Artículos

 

El golfo de California es una fuente de bióxido de carbono hacia la atmósfera

 

The Gulf of California is a source of carbon dioxide to the atmosphere

 

Claudia Rodríguez-Ibáñez¹, Saúl Ávarez-Borrego¹*, SG Marinone², José Rubén Lara-Lara³

 

Centro de Investigación Científica y de Educación Superior de Ensenada,

¹ Departamento de Ecología Marina. *Corresponding author. E-mail: alvarezb@cicese.mx

² Departamento de Oceanografía Física.

³ Departamento de Oceanografía Biológica, Carretera Ensenada-Tijuana 3918, Zona Playitas, Ensenada, CP 22860, Baja California, México.

 

Received August 2012,
received in revised form February 2013,
accepted March 2013.

 

RESUMEN

El intercambio de agua entre el golfo de California y el océano Pacífico tiene un componente vertical (CVIA) significativo. Agua superficial (0-200 m) del golfo fluye hacia el Pacífico y agua profunda (200-600 m) fluye hacia dentro del golfo. Este mecanismo permite el aporte neto de constituyentes disueltos cuyas concentraciones aumentan con la profundidad, incluyendo el carbono inorgánico disuelto (CID). Se utilizaron dos escenarios para estimar el aporte neto de CID del Pacífico al golfo (CID_{APORTE NETO}) y compararlo con la producción fitoplanctónica nueva de todo el golfo (P_NUEVA) para inferir si el golfo es un sumidero o una fuente de CO₂. Los valores promedios anuales del CVIA fueron 0.67 ± 0.10 Sv en el primer escenario y 0.23 ± 0.02 Sv en el segundo (1 Sv = 10⁶ m³ s^-1). Comparando CID_{APORTE NETO} con P_NUEVA el resultado es que el golfo es una fuente de CO₂ hacia la atmósfera en ambos escenarios, con promedios anuales de (18.16 ± 6.14) x 10¹² y (7.66 ± 2.65) x 10¹² gramos de carbono en la forma de CO₂, respectivamente. Estos valores son equivalentes a un promedio de 123.5 ± 41.8 y 52.1 ± 18.0 g m^-2 año^-1, respectivamente. El valor del primer escenario es más alto que el mayor valor para el Pacífico ecuatorial oriental, de acuerdo con reportes en la literatura (~108 g m^-2 año^-1), lo cual nos conduce a concluir que el valor para el segundo escenario está más cerca de la realidad.

Palabras clave: golfo de California, intercambio de agua con el Pacífico, producción fitoplanctónica nueva, flujo de CO₂ del golfo a la atmósfera.

 

ABSTRACT

Water exchange between the Gulf of California and the Pacific Ocean has a significant vertical component (VCWE). Surface (0-200 m) gulf water flows out into the Pacific Ocean and deep (200-600 m) water flows into the gulf. This is a mechanism that allows for the net input to the gulf of dissolved constituents whose concentrations increase with depth, including dissolved inorganic carbon (DIC). Two scenarios were used to estimate the net input of DIC from the Pacific into the gulf (DIC_{NET INPUT}) and to compare this net input with new phytoplankton production in the whole gulf (P_NEW) in order to infer if the gulf is a sink or source of CO₂. The average annual values of VCWE were 0.67 ± 0.10 Sv in the first scenario and 0.23 ± 0.02 Sv in the second scenario (1 Sv = 10⁶ m³ s^-1). After comparing DIC_{NET INPUT} with P_NEW the result is that the gulf is a source of CO₂ to the atmosphere in both scenarios, with an annual average out-gassing of (18.16 ± 6.14) x 10¹² and (7.66 ± 2.65) x 10¹² grams of carbon in the form of CO₂ in the first and second scenarios, respectively. These values are equivalent to an average of 123.5 ± 41.8 and 52.1 ± 18.0 g m^-2 yr^-1, respectively. The value for the first scenario is higher than the highest value for the eastern equatorial Pacific as reported in the literature (~108 g m^-2 yr¹), which leads us to conclude that the value for the second scenario is closer to reality.

Key words: Gulf of California, water exchange with the Pacific, new phytoplankton production, CO₂ flux from the gulf to the atmosphere.

