamaría–del–Ángel et al. 1999) y también porque, en el lado occidental del golfo, los vientos y las corrientes superficiales marinas a menudo fluyen en sentido opuesto (Lluch–Cota 2000). También hay variabilidad interanual dominada por eventos El Niño (Baumgartner y Chriestensen 1985, Santamaría–del–Ángel et al. 1994b, Hidalgo–González y Álvarez–Borrego 2004, Kahru et al. 2004). Por lo tanto, la estimación del componente vertical del intercambio de agua entre el Pacífico y el golfo como un promedio anual es sólo una primera aproximación a la realidad y hay oportunidades para trabajos futuros sobre su variación temporal.

Beman et al. (2005) estudiaron el aporte de nutrientes del valle agrícola del Yaqui al golfo y propusieron que el escurrimiento agrícola podría estar produciendo grandes florecimientos de fitoplancton en el golfo de California. Sin embargo, Ahrens et al. (2008) estimaron que el aporte anual más grande de nitrógeno inorgánico del valle del Yaqui a la costa era solamente 1.93 × 10⁶ kg de N (equivalente a 137.9 × 10⁶ mol N, mayormente en formas reducidas), que es sólo ~0.04% del aporte neto anual de nitrato del Pacífico al golfo. Aun si se multiplica la estimación de Ahrens et al. (2008) por cinco, considerando el aporte de nitrógeno inorgánico de otros valles agrícolas como los de los ríos Mayo y Culiacán, y otros más pequeños, el aporte anual total de N inorgánico de los escurrimientos agrícolas al golfo es sólo ~0.2% del aporte del Pacífico. El escurrimiento agrícola puede tener un impacto muy importante en las lagunas costeras y estuarios, pero la productividad primaria oceánica del golfo es apoyada principalmente por el aporte de nutrientes del Pacífico al golfo. Por otro lado, White et al. (2007) estudiaron la fijación de N₂ en verano, en el golfo central y sur. Estos autores concluyeron que los "florecimientos" de fitoplancton (0.680.79 mg Chl m^–3, comparados con una media regional de verano de 0.38 mg m^–3) debidos a la fijación de N₂ son episódicos y en forma de "manchas", y sólo ocurren de la mitad del golfo a la parte oriental, al sur de las Grandes Islas, lejos de las surgencias frente a la costa occidental y de las aguas mezcladas cercanas a las Grandes Islas. Los florecimientos sostenidos por la fijación de N₂ ocurren regionalmente en ~3.7% de las áreas libres de nubes con datos de satélite para periodos de verano. Estos "florecimientos" presumiblemente sostenidos por la fijación de N₂ pueden resultar en aproximadamente un incremento del doble de Chl y de producción primaria, por encima de la media regional de verano (White et al. 2007). Combinando los resultados de White et al. (2007) con los de producción primaria total de verano de Hidalgo–González y Álvarez–Borrego (2004) para el centro y sur del golfo, se obtiene una producción primaria sostenida por la fijación de N₂ igual a ~0.09 × 10⁹ kg C, que es sólo ~0.3% de la estimación de P_NUEVA (31.04 ± 1.58 × 10⁹ kg Caño^–1). La producción primaria sostenida por la fijación de N2 es muy significativa ecológicamente, pero es despreciable en términos de su contribución a la P_NUEVA de todo el golfo.

El nitrato requerido por el promedio anual de P_NUEVA para todo el golfo de California (339 ± 17) × 10⁹ mol año^–1 tiene que ser compensado por una exportación, del golfo al Pacífico, de formas reducidas de nitrógeno inorgánico (después de la respiración), nitrógeno orgánico disuelto (NOD) y nitrógeno orgánico particulado (NOP), y también una exportación de NOP del ecosistema pelágico a los sedimentos del golfo. Se puede concluir, con datos de la literatura, que la exportación de amonio al Pacífico es solamente ~3% del nitrógeno en la forma de nitrato que se requiere por la PNUEVA. Con base en las estimaciones de Thunell et al. (1993), la exportación de NOP hacia los sedimentos es solamente ~3% del nitrato requerido por P_NUEVA. En la columna de agua, NOP es solamente ~3% del NOD. Por lo tanto, la mayoría del nitrógeno reducido que es exportado del golfo al Pacífico es en la forma de NOD. El golfo de California es un sistema autotrófico que importa nutrientes inorgánicos disueltos del Pacífico y exporta materia orgánica.

Con base en un intercambio neto de agua de 1.6 Sv en la boca del golfo (Roden y Groves 1959), Calvert (1966) calculó que el océano Pacífico hace un aporte neto de aproximadamente 10¹¹ kg de silicato disuelto (en realidad H4SiO4) por año al golfo, mientras que su estimación para el ópalo biogénico acumulado en los sedimentos del golfo central fue 1.5 × 10¹⁰ kg SiO2 año^–1. Por lo que su estimación del aporte neto de silicato disuelto del Pacífico al golfo fue ~7 veces el ópalo preservado en los sedimentos del golfo cada año. Calvert (1966) demostró que había un aporte neto de silicato disuelto del Pacífico más que suficiente para la generación del ópalo preservado en el golfo, y que no se requería de silicatos disueltos aportados por los ríos. Sin embargo, el exceso de aporte de silicatos disueltos del cálculo de Calvert (1966) no puede ser real porque las concentraciones de silicato disuelto del golfo no están aumentando. El aporte neto de Si disuelto del Pacífico al golfo calculado por Calvert (1966) es muy grande porque consideró el valor del intercambio de agua de Roden y Groves (1959) (1.6 Sv) como si sólo fuera el componente vertical, sin un componente horizontal.

Con un componente vertical del intercambio de agua de (0.67 ± 0.10) Sv, en lugar del valor usado por Calvert (1966) de 1.6 Sv, la estimación del aporte neto de silicato disuelto se disminuye por un factor de 0.67/1.6 = 0.4, resultando en 4 × 10¹⁰ kg SiO₂ año^–1, que aún es más que el doble de lo estimado para el ópalo preservado en los sedimentos del golfo 1.5 × 10¹⁰ kg SiO₂ año^–1. Esta diferencia sugiere que el valor 0.67 Sv podría ser una sobrestimación del componente vertical del intercambio de agua entre el golfo y el Pacífico, y esto podría haber resultado si Hidalgo–González y Álvarez–Borrego (2004) sobrestimaron sus valores de P_NUEVA. El ópalo preservado en los sedimentos del golfo ha sido medido extensa y directamente de muestras tomadas de núcleos de sedimento desde el crucero de 1939 del EW Scripps (Revelle 1939, 1950; Calvert 1966; DeMaster 1979; Thunell et al. 1994). Por otro lado, no se han realizado incubaciones con ¹⁵NO₃ en el golfo, y no es posible tener una idea de la exactitud de las estimaciones de PNUEVA realizadas con base en imágenes de satélite y modelos porque no hay datos in situ de cruceros oceanográficos con los cuales hacer una comparación.

 

AGRADECIMIENTOS

JM Domínguez y F Ponce realizaron el trabajo artístico de las figuras.

 

REFERENCIAS

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NOTA

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