Carbono antropogénico y masas de agua en el golfo de Vizcaya

 

Anthropogenic carbon and water masses in the Bay of Biscay

 

M Castaño-Carrera¹*, PC Pardo¹, M Alvarez², A Lavín³, C Rodríguez³, R Carballo², AF Ríos¹, FF Pérez¹

 

¹ Instituto de Investigaciones Marinas, CSIC, Eduardo Cabello 6, 36208 Vigo, Spain.* Corresponing author. E-mail: moca@iim.csic.es

² Instituto Español de Oceanografía, Centro Oceanográfico de A Coruña, A Coruña, Spain.

³ Instituto Español de Oceanografía, Centro Oceanográfico de Santander, Santander, Spain.

 

Received June 2010
Received in revised form February 2011
Accepted March 2011.

 

RESUMEN

En septiembre de 2005, como parte del proyecto VACLAN (Variabilidad Climática en el Atlántico Norte) se muestreó una sección a través del golfo de Vizcaya. En este trabajo se estimó la distribución de las diferentes masas de agua usando un método óptimo multiparamétrico extendido y se estudió la distribución del carbono antropogénico calculado en las mismas usando dos métodos distintos. Con respecto a las masas de agua presentes en la región, la capa de Agua Central del Este del Atlántico Norte está principalmente constituida por su componente subpolar y el agua Mediterránea aparece muy diluida, aumentando su dilución hacia el noreste. En relación al inventario de carbono antropogénico hay pequeñas diferencias entre los dos métodos utilizados, 95 vs 87 mol C m^-2, aunque en ambos se observa el mismo patrón de distribución vertical, la concentración decrece con la profundidad. El Agua Central del Atlántico Nororiental presenta el mayor inventario de carbono antropogénico, que corresponde a más del 50% de la columna total (52%). Este trabajo confirma el papel relevante del golfo de Vizcaya como un sumidero de carbono antropogénico en la circulación oceánica.

Palabras clave: carbono antropogénico, masas de agua, golfo de Vizcaya, OMP, ENACW.

 

ABSTRACT

As part of the VACLAN (Climate Variability in the North Atlantic) project, a section covering the Bay of Biscay was sampled in September 2005. This work estimates the distribution of the different water masses in the region using an extended optimum multiparametric method and analyzes water mass distribution of anthropogenic carbon as calculated using two different approaches. The Eastern North Atlantic Central Water layer is mainly constituted by its subpolar component and Mediterranean Water appears very diluted, its dilution increasing northeastward. In relation to the anthropogenic carbon inventory, small differences were found between the two different methods used, 95 vs 87 mol C m^-2, though both show the same distribution pattern, the concentration decreasing with depth. Eastern North Atlantic Central Water presents the highest anthropogenic carbon inventory, supporting more than 50% of the total column (52%). This work confirms the relevant role of the Bay of Biscay as a sink zone in the oceanic circulation.

Key words: anthropogenic carbon, water masses, Bay of Biscay, OMP, ENACW.

 

INTRODUCCIÓN

El golfo de Vizcaya está situado en la costa norte de la Península Ibérica; cubre una región limitada al oeste por una línea que conecta Galicia (límite noroeste de la península) con el límite occidental de la plataforma del mar Céltico (costa sur de Irlanda) y al este por la costa francesa (fig. 1). La anchura de la plataforma es muy variable, desde 150 km de ancho con pendientes suaves en la plataforma francesa hasta 30 km en la esquina suroeste. Dicha anchura disminuye hasta 12 km en la costa norte de la Península Ibérica.

La oceanografía del golfo de Vizcaya es un tanto peculiar. Esta región está situada en el límite de dos giros noratlánticos, el giro anticiclónico subtropical asociado a la Corriente de las Azores y el giro ciclónico subpolar asociado a la Corriente Noratlántica (Lavín et al. 2006). Además de la existencia de una circulación anticiclónica débil en el centro del golfo, las irregularidades geomorfológicas de la zona hacen que la circulación se convierta en ciclónica cerca del margen continental (Koutsikopoulos y Le Cann 1996). La interacción entre estas y una variedad de accidentes costeros determinan las características hidrodinámicas del golfo de Vizcaya, características que son importantes para entender la distribución de variables tales como las del ciclo del carbono en la columna de agua.

La mayoría de las masas de agua que caracterizan al golfo de Vizcaya tienen su origen en el Atlántico Norte excepto el Agua Mediterránea (MW) que entra al golfo desde el suroeste y desaparece gradualmente hacia el este debido a procesos de mezcla. Durante el invierno, en la parte norte del golfo de Vizcaya (plataforma franco/armoricana), se produce una fuerte convección vertical que conduce a la formación de masas de agua. Por una parte, aguas saladas y cálidas llegan desde el sur como una corriente hacia el polo (Pingree y Le Cann 1992) con características del Agua Central del Atlántico Noriental subtropical (ENACW_T, por sus siglas en inglés). Por otra parte, aguas frías y baja salinidad se hunden y propagan a través del golfo en la isobata de 400 m con características próximas a la ENACW subpolar (ENACW_P). Por el contrario, en la plataforma cantábrica, la formación de masas de agua en invierno tiene menos relevancia debido, entre otras cosas, a su menor extensión comparada con la francesa (Fraga 1990, Borja y Collins 2004), así como a las condiciones térmicas sobre la plataforma (Somavilla et al. 2009).

La circulación oceánica y los procesos de mezcla de las masas de agua se pueden estudiar mediante el método óptimo multiparamétrico (OMP), una aproximación conceptualmente simple basada en el análisis de datos reales (Thompson y Edwards 1981, Tomczak 1981, Mackas et al. 1987, Tomczak y Large 1989). El método OMP requiere saber la distribución de propiedades como la temperatura potencial (Tpot), la salinidad (S), el nitrato (NO₃), el silicato (SiO₂) y el oxígeno (O₂). Las variables del sistema del carbono también se pueden incorporar en un análisis OMP extendido, con el fin de obtener los porcentajes de las principales masas de agua.