 

INTRODUCCIÓN

Los océanos se consideran los principales sumideros de CO₂. Por tanto, un mejor conocimiento del flujo neto de CO₂ en la interfase atmósfera-océano es importante para conocer el destino de este gas de efecto invernadero que se emite a la atmósfera terrestre (Callendar 1938, Revelle y Suess 1957, Brewer 1978, Siegenthaler y Sarmiento 1993). Con base en la distribución global de los valores de ΔpCO₂ (ΔpCO₂ = presión parcial del CO₂ en agua superficial menos la presión parcial del CO2 atmosférico: pCO_2agua - pCO_2aire), para un año de referencia (2000) se estimó una captación neta global de CO₂ antropogénico por el océano de 2.0 ± 1.0 PgC año^-1 (un petagramo de carbono equivale a 10¹⁵ gramos de carbono en forma de CO₂) (Takahashi et al. 2009). No obstante, el océano costero ha sido mayormente ignorado en los esfuerzos globales en torno al presupuesto de carbono, a pesar de que los flujos relacionados de carbono y nutrientes son desproporcionadamente altos en comparación con su área superficial (Chen et al. 2003). Una síntesis de mediciones globales de pCO_2agua indica que la mayoría de las plataformas continentales abiertas en regiones templadas y de alta latitud están subsaturadas con respecto a pCO_>2aire durante todas las estaciones del año, aunque las plataformas de baja latitud parecen estar sobresaturadas (Chen y Borges 2009). Estos últimos autores indican que las plataformas continentales absorben el CO₂ atmosférico (entre 0.33 y 0.36 PgC año^-1).

El golfo de California es un mar marginal del océano Pacífico con alta productividad primaria (Álvarez-Borrego y Lara-Lara 1991). Los vientos del noroeste generan surgencias en la costa oriental (condiciones de "invierno" de diciembre a mayo) y los vientos del sureste generan surgencias en la costa de la península de Baja California (condiciones de "verano" de julio a octubre), junio y noviembre siendo periodos de transición (Roden 1964). Las zonas de surgencia costera presentan sobresaturación en CO2 con respecto al equilibrio atmosférico debido al ingreso de aguas profundas ricas en CO₂ a la capa de mezcla (Borges 2005).

La región norte del golfo de California presenta rangos espectaculares de marea, con un intervalo de >7 m durante mareas vivas en la parte más al norte y de >4 m en la región de las islas grandes. A pesar de una estratificación relativamente fuerte en el verano, la mezcla por mareas en la región de las islas grandes produce una mezcla vigorosa en la columna de agua hasta una profundidad de >500 m, con el efecto neto de transportar agua fría y rica en nutrientes a la superficie (Simpson et al. 1994) y crear una situación ecológica similar a la de surgencias constantes (Álvarez-Borrego 2002). Esto también tiene el efecto de convertir las zonas alrededor de las islas grandes en fuentes de CO₂ hacia la atmósfera (Zirino et al. 1997, Hidalgo-González et al. 1997).

Con base en valores de pH y alkalinidad, Hidalgo-González et al. (1997) realizaron muestreos en el verano para generar datos de pCO_2agua y el flujo de CO₂ entre el mar y la atmósfera para la región de las islas grandes. El flujo de CO₂ calculado fue hacia la atmósfera y fue mayor durante las mareas posvivas (hasta 23 mmol m^-2 d^-1). Según Hidalgo-González et al. (1997), los flujos de CO₂ hacia la atmósfera en el invierno deberían ser mayores que los del verano debido a una menor estratificación del agua y a la mayor pCO_2agua en invierno que en verano. Se han calculado los siguientes valores máximos de pCO_2agua para la región de las islas grandes: 560 μatm para octubre de 1985 (Zirino et al. 1997), 446 μatm para julio de 1990 (Hidalgo-González et al. 1997), 560 μatm para septiembre de 1996 (Hernández-Ayón et al. 2007a) y 1200 μatm para marzo de 2002 (Hernández-Ayón et al. 2007b). Estos valores indican que la región de las islas grandes es un área que actúa como una fuente casi permanente de CO₂ hacia la atmósfera a lo largo del año.

El golfo de California gana calor de la atmósfera (Bray 1988, Lavín y Organista 1988). Este calor tiene que ser exportado al océano Pacífico de alguna forma, de lo contrario la temperatura del golfo estaría aumentando (Lavín et al. 1997). El intercambio de agua entre el golfo de California y el Pacífico tiene un componente vertical que consiste de aguas superficiales y subsuperficiales menos densas, más calientes, más salinas y pobres en nutrientes (Álvarez-Borrego 2012) y carbono inorgánico disuelto (CID) fluyendo del golfo al Pacífico, y para balancear este flujo, aguas relativamente profundas, más densas, más frías, menos salinas y ricas en nutrientes y CID fluyen hacia dentro del golfo. Estos flujos, en la superficie y a profundidad, se encuentran en casi todo el golfo (Bray 1988, Marinone 2003).

El componente vertical del intercambio de agua (CVIA) entre el golfo de California y el océano Pacífico es el transporte integrado lateralmente en la entrada al golfo. El CVIA no consiste de un componente vertical de advección. El componente horizontal del intercambio de agua es eliminado al integrar la velocidad a través de la boca del golfo para cada profundidad (Álvarez-Borrego 2012). Una restricción para este tipo de estimación es que el flujo de agua hacia afuera tiene que ser igual al flujo de agua hacia dentro del golfo, en la boca, debido al principio de conservación de la masa. No obstante, el transporte de constituyentes disueltos, tales como nutrientes y CID, no es balanceado a la entrada del golfo porque sus concentraciones son mayores a profundidad que en la superficie. El CID y los nutrientes que entran al golfo del océano Pacífico entre los 200 y 600 m de profundidad son transportados a lo largo del golfo, y mediante surgencias y mezcla son acarreados a la zona eufótica donde se consumen por la producción fitoplanctónica nueva. El CID, cuando ya se encuentra en la capa de mezcla, también participa en el intercambio de gases con la atmósfera (fig. 1).

