Campañas oceanográficas

Se llevaron a cabo campañas oceanográficas en costas mexicanas entre septiembre de 2016 y julio de 2017. En septiembre de 2016 se realizaron 2 muestreos a bordo del B/O Altaír, perteneciente a la Secretaría de Marina Armada de México (SEMAR); el primero se realizó en la zona marino-costera de Navachiste (frente al norte de Sinaloa) (NAV2016) y el segundo en la zona costera frente a Guaymas (Sonora) (GUA2016). En marzo de 2017 se realizaron muestreos en la zona marino-costera de Navachiste (NAV2017) a bordo de una embarcación con motor fuera de borda. En junio de 2017 se muestrearon 3 zonas a bordo del B/O Río Tecolutla de la SEMAR: frente a Mulegé (MUL2017), en la bahía Concepción (BC2017), y frente a Mazatlán (MAZ2017) (Fig. 1).

Figura 1 Área de estudio en el golfo de California. Las subregiones muestreadas se muestran en cuadrados negros: Navachiste (a), Guaymas (b), bahía Concepción (c), Mulegé (d), Mazatlán (e), región de las grandes islas (f). 

La temperatura y la salinidad se midieron mediante un CTD Sea-Bird 19 Plus, equipado con una roseta con botellas Niskin de 5 L. En 8 estaciones en NAV2016, 5 en GUA2016, 9 en NAV2017, 4 en BC2017, 9 en MUL2017 y 7 en MAZ2017 se recolectaron, para los análisis de pH, CID y alcalinidad total (AT), muestras discretas de agua superficial en botellas de borosilicato de sodio de 350 mL con 100 µL de una solución saturada de cloruro de mercurio como preservador para detener la actividad biológica. Las botellas fueron selladas con grasa Apiezón para prevenir evaporación y contacto con la atmósfera.

Análisis de laboratorio

El CID fue analizado con un equipo Apollo SciTech AS-C3. Se utilizó ácido fosfórico al 6% para convertir todo el CID a CO₂, y éste se cuantificó con un analizador infrarrojo de alta precisión Li-COR 7000 (^{Dickson y Goyet 1994}). La AT fue analizada con un sistema de titulación Apollo SciTech AS-ALK2 y una solución de ácido clorhídrico al 0.1 M (detalles de los 3 métodos en ^{Hernández-Ayón 1995}). Se verificaron la precisión y la exactitud de los métodos, y se cuidó de no exceder los 5 µmol·kg^‒1 (0.25% error) en la diferencia de CID y AT con respecto a los valores de referencia. Los subestándares de referencia fueron elaborados en el Instituto de Investigaciones Oceanológicas de la Universidad Autónoma de Baja California (México).

El cálculo de pCO_2W se realizó con el programa CO2SYS (^{Lewis y Wallace 1998}) utilizando datos superficiales de CID, AT, temperatura, salinidad y las constantes de disociación de ^{Lueker et al. (2000)}. Se estimó el fCO₂ con la ecuación de ^{Liss y Merlivat (1986)}: F = K_wK₀ (∆pCO₂), donde K_w es el coeficiente de transferencia del CO₂ en función de la velocidad del viento a 10 m sobre el nivel del mar y K₀ es el coeficiente de solubilidad del CO₂ en función de la temperatura y la salinidad. Se utilizaron el coeficiente de transferencia del gas de ^{Ho et al. (2006)} y el coeficiente de solubilidad del CO₂ de ^{Weiss (1974)}. La presión parcial del CO₂ de la atmósfera (pCO_2A) se obtuvo del portal de internet de los Laboratorios de Investigación del Sistema de la Tierra (ESRL, por sus siglas en inglés) de la Administración Nacional Oceánica y Atmosférica (NOAA, por sus siglas en inglés; EE. UU.) para cada día de muestreo, y los valores correspondieron a la estación Mauna Loa, Hawaii (^{NOAA 2017}). Debido a fallas en el anemómetro del barco, los datos de viento para las diferentes áreas se obtuvieron del portal electrónico de MeteoEarth (http://www.meteoearth.com), del modelo del European Centre for Medium-Range Weather Forecasts; se empleó este modelo porque el espacio espectral es mayor con respecto a las parametrizaciones físicas en una malla reducida (^{ECMWF 2017}).