El golfo de Vizcaya cuenta con un fuerte inventario específico (Lee et al. 2003) de carbono antropogénico (C_ant) que se puede relacionar con la circulación convergente existente en el golfo (Paillet y Mercier 1997). Sabine et al. (2004) han expuesto la relevancia de las áreas de formación de aguas en la captación y almacenamiento de C_ant. Tradicionalmente los mares marginales y bahías costeras se consideraron insignificantes en este balance; sin embargo, datos recientes apuntan a la subestimación de su contribución (Tanhua et al. 2009, Schneider et al. 2010). El golfo de Vizcaya es un mar marginal donde hay procesos convectivos activos que probablemente contribuyen a paliar el incremento de los niveles de C_ant atmosférico debido a las emisiones de CO₂ producidas por la quema de combustibles fósiles. Este estudio tuvo como objetivo estimar la distribución de C_ant en la columna de agua, en particular las contribuciones de las principales masas de agua presentes en el golfo de Vizcaya, así como la caracterización de las propiedades físicas y químicas de cada una de estas masas de agua. Además, una comparación entre el inventario específico de C_ant del golfo de Vizcaya y otras regiones del Atlántico Norte ayudará a evaluar la importancia relativa del papel del Golfo de Vizcaya en la captación y almacenamiento de C_ant.

 

MATERIALES Y MÉTODOS

Base de datos

En el marco del proyecto VACLAN (Variabilidad CLimática del Atlántico Norte) se realizó una campaña (VACLAN-05) a bordo del buque oceanográfico B/O Thalassa del 30 de agosto al 11 de septiembre de 2005. En una sección vertical (fig. 1) que corta la cuenca del golfo de Vizcaya desde cabo Ortegal (España) hasta Concarneau (Francia), se muestrearon 30 estaciones hasta el fondo a lo largo de la campaña. En cada estación se utilizó un CTD Seabird SBE9/11 y una roseta oceanográfica General Oceanics de 24 botellas, reduciendo el número de niveles en las estaciones costeras.

El oxígeno disuelto se midió a bordo utilizando el método Winkler mediante valoración potenciométrica (Grasshoff 1983). La precisión de las medidas se determinó duplicando el análisis de muestras de diferentes botellas cerradas a una misma profundidad, y resultó de 1 µmol kg^-1. Se utilizó el consumo aparente de oxígeno (CAO), definido como el déficit de O₂ con relación a las condiciones de saturación, para describir la distribución de oxígeno.

Las muestras de sales inorgánicas se congelaron inmediatamente después de haberse tomado, y se analizaron finalmente en el Centro Oceanográfico de A Coruña (IEO). Los nutrientes se determinaron por el método colorimétrico, usando un analizador de flujo continuo (Technicon Autoanalyzer AA III) según Grasshoff et al. (1999). Este análisis sigue un proceso de control de calidad, usando material certificado de referencia, verificado en programas de intercomparación y el proyecto QUASIMEME (Quality Assurance of Information for Marine Environment Monitoring in Europe) (Wells et al. 1997). La exactitud de las medidas de nitrato y fosfato fueron ±0.1 y ±0.01 µmol kg^-1 respectivamente (Mouriño y Fraga 1985, Alvarez-Salgado et al. 1992).

El pH de las muestras se midió siguiendo el método espectrofotométrico de Clayton y Byrne (1993). El indicador utilizado fue una solución de púrpura de m-cresol preparada en agua de mar. Los datos se presentaron en escala total (pH_T25) y a 25°C. La exactitud y precisión de las medidas de pH fueron ±0.0018 y ±0.0015 unidades de pH, respectivamente. Estos resultados se obtuvieron después del análisis de material de referencia certificado de CO₂ (CRM, Dr. Dickson lab, Scripps Institution of Oceanography, lote 70).

La alcalinidad total (A_T) se determinó por valoración potenciométrica con HCl 0.1N hasta alcanzar el punto final a 4.42 (Pérez y Fraga 1987, Mintrop et al. 2000). El electrodo se estandarizó con un tampón de 4.4 hecho en agua de mar sin CO₂ (Pérez et al. 2000). Con el fin de verificar la exactitud de las medidas de A_T, se analizaron muestras de CRM durante la campaña. La exactitud fue ±1.0 µmol kg^-1. Adicionalmente, cada muestra de A_T se analizó dos veces, y la media absoluta de la diferencia de las 654 ré-plicas fue 1.2 µmol kg^-1. El 99% de estas diferencias estuvieron por debajo de 4 µmol kg^-1.

El sistema del carbono en aguas naturales puede definirse mediante el pH, la A_T, el carbono inorgánico (CT), y la presión parcial de CO₂ (pCO₂). Midiendo al menos dos de estos parámetros es posible calcular los demás componentes. Para ello, en este trabajo se seleccionó la combinación de pH y A_T porque dan las mejores estimaciones de los parámetros calculados (Millero 2007, Hoppe et al. 2010). En este caso, CT se estimó a partir de A_T y pH usando ecuaciones termodinámicas en agua de mar y las constantes descritas por Mehrbach et al. (1973) y mejoradas por Dickson y Millero (1987) para el carbonato y por Dickson (1990) para el sulfato.

Análisis óptimo multiparamétrico extendido

El método OMP considera cada muestra de una parcela de agua como si fuera un nodo de una malla (por ejemplo, latitud vs. profundidad). En cada uno de los nodos se midieron algunas propiedades como S, Tpot, O₂, NO₃ y SiO₂. Se supone que el valor de cada propiedad es el resultado de la mezcla de cierto número de masas de agua presentes en la región (tipos de agua de origen, TAO) con características conocidas. El valor de cada propiedad puede ser expresado como una combinación lineal de los valores de esta propiedad en los diferentes TAO. Si se miden suficientes propiedades se puede estimar la contribución de cada TAO para cada nodo a través de la optimización de las ecuaciones de mezcla de todas las propiedades. Los métodos OMP tienen dos restricciones: la ecuación del balance de masas ha de cumplirse en cualquier posición o nodo y las fracciones de mezcla (contribuciones) de los TAO tienen que ser siempre positivas por razones físicas.