No se ha publicado una estimación, obtenida mediante métodos físicos, del CVIA para la entrada del golfo de California. Álvarez-Borrego (2012) usó un método biogeoquímico para producir una estimación del CVIA para la boca del golfo de 0.67 ± 0.10 Sv (el número después de ± es un error estándar = s n^-0.5), saliendo al Pacífico entre 0 y 200 m y entrando al golfo entre 200 y 600 m de profundidad. Este CVIA es sólo ~7% del total de intercambio de agua que tiene un componente horizontal grande (e.g., Roden 1972). El método de Álvarez-Borrego (2012) se basa en suponer que la concentración de nutrientes es constante en el golfo. Para estimar el CVIA, usó el aporte neto promedio anual de nitrato necesario para sostener la producción fitoplanctónica nueva de todo el golfo (P_NUEVA, kg C año^-1). La producción nueva es la fracción de la producción fitoplanctónica total sostenida por el aporte de nitrato que viene de afuera de la zona eufótica (Dugdale y Goering 1967).

Por otro lado, Álvarez-Borrego y Giles-Guzmán (2012) usaron el aporte neto promedio anual del Si disuelto requerido para sostener la producción de partículas de sílice biogénico preservadas en los sedimentos del golfo de California para producir una estimación independiente del CVIA de 0.23 ± 0.02 Sv para la entrada del golfo. Hidalgo-González y Álvarez-Borrego (2004) estimaron la producción fitoplanctónica nueva en diferentes regiones del golfo mediante imágenes de satélite y modelos, y sus resultados fueron usados por Álvarez-Borrego (2012) para deducir un promedio anual de P_NUEVA igual a (31.04 ± 1.58) x 10⁹ kg C para todo el golfo. Según Álvarez-Borrego y Giles-Guzmán (2012), la diferencia entre su valor de CVIA y el de Álvarez-Borrego (2012) sugiere que Hidalgo-González y Álvarez-Borrego (2004) posiblemente sobrestimaron la producción fitoplanctónica nueva.

Álvarez-Borrego y Giles-Guzmán (2012) usaron su valor del CVIA para estimar el aporte neto promedio anual de nitrato del océano Pacífico al golfo de California, y mediante la razón de Redfield lo transformaron en P_NUEVA para todo el golfo ((9.26 ± 3.18) x 10⁹ kg C año^-1). De manera similar se puede estimar el aporte neto promedio anual de CID del océano Pacífico al golfo (CID_{APORTE NETO}). Una comparación del CID_{APORTE NETO} y el promedio anual de P_NUEVA para todo el golfo permite inferir si el golfo actúa como sumidero o fuente de CO₂. Si el CID_{APORTE NETO} es mayor que la P_NUEVA anual, el exceso de CO₂ tiene que fluir del agua del golfo a la atmósfera y viceversa (fig. 1). Se trata de un método nuevo para estimar los flujos de CO₂ entre el mar y la atmósfera a lo largo del golfo. Es una alternativa al método tradicional que usa valores de pCO_2agua y pCO_2aire para estimar los flujos de CO₂. Existen pocos datos acerca del sistema de CID en el golfo de California. Generar valores apropiados de pCO_2agua para todo el golfo sería muy costoso y requeriría mucho tiempo, posiblemente siendo necesario realizar un gran número de cruceros para obtener valores promedios representativos para todo el año.

El objetivo de este trabajo es cuantificar el CID_{APORTE NETO} y estimar la cantidad promedio anual de CO₂ que fluye a través de la interfase aire-mar en todo el golfo para dos escenarios, cada uno con un valor diferente del CVIA. Nuestros objetivos son: (a) proporcionar una respuesta a la pregunta de si el golfo es sumidero o fuente de CO₂; y (b) proporcionar una primera aproximación del valor promedio anual del flujo agua-aire de CO₂ para todo el golfo, para los dos escenarios. Finalmente, se comparan nuestros valores con valores del flujo agua-aire de CO₂ documentadas en la literatura para regiones oceánicas para determinar cuál de los dos escenarios es el más cercano a la realidad.

