Cambios latitudinales y zonales en los parámetros oceanográficos a lo largo del talud continental en la zona centro y norte de Chile

 

Meridional and zonal changes in water properties along the continental slope off central and northern Chile

 

PJ Llanillo^{1, 2}*, JL Pelegrí^{1, 2}, CM Duarte^{2, 3}, M Emelianov¹, M Gasser¹, J Gourrion¹, A Rodríguez-Santana⁴

 

¹ Institut de Ciéncies del Mar, CSIC, Passeig Marítim de la Barceloneta 37-49, 08003, Barcelona, Spain.* Corresponding author. E-mail: llanillo@icm.csic.es

² Laboratorio Internacional de Cambio Global (LINCGlobal), Consejo Superior de Investigaciones Científicas-Pontificia Universidad Católica (CSIC-PUC), Facultad de Ciencias Biológicas, Edificio N° 210, Of. 425, Pontificia Universidad Católica de Chile, Avenida Bernardo O'Higgins 340 ó Portugal 49, Santiago, Chile.

³ Instituto Mediterráneo de Estudios Avanzados, CSIC, Carrer Miquel Marqués 21, 07190, Esporles (Illes Balears), Spain.

⁴ Universidad de Las Palmas de Gran Canaria, campus universitario de Tafira, 35017, Las Palmas de Gran Canaria, Spain.

 

Received June 2010
Received in revised form July 2011
Accepted August 2011.

 

RESUMEN

La campaña Humboldt-09 abarcó una estrecha franja latitudinal a lo largo del talud continental chileno, de 44 a 23°S. En este trabajo se utilizan los datos físicos y bioquímicos obtenidos a lo largo de una sección latitudinal (4000 km) y de tres secciones zonales cortas (100 km) para describir la distribución de las diferentes masas de agua presentes en la región. Se identificaron seis masas de agua: Agua Subantártica (SAAW, por sus siglas en inglés), Agua Subantártica de Verano (SSAW), Agua Subtropical (STW), Agua Ecuatorial Subsuperficial (ESSW), Agua Antártica Intermedia (AAIW) y Agua Profunda del Pacífico (PDW). Se propone, por primera vez, un conjunto completo de propiedades de la masa de agua en origen (o valores tipo) para caracterizar SSAW, así como valores tipo de oxígeno disuelto y nutrientes para todas las masas de agua. Para su correcta definición se empleó el análisis óptimo multiparamétrico (OMP) de manera iterativa, seleccionando el conjunto de valores tipo que generó menores residuos. Tanto el modelo OMP clásico como el cuasi-extendido reproducen de manera fiel las observaciones. Finalmente, se determinó la distribución espacial de las diferentes masas de agua con el OMP cuasi-extendido, que no se encuentra influenciado por la respiración de la materia orgánica. La distribución de las distintas masas de agua se representa en las diferentes secciones y en los diagramas propiedad-propiedad. En esta región se aprecia una progresiva transición latitudinal de masas de agua de origen subantártico a masas de agua de origen tropical y ecuatorial. Esta transición tiene lugar en los 1000 m superiores, en distancias del orden de 1000 km. Esto contrasta con los rápidos cambios observados en las secciones zonales, de magnitud comparable pero en distancias del orden de 100 km. Tanto el AAIW como el SAAW (relativamente menos salinas y bien oxigenadas) se mezclan parcialmente con la hipóxica ESSW y, en consecuencia, juegan un papel importante en la ventilación de la parte austral de la zona de mínimo oxígeno.

Palabras clave: análisis óptimo multiparamétrico cuasi-extendido, zona de mínimo oxígeno, masas de agua, Sistema de la Corriente de Humboldt.

 

ABSTRACT

The Humboldt-09 cruise covered a narrow meridional band along the Chilean continental slope (44-23° S). Here we use physical and biochemical data from a long meridional section (4000 km) and three short zonal sections (100 km) to describe the distribution of the different water masses found in this region. Six water masses were identified: Subantarctic Water (SAAW), Summer Subantarctic Water (SSAW), Subtropical Water (STW), Equatorial Subsurface Water (ESSW), Antarctic Intermediate Water (AAIW), and Pacific Deep Water (PDW). For the first time, a novel set of source water mass properties (or water types) is introduced for SSAW, and nutrient and dissolved oxygen water types are proposed for all the water masses. Optimum multiparameter (OMP) analysis was used through an iterative process to obtain a sound definition of the water types that minimizes the residuals of the method. Both the classic OMP and the quasi-extended OMP models reproduced the data rather well. Finally, the spatial distribution of the different water masses was calculated with the quasi-extended OMP, which is not influenced by the respiration of organic matter. The distribution of the different water masses is presented over the meridional and zonal transects and in property-property diagrams. A smooth meridional transition from subantarctic to tropical and equatorial water masses is observed in this area. This transition takes place in surface, central, and intermediate waters over distances of the order of 1000 km. The meridional transition contrasts with the abrupt zonal changes found in the cross-slope direction, which are of comparable magnitude but over distances of the order of 100 km. Both AAIW and SAAW (fresh and well oxygenated) partially mix with the hypoxic ESSW and, therefore, play an important role in the ventilation of the southern part of the oxygen minimum zone.

Key words: quasi-extended optimum multiparameter analysis, water masses, oxygen minimum zone, Humboldt Current System.

 

INTRODUCCIÓN

El sistema de corrientes oceánicas en la zona centro y norte de Chile es complejo, presentando alternancia de corrientes hacia el ecuador con corrientes hacia los polos. Estas corrientes transportan y ponen en contacto diferentes masas de agua en una banda zonal de unos pocos cientos de kilómetros (fig. 1). Las corrientes presentes en esta zona destacan por su gran coherencia meridional, de miles de kilómetros; sin embargo, ocupan únicamente unas decenas de kilómetros en dirección perpendicular a la costa y unos pocos cientos de metros en profundidad (Strub et al. 1998). En cierto sentido, podemos hablar de grandes células horizontales que conectan las regiones tropicales con las regiones templadas y estas últimas con las regiones subpolares.

En las regiones oceánicas tropicales y templadas encontramos una corriente dominante que fluye hacia el ecuador, la Corriente de Humboldt (HC, por sus siglas en inglés, también llamada la Corriente del Perú) (Silva et al. 2009). La CH se alimenta de la Corriente de Deriva del Oeste (WWD), una amplia corriente impulsada por el viento hacia el este a altas latitudes (aproximadamente entre 40° y 50° S). La HC discurre hacia el ecuador, lejos de la plataforma continental, transportando aguas relativamente frías tan al norte como la costa de Perú (Silva et al. 2009). La HC finalmente desemboca en la corriente Surecuatorial (SEC), y se puede apreciar su lengua de agua fría hasta los 4° S (Penven et al. 2005). En estas regiones tropicales y templadas, cerca del talud continental, se encuentra también un sistema de corrientes que fluye hacia los polos. Este flujo hacia el polo se subdivide generalmente en una corriente subsuperficial adyacente al talud, la Corriente Subsuperficial hacia el Polo (PU) y, más mar adentro, la Contracorriente superficial de Perú-Chile (PCCC) (Strub et al. 1998). Sin embargo, es probable que esta última corriente no sea más que la manifestación más oceánica y superficial de la anterior. Cerca de la plataforma continental también se encuentra una corriente costera que fluye hacia el ecuador. Es la Corriente Costera de Perú-Chile (PCC), impulsada por los vientos del sur y con origen en la costa del norte y centro de Chile, ya sea proveniente de la WWD o producida por la retroflexión de las corrientes que fluyen hacia el polo (Halpin et al. 2004). Las aguas de la PCC están directamente influenciadas por el afloramiento y permanecen separadas de la HC por el sistema de corrientes hacia el polo (PU y PCCC), excepto durante el verano en latitudes altas (entre 35° y 45° S), donde toda la región fluye hacia el ecuador. En la región subpolar encontramos una corriente que fluye hacia el polo bajo los efectos de vientos favorables al hundimiento, se trata de la Corriente del Cabo de Hornos (CHC). Durante su viaje hacia el polo, las aguas transportadas por esta corriente experimentan un incremento sustancial en flotabilidad debido a la elevada precipitación que recibe esta zona (Halpin et al. 2004).