El método OMP clásico supone que los procesos de mezcla son lineales, que las propiedades observadas (trazadores) son conservativas y que las características de los TAO se conocen con exactitud y son constantes en el tiempo. Sin embargo, en el medio marino, a excepción de S y Tpot, la mayoría de las propiedades observadas no son estrictamente conservativas (por ejemplo, el O₂, los nutrientes inorgánicos) ya que a menudo están involucradas en procesos biogeoquímicos reactivos. La estrategia seleccionada para introducir variables no conservativas en un análisis OMP es la de incluir un término biogeoquímico en las ecuaciones de mezcla basadas en las razones de Redfield (R_N = ΔO₂:ΔNO₃ y R_C = ΔO₂:ΔC_T). También se introduce un término biogeoquímico desconocido adicional, ΔO₂ ≈ CAO, que cuantifica la mineralización de la materia orgánica. Este proceso se llama análisis OMP extendido (OMPe) e incluye una nueva suposición, ya que para computar los cambios biogeoquímicos de acuerdo a las razones de Redfield fijadas, éstas deben conocerse a priori. Hoy en día la mejora de los métodos OMP responde a un mejor entendimiento del comportamiento biogeoquímico de los trazadores y un conocimiento más preciso de las razones de Redfield asociadas a ellos (de Brauwere et al. 2007).

Además de las aproximaciones anteriores y como regla general de ambos OMPs, el clásico y el extendido, cada ecuación de propiedades se pondera en base a la exactitud y variabilidad de los trazadores antes de los procesos de optimización. Las propiedades medidas con más exactitud en el medio marino (S, Tpot) y la ecuación del balance de masas llevan la mayor ponderación en el sistema de ecuaciones con el fin de asegurar que los errores asociados a las ecuaciones de estos trazadores y a la de masa sean mínimos. Las propiedades de los TAO representan variables preformadas, que han sido inicialmente extrapoladas en base a regresiones lineales entre salinidad y temperatura, como en Poole y Tomczak (1999), y después sujetas a un proceso iterativo de OMP para obtener los tipos que mejor se ajustan a los datos de la campaña (Alvarez et al. 2004).

En la tabla 1 se muestran las principales masas de agua en la sección estudiada, y los TAO utilizados para definirlas. En la tabla 2 se muestran las propiedades seleccionadas de los TAO, la ponderación atribuida a cada ecuación y la fiabilidad del OMPe (coeficiente de determinación y errores estándar), y su distribución se muestra en un diagrama temperatura potencial-salinidad (Tpot/S) en la figura 2. Cada trazador tiene una estimación del error obtenido según Poole y Tomczak (1999).

Como consecuencia de la suposición de que el CAO representa la contribución biogeoquímica al modelo de mezcla, el O₂ se supone saturado en todos los TAO y los nutrientes inorgánicos se refieren a valores preformados. Las razones de Redfield usadas en el análisis OMPe para las variables no-conservativas en este estudio (NO₃, CT y O₂) están referidas al consumo de oxígeno (ΔO₂) y tienen valores de R_N = 9.3 (Fraga et al. 1998, Pérez et al. 2001) y R_C = 1.45 (Anderson y Sarmiento 1994) para NO₃ y C_T, respectivamente.

Estimación del carbono antropogénico

Se utilizaron dos métodos para estimar el C_ant: el TrOCA y el φC°_T, ambos basados en medidas de C_T, A_T, O₂, Tpot, S y nutrientes inorgánicos. El método TrOCA está basado en el trazador semiconservativo TrOCA (trazador obtenido combinando O₂, CT y A_T), definido por Touratier y Goyet (2004) y mejorado por Touratier et al. (2007).

donde C_ant se calcula como la diferencia entre el TrOCA actual (ecuación 1b) y el pre-industrial (TrOCA⁰, ecuación 1c) dividido por un coeficiente estequimétrico, a. El TrOCA⁰ y el coeficiente a se ajustaron usando datos de Δ¹⁴C y CFC-11 para identificar masas de agua de determinadas edades. Δ¹⁴C y CFC-11 se tomaron de la base de datos GLODAP (Global Ocean Data Analysis Project). Cuando Δ¹⁴C < 175%o, el C_ant se toma como cero, y la edad de esas masas de agua se estimó en torno a 1400 años (Matsumoto y Key 2004). Por otra parte, la saturación de C_ant corresponde a la máxima concentración de CFC-11, la cual fue atribuida al agua superficial en 1992-1995. Los valores de los parámetros utilizados son a = 1.279 ± 7.3 x 10^-3, b = 7.511 ± 5.2 x 10^-3, c = -1.087 x 10^-2 ± 2.5 x 10^-5 °C^-1 y d = -7.81 x 10⁵ ± 2.9 x 10⁴ (µmol kg^-1)². Los valores de C_ant estimados por el método TrOCA tienen asociada una incertidumbre de ± 6.2 µmol kg^-1 (Touratier et al. 2007).

Siguiendo el método de retrocálculo de Gruber et al. (1996), el método φC°_T es una aproximación geoquímica orientada a procesos, que intenta dar cuenta de la naturaleza y de los fenómenos antropogénicos que, en última instancia, han afectado al ciclo del carbono desde 1750 (Pérez et al. 2008, Vázquez-Rodríguez et al. 2009b, Pérez et al. 2010, Ríos et al. 2010). El método considera procesos que controlan la captación y almacenamiento de C_ant en el océano, desde la biogeoquímica del ciclo del carbono marino a la mezcla y el intercambio océano-atmósfera. También se considera la variabilidad espacio-temporal de la A_T preformada y las condiciones de desequilibrio entre aire-mar del CO₂ (ΔC_dis) desde la era pre-industrial. La capa subsuperficial se usa como una referencia para las características de formación de las masas de agua, la cual caracteriza la parametrización de la A_T y el ΔC_dis preformados. Un análisis de la propagación de errores aleatorios asociado a las variables de entrada necesarias para el cálculo de C_ant produjo una incertidumbre total de ±5.2 µmol kg^-1.

Se pueden encontrar diferencias y similitudes entre ambos métodos. Entre las diferencias, el método TrOCA usa una razón de Redfield de R_C = 1.35 (Kortzinger et al. 2001), mientras que el φ C°_T usa RC = 1.45 (Anderson y Sarmiento 1994). La diferencia más destacable entre ambos métodos es la manera de definir el agua sin C_ant. TrOCA usa agua de mar profunda y vieja para fijar TrOCA⁰ como agua libre de C_ant, mientras que φ C°_T no fija ningún agua libre de C_ant al calcular A_T y ΔC_dis desde la capa de 80-180 m de profundidad.