 

MATERIALES Y MÉTODOS

La entrada al golfo de California se considera un lugar donde el CID del océano Pacífico entra al golfo y de ahí es transportado a lo largo del golfo. Se supone que los perfiles de CID en todo el golfo son constantes en una escala de promedios anuales. Este método sólo requiere un perfil promedio anual de CID para la entrada del golfo. El golfo se considera una caja abierta al Pacífico para el intercambio de agua y componentes disueltos, así como abierta a la atmósfera para el intercambio de gases (fig. 1). Una vez adentro del golfo el CID_{APORTE NETO} tiene que ser balanceado por su consumo a través de la P_NUEVA y el intercambio agua-aire de CO₂:

CID_{APORTE NETO}- P_NUEVA - CO_2INTERCAMBIO = 0,

CO_2INTERCAMBIO =CID_{APORTE NETO} - P_NUEVA(1)

Si CO_{2 INTERCAMBIO} es positivo hay un exceso de CID_{APORTE NETO} después de que el nitrato ha sido consumido por P_NUEVA, y el CO₂ fluye del agua a la atmósfera. Si CO_2INTERCAMBIO es negativo hay un déficit de CID_{APORTE NETO} y el CO₂ fluye de la atmósfera al agua. Esto sucede a pesar de las características particulares de los perfiles de CID en las diferentes regiones del golfo. El intercambio de gases sucede con intensidades diversas en las diferentes regiones del golfo según su dinámica física particular (mezcla y surgencias), pero nuestro objetivo es producir una estimación promedio de CO_2INTERCAMBIO para todo el golfo.

Se usaron dos posibles escenarios, uno con el valor de CVIA de Álvarez-Borrego (2012) y el otro con el de Álvarez-Borrego y Giles-Guzmán (2012). El CID_{APORTE NETO} a través de la boca del golfo de California se calcula como la diferencia entre el transporte hacia dentro del golfo en la capa profunda (200-600 m) (CID_INGRESO) y el transporte hacia afuera del golfo (CID_INGRESO) en la capa superficial (0-200 m) (CID_{APORTE NETO} = CID_INGRESO - CID_EGRESO). Se requieren promedios anuales de las concentraciones de CID (PACID) apropiados para cada capa (0-200 y 200-600 m) en la boca del golfo. Las medias aritméticas no representan PACID correctamente. Estos PACID tienen que ser promedios ponderados, donde el factor de ponderación es el transporte de agua integrado horizontalmente en cada profundidad (T_INTz,m²s^-1).

Según Álvarez-Borrego (2012), como una primera aproximación, se pueden usar valores relativos que representan la forma del promedio de un perfil vertical de T_INTz como el factor de ponderación. Se usaron una forma similar a la del promedio del perfil de transporte integrado (a través del golfo central) de Bray (1988) y los resultados de Marinone (2003) en cuanto al transporte de calor y sal para generar un perfil de T_INTz con valores relativos (T_INT(z)) para 0-600 m, con un transporte integrado relativo de cero a los 200 y 600 m (fig. 2, tomada de Álvarez-Borrego 2012). Las profundidades con cero T_INT(Z) (200 y 600 m) no necesariamente no tienen movimiento; son profundidades con igual ingreso y egreso de agua (Álvarez-Borrego 2012).

Se consultó el National Oceanographic Data Center, operado por la National Oceanic and Atmospheric Administration (NOAA) de los Estados Unidos (http://www.nodc.noaa.gov/), para obtener datos de pH y alcalinidad total (AT) y generar un perfil promedio anual de CID para la boca del golfo y para 0-600 m de profundidad. Desafortunadamente, sólo se encontraron tres estaciones hidrográficas útiles (crucero de la NOAA de abril de 1994). Fue posible generar un total de 13 perfiles de CID a partir de datos de dos estaciones hidrográficas del crucero del B/I Alexander Agassiz de abril de 1974 (Gaxiola-Castro et al. 1978), de cuatro estaciones del crucero del B/I DeSteiguer de noviembre de 1985 (generados por Alberto Zirino y proporcionados por José Martín Hernández-Ayón, com. pers., IIO-UABC, Ensenada), de tres estaciones del crucero del B/I DeSteiguer de julio de 1990 (nuestros datos), y de una estación del B/I Francisco de Ulloa de septiembre de 1997 (proporcionados por JM Hernández-Ayón) (la ubicación de las estaciones de muestreo se muestra en la figura 3). Cinco de las estaciones fueron ocupadas en "invierno" y ocho en "verano". Idealmente, estas estaciones deberían de haber estado localizadas en una línea conectando Cabo San Lucas con Cabo Corrientes, que define la entrada al golfo.