Los límites de estas corrientes cambian de latitud según la estación del año y en relación a la posición del anticiclón del Pacífico sur. Es probable que algunas de estas corrientes puedan llegar a converger localmente, o incluso a alimentarse una a otra, formando en consecuencia células de transporte meridional. Por ejemplo, el sistema de corrientes hacia el polo cercano al talud continental (PU y PCCC) podría alimentar la corriente costera PCC, de tal modo que ésta se inicie más al sur en verano que en invierno (Strub et al. 1998). Estos movimientos latitudinales se complementan con un movimiento ascendente y el posterior desplazamiento de agua perpendicularmente a la costa inducido por los vientos del sur, en lo que constituye una célula de afloramiento a una escala mucho más reducida en tamaño pero presente a lo largo de casi 4000 km (Strub et al. 1998). Las células horizontales y verticales también pueden conectarse: cuando el viento del sur se intensifica la corriente costera se hace más fuerte; esta intensificación a su vez fortalece el afloramiento, la transferencia diapicna y el transporte de agua hacia altamar (transporte de Ekman y divergencia a lo largo de la costa), probablemente sin que el agua realice todo el recorrido meridional. La interacción de los diferentes procesos descritos controla la extensión latitudinal y zonal real de las masas de agua principales en esta región. La cuestión más relevante en este estudio es la presencia de cambios sustanciales en las masas de agua a medida que se avanza una corta distancia en la dirección perpendicular al talud continental, en contraste con la larga distancia que ha de recorrerse en paralelo a la costa para encontrar un cambio de aguas de origen subpolar a aguas templadas y tropicales.

Tradicionalmente se han identificado cinco tipos diferentes de masas de agua en nuestra zona de estudio (Silva et al. 2009), tres de ellas situadas en los primeros 500 m de profundidad. Son el Agua Subtropical (STW, por sus siglos en inglés), el Agua Subantártica (SAAW) y el Agua Ecuatorial Subsuperficial (ESSW). Entre 500 y 1000 m encontramos el Agua Intermedia Antártica (AAIW) y, debajo de esta última, se encuentra el Agua Profunda del Pacífico (PDW). En este trabajo se caracterizó una masa de agua nunca antes descrita. Se trata de una masa de agua superficial que se forma en verano en la zona centro y sur de Chile por la mezcla de SAAW con aguas dulces procedentes de la escorrentía intensificada con la fusión estival de los glaciares y neveros en la zona de los fiordos entre 40° y 45° S. La masa de agua resultante se denomina Agua Subantártica de Verano (SSAW).

Existen pocos datos hidrográficos de alta calidad en esta región, y éstos corresponden a unos pocos transectos. Las campañas oceanográficas más importantes realizadas previamente en la zona han sido: la campaña Scorpio en 1967 (Scripps Institution of Oceanography 1969, Stommel et al. 1973), la campaña Piquero en 1969 (Scripps Institution of Oceanography 1974), la campaña Krill Leg 4 en 1974 (Silva y Konow 1975), la campaña Sonne 102 en 1995 (Leth et al. 2004) y las campañas Cimar 6 y Cook-2 en 2000 (Schneider et al. 2007). En el marco del recientemente creado Laboratorio Internacional de Cambio Global (LINC-Global) se llevó a cabo la campaña oceanográfica Humboldt-09 a lo largo del Pacífico suroriental en marzo de 2009. Uno de los principales objetivos de esta campaña fue la caracterización de las propiedades oceanográficas en una franja costera de unos 100 km de anchura entre los 23° y 44° S. Esta caracterización no sólo incluyó la temperatura potencial y la salinidad, cuyos valores son razonablemente conocidos para la zona, sino también nutrientes inorgánicos y oxígeno disuelto.

En la siguiente sección se presenta el conjunto de datos obtenidos a lo largo de los transectos (zonales y latitudinal) y se analiza minuciosamente el método óptimo multiparamétrico (OMP), en sus versiones clásica y cuasi-extendida, utilizado para determinar las contribuciones de las diferentes masas de agua. En la tercera sección se muestra la distribución de las propiedades físicas y biogeoquímicas a lo largo de los transectos y en distintos diagramas propiedad-propiedad. En la cuarta sección se calculan las contribuciones relativas de los diferentes tipos de masas de agua mediante el OMP. Las contribuciones relativas de las distintas masas de agua se representan en transectos verticales y en los diagramas propiedad-propiedad. Finalmente se enumeran las conclusiones finales que versan sobre la distribución e intercalado de las diferentes masas de agua.

 

MATERIALES Y MÉTODOS

Datos

El conjunto de datos utilizado fue obtenido durante la campaña Humboldt-09 a bordo del B/O Hespérides. La campaña abarcó más de 20° de latitud a lo largo del talud continental chileno, desde 44° S a 23° S (fig. 1). Las mediciones hidrográficas se realizaron en un transecto latitudinal a lo largo del talud continental (transecto M), con estaciones de medición de conductividad, temperatura y profundidad (CTD) espaciadas unas 100 millas náuticas (nm) y sondas batitermográficas desechables (XBT) lanzadas en la posición intermedia entre cada dos estaciones de CTD. Además, la campaña comprendía tres transectos zonales con una longitud de unas 50 nm cada uno, desde la plataforma continental hasta el océano profundo, que fueron etiquetados como norte (N, a 23° S), central (C, a 31° S) y sur (S, a 42° S). Se realizaron tres CTDs en cada uno de los transectos zonales.

En total se muestrearon 22 estaciones CTD hasta los 1500 m. En cada una de estas estaciones se recogieron muestras de agua en botellas de 12 L, montadas en una roseta de 24 botellas, para su posterior análisis de salinidad, oxígeno disuelto y nutrientes inorgánicos. Las concentraciones de oxígeno disuelto fueron calibradas con el método Winkler de alta precisión utilizando un electrodo potenciométrico y un detector automatizado (Mettler Toledo, DL28 titrator). Las muestras de agua se congelaron a 20 °C bajo cero para ser posteriormente analizadas con el autoanalizador AA3 Bran-Luebbe a fin de obtener las concentraciones de fosfato, nitrato, nitrito y silicato. Por otro lado, se lanzaron un total de 23 XBTs. A lo largo del trayecto, se recolectaron datos de velocidad de la corriente en los primeros cientos de metros de profundidad por medio de un medidor acústico Doppler de corrientes (ADCP) montado en el casco del barco. El termo-salinógrafo y fluorímetro recogieron datos de manera continua desde el sistema colocado en el casco del barco. Además, se monitorearon las variables meteorológicas mediante la estación meteorológica instalada a bordo.

En este trabajo se utilizaron los datos de XBT solamente para obtener una mayor resolución de los campos de temperatura y se utilizó la temperatura potencial, la salinidad, el oxígeno disuelto y los nutrientes inorgánicos obtenidos en las estaciones para caracterizar la distribución latitudinal y longitudinal de las diferentes masas de agua presentes en la zona.

Análisis óptimo multiparamétrico

El método óptimo multiparamétrico (OMP) fue originalmente desarrollado por Tomczak (1981) y posteriormente mejorado por Mackas et al. (1987). Es una técnica de modelado inversa, ampliamente utilizada en el estudio de la distribución de masas de agua a escalas espaciales en las que las propiedades oceánicas pueden considerarse aproximadamente conservativas (enfoque clásico) (Tomczak y Large 1989, Pérez et al. 2001, Tomczak y Liefrink 2006, Silva et al. 2009). En este subapartado se revisan los conceptos básicos del método OMP y en los siguientes dos subapartados se realizará una discusión más detallada de la implementación de dicho método en el área de estudio.