Como un apoyo para un mejor conocimiento de la variación de la temperatura superficial del mar (TSM) y de la concentración de clorofila (Cl_sat) en el GC durante los diferentes cruceros, se utilizaron promedios satelitales del sensor Aqua-Modis de 5 días en las fechas aproximadas de cada campaña. Para la TSM, se utilizaron datos de día, con radiancia de 11 µm de longitud de onda, y tamaño de pixel de 1.1 × 1.1 km². Para la Cl_sat, se utilizaron imágenes con nivel 3 de procesamiento y el mismo tamaño de pixel que las de la TSM. Además, se obtuvieron imágenes diarias de anomalía de altura del nivel del mar (ANMa), con resolución espacial de 0.25° y datos nivel L4, producidas por AVISO y CMEMS. La velocidad geostrófica se calculó de acuerdo con ^{Pond y Pickard (2013)}. Todas las imágenes se procesaron en Matlab.

Análisis estadísticos y visualización de datos

Se realizó un análisis de componentes principales (ACP) para determinar qué factores influyeron en la variabilidad de pCO_2W en las diferentes áreas del GC. Antes, se realizó el análisis de varianza correspondiente para conocer la normalidad de datos, y al resultar no normales, se procedió a realizar el ACP. Los datos de TSM, salinidad, CID, AT, pCO_2W, pCO_2A y Cl_sat fueron normalizados; se utilizó el criterio de Broken stick de acuerdo con ^{Peres-Neto et al. (2003)}, y se obtuvieron la correlación y la significancia de todas las variables. Todo lo anterior se realizó con ayuda del software Statistica.

Los mapas de salinidad, CID, pCO_2W y fCO₂ fueron realizados con ayuda del software de distribución libre Ocean Data View v.5.0 (^{Schlitzer 2016}). Las interpolaciones de los mapas se realizaron utilizando el análisis variacional de interpolaciones de datos (DIVA) del Ocean Data View para garantizar la conservación de estructuras y una mejor visualización de resultados.

Condiciones oceanográficas deducidas de las imágenes de satélite

Los compuestos satelitales de ANMa, TSM y Cl_sat mostraron condiciones contrastantes en septiembre de 2016 y en marzo de 2017, y condiciones de transición en junio de 2017 (Fig. 2). En septiembre de 2016 se registraron remolinos anticiclónicos a lo largo del GC. En NAV2016 se observó flujo geostrófico (~16 cm·s^-1) hacia el sur, y en GUA2016 se apreció flujo geostrófico (~18 cm·s^-1) hacia la costa como parte de un remolino anticiclónico pequeño (~90 km) con una ANMa de ~24 cm (Fig. 2a). En marzo de 2017 se apreciaron anomalías negativas del nivel del mar en la mayor parte del GC, con excepción de la zona adyacente a la bahía de La Paz, y en la entrada del golfo se registró un remolino anticiclónico (~17 cm·s^-1 y altura de 15 cm). En NAV2017 se observó parte de un remolino ciclónico (-10 cm) (Fig. 2b). En junio de 2017 se presentó una entrada de agua intensa en la región oriental del GC y se apreció una intensificación de la corriente con nivel del mar alto (>25 cm·s^-1 y altura de 25 cm) en Guaymas, la cual se extendió hacia la región de las islas grandes (>30 cm·s^-1 y altura de 22-36 cm). En MUL2017 se apreció la influencia de un remolino ciclónico con flujo hacia la costa en la parte norte (~12 cm·s^-1). En MAZ2017 se registró la entrada de agua al GC con velocidad de ~25 cm·s^-1, y en la boca del GC, una circulación ciclónica (Fig. 2c).

Figura 2 Anomalías en la altura de la superficie del mar (SSHa) y flujo geostrófico (cm·s^-1) (a-c), temperatura de la superficie del mar (SST, d-f) y clorofila (Chl_sat, g-i) en septiembre de 2016 (cuadrados: rojo, NAV2016; azul, GUA2016), marzo de 2017 (cuadrado rojo, NAV2017) y junio de 2017 (cuadrados: rojo, MAZ2017; azul, MUL2017). 

En septiembre de 2016, en prácticamente todo el GC, la TSM fue >29 °C (Fig. 2d) y los valores de Cl_sat fueron <0.5 mg·m^-3. En NAV2016 se apreció una franja costera con valores de Cl_sat >1.5 mg·m^-3, y en GUA2016 se observaron valores menores (~0.8 mg·m^-3) (Fig. 2g). En marzo de 2017, los valores de TSM fueron menores que en septiembre en todo el golfo, con más de 8 °C de diferencia, y la Cl_sat fue hasta ˃1 mg·m^-3 mayor que en septiembre, con diferentes estructuras de mesoescala en concordancia con los datos de ANMa. En NAV2017 los valores de TSM fueron <22 °C y los de Cl_sat >1.5 mg·m^-3 (Fig. 2e, h). Por los patrones que se registraron en junio, este mes se consideró como época de transición, con valores de TSM y Cl_sat intermedios entre septiembre y marzo. En MUL2017 y MAZ2017 se presentaron valores de TSM <29 °C y valores de Cl_sat >0.5 mg·m^-3 (Fig. 2f, i).