 

RESULTADOS

Las principales masas de agua de la sección estudiada se obtuvieron como resultado del uso del método OMPe, y éstas se resumen en la tabla 1. En la superficie aparece el ENACW, con dos aguas modales de diferentes orígenes: ENACW_P y ENACW_T. La variedad subpolar, ENACW_P se caracteriza por un débil mínimo de salinidad (-35.58) en torno a 500 dbar (Harvey 1982, Ríos et al. 1992, Pérez et al. 1993, Fiúza et al. 1998), el cual se detectó a lo largo de la sección estudiada (figs. 2, 3b); este mínimo de salinidad se debe a procesos de mezcla y está afectado por la variabilidad de la zona (González-Pola et al. 2005). El agua tipo H divide la ENACW en las ramas subtropical y subpolar (fig. 2). Según el análisis OMP hay pocos puntos (<5%) con Tpot y S mayores que los del agua tipo H (fig. 3a-b). Estos valores se localizan al sur de la sección, lo que significa que prácticamente toda la columna por encima de los 500 m de profundidad es bastante homogénea y pertenece a ENACWP, siendo prácticamente despreciable la presencia de ENACW_T (fig. 2). El ENACWT ha sido observada por otros autores (González-Pola et al. 2005) como intrusiones de agua salina en invierno y primavera, pero en este trabajo no fue observada.

Debajo de la ENACW_P, el MW es claramente identificable por una señal de máxima salinidad (35.8-35.9) alrededor de los 1000 dbar (fig. 3b). A lo largo del transecto VACLAN, el máximo de salinidad decrece hacia el norte hasta alcanzar 35.7 cerca de la costa francesa (del Río et al. 1998, van Aken 2000). El MW también presenta altos valores de CAO (>80 limol kg^-1, fig. 3 c). lo que indica una alta mineralización de la materia orgánica. El máximo porcentaje de MW (50%) se observó cerca de la costa española (fig. 4a) en torno a 1200 dbar y ligeramente diluida hacia el norte (40% en la costa francesa). Iorga y Lozier (1999) describieron la ruta del MW desde el estrecho de Gibraltar: desde su zona de hundimiento en el estrecho, a 400 m de profundidad, con S-38.3 y un CAO~65 µmol kg^-1 (Huertas et al. 2009). En la esquina nor-occidental de la Península Ibérica, el MW alcanza el Banco de Galicia con valores de CAO de 80 µmol kg^-1 (Pérez et al. 1993), y como resultado de este encuentro, se bifurca (Ruiz-Villarreal et al. 2006). Después de cruzar el Banco de Galicia, el MW converge nuevamente y se mueve hacia el golfo de Vizcaya, donde presenta una recirculación local ciclónica. A lo largo de su camino el MW pierde lentamente su señal de alta salinidad al mezclarse con el ENACWP y el Agua de Mar del Labrador (LSW, por sus siglas en inglés), alcanzando la salinidad observada cuando llega al golfo de Vizcaya. Además, el hecho de que el porcentaje de MW es mayor en el suroeste que en el suroeste del golfo corrobora el giro ciclónico del MW dentro del golfo (Paillet y Mercier 1997).

Bajo el MW se encontró LSW a 2000 dbar. Esta masa de agua está asociada a un mínimo de CAO (60 µmol kg^-1, fig. 3 c) causado por una intensa ventilación durante la convección profunda que ocurre en invierno cuando se forma el LSW en el Mar del Labrador. El LSW se caracteriza también por salinidad (fig. 3b) y A_T mínimas, que son trazadores de la gran entrada de agua dulce en el Mar del Labrador (Paillet y Mercier 1997). El máximo porcentaje de LSW fue del 60% (fig. 4b), localizado a la misma profundidad que el mínimo de CAO (2000 dbar), y decreció ligeramente hacia las costas francesas. La entrada del LSW en el golfo ocurre principalmente a través de la vertiente armoricana (noreste del golfo) y se supone que se mezcla completamente dentro de éste (Paillet et al. 1998). También se muestra la entrada de LSW en la parte central y sur de la sección, lo que concuerda con la circulación descrita por Fraile-Nuez et al. (2008). Una vez dentro del golfo la circulación del LSW acompaña a la del MW entrando en un giro ciclónico (Paillet y Mercier 1997, Paillet et al. 1998). De los resultados obtenidos aquí, la evidencia de este patrón de circulación se muestra como un mayor porcentaje de LSW en la costa española que en la costa francesa, aunque en el área son importantes la recirculación y la gran actividad de mesoescala (Fraile-Nuez et al. 2008).

La masa de agua más profunda que se encontró en esta sección fue el Agua Profunda del Atlántico Nororiental (NEADW), localizada a profundidades desde 2500 dbar hasta el fondo. El NEADW se origina parcialmente en el Océano Sur y cuando alcanza la región del Atlántico Norte recibe entradas de agua fría y menos salina de los flujos de desbordamiento de los Mares Nórdicos en la cuenca islandesa. A pesar de estos procesos de mezcla, la NEADW se detectó por su alta concentración de silicatos (fig. 3f) derivada de su origen antártico (Arhan et al. 1994, Castro et al. 1998). Estos procesos de mezcla tardíos son la causa de la diferenciación de un componente superior, NEADW_U, y otro inferior, NEADW_L, que delimitan la línea de la NEADW en el perfil Tpot/S. La presencia de la NEADW_L se representa en la figura 4c desde los 2000 dbar hacia zonas más profundas, con un progresivo incremento y una contribución del 80% a 4000-5000 dbar. La NEADW_L entra en la Cuenca Oriental del Atlántico Norte a través de las fracturas Vema y Romanche (Broecker y Peng 1982, Broecker et al. 1985) y se extiende por el fondo del golfo de Vizcaya (Paillet y Mercier 1997). La NEADW_U tiene una interacción más fuerte con la LSW y la MW que la NEADW_L. De hecho, Alvarez et al. (2005) descompuso la NEADW_U en cuatro tipos de agua de origen: MW, LSW, NEADW_L, y Agua del Desbordamiento de los Mares de Islandia-Escocia (ISOW), los cuales son los componentes de la NEADW_U según Broecker y Peng (1982) y van Aken (2000). La NEADW_L presenta porcentajes más altos de abundancia en el medio y hacia el norte del transecto VACLAN (fig. 4c), corroborando otra vez el esquema de circulación propuesto por Paillet y Mercier (1997).