El método OMP depende considerablemente de la correcta definición de las propiedades características de las masas de agua de origen (también denominadas valores tipo, del inglés water types). Dichas características son adquiridas en la región donde se forma cada masa de agua, la cual puede encontrarse muy lejos del área de estudio. En consecuencia, los valores tipo utilizados por el OMP deben por una parte ser representativos de la masa de agua cuando se formó y, a su vez, permitir identificar dicha masa de agua después de las transformaciones que pueda haber sufrido en su desplazamiento hacia el área de estudio. Se pueden utilizar dos estrategias diferentes: identificar valores tipo locales para el subconjunto de variables no conservativas o definir los valores tipo según las propiedades oceanográficas en la zona de formación de una determinada masa de agua. El método OMP clásico utiliza los valores tipo locales suponiendo que todas las variables se comportarán de una manera conservativa o definir los valores tipo según las propiedades oceano-gráficas en la zona de formación de una determinada masa de agua a la escala del área de estudio. El segundo enfoque utiliza valores tipo definidos según las propiedades reinantes en la región de formación de la masa de agua, y tiene además en cuenta las transformaciones biogeoquímicas acaecidas en la masa de agua a lo largo de su recorrido desde la zona donde se formó.

Existen dos modalidades que tienen en cuenta los cambios biogeoquímicos en las propiedades no conservativas. En la primera modalidad se añade una nueva incógnita a las ecuaciones de las variables no conservativas. Esta incógnita representa y cuantifica los cambios biogeoquímicos de todas las variables no conservativas, suponiendo que varían de acuerdo a la estequiometría de Redfield para la degradación de la materia orgánica. A esta modalidad se la denomina análisis OMP extendido (Karstensen y Tomczak 1998, Poole y Tomczak 1999). Su ventaja principal es que permite cuantificar los cambios biogeoquímicos y el cálculo de las pseudo-edades de las masas de agua si se conoce bien la tasa de utilización de oxígeno (OUR, por sus siglas en inglés). Sin embargo, la dificultad radica en que la OUR no es constante en el océano, varíando en el espacio y en el tiempo; en consecuencia, las estimaciones de la OUR están sujetas a errores sustanciales si no existen datos de clorofluorocarbonos para esa zona (Karstensen y Tomczak 1998). La segunda modalidad consiste en un refinamiento del método clásico, por el cual las variables no conservativas son sustituidas por variables conservativas (Broecker 1974, Anderson 1995, Fraga et al. 1998, Pérez et al. 2001). Debido al desconocimiento de un valor preciso para la OUR en nuestra zona estudio, en esta trabajo se utilizó la segunda modalidad, dejando el análisis OMP extendido para trabajos futuros. De aquí en adelante esta técnica será referida como análisis OMP cuasi-extendido y su implementación será discutida con mayor profundidad más adelante.

El método OMP supone que cada parámetro medido en un punto determinado puede expresarse como la combinación lineal de los tipos de agua originales presentes en ese punto (Tomczak y Large 1989). Supone también que la mezcla es igual de eficiente para todos los parámetros y sin una dirección preferencial; es decir, supone una mezcla isotrópica turbulenta (Karstensen y Tomczak 1999). En consecuencia, se puede establecer un sistema de ecuaciones lineales de mezcla con las contribuciones de los diferentes tipos de agua, o coeficientes de mezcla, para cada punto. En este sistema, las contribuciones de las masas de agua típicas constituyen un conjunto de coeficientes de mezcla no negativos que representa la mejor combinación de mezcla lineal de los tipos de agua para reproducir el valor medido.

La mejor solución se obtiene resolviendo el sistema de ecuaciones mediante el método de mínimos cuadrados (Mackas et al. 1987). Para resolver cada sistema de ecuaciones de manera que se respete la física en juego se imponen dos condiciones principales: (1) el número de masas de agua (n) no debe sobrepasar en más de uno el número de variables medidas (n-1) en un determinado punto, y (2) cualquier punto medido debe estar englobado (en cualquier espacio propiedad-propiedad) dentro de los límites marcados por las distintas masas de agua en dicho espacio. Es decir, todos los puntos deben estar dentro de los posibles puntos de trayectoria de las masas de agua de origen. La ecuación de conservación de masas se añade a cada uno de estos sistemas de ecuaciones, de tal modo que a veces pueden estar sobredeterminados.

El primer paso consiste en normalizar y ponderar los datos y los valores tipo Cada variable se pondera de acuerdo a la exactitud con que puede ser medida (tabla 1). El proceso de normalización se lleva a cabo restando la media al valor original (medido) y dividiendo entre su desviación estándar. De esta manera, todas las variables fluctúan dentro del mismo orden de magnitud, por lo que pueden ser comparadas directamente (Tomczak y Large 1989). Al ponderar las variables se asigna el mayor peso (máxima influencia) a la ecuación de conservación de masa, ya que es una condición que ha de cumplirse forzosamente. El segundo mayor peso se asigna a las ecuaciones correspondientes a la temperatura potencial y a la salinidad, ya que estas variables no se ven afectadas por los cambios biogeoquímicos. Una vez normalizados y ponderados los datos, se define un sistema de ecuaciones con una ecuación para cada variable C:

donde X_i representa la contribución relativa (coeficiente de mezcla) de la i-ésima masa de agua (subíndice i) con valor tipo C_i, de manera que la combinación de las n distintas masas de agua da como resultado el valor observado C. Esta estimación tiene un residuo, R, que ha de ser minimizado (los subíndices identifican a qué variable corresponde cada residuo).

El sistema de ecuaciones de mezcla se resuelve utilizando el método de mínimos cuadrados no negativos para cada punto. El número de ecuaciones (n) es igual al número de variables más uno, siendo la última ecuación necesaria, la de la conservación de masa (la suma de todos los coeficientes de mezcla debe ser igual a 1). El sistema de ecuaciones puede escribirse en forma matricial de la siguiente manera:

donde es una matriz n x n que contiene los valores tipo de las n-1 variables más un elemento que representa la conservación de masa (que toma el valor de 1) para todas las n masas de agua, = (X_1;... X_n) es el vector que contiene los coeficientes de mezcla para todos las n masas de agua, = (C₁,... C_n-1; C_n = 1) esel vector que contiene las observaciones y = (R₁,... R_n-1; R_n = R_mass) es el vector de los residuos de cada variable (incluyendo la masa).

Finalmente, se emplea un proceso iterativo con el fin de minimizar los residuos y, en consecuencia, mejorar las soluciones finales. El método se utiliza para recalcular los valores tipo para todas las variables excepto el de la temperatura potencial y la salinidad, de tal modo que a cada aplicación del OMP se obtienen unos valores tipo ligeramente diferentes a los originales. Con este nuevo conjunto de valores tipo se resuelve de nuevo el sistema de ecuaciones lineales para cada punto y se obtiene un nuevo conjunto de coeficientes de mezcla y unos nuevos residuos asociados. Este proceso iterativo se ejecuta hasta que los residuos se han minimizados o, en otras palabras, hasta que no se aprecia mejora alguna al aplicar de nuevo el OMP en un siguiente ciclo. Todavía podría ajustarse ligeramente el valor tipo de alguna variable con el objetivo de que, visto en cada espacio propiedad-propiedad, todos los puntos medidos se encuentren englobados por los valores tipo característicos de las distintas masas de agua (segunda condición).

Implementación del análisis OMP clásico

El enfoque clásico supone que los cambios biogeoquímicos del oxígeno y los nutrientes, dentro de una determinada masa de agua, son despreciables a escala regional; es decir, todas las variables usadas en el análisis son consideradas conservativas (Tomczak 1981). En consecuencia, un aspecto clave es la correcta identificación de las características termohalinas y biogeoquímicas (o valores tipo) de las distintos masas de agua que pudieran estar presentes en el área de estudio.