Variabilidad de salinidad, carbono inorgánico disuelto, pCO_2W y fCO₂

La distribución de salinidad mostró que en NAV2016 (Fig. 3a) se registraron valores más bajos (34.70 ± 0.21, promedio y desviación estándar, respectivamente, aquí y para todos los casos sucesivos) que en NAV2017 (35.29 ± 0.29) (Fig. 3c). En GUA2016 (Fig. 3b) hubo poca variación (35.14 ± 0.01). En BC2017 (Fig. 3d) se registraron, también, valores homogéneos (35.94 ± 0.13). En MUL2017 (Fig. 3e) los valores fueron 35.28 ± 0.13, y en la región central se presentaron los valores máximos. En MAZ2017 se registró, también, poca variación de salinidad (35.02 ± 0.05) (Fig. 3f).

Figura 3 Distribución horizontal de salinidad y carbono inorgánico disuelto (DIC) para las diferentes subregiones: NAV2016 (a, g), GUA2016 (b, h), NAV2017 (c, i), BC2017 (d, j), MUL2017 (e, k) y MAZ2017 (f, l). Las figuras fueron confeccionadas utilizando Ocean Data View. 

Los valores de CID y pCO_2W presentaron condiciones contrastantes en NAV2016 (1,994 ± 3.52 µmol·kg^-1 y 428 ± 12.21 µatm, respectivamente; Figs. 3g, 4a) y NAV2017 (2,076 ± 25.08 µmol·kg^-1 y 363 ± 46.94 µatm, respectivamente; Figs. 3i, 4c). En NAV2017 las variaciones de CID y de pCO_2W fueron similares; en la estación más al norte, ambas propiedades registraron valores relativamente bajos (~2,070 µmol·kg^-1 y ~315 µatm, respectivamente), incrementaron en el área central (~2,120 µmol·kg^-1 y ~420 µatm) y disminuyeron hacia el sur (~2,080 µmol·kg^-1 y ~330 µatm). En GUA2016 se observó poca variación de CID y de pCO_2W, aunque con valores superiores hacia el sur del área (2,015 ± 16.22 µmol·kg^-1 y 434 ± 29.06 µatm, respectivamente) (Figs. 3h, 4b). En BC2017 se registró poca variación de CID y variación un poco más marcada de pCO_2W, (2,017 ± 14.69 µmol·kg^-1 y 377 ± 29.45 µatm, respectivamente) (Figs. 3j, 4d). En MUL2017 se presentó variabilidad mayor, con valores bajos hacia la zona central en mar abierto y valores altos hacia los extremos de CID (2,058 ± 15.05 µmol·kg^-1), y valores más altos de pCO_2W al norte del area (414 ± 37.79 µatm) (Figs. 3k, 4e). En MAZ2017 se presentaron los valores de CID y pCO_2W menores (1,934 ± 5.94 µmol·kg^-1 y 305 ± 12.64 µatm, respectivamente), aunque con un incremento de pCO_2W al centro del área (Figs. 3l, 4f). En general, los valores promedio mayores de CID y pCO_2W fueron los de NAV2017 y GUA2016, respectivamente, mientras que los menores de ambas variables fueron los de MAZ2017. Toda la información anterior se sintetiza en la Tabla 1.

Figura 4 Distribución horizontal de la presión parcial de CO₂ del agua de mar (pCO_2W) y la variabilidad del flujo de CO₂ (fCO₂) para las diferentes subregiones: NAV2016 (a, g), GUA2016 (b, h), NAV2017 (c, i), BC2017 (d, j), MUL2017 (e, k) y MAZ2017 (f, l). Las figuras fueron confeccionadas utilizando Ocean Data View. 