Para cada capa, la tabla 3 resume la contribución media de cada tipo de agua de origen que se obtuvo aplicando el OMPe. El error de la media dado en la tabla 3 resulta de la división entre la desviación estándar y la raíz cuadrada del número de muestras, n (DE: √ N). La capa de ENACW se define por las densidades (σ₁) menores de 31.8, tiene un espesor de 656 m y principalmente está constituida por ENACWP (93%) y por MW en un 7%. El núcleo del MW está definido como 32.25 > σ₁ > 31.8, tiene un espesor medio de 548 m esencialmente dominado por ENACW_P (52%) y MW (42%), con una fuerte dilución del MW. Bajo esta capa, MW y LSW se mezclan intensamente formando la denominada Capa Mixta del Mediterráneo y del Labrador (MMLL), de 36.89 > σ₁ > 32.25, y un espesor medio de 376 m. Aquí, el LSW es la componente más importante (41% en promedio) junto con el MW (26% en promedio). El núcleo del LSW, de 36.95 > σ₁ > 36.89, tiene un espesor de unos 300 m y presenta el mayor porcentaje del LSW (61%). El LSW también es la componente más importante de la capa de NEADW_U, con un porcentaje medio del 42%. Esta capa, con un espesor de 593 m, tiene también una contribución del NEADW_L y el ISOW. Por último, la capa de mayor espesor (~1550 m) y más profunda se corresponde con el NEADW_L, dentro de la cual el tipo NEADW_L contribuye en promedio con 66%.

Además de la distribución de las masas de agua y las variables usadas para caracterizarlas, el resto de las variables medidas a lo largo de VACLAN dan más información sobre las características de la columna de agua en esta zona del golfo de Vizcaya. La alcalinidad total normalizada (NTA, fig. 3d) se obtuvo a partir de la alcalinidad total (es decir, NTA = A_T 35/S) y su distribución muestra un patrón similar al SiO₂ (fig. 3f) con una gran correlación entre ellas (r² = 0.98). Ambas variables presentan un alto gradiente por debajo de 2000 dbar, causado por la disolución de carbonato y ópalo, lo que denota la presencia de agua procedente de regiones antárticas. Las distribuciones de pH_25T (fig. 3e) y NO₃ también tienen patrones similares y gran correlación entre ellas (r² = 0.90), en concordancia con los resultados obtenidos por Ríos et al. (1995). Ambas variables presentan un perfil casi homogéneo en aguas profundas (>2000 dbar) y un gradiente relativamente grande hacia la superficie, debido a los procesos de remineralización en la capa superior, y hasta 1000 dbar aproximadamente. Estos últimos procesos, junto con la disolución de carbonato y ópalo, marcan el ciclo natural del carbono, por lo que las principales variables implicadas son pH_25T, NO₃, CAO, SiO₂ y NTA.

La distribución vertical de C_ant, estimada con los métodos TrOCA y φC°_T (fig. 3g, h), es bastante homogénea a lo largo de la sección debido a que el transporte de C_ant ocurre principalmente a lo largo de las isopicnas (Lee et al. 2003). La distribución de C_ant y de sus incertidumbres se analizaron en base a la división de la columna de agua en seis capas (tabla 3). Estas capas se seleccionaron teniendo en cuenta la densidad de las masas de agua más representativas de la región (Fajar et al. 2012). Por lo general, los valores de C_ant son altos en niveles subsuperficiales, sobre 54 µmol kg^-1 usando el método TrOCA y 50 µmol kg^-1 usando el método φC°_T (fig. 3g, h). El C_ant decrece hacia el fondo porque éste entra al océano a través del intercambio de gases en la interfaz océano-atmósfera. Alrededor de los 1000 dbar se estimó una concentración de C_ant en torno a 37 y 31 µmol kg^-1 usando TrOCA y φC°_T respectivamente. Los valores de C_ant decrecen gradualmente por debajo de 2000 dbar, donde se obtuvieron 21 y 16 µmol kg^-1 usando los métodos TrOCA y φC°_T respectivamente. A profundidades mayores de 3000 dbar los valores de C_ant son homogéneos y mínimos (~5 µmol kg^-1). Los inventarios de C_ant se obtuvieron integrando el C_ant dentro de la columna de agua desde la superficie hasta el fondo. Los inventarios de C_ant obtenidos en la columna de agua son 87±5 mol C m^-2 para el método φC°_T y 95 ± 5 mol C m^-2 para elTrOCA.

 

DISCUSIÓN

Las concentraciones de C_ant estimadas con el método TrOCA son más altas que las calculadas con el método φC°_T desde la capa superficial hasta 2000 dbar (tabla 3, fig. 3g-h), mientras que el método φC°_T estimó valores de C_ant más altos que el TrOCA en aguas por debajo de 2000dbar. Estas diferencias entre métodos se deben a la formulación inherente de cada uno de ellos, porque la variabilidad temporal del ΔCdis se supuso nula en el método TrOCA, mientras que en el método φC°_T se consideró negativa (Vázquez-Rodríguez et al. 2009a). Sin embargo, las diferencias entre los métodos son pequeñas (-0.7 ± 4.4 µmol kg^-1, n = 301) y ambos tienen el mismo patrón de concentración de C_ant que desciende con la profundidad. Los inventarios de C_ant obtenidos con ambos métodos en la columna de agua del transecto VACLAN (95 ± 5 mol C m^-2 y 87 ± 5 mol C m^-2 para TrOCA y φC°_T respectivamente) son similares a los obtenidos por Fajar et al. (2012) en la Cuenca Ibérica para 2003 (93 ± 4 mol C m^-2 con TrOCA y 89 ± 4 mol C m^-2 con φC°_T).

La relevancia de cada masa de agua en el almacenamiento de C_ant se puede evaluar teniendo en cuenta el porcentaje de cada masa de agua en cada nivel y el espesor de cada capa. La ENACW es la masa de agua que almacena más carbono antropogénico (53 y 51% con TrOCA y φC°_T, respectivamente). El resto de las masas de agua tienen una contribución similar al inventario total. El MW muestra una contribución del 17% y 16% usando los métodos TrOCA y φC°_T, respectivamente. Se obtuvieron valores similares para el LSW (15 y 13% con los métodos TrOCA y φC°_T, respectivamente). Para el ISOW y el NEADW_L, las contribuciones son mayores cuando se usa el método φC°_T que cuando se usa el método TrOCA. El C_ant acumulado en el ISOW es del 6% (4%) usando la aproximación φC°_T (TrOCA). La masa más profunda con bajos niveles de C_ant, la NEADW_L, acumuló sobre un 10% siguiendo el método TrOCA, y 14% según el método φC°_T; esto se debe, principalmente, a su espesor (1548 m), ya que éste representa sobre el 40% de la columna de agua.