Se investigaron dos conjuntos de valores tipo diferentes (tabla 1). Para cada conjunto se ejecutó el modelo en dos modalidades distintas, con y sin nitrato, como se describe más abajo. El primer conjunto de valores tipo se definió a partir de la climatología de Gouretski y Koltermann (2004). Esta opción explica pobremente la varianza de los datos, particularmente para la salinidad y las variables biogeoquímicas (oxígeno, fosfato y nitrato) (tabla 2). Este pobre ajuste del modelo resultó ser independiente de la inclusión o no del nitrato en el análisis por lo que esta primera opción fue desechada. La segunda opción consiste en utilizar valores tipo locales definidos a partir del conjunto de datos medidos en el área de estudio. Esta segunda opción explica mejor la varianza de los datos (tabla 2).

Los valores característicos de las variables (temperatura potencial θ, salinidad S, oxígeno disuelto O, fosfato P, nitrato N y silicato Si) para cada una de los seis masas de agua (STW, SAAW, ESSW, AAIW, PDW y SSAW) son estimados de la siguiente manera: los valores tipo de temperatura potencial y salinidad se toman de Silva et al. (2009), excepto para el SSAW, cuyos valores termohalinos se definen por primera vez en este estudio en base a los datos superficiales registrados durante la campaña Humboldt-09 al sur de los 40° S (tabla 1). Los valores tipo del resto de las variables (oxígeno, fosfato, nitrato y silicato) no están disponibles en la literatura científica por lo que se definen unas "ventanas" de temperatura potencial (±0.2 °C) y de salinidad (±0.05) alrededor de los valores termohalinos tipo de cada masa de agua. A continuación se calcula el valor tipo para cada variable como el promedio de los valores medidos en todos los puntos localizados dentro de estas "ventanas" definidas para cada masa de agua. Una vez definidos los valores tipo se aplica el mismo procedimiento iterativo explicado en la sección anterior. Como última mejora, los valores tipo de fosfato, silicato y oxígeno para el AAIW y ESSW son refinados de modo que todos los datos medidos estén situados dentro del espacio delimitado por los valores tipo de cada masa de agua (segunda condición del método OMP), siempre y cuando, los residuos no aumenten. Los valores tipo resultantes aparecen en la tabla 1.

Una vez definidos correctamente los valores tipo, el sistema de ecuaciones (2) puede resolverse, bien usando cinco variables (θ, S, O, P, y Si) o seis (incluyendo el N), con lo que se obtiene un sistema de ecuaciones sobredeterminado para cada punto muestreado). Para las simulaciones sin nitrato, por ejemplo, tenemos cinco incógnitas; por lo tanto podemos determinar las contribuciones de hasta seis masas de agua. En el sistema de ecuaciones (2), es una matriz 6 x 6, = (X₁, X₂, X₃, X₄, X₅, X₆) es el vector que contiene los coeficientes de mezcla para las seis masas de agua, = (8, S, O, P, Si, 1) es el vector de las observaciones y = (R_θ, R_S, R_O, R_P, R_Si, R_mass) es el vector de los residuos de cada variable (incluyendo masa). Las masas de agua que han sido consideradas son las que fueron discutidas en la introducción: SSAW, STW, SAAW, ESSW, AAIW y PDW (tabla 1).

La inclusión del nitrato en el análisis no ayuda a mejorar los resultados. De hecho, la varianza explicada por el modelo (R²) decrece, además de que el modelo reproduce muy pobremente la varianza de los datos de nitrato (tabla 2). Esto se debe probablemente al comportamiento no conservativo de esta variable y a la importancia de la desnitrificación presente a diferentes profundidades con condiciones hipóxicas en el área de estudio (Silva et al. 2009). En consecuencia, se decidió prescindir del nitrato con el fin de optimizar el análisis OMP clásico.

Después de este proceso los residuos son minimizados ostensiblemente, el mínimo residuo corresponde a la conservación de masa (menos de 10^-3) y los máximos al oxígeno (~0.3 mL L^-1) y al fosfato (~0.2 µmol kg^-1). Esto implica que estas variables no se comportan realmente de manera conservativa a la escala del área de estudio; por lo tanto, sus concentraciones están condicionadas por la remineralización de la materia orgánica. Sin embargo, el uso de valores tipo locales para las masas de agua (asumiendo que todas las variables se comportaban de una manera conservativa a una escala regional), combinado con la poca influencia (bajo peso) asignada a las variables no conservativas y la minimización de los residuos por medio del proceso iterativo, permitió obtener un conjunto optimizado de coeficientes de mezcla con el método clásico. El modelo resultante explica la mayor parte de la varianza del conjunto de datos utilizado (99.4% de la temperatura potencial, 72.8% de la salinidad, 81.2% del oxígeno, 99.8% del silicato y 91.7% del fosfato) (tabla 2), lo que implica un buen ajuste del modelo, a pesar de que se omiten los ciclos biogeoquímicos.

Implementación del análisis OMP cuasi-extendido

Para el enfoque cuasi-extendido se definieron parámetros preformados para el nitrógeno, NO = 9.33 NO₃ + O₂ (Anderson 1995, Fraga et al. 1998, Pérez et al. 2001), y para el fosfato, PO = 135 PO₄ + O₂ (Broecker 1974). En la nueva formulación del sistema de ecuaciones (2) se sustituyeron las variables no conservativas por estas dos variables preformadas. Al principio del procedimiento se calcularon las variables preformadas NO y PO para cada punto con la ayuda de las dos ecuaciones antes descritas. Los valores tipo para estas dos variables cuasi-conservativas pueden determinarse de la misma manera que para las variables biogeoquímicas (calculando la media de todos los puntos localizados dentro de una ventana alrededor de los valores tipo de θ y S). Esto es equivalente a utilizar de los coeficientes de mezcla antes calculados (X_i) y resolver las ecuaciones para los valores tipo (NO_i,PO_i) correspondientes a estos parámetros preformados.

Una vez obtenidos los valores tipo, se pueden calcular de nuevo los coeficientes de mezcla resolviendo el sistema de ecuaciones para cada punto con el siguiente conjunto de variables aproximadamente conservativas: θ, S, NO, PO y Si (tabla 1). Suponemos que el Si se comporta de manera conservativa en nuestra zona de estudio ya que el OMP clásico explicó correctamente el 99.8% de su varianza. De aquí en adelante se sigue la misma metodología que para el análisis OMP clásico pero sustituyendo al nitrato, fosfato y oxígeno con las variables preformadas. En consecuencia, se normalizan y ponderan tanto los datos medidos como los valores tipo (tabla 1) y el sistema de ecuaciones fue resuelto para cada punto muestreado por el método de mínimos cuadrados no negativos.

El modelo de mezcla obtenido explica el 99.1% de la varianza de θ, el 72.8% de S, el 99.7% de Si, el 79.4% de PO y el 74.6% de NO. La desviación estándar de los residuos de NO (50.06 µmol kg^-1) es la mitad de la esperada si se combinan las desviaciones estándar de los residuos del oxígeno y del nitrato (9.33 σ_N + σ_O = 94.5 µmol kg^-1). Además, la desviación estándar de los residuos de PO (32.8 µmol kgr¹) es también menor a la que cabría esperar de las desviaciones estándar de los residuos del oxígeno y del fosfato (135 σ_P + σ_O = 48.1 µmol kg^-1) (tabla 2).