Generalmente se documentan datos precisos y confiables de pH ya que la metodología es relativamente simple; sin embargo, los datos de AT pueden ser menos confiables porque el uso de soluciones de ácido clorhídrico requiere de muy buenas estandarizaciones. Por lo tanto, la alcalinidad específica superficial (AS = AT/clorinidad = 1.80655 x AT/S, donde S es la salinidad) se supuso constante e igual a 119 μmol de carga kg^-1, que es la media del valor de Culberson (1972, 120 μmol kg^-1) para el océano Pacífico frente a la entrada del golfo y del valor de Gaxiola-Castro et al. (1978, 118 μmol kg^-1). Este valor de la alcalinidad específica superficial (119 μmol kg^-1) también se obtiene con los valores de AT superficial calculados con las relaciones globales de Lee et al. (2006, la relación para su región 1). Se supuso que la alcalinidad específica cambia con la profundidad a la misma tasa que la documentada por Gaxiola-Castro (1978; i.e., 122 μmol kg^-1 para 500-600 m de profundidad). Se usaron los valores de salinidad de cada estación hidrográfica para calcular los perfiles de AT (AT = S x AS/1.80655). El CID se calculó con la expresión de Skirrow (1965), usando la constante de disociación aparente de ácido bórico de Edmond y Gieskes (1970), y las dos constantes de disociación aparente de ácido carbónico de Mehrbach et al. (1973), según la modificación de Plath et al. (1980). Estas expresiones requieren datos de pH en la escala del National Bureau of Standards (NBS) de los Estados Unidos. Los datos de pH de1974, 1985 y 1990 están en la escala del NBS, los datos de1994 están en la escala de agua de mar y los datos de 1997 están en la escala de iones de hidrógeno total. Debido a la poca importancia relativa del ión fluoruro, las escalas total y de agua de mar sólo difieren ligeramente (Zeebe y Wolf-Gladrow 2001). Por lo tanto, los datos de pH de 1994 y 1997 fueron transformados a la escala del NBS de acuerdo con Millero et al. (1988), como si ambos conjuntos de datos estuvieran en la escala de iones de hidrógeno total. Ya que el CID no cambia con la temperatura en un reservorio cerrado, para calcularlo se usó el pH medido junto con los valores de temperatura del laboratorio.

El perfil promedio anual de T_INT(z) (fig. 2) y el de CID (fig. 4) fueron combinados para generar los promedios ponderados de CID para cada capa, 0-200 y 200-600 m: PACID_(0-200) = ∑(CID_(z) x T_INT(z))/∑(T_INT(z)), con Z cambiando de 0 a 200 m, y de manera similar para 200-600 m). Para calcular el flujo promedio de CID desde el golfo de California hacia el océano Pacífico en la capa de 0-200 m (CID_EGRESO), se multiplicó PACID_(0-200) (mol m^-3) por el transporte de agua (10⁶ x CVIA m³ s^-1). De forma similar se calculó el flujo promedio de CID del Pacífico hacia dentro del golfo en la capa de 200-600 m (CID_INGRESO). Cada uno de los dos resultados fue transformado en un flujo anual de CID:

CID_EGRESO mol año^-1 = (PACID_(0-200) mol m^-3)(10⁶ x CVIA m³ s^-1)(86,400 s d^-1)(365 d año^-1) (2)

CID_INGRESO mol año^-1 = (PACID_(200-600) mol m^-3)(10⁶ xCVIA m³ s^-1)(86,400 s d^-1)(365 d año^-1) (3)

Subsecuentemente, el egreso anual de CID en la capa superficial se restó del ingreso anual en la capa profunda para obtener el aporte neto de CID al golfo:

CID_{APORTE NETO} = CID_INGRESO- CID_EGRESO mol año^-1 (4)

y se comparó el CID_{AP0RTE NETO} con la P_NUEVA para inferir si el golfo actúa como un sumidero o una fuente de C0₂.

A fin de explorar las diferentes posibilidades para el intercambio aire-mar de C02 en el golfo, se usaron dos escenarios: en el primero, CVIA fue igual a 0.67 ± 0.10 Sv y P_NUEVA fue igual a (31.04 ± 1.58) x 10⁹ kg C año^-1 (Álvarez-Borrego 2012); en el segundo, CVIA fue igual a 0.23 ± 0.02 Sv y P_NUEVA fue igual a (9.26 ± 3.18) x 10⁹ kg C año^-1 (Álvarez-Borrego y Giles-Guzmán 2012). Los perfiles verticales promedio anual de T_INT(z) (valores relativos) y CID fueron los mismos para ambos escenarios; por lo tanto, los valores de PACID(0-200) y PACID(200-600) también fueron los mismos para ambos escenarios.

Los errores estándar se calcularon según D'Hainaut (1978). No obstante, el valor de CVIA para la capa superficial (0-200 m) siempre tiene que ser igual al de la capa profunda (200-600 m). Debido al principio de conservación de la masa, no hay grados de libertad para que estos dos flujos de agua cambien independientemente. Ya que el egreso de CID del golfo al océano Pacífico se sustrae del ingreso al golfo del Pacífico para obtener el CID_{APORTE NETO}, al multiplicar el promedio ponderado de CID para cada capa por 10⁶ x CVIA no es necesario tomar en cuenta la incertidumbre del valor de CVIA (±0.10 Sv en un caso y ±0.02 Sv en el otro). Por la misma razón, la incertidumbre de P_NUEVA, según lo calcularon Álvarez-Borrego y Giles-Guzmán (2012), depende sólo de la incertidumbre de los valores promedios ponderados de NO3 para cada capa y no de la incertidumbre de CVIA. Así, al sustraer P_NUEVA de CID_{APORTE NETO} para inferir si existe un exceso de CID o viceversa, en vez de usar el valor de P_NUEVA de Álvarez-Borrego y Giles-Guzmán (2012) ((9.26 ± 3.18) x 10⁹ kg C año^-1), se usó el valor recalculado de (9.26 ± 1.09) x 10⁹ kg C año^-1.