Lee et al. (2003) evaluaron el inventario de C_ant en el océano Atlántico obteniendo un valor de ~75 mol C m^-2 para 1994. Comparando el resultado de Lee et al. (2003) con los obtenidos aquí, se puede deducir una tendencia creciente en la acumulación de C_ant de ~20% en el golfo de Vizcaya, que concuerda con la tasa de incremento del CO₂ atmosférico. Esta conclusión indica que el golfo de Vizcaya es un importante sumidero de C_ant debido a la formación de masas de agua en invierno, lo que representa un comportamiento muy similar a la región del Atlántico Norte. Estos resultados concuerdan con los obtenidos por Padin et al. (2008), quienes mostraron que el golfo de Vizcaya actúa como un gran sumidero de CO₂ en un periodo anual. Conforme a sus resultados, el golfo de Vizcaya capta entre 3 y 5 TgC año^-1 de CO_2. Esta captación representa aproximadamente entre 6% y 10% de la captación del Atlántico Norte entre 45° y 55° N (Telszewski et al. 2009). Además, las distribuciones de C_ant en la columna de agua están también de acuerdo con el patrón de circulación propuesto por Paillet y Mercier (1997) como resultado de un modelo inverso. Según estos autores, la velocidad de las capas profundas (>2000 dbar) del golfo es de alrededor de 0.1-0.2 cm s^-1, por lo que las aguas profundas tardan por el orden de una década en completar la circulación ciclónica. Esto podría explicar las pequeñas diferencias en la concentración de C_ant entre las partes sur y norte del transecto VACLAN, con una penetración ligeramente más alta de C_ant en la columna de agua en la parte sur de la sección, frente a las costas españolas.

 

AGRADECIMIENTOS

Este trabajo fue desarrollado y financiado por el Ministerio Español de Ciencia y Tecnología (REN2003-08193-C03, CTM2008-05189-E/MAR) y la Xunta de Galicia (M4AO proyecto PGIDIT07PXB402153PR). Se agradece al capitán y la tripulación del B/O Thalassa y a todos los participantes de la campaña VACLAN-05 la ayuda prestada, así como a N González el análisis de nutrientes. Gracias también a los revisores que contribuyeron a mejorar el manuscrito.

 

REFERENCIAS

Alvarez M, Pérez F, Bryden H, Ríos A. 2004. Physical and biogeochemical transport structure in the North Atlantic subpolar gyre. J. Geophys. Res. 109: C03027.         [ Links ]

Alvarez M, Pérez F, Shoosmith D, Bryden H. 2005. Unaccounted role of Mediterranean Water in the drawdown of anthropogenic carbon. J. Geophys. Res. 110: C09S03.         [ Links ]

Alvarez-Salgado X, Fraga F, Pérez F. 1992. Determination of nutrient salts by automatic methods both in seawater and brackish water: The phosphate blank. Mar. Chem. 39: 311-319.         [ Links ]

Ambar I, Howe M. 1979. Observations of the Mediterranean outflow. I. Mixing in the Mediterranean outflow. Deep Sea Res. Part A. Oceanogr. Res. Papers 26: 535-554.         [ Links ]

Anderson LA, Sarmiento JL. 1994. Redfield ratios of remineralization determined by nutrient data analysis. Global Biogeochem. Cycles 8: 65-80.         [ Links ]

Arhan M, Colin de Verdiére A, Mémery L. 1994. The eastern boundary of the subtropical North Atlantic. J. Geophys. Oceanogr. 24: 1295-1316.         [ Links ]

Borja A, Collins M. 2004. Oceanography and Marine Environment of the Basque Country. Elsevier Oceanography Series 70, Amsterdam.         [ Links ]

Broecker WS, Peng T-H. 1982. Tracers in the Sea. Eldigo Press, New York, 690 pp.         [ Links ]

Broecker WS, Rooth C, Peng TH. 1985. Ventilation of the deep North Atlantic. J. Geophys. Res. 90: 6940-6944.         [ Links ]

Castro CG, Pérez FF, Holley SE, Ríos AF. 1998. Chemical characterisation and modeling and water masses in the northeast Atlantic. Prog. Oceanogr. 41: 249-279.         [ Links ]

Clayton TD, Byrne RH. 1993. Spectrophotometric seawater pH measurements: Total hydrogen ion concentration scale calibration of m-cresol purple and at-sea results. Deep-Sea Res. 40: 2115-2129.         [ Links ]

De Brauwere A, Jacquet S, De Ridder F, Dehairs F, Pintelon R, Schoukens J, Baeyens W. 2007. Water mass distributions in the Southern Ocean derived from a parametric analysis of mixing water masses. J. Geophys. Res. 112: C02021.         [ Links ]

Del Río G, González N, Marcote D. 1998. The intermediate Mediterranean water inflow along the northern slope of the Iberian Peninsula. Oceanol. Acta 21: 157-163.         [ Links ]

Dickson A. 1990. Standard potential of the reaction: AgCl (s) + 1/2H₂ (g) = Ag (s) + HCl (aq), and the standard acidity constant of the ion HSO₄^- in synthetic sea water from 273.15 to 318.15 K. J. Chem. Thermodyn. 22: 113-127.         [ Links ]

Dickson A, Millero F. 1987. A comparison of the equilibrium constants for the dissociation of carbonic acid in seawater media. Deep-Sea Res. 34: 1733-1743.         [ Links ]

Fajar NM, Pardo PC, Carracedo L, Vázquez-Rodríguez M, Ríos AF, Pérez FF. 2012. Trends of the anthropogenic CO₂ along 20° W in the Iberian basin. Cienc. Mar. 38: 287-306.         [ Links ]

Fiúza AFG, Hamann M, Ambar I, Díaz del Río G, González N, Cabanas JM. 1998. Water masses and their circulation off western Iberia during May 1993. Deep Sea Res. (I Oceanogr. Res. Pap.) 45: 1127-1160.         [ Links ]

Fraga F. 1990. Circulación de las masas de agua en el Golfo de Vizcaya. Ed. Urrutia, Univ. País Vasco, Spain. Pp. 9-22.         [ Links ]

Fraga F, Ríos AF, Pérez FF, Figueiras FG. 1998. Theoretical limits of oxygen:carbon and oxygen:nitrogen ratios during photosynthesis and mineralisation of organic matter in the sea. Sci. Mar. 62: 161-168.         [ Links ]