El método OMP cuasi-extendido permite indirectamente (utilizando nutrientes preformados) superar el problema debido a la variabilidad biogeoquímica y la dificultad de estimar un valor apropiado para la OUR en la región de estudio. Además, permite incluir al nitrato en el análisis bajo la forma de NO; en consecuencia, se decidió utilizar este método para el presente trabajo. El conjunto de coeficientes de mezcla obtenidos con este OMP cuasi-extendido se utiliza más adelante para caracterizar la contribución de las diferentes masas de agua en los datos de la campaña Humboldt-09, tanto a lo largo de los transectos como en los diferentes espacios propiedad-propiedad.

 

RESULTADOS

Distribución vertical de propiedades

Las figuras 2, 3 y 4 muestran la distribución de temperatura potencial, salinidad, oxígeno disuelto, fosfato, nitrato y silicato a lo largo de los transectos latitudinal (paralelo al talud, M) y zonales (perpendiculares al talud; N, C y S). En la superficie y en las capas subsuperficiales (primeros 150 m), tanto la temperatura potencial como la salinidad aumentan progresivamente hacia latitudes tropicales, de 12.5 a 17.5 °C y de 33.5 a 35, respectivamente (fig. 2), reflejando la transición de aguas subpolares a aguas subtropicales y ecuatoriales. Las aguas subpolares superficiales fluyen hacia el ecuador y entran en la parte sur del área de estudio, transportando en sus propiedades oceánicas la influencia de los sistemas de baja presión subpolares. Estas aguas provienen de una región donde las abundantes tormentas reducen la radiación solar incidente en la superficie del mar y las altas tasas de precipitación reducen la salinidad de las capas superficiales (Silva et al. 2009). Por otro lado, el anticiclón del Pacífico subtropical favorece una elevada tasa de evaporación inducida por la intensa radiación solar recibida en la zona norte (tropical) de la región estudiada. Estas condiciones favorecen un incremento de la salinidad y la temperatura potencial de las capas superficiales, dando origen a la STW. Se aprecia un claro contraste entre las aguas cálidas (~20 °C) y saladas (~35.2) de origen tropical y las aguas subpolares, mucho menos saladas (~ 33.8) y más frías (~11.5°C) (ver fig. 2).

La anterior descripción es consistente con los patrones de circulación dominantes en las aguas superficiales de la zona central de Chile: La HC transporta SAAW hacia el norte (ecuador) y se encuentra con STW que fluye hacia el sur con la PCCC (Strub et al. 1998). Se cree que el SAAW subduce bajo STW aproximadamente a 35° S, originando un mínimo somero de salinidad (Leth et al. 2004). En la parte más austral de la región estudiada aparecen aguas con valores especialmente bajos de salinidad (~3) y alto contenido en oxígeno (~5.7 mL L^-1) (figs. 2, 3). Se trata de aguas subantárticas modificadas por la gran precipitación de primavera y la descarga de abundante agua dulce durante la fusión estival de los fiordos del sur de Chile, dando origen a la SSAW.

En la sección M de temperatura potencial-salinidad (fig. 2) puede apreciarse un núcleo subsuperficial de alta salinidad en la parte norte de la sección que se extiende hacia el sur con la PU y que se va erosionando progresivamente con la distancia. Este núcleo de alta salinidad ocupa los primeros 500 m de la columna de agua a lo largo de la sección N. Sin embargo, aparece restringido a la zona próxima al talud continental en la sección C y desaparece completamente en la sección S (fig. 2). Este núcleo presenta a su vez valores extremadamente bajos de oxígeno disuelto (<0.5 mL L^-1) y altas concentraciones de nutrientes (fosfato > 2.5 µmol kg^-1, nitrato > 40 µmol kg^-1) (figs. 3, 4). Es notable cómo la zona de mínimo oxígeno (OMZ, por sus siglas en inglés) coincide perfectamente con este núcleo de elevada salinidad. El alto contenido de nutrientes se debe a la remineralización de la materia orgánica, proceso que a su vez reduce la concentración de oxígeno disuelto en el agua. La masa de agua que responde a estas características es el ESSW y su núcleo está localizado entre 200 y 250 m de profundidad. El ESSW fluye hacia el polo a lo largo de sus isopicnas características, mezclándose y perdiendo progresivamente su identidad. El ESSW desaparece completamente en el transecto S a 41.6° S (figs. 2, 3, 4).

A profundidades intermedias (400-1200 m) y a lo largo del transecto M se observa una lengua caracterizada por bajos valores de salinidad (~34.25) y temperatura potencial (~3 °C), que parece extenderse hacia el norte desde los 44° S. Esta lengua transporta AAIW, una masa de agua bastante homogénea formada por convección invernal al norte del Frente Polar Antártico (Hartin et al. 2011). Se ha documentado que el AAIW cruza el ecuador antes de perder completamente sus propiedades (Strub et al. 1998); presenta un máximo relativo de oxígeno disuelto (3-4.7 mL L^-1) y un mínimo relativo de nutrientes (P < 2 µmol kg^-1, N < 30 µmol kg^-1 y Si < 50 µmol kg^-1) (figs. 3, 4).

Por debajo del AAIW, a profundidades mayores de 1200 m, encontramos una masa de agua muy homogénea; se trata de PDW. En esta campaña la profundidad máxima de muestreo fue de 1500 m, por lo que esta masa de agua sólo pudo ser muestreada de 1200 a 1500 m de profundidad. Se cree que el PDW ocupa el resto de la columna de agua desde los 1200 m de profundidad hasta el fondo del océano (Leth et al. 2004). Esta masa de agua es más salada (~34.68) y ligeramente más fría (~1.75 a 3 °C) que las aguas intermedias suprayacentes; también se caracteriza por valores bajos de oxígeno disuelto (~1.7 mL L^-1) y alta concentración de nutrientes (P > 2.5 µmol kg^-1, N > 40 µmol kg^-1, Si > 80 µmol kg^-1) (figs. 2, 3, 4). A estas profundidades se ha documentado que el PDW fluye hacia el polo (Shaffer et al. 2004) a velocidades siempre inferiores a 0.5 m s^-1 (Leth et al. 2004).

Diagramas propiedad-propiedad

Resulta de utilidad examinar como se distribuyen los puntos muestreados en varios diagramas propiedad-propiedad (fig. 5). En el diagrama temperatura potencial-salinidad se pueden apreciar seis masas de agua distintas, cada una situada a una densidad característica (fig. 5a). En las capas con densidad potencial menor a 26 kg m^-3 encontramos las tres masas de agua superficiales (STW, SSAW y SAAW); STW predomina en el norte del área estudiada, contrastando con SSAW y SAAW por sus altos valores de temperatura potencial y salinidad. Por otro lado, el SSAW resulta ser más cálida y dulce que el SAAW, siendo ambas masas de agua las predominantes en el sur de la región estudiada.

En densidades alrededor de σ_θ = 26.25 kg m^-3 encontramos ESSW, más salada y ligeramente más fría que el SSAW. El ESSW se encuentra localizada principalmente en el norte de la zona estudiada. A mayor profundidad (σ_θ = 27.2 kg m^-3) y en la parte más austral de la zona de estudio, encontramos AAIW, más fría y dulce que el ESSW. Finalmente, a mayores profundidades (σ_θ > 27.4 kg m^-3), la protagonista es el PDW, que se caracteriza por tener la temperatura potencial más baja registrada en el área de estudio y valores de salinidad por encima de los típicos del AAIW (fig. 5a, tabla 1).

En la figura 5b pueden distinguirse algunas de las propiedades características de las seis masas de agua presentes en la zona estudiada. Las dos masas de agua superficiales subantárticas presentan valores relativamente elevados de oxígeno disuelto, en claro contraste con la hipoxia característica del ESSW. El AAIW también presenta altos valores de oxígeno disuelto, lo que es indicativo de la proximidad del área de estudio a su zona de formación, al norte del Frente Polar Antártico (Hartin et al. 2011). En lo referente al contenido en fosfato, y como era de esperar, las aguas profundas presentan una mayor abundancia que las aguas superficiales, siendo entre estas últimas el STW la menos rica en fosfato. El ESSW y el PDW presentan el mayor contenido en fosfato de todas las masas de agua presentes en la zona (fig. 5b, c). Por último, cabe destacar que los mayores valores de silicato se encuentran en el PDW, llegando a quintuplicar los valores encontrados en las otras masas de agua (fig. 5d).