 

RESULTADOS

El promedio anual de CID para la boca del golfo de California, para los primeros 200 m, ponderado por T_INT(z), fue 2.100 ± 0.012 mol m^-3, y el promedio ponderado respectivo para la capa de 200-600 m fue 2.294 ± 0.006 mol m^-3. En el primer escenario, el flujo promedio de CID hacia el océano Pacífico en la capa de 0-200 m (ec. 2) fue (2.100 ± 0.012 mol m^-3)(670,000 m³ s^-1)(86,400 s d^-1)(365 d año^-1) = (44.37 ± 0.25) x 10¹² mol año^-1. Asimismo, el flujo promedio anual de CID hacia dentro del golfo en la capa de 200-600 m (ec. 3) fue (48.47 ± 0.13) x 10¹² mol año^-1. La diferencia es el aporte neto promedio anual de CID del Pacífico al golfo (ec. 4): CID_{APORTE NETO} = [(48.47 ± 0.13) - (44.37 ± 0.25)] x 10¹² = (4.10 ± 0.38) x 10¹² mol año^-1 = (49.20 ± 4.56) x 10¹² g C año^-1. Al sustraer P_NUEVA de CID_{APORTE NETO} (eq. 1): CO21NTERCAMB10 = [(49.20 ± 4.56) x 10¹² - (31.04 ± 1.58) x 10¹²] g C año^-1 = (18.16 ± 6.14) x 10¹² gramos de carbono en forma de C0₂ por año. Éste es un exceso de CID_{AP0RTE NET0} con respecto al requerido para sostener P_NUEVA y tiene que fluir del agua del golfo a la atmósfera.

En el segundo escenario, CID_EGRES0 (ec. 2) fue (2.100 ± 0.012 mol m^-3)(230,000 m³ s^-1)(86,400 s d^-1)(365 d año^-1) = (15.23 ± 0.09) x 10¹² mol año^-1. De igual manera, CID_INGRES0 en la capa de 200-600 m (ec. 3) fue (16.64 ± 0.04) x 10¹² mol año^-1. La diferencia fue el aporte neto promedio anual de CID del océano Pacífico al golfo (ec. 4): CID_{AP0RTE NET0} = [(16.64 ± 0.04) - (15.23 ± 0.09)] x 10¹² = (1.41 ± 0.13) x 10¹² mol año^-1 = (16.92 ± 1.56) x 10¹² g C año^-1. Al sustraer P_NUEVA de CID_{AP0RTE NET0} (ec. 1): CO_2INTERCAMBIO = [(16.92 ± 1.56) x10¹² - (9.26 ± 1.09) x 10¹²] g C año^-1 = (7.66 ± 2.65) x 10¹² gramos de carbono en forma de C02 por año. Una vez más, éste es un exceso de CID_{AP0RTE NET0} con respecto al requerido para sostener P_NUEVA y tiene que fluir del agua a la atmósfera.

 

DISCUSIÓN

Para los sistemas de surgencia de Perú y Chile, una de las áreas oceánicas más productivas del mundo, se ha registrado sobresaturación de CO₂ con respecto a la atmósfera, con valores de pCO_2agua de hasta 1200 μatm (Borges 2005, Torres et al. 2011). El golfo de California es un sistema de surgencia costera y actúa como una fuente de CO₂ a la atmósfera en ambos escenarios. Esto se debe a que la pendiente de la relación CID-nitrato es mayor que la razón de Redfield en aguas subsuperficiales y profundas del golfo (fig. 5). Cuando aguas subsuperficiales y relativamente profundas son acarreadas a la zona eufótica por surgencias y/o mezcla, después de que todo el nitrato es consumido por la producción fitoplanctónica nueva, CID queda como un exceso, como ya ha sido indicado por Borges (2011). El golfo de California es una fuente de CO₂ a la atmósfera debido a la relación CID-nitrato, sin importar el valor de CVIA.