Fraile-Nuez E, Plaza F, Hernández-Guerra A, Vargas-Yáñez M, Lavín A. 2008. Mass transport in the Bay of Biscay from an inverse box model. J. Geophys. Res. 113: C06023.         [ Links ]

González-Pola C, Lavín A, Vargas-Yáñez M. 2005. Intense warming and salinity modification of intermediate water masses in the southeastern corner of the Bay of Biscay for the period 1992-2003. J. Geophys. Res. 110: C05020.         [ Links ]

Grasshoff K. 1983. Determination of oxygen. In: Grasshoff K, Ehrhardt M, Kremling K (eds.), Methods of Seawater Analysis. 2nd ed. Verlag Chemie, Weinham, pp. 61-72.         [ Links ]

Grasshoff K, Ehrhardt M, Kremling K. 1999. Methods of Seawater Analysis. 3rd ed. Verlag Chemie, Weinham, 600 pp.         [ Links ]

Gruber N, Sarmiento JL, Stocker TF. 1996. An improved method for detecting anthropogenic CO₂ in the oceans. Global Biogeochem. Cycles 10: 809-837.         [ Links ]

Harvey J. 1982. Theta-S relationships and water masses in the eastern North Atlantic. Deep-Sea Res. (A Oceanogr. Res. Pap.) 29: 1021-1033.         [ Links ]

Harvey J, Arhan M. 1988. The water masses of the central North Atlantic in 1983-84. J. Phys. Oceanogr. 18: 1855-1875.         [ Links ]

Hoppe C, Langer G, Rokitta S, Wolf-Gladrow D, Rost B. 2010. On CO₂ pertubation experiments: Over-determination of carbonate chemistry reveals inconsistencies. Biogeosci. Discuss. 7: 1707-1726.         [ Links ]

Huertas IE, Ríos AF, García-Lafuente J, Makaoui A, Rodríguez-Gálvez S, Sánchez-Román A, Orbi A, Ruíz J, Pérez FF. 2009. Anthropogenic and natural CO₂ exchange through the Strait of Gibraltar. Biogeosciences 6: 647-662.         [ Links ]

Iorga M, Lozier M. 1999. Signatures of the Mediterranean outflow from a North Atlantic climatology. 1. Salinity and density fields. J. Geophys. Res. 104: 985-926.         [ Links ]

Kortzinger A, Hedges JI, Quay PD. 2001. Redfield ratios revisited: Removing the biasing effect of anthropogenic CO₂. Limnol. Oceanogr. 46: 964-970.         [ Links ]

Koutsikopoulos C, Le Cann B. 1996. Physical processes and hydrological structures related to the Bay of Biscay anchovy. Sci. Mar. 60: 9-19.         [ Links ]

Lavín A, Valdés L, Sánchez F, Abaunza P, Forest A, Boucher J, Lazure P, Jegou AM. 2006. The Bay of Biscay: The encountering of the ocean and the shelf. The Sea 14: 933-1001.         [ Links ]

Lee K, Choi SD, Park GH, Wanninkhof R, Peng TH, Key RM, Sabine CL, Feely RA, Bullister JL, Millero FJ. 2003. An updated anthropogenic CO₂ inventory in the Atlantic Ocean. Global Biogeochem. Cycles 17: 1116.         [ Links ]

Mackas D, Denman K, Bennett A. 1987. Least squares multiple tracer analysis of water mass composition. J. Geophys. Res. 92: 2907-2918.         [ Links ]

Matsumoto K, Key RM. 2004. Natural radiocarbon distribution in the deep ocean. In: Shiyomi M, Kawahata H, Koizumi H, Tsuda A, Awaya Y (eds.), Global Environmental Change in the Ocean and on Land. TERRAPUB, Tokyo, pp. 45-58.         [ Links ]

McCartney MS, Talley LD. 1982. The subpolar mode water of the North Atlantic Ocean. J. Phys. Oceanogr. 12: 1169-1188.         [ Links ]

Mehrbach C, Culberson C, Hawley J, Pytkowicz R. 1973. Measurement of the apparent dissociation constants of carbonic acid in seawater at atmospheric pressure. Limnol. Oceanogr. 18: 897-907.         [ Links ]

Millero F. 2007. The marine inorganic carbon cycle. Chem. Rev. 107: 308-341.         [ Links ]

Mintrop L, Pérez F, González-Dávila M, Santana-Casiano J, Kortzinger A. 2000. Alkalinity determination by potentiometry: Intercalibration using three different methods. Cienc. Mar. 26: 23-37.         [ Links ]

Mouriño C, Fraga F. 1985. Determinación de nitratos en agua de mar. Invest. Pesq. 49: 81-96.         [ Links ]

Padin XA, Castro CG, Ríos AF, Pérez FF. 2008. fCO₂sw variability in the Bay of Biscay during ECO cruises. Cont. Shelf Res. 28: 904-914.         [ Links ]

Paillet J, Mercier H. 1997. An inverse model of the eastern North Atlantic general circulation and thermocline ventilation. Deep Sea Res. (I Oceanogr. Res. Pap.) 44: 1293-1328.         [ Links ]

Paillet J, Arhan M, McCartney MS. 1998. The spreading of Labrador Sea Water in the eastern North Atlantic. J. Geophys. Res. 103: 10223-10239.         [ Links ]

Pérez FF, Fraga F. 1987. The pH measurements in seawater on NBS scale. Mar. Chem. 21: 315-327.         [ Links ]

Pérez FF, Mourino C, Fraga F, Ríos AF. 1993. Displacement of water masses and remineralization rates off the Iberian Peninsula by nutrient anomalies. J. Mar. Res. 51: 869-892.         [ Links ]

Pérez FF, Ríos AF, Rellan T, Alvarez M. 2000. Improvements in a fast potentiometric seawater alkalinity determination. Cienc. Mar. 26: 463-478.         [ Links ]

Pérez FF, Mintrop L, Llinas O, González-Davila M, Castro CG, Alvarez M, Kortzinger A, Santana-Casiano M, Rueda MJ, Ríos AF. 2001. Mixing analysis of nutrients, oxygen and inorganic carbon in the Canary Islands region. J. Mar. Syst. 28: 183-201.         [ Links ]