En la figura 5c se puede apreciar la relación de Redfield entre nitrato y fosfato (16:1), representada por la recta a lo largo de la cual se alinean la mayoría de los puntos. Los valores atípicos (puntos muy alejados de dicha recta) se explican por las condiciones hipóxicas presentes en las capas con ESSW (σ_θ= 26.25 kg m^-3) y en algunos puntos muestreados pertenecientes al PDW (σ_θ > 27.4 kg m^-3). La desviación se debe a que la estequiometría de Redfield (N:P) fue definida para la degradación de la materia orgánica en aguas bien oxigenadas y, en consecuencia, no es válida en ambientes hipóxicos donde la desnitrificación tiene lugar. En condiciones cuasi-anóxicas no hay suficiente oxígeno disuelto en el agua para mantener la oxidación de la materia orgánica, entonces el nitrato juega el papel del oxígeno disuelto, convirtiéndose en receptor de electrones y reduciéndose en una serie de pasos hasta llegar a nitrógeno elemental (Thomas 1966, Anderson et al. 1982, Codispoti y Christensen 1985). Primero el nitrato es reducido a nitrito, generando un mínimo local de nitrato y un máximo local de nitrito (Wooster et al. 1965, Zuta y Guillen 1970, Diaz 1984, Codispoti y Christensen 1985). Este déficit de nitrato altera la proporción molar N:P, generando una clara desviación de la pendiente de la proporción 16:1 característica de la remineralización de la materia orgánica en condiciones aeróbicas (Silva et al. 2009).

 

DISCUSIÓN

Diagramas propiedad-propiedad para cada masa de agua

Tanto el método OMP clásico, que utiliza los valores tipo locales para oxígeno y nutrientes (descartando el nitrato para el análisis), como el método OMP cuasi-extendido basado en el uso de variables preformadas, funcionaron bien a la hora de explicar la varianza de los datos, presentando desviaciones estándares similares (tabla 2). Sin embargo, ambos métodos reprodujeron de una manera menos precisa la variabilidad de los datos de salinidad (73% en ambos casos). La versión cuasi-extendida sólo puede reproducir el 75% de PO y el 70% de NO, aparentemente a causa del proceso de desnitrificación presente en el área de estudio. Sin embargo, las distribuciones obtenidas con ambos métodos son muy similares. En consecuencia, y dado que el método cuasi-extendido tiene la ventaja de evitar el problema generado por la oxidación de la materia orgánica, se utilizó dicho método para el cálculo de las contribuciones de las distintas masas de agua en cada uno de los puntos muestreados durante la campaña Humboldt-09.

Mediante el análisis OMP se definieron los valores tipo característicos de las seis masas de agua presentes en el área de estudio. Dichos valores pueden ser apreciados en las figuras 6, 7 y 8, en las cuales se ha representado el conjunto de datos en los distintos espacios propiedad-propiedad. En los diagramas de temperatura potencial vs salinidad (fig. 6) puede apreciarse el cambio progresivo de las características en función de la profundidad, donde el STW, SAAW y SSAW ocupan las capas superficiales, el ESSW y el AAIW los niveles intermedios, y el PDW en las capas profundas. También se aprecia un cambio progresivo en las propiedades a lo largo de la latitud, con STW (ESSW) comparativamente muy saladas y cálidas frente al SSAW/SAAW (AAIW). En el diagrama de fosfato vs oxígeno (fig. 7) la diferencia más notable aparece en las capas subsuperficiales, con ESSW que presenta mucho menos oxígeno y mucho más fosfato que el AAIW. En el diagrama silicato vs oxígeno (fig. 8) todas las masas de agua presentan valores muy bajos de silicato excepto el PDW y, en menor medida, el ESSW.

Los resultados confirman el correcto funcionamiento del análisis OMP ya que los puntos localizados cerca de los valores tipo de una determinada masa de agua, presentan altas contribuciones de dicha masa de agua. Este hecho da confianza respecto a la capacidad del método OMP para determinar las contribuciones de las distintas masas de agua en cada punto muestreado.

Distribuciones verticales para cada masa de agua

El análisis OMP cuasi-extendido proporciona las contribuciones de las diferentes masas de agua en cada punto muestreado. Con esta información es posible representar las contribuciones de las diferentes masas de agua a lo largo del transecto latitudinal y de los transectos zonales cubiertos durante la campaña oceanográfica Humboldt-09. Las figuras 9 y 10 proporcionan información útil acerca de la trayectoria recorrida por las masas de agua y de la manera en que se mezclan entre ellas a lo largo de su trayectoria.

En la figura 9 se muestra la distribución de contribuciones de las distintas masas de agua para el transecto M. El gráfico superior se centra en las capas superficiales, abarcando desde la superficie hasta 180 m de profundidad. El gráfico inferior representa la columna de agua de 180 a 1400 m de profundidad. En las capas superficiales encontramos SSAW, con su núcleo localizado entre 43° y 36° S, presente en toda la sección S (fig. 10). Dicho núcleo se erosiona progresivamente conforme avanza hacia el ecuador al mezclarse con SAAW y STW. Debajo del SSAW encontramos SAAW, a profundidades desde 40 hasta 120 m en la región más costera de la sección S, profundizándose más aún conforme nos alejamos de la costa en dicha sección (fig. 10). Esta masa de agua es transportada hacia el norte por la HC (Strub et al. 1998), mezclándose a lo largo de su recorrido con SSAW y STW, y hundiéndose finalmente bajo el STW en la Convergencia Subtropical a 35° S (Silva et al. 2009). En su camino hacia el norte se situará por encima del ESSW, ocupando una capa más delgada de los 20 a los 70 m de profundidad en el tran-secto C, y finalmente se reduce a una cuña de 20 m de ancho en el transecto N. El SAAW aflora cerca de la costa, desplazando el STW hacia el oeste en los transectos C y N (fig. 10).

El STW se encuentra en la superficie y ocupa una capa de hasta 45 m de espesor entre 23 y 26° S (fig. 9). El STW se extiende hacia el sur desde latitudes tropicales transportada por la PCCC (Silva et al. 2009). Durante su camino se encuentra con una cuña de SSAW y SAAW que la separa de la costa chilena, desplazándola hacia el oeste (fig. 10). Conforme avanza hacia el polo todavía pueden encontrarse indicios de STW a 75.3° W en el transecto C, pero dicha masa de agua desaparece totalmente en el transecto S. Debajo del STW encontramos ESSW. A 23° S (fig. 9) esta masa de agua ocupa unos 500 m de la columna de agua, con un núcleo relativamente somero a 140 m de profundidad. El ESSW se mueve hacia el sur como una cuña transportada por la PU (Leth et al. 2004). En su camino hacia el polo, su parte superior se hunde bajo el SAAW, desde los 70 m en el transecto C hasta 140 m cerca de la costa del transecto S (fig. 10). El ESSW va perdiendo progresivamente su identidad al mezclarse con el SAAW en su parte superior y con el AAIW en su parte inferior (figs. 9, 10).