A profundidad, la respiración aumenta el CID y NO₃, presuntamente siguiendo la razón de Redfield, pero la respiración no es el único proceso que afecta el CID y N0₃. El exceso de CID en relación con NO₃ se debe a la disolución de esqueletos de carbonato de calcio a profundidad (Park 1965), a procesos de desnitrificación asociados con la zona de mínimo de oxígeno en el océano Pacífico oriental (Thomas 1966), y a diferencias de CID preformado (Park 1965). Los procesos de disolución de carbonato de calcio y desnitrificación suceden a lo largo de la trayectoria de las masas de agua desde su origen en latitudes altas y no sólo en el golfo. La disolución de carbonato de calcio sucede en aguas más profundas que ~200 m debido a la subsaturación con respecto a ambas aragonita y calcita en el golfo de California (Gaxiola-Castro et al. 1978) y en todo el océano Pacífico nororiental (Park 1968), y la desnitrificación sucede a profundidades entre 100 y 800 m en el océano Pacífico oriental debido a la reducción de nitrato por bacterias cuando la concentración de oxígeno disuelto es muy baja (Thomas 1966). Considerando que la temperatura de las masas de agua disminuye con la profundidad, las aguas profundas del golfo tuvieron una mayor solubilidad de gases (incluyendo CO₂) en su latitud de origen, cuando estuvieron en contacto con la atmósfera (Culberson y Pytkowicz 1970), y consecuentemente mayor CID preformado que las aguas más someras del golfo.

El CID requerido por la P_NUEVA promedio anual para todo el golfo de California tiene que ser compensado por una exportación del golfo al Pacífico, y dentro del golfo por una exportación de la columna de agua a los sedimentos. La mayor parte del carbono orgánico producido por la P_NUEVA es exportada del golfo al Pacífico en la forma de carbono orgánico disuelto (Álvarez-Borrego 2012). Con base en las estimaciones de Thunell et al. (1993), la exportación de carbono orgánico particulado a los sedimentos es sólo ~3% del carbono requerido por la P_NUEVA. Por tanto, cada año la "bomba biológica" lleva un promedio de entre ~280 x 10⁹ y 930 x 10⁹ gramos de carbono orgánico particulado al fondo del golfo.

Se realizó un análisis de sensibilidad para evaluar el efecto de cambiar el perfil de la alcalinidad específica y el valor de CVIA sobre CID_{APORTE NETO}. También se llevó a cabo un ejercicio para observar el efecto de cambiar el perfil del CID promedio sobre CID_{APORTE NETO}, equilibrando las aguas de la capa de mezcla con el valor promedio de pCO2 de la NOAA para 2013 de 396 ppm. Si se cambia la alcalinidad específica superficial a 118 μmol kg^-1, en vez de 119, y su tasa de cambio con la profundidad se mantiene igual que en las estimaciones previas, los promedios ponderados de CID (PACID_(0-200) y PACID_(200-600)) son menores que los originales. Los resultados para CID_{APORTE NETO} en los dos escenarios son básicamente iguales a los valores originales. Si se cambia la alcalinidad específica superficial a 120 μmol kg^-1, PACID_(0-200) y PACID_(200-600) cambian a valores mayores que los originales. Una vez más, los resultados en ambos escenarios para CID_{APORTE NETO} son básicamente los mismos que los valores originales. Por ende, el valor de CID_{APORTE NETO} no varía significativamente con los cambios de los perfiles de alcalinidad. La relación entre el valor de CID_{APORTE NETO} y CVIA es directo y lineal. Si el CVIA cambia por un cierto porcentaje, CID_{APORTE NETO} también cambia por el mismo porcentaje y en la misma dirección.

Ya que nuestros datos pertenecen a años entre 1974 y 1997, tienen el efecto de una fracción grande del CO₂ antropogénico que ha sido absorbido por esta región del océano. En la boca del golfo, aguas a más de ~33 m de profundidad (profundidad promedio de la capa de mezcla) tienen valores de pCO_2agua mayores que 396 ppm (no se muestran). Así, en promedio, el valor de la pCO₂ atmosférica para 2013 sólo afecta la pCO_2agua de la superficie a ~33 m. Si la pCO_2agua de la capa de mezcla está en equilibrio con el valor atmosférico de 2013, el pH superficial decrece 0.02 unidades en promedio y PACID(_0-200) es 2.104 ± 0.012 mol m^-3, y el promedio ponderado respectivo para 200-600 m se mantiene igual que el valor original. En estas condiciones, en tanto el primer como el segundo escenario, los valores de CID_{APORTE NETO} no difieren significativamente de los originales. Por lo tanto, hasta 2013, las correcciones a las estimaciones de CID_{AP0RTE NET0} debido a que las aguas superficiales del golfo tienden a estar equilibradas con una creciente pCO₂ atmosférica pueden considerarse insignificantes dado nuestros errores estándar grandes. Por otra parte, es razonable suponer que el CO₂ antropogénico almacenado en el golfo de California es prácticamente igual al del océano Pacífico adyacente (~15 mol CO₂ m^-2, Sabine et al. 2004), por lo que no producirá ninguna diferencia apreciable en el intercambio entre los dos. Este almacenamiento se ha acumulado durante el último siglo y medio y una fracción grande debe ser parte del perfil de CID que estamos usando.