Pérez FF, Vázquez-Rodríguez M, Louarn E, Padín XA, Mercier H, Ríos AF. 2008. Temporal variability of the anthropogenic CO₂ storage in the Irminger Sea. Biogeosciences 5: 1669-1679.         [ Links ]

Pérez FF, Vázquez-Rodríguez M, Mercier H, Velo A, Lherminier P, Ríos AF. 2010. Trends of anthropogenic CO₂ storage in North Atlantic water masses. Biogeosciences 7: 1789-1807.         [ Links ]

Pickart R, Straneo F, Moore G. 2003. Is Labrador Sea Water formed in the Irminger Basin? Deep Sea Res. (A Oceanogr. Res. Pap.) 50: 23-52.         [ Links ]

Pingree R, Le Cann B. 1992. Anticyclonic eddy X91 in the southern Bay of Biscay, May 1991 to February 1992. J. Geophys. Res. 97: 14353.         [ Links ]

Pollard R, Pu S. 1985. Structure and circulation ofthe upper Atlantic Ocean northeast of the Azores. Progr. Oceanogr. 14: 443-462.         [ Links ]

Pollard R, Grifftths M, Cunningham S, Read J, Perez F, Rios A. 1996. Vivaldi 1991-A study of the formation, circulation and ventilation of Eastern North Atlantic Central Water. Progr. Oceanogr. 37: 167-172.         [ Links ]

Poole R, Tomczak M. 1999. Optimum multiparameter analysis of the water mass structure in the Atlantic Ocean thermocline. Deep Sea Res. (I Oceanogr. Res. Pap.) 46: 1895-1921.         [ Links ]

Ríos AF, Pérez FF, Fraga F. 1992. Water masses in the upper and middle North Atlantic Ocean east of the Azores. Deep-Sea Res. (A Oceanogr. Res. Pap.) 39: 645-658.         [ Links ]

Ríos AF, Anderson TR, Pérez FF. 1995. The carbonic system distribution and fluxes in the NE Atlantic during spring 1991. Prog. Oceanogr. 35: 295-314.         [ Links ]

Ríos AF, Vázquez-Rodríguez M, Padín XA, Pérez FF. 2010. Anthropogenic carbon dioxide in the South Atlantic western basin. J. Mar. Syst. 83: 38-44.         [ Links ]

Ruiz-Villarreal M, González-Pola C, Díaz del Río G, Lavín A, Otero P, Piedracoba S, Cabanas J. 2006. Oceanographic conditions in North and Northwest Iberia and their influence on the Prestige oil spill. Mar. Pollut. Bull. 53: 220-238.         [ Links ]

Sabine CL, Feely RA, Gruber N, Key RM, Lee K, Bullister JL, Wanninkhof R, Wong CS, Wallace DWR, Tilbrook B. 2004. The oceanic sink for anthropogenic CO₂. Science 305: 367-371.         [ Links ]

Schneider A, Tanhua T, Kortzinger A, Wallace DWR. 2010. High anthropogenic carbon content in the eastern Mediterranean. J. Geophys. Res. 115: C12050.         [ Links ]

Somavilla R, González-Pola C, Rodríguez C, Josey S, Sánchez R, Lavín A. 2009. Large changes in the hydrographic structure of the Bay of Biscay after the extreme mixing of winter 2005. J. Geophys. Res. 114: C01001.         [ Links ]

Tanhua T, Jones E, Jeansson E, Jutterstrom S, Smethie Jr W, Wallace D, Anderson L. 2009. Ventilation of the Arctic Ocean: Mean ages and inventories of anthropogenic CO₂ and CFC-11. J.Geophys. Res. 114: C01002.         [ Links ]

Telszewski M et al. 2009. Estimating the monthly pCO₂ distribution in the North Atlantic using a self-organizing neural network. Biogeosciences 6: 1405-1421.         [ Links ]

Thompson R, Edwards R. 1981. Mixing and water-mass formation in the Australian Subantarctic. J. Phys. Oceanogr. 11.: 1309-1406.         [ Links ]

Tomczak M. 1981. A multi-parameter extension of temperature/ salinity diagram techniques for the analysis of non-isopycnal mixing. Prog. Oceanogr. 10: 147-171.         [ Links ]

Tomczak M, Large D. 1989. Optimum multiparameter analysis of mixing in the thermocline of the eastern Indian Ocean. J. Geophys. Res. 94: 16141-16149.         [ Links ]

Touratier F, Goyet C. 2004. Applying the new TrOCA approach to assess the distribution of anthropogenic CO₂ in the Atlantic Ocean. J. Mar. Syst. 46: 181-197.         [ Links ]

Touratier, Azouzi L, Goyet C. 2007. CFC-11, D14C and 3H tracers as a means to assess anthropogenic CO₂ concentrations in the ocean. Tellus B 59: 318-325.         [ Links ]

Van Aken H. 2000. The hydrography of the mid-latitude Northeast Atlantic Ocean. II. The intermediate water masses. Deep-Sea Res. (I Oceanogr. Res. Pap.) 47: 789-824.         [ Links ]

Vázquez-Rodríguez M, Padin XA, Ríos AF, Bellerby RGJ, Pérez FF. 2009a. An upgraded carbon-based method to estimate the anthropogenic fraction of dissolved CO₂ in the Atlantic Ocean. Biogeosci. Discuss. 6: 4527-4571.         [ Links ]

Vázquez-Rodríguez M, Touratier F, Lo Monaco C, Waugh DW, Padin XA, Bellerby RGJ, Goyet C, Metzl N, Ríos AF, Pérez FF. 2009b. Anthropogenic carbon distributions in the Atlantic Ocean: Data-based estimates from the Arctic to the Antarctic. Biogeosciences 6: 439-451.         [ Links ]

Wells D, Aminot A, De Boer J, Cofino W, Kirkwood D, Pedersen B. 1997. A review of the achievements of the EU project "QUASIMEME" 1993-1996. Mar. Pollut. Bull. 35: 3-17.         [ Links ]

Wüst G, Defant A. 1936. Schichtung und Zirkulation des Atlantischen ozeans. Walter de Gruyter Co. Berlin and Leipzig, Germany.         [ Links ]

Zenk W. 1975. On the Mediterranean outflow west of Gibraltar. Meteor Forschungsergeb 16: 23-24.         [ Links ]

 

NOTA

* Descargar versión bilingüe (Inglés-Español) en formato PDF.

Traducido al español por los autores.