A profundidades intermedias identificamos el AAIW (desde los 400 hasta los 1000 m) (figs. 9, 10), formada al norte del Frente Polar Antártico (Hartin et al. 2011). El AAIW es transportada hacia el ecuador mezclándose y erosionándose progresivamente en su parte superior con el ESSW, más salada, y con el PDW en su parte inferior. Encontramos el AAIW a lo largo de todo el transecto latitudinal y en todos los transectos zonales aunque su participación en la columna de agua en latitudes tropicales es bastante escasa. Su núcleo está localizado a 600 m de profundidad y se extiende hacia el norte como una lengua de agua relativamente dulce con valores de salinidad entre 34.1 y 34.3. Además, el AAIW presenta un máximo local de oxígeno disuelto (3-4.7 mL L^-1) y un mínimo local de nutrientes (P < 2 µmol kg^-1, N < 30 µmol kg^-1) (figs. 3, 4).

Debajo del AAIW, a profundidades mayores de 1200 m, se encuentra el PDW. En esta campaña sólo fue posible muestrear la parte superior de esta masa de agua que se extiende hasta los 3000 m de profundidad (Silva et al. 2009). Dicha masa de agua fluye lentamente hacia el sur mientras se mezcla con AAIW en su parte superior (figs. 9, 10). El PDW se caracteriza por presentar valores más altos de nutrientes y un menor contenido en oxígeno disuelto que el AAIW (tabla 1).

 

CONCLUSIONES

El análisis de la temperatura potencial, la salinidad, los nutrientes inorgánicos y el oxígeno disuelto de los datos de la campaña Humboldt-09 indica la presencia de distintas masas de agua superficiales, intermedias y profundas que se mezclan progresivamente a lo largo de su recorrido, erosionando sus propiedades características. La distribución de las propiedades fisicoquímicas a lo largo de los transectos zonales y del transecto latitudinal muestra claramente la estratificación de las distintas masas de agua. Estas masas de agua pueden distribuirse aproximadamente en cuatro estratos de agua: aguas superficiales (hasta unos 60 m), aguas centrales (desde 60 m hasta unos 200-400 m), aguas intermedias (desde 200-400 m hasta unos 1200 m) y aguas profundas (por debajo de 1200 m de profundidad). Una característica relevante de las aguas superficiales y centrales, formadas dentro del extenso giro subtropical del Pacífico sur, es que ocupan un estrato de agua relativamente delgado en comparación con las aguas intermedias y profundas de origen extratropical. Esto contrasta con otros sistemas de frontera oriental, como los sistemas de corrientes de Canarias, Oregon y Benguela, donde las aguas centrales llegan a mayor profundidad (Tomczak y Godfrey 2003).

La primera tarea consistió en identificar adecuadamente los valores de temperatura potencial, salinidad, oxígeno disuelto y nutrientes inorgánicos que caracterizan las masas de agua presentes en la zona de estudio: SAAW, SSAW, STW, ESSW, AAIW y PDW. Antes de este estudio no existían en la literatura científica valores tipo de nutrientes inorgánicos y oxígeno disuelto para caracterizar estas masas de agua. Tampoco se habían sido definido con anterioridad los valores tipo de temperatura potencial y salinidad que caracterizan al SSAW. Con el objetivo de establecer correctamente estos valores tipo se examinaron los datos disponibles mediante los métodos OMP clásico y cuasi-extendido, sometidos a un proceso iterativo. Los valores tipo que caracterizan las diferentes masas de agua deben englobar todos los puntos muestreados en los diferentes espacios propiedad-propiedad, incluyendo el clásico diagrama de temperatura potencial-salinidad. El método OMP es capaz de resolver las contribuciones de las diferentes masas de agua en cada punto muestreado. La tabla 1 representa los valores tipo calculados para las diferentes masas de agua presentes en la zona de estudio.

En esta región se aprecia una transición de aguas de origen subantártico a aguas de origen ecuatorial y tropical. Después de haber calculado la contribución de cada masa de agua en cada uno de los puntos muestreados se examinó cómo dichas contribuciones se repartían a lo largo del transecto latitudinal y de los transectos zonales. El hecho más relevante es el contraste entre la progresiva transición latitudinal (en paralelo al talud continental) con la transición zonal mucho más brusca (perpendicular a la costa). Esto sucede en todas las profundidades excepto en las capas más profundas donde el PDW es la masa de agua dominante.

Conforme se avanza hacia el norte las contribuciones de las distintas masas de agua cambian progresivamente. Cerca de la superficie (primeros 60 m) existe una progresiva transición de SSAW y SAAW a STW. Justo debajo, en la parte superior de las aguas centrales (60-200 m), se encuentra una muy baja participación del SSAW en el extremo sur y del STW en el extremo norte. Dichas masas de agua son reemplazadas respectivamente por SAAW y ESSW a esas profundidades. A mayor profundidad y en la zona norte del área de estudio, el AAIW se encuentra con ESSW y se hunde ligeramente debajo de ella a la vez que se mezcla parcialmente en la parte baja del estrato central de agua (200-400 m). Sin embargo, en la zona sur de la región estudiada, el AAIW es la única masa de agua presente a niveles intermedios (400-1000 m). Entre 1000 y 1100 m de profundidad todavía pueden encontrarse remanentes de AAIW en la zona sur pero conforme se avanza hacia el norte, el PDW ocupa totalmente este rango de profundidades.

En contraste con los suaves cambios de propiedades oceánicas observados latitudinalmente, en la dirección perpendicular a la costa las masas de agua cambian de una manera mucho más abrupta. Cerca de la superficie (60 m superiores) el SSAW predomina en la sección S, con SAAW y STW (más mar adentro) alternándose en la sección C, y con STW como la masa de agua dominante en la sección N. Por debajo (de 60 a 200 m) se encuentra una mayor variabilidad, con ESSW y SAAW presentes en todas las secciones. El ESSW domina a mayores profundidades y en bajas latitudes, mientras que el SAAW predomina en latitudes altas. El SAAW se encuentra a mayor profundidad conforme se avanza mar adentro a lo largo del transecto N y aparece a menores profundidades en el transecto C. A mayor profundidad existe mucha menos variabilidad en la dirección perpendicular a la costa, con ESSW como única masa dominante entre los 200 y 400 m excepto en la sección S, donde algo de SAAW está presente mar adentro. Por debajo del ESSW, la masa de agua que predomina hasta los 1100 m de profundidad es el AAIW. En las capas más profundas encontramos al PDW como masa de agua dominante.

Es de reseñar el contraste del AAIW (con baja salinidad, bajo contenido de nutrientes y alto contenido en oxígeno) con el ESSW (con alta salinidad, alto contenido de nutrientes y muy bajo contenido de oxígeno). Estas son las dos masas de agua dominantes entre los 250 y 650 m a lo largo de todo el transecto latitudinal. Aproximadamente el 40% del AAIW se encuentra entre 250 y 1100 m a 44° S y entre 550 y 650 m a 23° S (se hunde conforme avanza hacia el ecuador). El ESSW se encuentra asociada a valores muy bajos de oxígeno disuelto y altos de nutrientes, es decir, con la OMZ. Una lengua de esta masa de agua penetra hacia el sur centrada en 250 m de profundidad. El bajo contenido de oxígeno disuelto del ESSW puede influenciar las propiedades de las masas de agua subyacentes (AAIW y PDW) como sugiere Silva et al. (2009). La parte sur de la OMZ del Pacífico suroriental se ventila mezclándose con SAAW en su parte superior y con AAIW en su parte inferior. Cambios en la contribución de dichas masas de agua en la columna de agua pueden reflejar cambios en las condiciones climáticas en sus respectivas zonas de formación. Estos cambios podrían alterar el patrón de ventilación de la parte austral de la OMZ, condicionando su evolución en el futuro. Dado que se ha detectado una tendencia a largo plazo de expansión de las OMZs de los océanos tropicales (Stramma et al. 2008), el método OMP podría ser de utilidad para trabajos futuros a la hora de explicar como los cambios en la extensión de la OMZ responden a cambios en las contribuciones de las distintas masas de agua en esa región.