El uso de dos capas, 0-200 y 200-600 m, no es la única opción. Marinone (2003) usó un modelo de tres dimensiones para predecir la circulación en el golfo de California. Al integrar la circulación anual promedio pronosticada por este modelo a lo ancho de la boca del golfo, el CVIA entre el golfo y el océano Pacífico muestra cuatro capas: 0-200,200-600, 600-1200 y 1200-2600 m. Sin embargo, no existe ningún mecanismo físico conocido que transporte nutrientes y CID desde aguas muy profundas (e.g., >600 m) hasta la zona eufótica para ser utilizados por el fitoplancton. Además, en la región de las islas grandes y el golfo central, la profundidad de los umbrales entre las cuencas no es mayor que ~500 m.

El aporte neto de nutrientes y CID no es transportado a la zona eufótica de manera homogénea a lo largo del golfo ya que hay diferencias regionales de su dinámica física. Como lo menciona Álvarez-Borrego (2012), las surgencias en la costa este del golfo durante condiciones de "invierno", los remolinos ciclónicos en diferentes partes del golfo y la mezcla intensa en la región de las islas grandes durante todo el año (principalmente con mareas vivas y durante el "invierno") son mecanismos que transportan aguas profundas ricas en nutrientres y CID a la zona eufótica. La región de las islas grandes es la zona del golfo con los mayores flujos de CO₂ del agua a la atmósfera durante todo el año; como ya se mencionó, es la zona con los mayores valores de pCO_2agua (e.g., Hernández-Ayón et al. 2007b). La región de surgencias de "invierno" frente a la costa oriental podría ser la zona del golfo con los segundos flujos más altos de CO₂ del agua a la atmósfera.

Estas estimaciones de CID_{APORTE NETO} como promedios anuales son primeras aproximaciones a la realidad, y hay oportunidades para trabajos futuros sobre su variabilidad temporal como los cambios estacionales y aquellos causados por la incidencia de eventos El Niño, tal como fue indicado por Álvarez-Borrego (2012) para el importe neto de nitrato del Pacífico al golfo.

Sería interesante comparar los resultados presentados aquí, comparando CID_{APORTE NETO} y P_NUEVA, con los obtenidos con el método tradicional que usa valores de pCO_2agua y pCO_2aire para estimar los flujos de CO₂ agua-atmósfera; sin embargo, como ya se mencionó, los datos del sistema del CID para todo el golfo de California son muy escasos. Generar suficientes valores de pCO_2agua para todo el golfo, así como obtener valores promedios representativos para las diferentes regiones y para todo el año, será muy costoso y requerirá de mucho tiempo, posiblemente siendo necesario realizar un gran número de cruceros. Es una tarea para el futuro.

Con base en el balance entre el aporte neto de sílice disuelto del océano Pacífico al golfo y de sílice biogénico preservado en los sedimentos de todo el golfo, Álvarez-Borrego (2012) indicó que el valor de 0.67 Sv podría ser una sobrestimación para el CVIA.

Al transformar los resultados de los flujos agua-aire de CO₂ del golfo en gramos por metro cuadrado por año, para cada escenario, en el primer escenario el valor promedio es 123.5 ± 41.8 g m^-2 año^-1 y en el segundo es 52.1 ± 18.0 g m^-2 año^-1. Los máximos promedios anuales de flujos de CO₂ del agua al aire de los océanos del mundo, según Takahashi et al. (2009), son entre 24 y 108 g m^-2 año^-1, en lugares como el océano Pacífico ecuatorial oriental donde las surgencias son continuas. El golfo de California está casi en equilibrio con la atmósfera durante condiciones de "verano", con excepción de la región de las islas grandes, y durante el "invierno" se generan surgencias principalmente del lado este. Por lo tanto, un flujo promedio anual de CO₂ por unidad de área para todo el golfo no puede ser mayor que el máximo para lugares como el Pacífico ecuatorial oriental. Esto indica que el segundo escenario es más aceptable, con un aporte promedio de CO₂ a la atmósfera de (7.66 ± 2.65) x 10¹² g C año^-1 para todo el golfo, y que el valor de CVIA de (0.23 ± 0.02) Sv se acerca más a la realidad que (0.67 ± 0.10) Sv. Este aporte de C0₂ del golfo a la atmósfera es sólo ~1.7% del aporte anual de C02 a la atmósfera de todo el Pacífico ecuatorial oriental (0.48 Pg C año^-1, Takahashi et al. 2009), que tiene un área muy grande en comparación con la del golfo. No obstante, cuando se suman todas las zonas costeras de los océanos del mundo, el valor podría ser muy importante (i.e., Chen y Borges 2009).

 

AGRADECIMIENTOS

La primera autora recibió una beca del Consejo Nacional de Ciencia y Tecnología. Agradecemos a José Martín Hernández-Ayón el haber proporcionado los datos de pH de Alberto Zirino y algunos de los suyos, así como su crítica constructiva. También agradecemos a dos revisores anónimos sus comentarios y críticas constructivas. José María Domínguez y Francisco Ponce realizaron el trabajo artístico.

 

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Nota

Traducido al español por Christine Harris.