Las diferencias observadas en los gradientes zonales y latitudinal representan indudablemente los patrones de la circulación regional dominante, caracterizada por estrechas corrientes latitudinales que recorren toda el área de estudio (Silva et al. 2009). Estas corrientes se convierten en rutas que permiten un sustancial intercambio latitudinal de propiedades a larga distancia, transportando aguas de origen tropical hasta regiones subantárticas y viceversa. Como resultado de este esquema de corrientes los gradientes zonales se ven magnificados. Los resultados obtenidos en este estudio proporcionan una buena idea de la variabilidad regional, pero están limitados por el escaso número de transectos zonales y su reducida extensión; a pesar de esto permiten apreciar la gran variabilidad de las masas de agua presentes en esta importante región climática y enfatizan la necesidad de llevar a cabo más caracterizaciones físico-químicas de la región en el futuro.

 

AGRADECIMIENTOS

El primer autor agradece la cofinanciación JAE-predoc del Consejo Superior de Investigaciones Científicas (CSIC) y del Fondo Social Europeo. La campaña Humboldt-09 fue financiada a través del proyecto "Campaña Oceanográfica Humboldt-2009, Tránsito de Retorno del BIO Hespérides Primavera 2009" (CTM2008-02497-E/MAR), a cargo del Ministerio de Ciencia e Innovación de España. Los autores agradecen a la tripulación y al equipo técnico del BIO Hespérides la colaboración prestada, particularmente a J Llinás, J Vallo y M Pastor su ayuda en los muestreos. No podemos terminar sin agradecer inmensamente a F Fernández y J Peña sus útiles comentarios en relación al análisis OMP y a M Abad el análisis de los nutrientes inorgánicos.

 

REFERENCIAS

Anderson JJ, Okubo A, Robbins AS, Richards FA. 1982. A model for nitrite and nitrate distributions in oceanic oxygen minimum zones. Deep-Sea Res. 29(9A): 1113-1140.         [ Links ]

Anderson SA. 1995. On the hydrogen and oxygen contents of marine phytoplankton. Deep-Sea Res. 42: 1675-1680.         [ Links ]

Broecker WS. 1974. 'NO', a conservative water mass tracer. Earth Planet. Sci. Lett. 23: 100-107.         [ Links ]

Codispoti LA, Christensen JP, 1985. Nitrification, denitrification and nitrous oxide cycling in the eastern tropical South Pacific Ocean. Mar. Chem. 16: 227-300.         [ Links ]

Diaz M. 1984. Distribución de fosfatos, nitratos y nitritos en una sección frente a Iquique (201160S). Invest. Pesq. 31: 103-108.         [ 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 ]

Gouretski VV, Koltermann KP. 2004. WOCE Global Hydrographic Climatology. Berichte des BSH 35, 52 pp.         [ Links ]

Halpin PM, Strub PT, Peterson WT, Baumgartner TR. 2004. An overview of interactions among oceanography, marine ecosystems and human disruptions along the eastern margins of the Pacific Ocean. Rev. Chil. Hist. Nat. 77: 371-409.         [ Links ]

Hartin CA, Fine RA, Sloyan BM, Talley LD, Chereskin TK, Happell J. 2011. Formation rates of Subantarctic Mode Water and Antarctic Intermediate Water within the South Pacific. Deep-Sea Res. I 58: 524-534.         [ Links ]

Karstensen J, Tomczak M. 1998. Age determination of mixed water masses using CFC and oxygen data. J. Geophys. Res. 103: 599-610.         [ Links ]

Karstensen J, Tomczak M. 1999. Manual for OMP Analysis Package for MATLAB, version 2.0. http://www.ldeo.columbia.edu/~jkarsten/omp_std/.         [ Links ]

Leth O, Shaffer G, Ulloa O. 2004. Hydrography of the eastern South Pacific Ocean: Results from the Sonne 102 cruise, May-June 1995. Deep-Sea Res. II 51: 2349-2369.         [ Links ]

Mackas DL, Denman KL, Bennett AF. 1987. Least-square multiple tracer analysis of water mass composition. J. Geophys. Res. 92: 2907-2918.         [ Links ]

Pastor MV, Peña-Izquierdo J, Pelegrí JL, Marrero-Díaz A. 2012 Meridional changes in water properties off NW Africa during November 2007/2008. Cienc. Mar. 38: 223-244.         [ Links ]

Penven P, Echevin V, Pasapera J, Colas F, Tam J. 2005. Average circulation, seasonal cycle, and mesoscale dynamics of the Peru Current System: A modeling approach. J. Geophys. Res. 110: C10021, doi: 10.1029/2005JC002945.         [ 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: 1-24.         [ Links ]

Pérez FF, Mintrop L, Llinas O, González-Dávila 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 ]

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

Schneider W, Fuenzalida RF, Núñez RG, Garcés-Vargas J, Bravo L, Figueroa DL. 2007. Discussion of the Humboldt Current system and water masses in the north zone and center off Chile. Cienc. Tecnol. Mar. 30: 21-36.         [ Links ]

Scripps Institution of Oceanography. 1969. Physical and chemical data from SCORPIO Expedition in the South Pacific Ocean. USNS Eltain Cruises 28 and 29, 12 March-21 July 1967. SIO Reference 69-15; WHOI Reference 69-56, La Jolla, CA, 89 pp.         [ Links ]

Scripps Institution of Oceanography. 1974. Physical and Chemical Data Report, PIQUERO Expedition, 16 December 1968-16 April 1969. SIO Reference 74-27, 59 pp.         [ Links ]

Shaffer G, Hormazabal S, Pizarro O, Ramos M. 2004. Circulation and variability in the Chile Basin. Deep-Sea Res. I 51: 1367-1386.         [ Links ]

Silva N, Konow D. 1975. Contribución al conocimiento de las masas de agua en el Pacífico sudoriental, Expedición Krill, 3-4 julio-agosto 1974. Rev. Com. Perm. Pac. Sur 3: 63-75.         [ Links ]

Silva N, Rojas N, Fedele A. 2009. Water masses in the Humboldt Current System: Properties, distribution, and the nitrate deficit as a chemical water mass tracer for Equatorial Subsurface Water off Chile. Deep-Sea Res. II 56: 1004-1020.         [ Links ]

Stommel H, Stroup ED, Reid JL and Warren BA. 1973. Transpacific hydrographic sections at Lats. 43°S and 28°S: The SCORPIO Expedition. I. Preface. Deep-Sea Res. 20: 1-7.         [ Links ]

Stramma L, Johnson GC, Sprintall J, Mohrholz V. 2008 Expanding oxygen-minimum zones in the tropical oceans. Science 320: 655-658.         [ Links ]

Strub P, Mesias J, Montecino V, Rutllant J, Salinas S. 1998. Coastal ocean circulation off western South America. In: Robinson A, Brink K (eds.), The Sea, Vol. 11, The Global Coastal Ocean. Wiley, New York, pp. 272-313.         [ Links ]

Thomas WH. 1966. On denitrification in the northeastern Tropical Pacific Ocean. Deep-Sea Res. 13: 1109-1114.         [ 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 DGB. 1989. Optimum multiparameter analysis of mixing in the thermocline of the eastern Indian Ocean. J. Geophys. Res. 94: 16141-16149.         [ Links ]

Tomczak M, Godfrey JS. 2003. Regional Oceanography: An Introduction. 2nd ed. Daya Publishing House, Delhi, 390 pp.         [ Links ]

Tomczak M, Liefrink S. 2006. Interannual variations of water mass properties and volumes in the Southern Ocean. Ocean Sci. Discuss. 3: 199-219.         [ Links ]

Wooster WS, Chow TJ, Barrett I. 1965. Nitrite distribution in Peru Current waters. J. Mar. Res. 23: 210-221.         [ Links ]

Zuta S, Guillen O. 1970. Oceanografía de las aguas costeras del Perú. Bol. Inst. del Mar de Peru 2: 157-324.         [ Links ]

 

NOTA

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