Cuatro de las 5 regiones estudiadas se comportaron como sumidero de CO₂ en marzo y junio de 2017: NAV2017, BC2017, MUL2017 y MAZ2017. NAV2016 se comportó como fuente ligera de CO₂ hacia la atmósfera; su fCO₂ promedio fue 0.38 ± 0.52 mmol C·m^-2·d^-1, con valores desde prácticamente en equilibrio con la atmósfera (0.03 mmol C·m^-2·d^-1) hasta 1.57 mmol C·m^-2·d^-1 (Fig. 4g). En GUA2016 el fCO₂ promedio fue 0.56 ± 0.46 mmol C·m^-2·d^-1, con un patrón espacial que mostró valores de equilibrio en la estación más cercana a la costa, hasta un máximo de 1.14 mmol C·m^-2·d^-1 en la estación más oceánica (Fig. 4h). Los valores positivos de septiembre de 2016 indican un flujo ligero del mar hacia la atmósfera. En NAV2017 el escenario fue diferente; el 78% del área presentó valores negativos de fCO₂, con un promedio de -0.40 ± 0.39 mmol C·m^-2·d^-1 y un intervalo de valores de -1.03 a 0.39 mmol C·m^-2·d^-1 (Fig. 4i). En BC2017 se observó una tendencia hacia valores negativos más grandes hacia el interior de la bahía, con un flujo promedio de CO₂ de -0.90 ± 0.87 mmol C·m^-2·d^-1 (Fig. 4j). En MUL2017 se presentaron valores positivos al norte y negativos al sur, con un promedio de -0.05 ± 0.74 mmol C·m^-2·d^-1 y un intervalo de valores de -1.01 a 1.37 mmol C·m^-2·d^-1 (Fig. 4k). Toda el área de MAZ2017 presentó valores negativos, con un promedio de -2.26 ± 1.85 mmol C·m^-2·d^-1 y un intervalo de valores de -4.99 a -0.42 mmol C·m^-2·d^-1 (Fig. 4l).

Estadística

El ACP indicó una varianza explicada del 34% para el primer componente y del 30% para el segundo (Fig. 5). En el primer componente, las variables de mayor peso fueron CID, AT y TSM (0.95, 0.80 y -0.74, respectivamente) y la de menor contribución fue Cl_sat (0.57). En el segundo componente, las variables de mayor peso fueron pCO_2W y pCO_2A (0.95 y -0.74, respectivamente). Las zonas que estuvieron centradas a lo largo del primer componente fueron NAV2016, GUA2016 y algunas estaciones de MUL2017. Las que presentaron un comportamiento opuesto fueron NAV2017 y MAZ2017 (Fig. 5). Debido a la cantidad de datos registrados por zona, fue difícil indicar que el peso de las variables sugiere que en los procesos primarios del sistema de carbonatos en NAV2016 y GUA2017 habría un predominio de los efectos térmicos y, en menor grado, de los biológicos. El ACP sugirió que los efectos biológicos fueron más fuertes que los efectos físicos en NAV2017, mientras que en MUL2017, BC2017 y MAZ2017, ambos efectos pudieron haber contribuido de manera similar.

Figura 5 Análisis de componentes principales (PCA) para Navachiste (NAV2016, NAV2017), Guaymas (GUA2016), bahía Concepción (BC2017), Mulege (MUL2017) y Mazatlán (MAZ2017). 

DISCUSIÓN

Condiciones oceanográficas

El patrón de circulación en el GC está determinado por la presencia de remolinos en la boca. En septiembre de 2016 (verano, Fig. 2a), se registró en la boca un remolino ciclónico, la entrada de agua por la parte occidental del golfo, la presencia de remolinos anticiclónicos y la salida de agua en la costa de Sinaloa. Dicha entrada y salida de agua del golfo coincide con lo reportado por ^{Portela et al. (2016)}, pero para primavera, ya que para verano indicaron que la entrada de agua fue por la costa oriental (Sinaloa) y la salida por la costa occidental (Baja California). ^{Beier (1997)} reportó una circulación ciclónica en verano en el GC, lo cual no concuerda con el patrón registrado en este estudio. Los remolinos anticiclónicos registrados en Guaymas y Sinaloa coinciden con lo reportado por ^{Pegau et al. (2002)} a partir de una serie de tiempo de 1997 a 2001. En marzo de 2017 (invierno, Fig. 2b), se presentó en la boca del GC un remolino anticiclónico, con anomalías negativas del nivel del mar en prácticamente todo el GC que, a pesar que las velocidades geostróficas, fueron pequeñas; además, se apreció en la costa peninsular un flujo hacia el sur del golfo, pero la influencia del remolino anticiclónico que cruzó hacia Sinaloa sugiere una limitación de la circulación hacia el interior del golfo. ^{Beier (1997)} y ^{Castro et al. (2017)} reportaron una circulación anticiclónica en invierno, mientras que ^{Castro et al. (2000)} reportaron, en su estudio de 1992-1998, una circulación ciclónica entre invierno y primavera en la parte central del golfo. Esta diferencia en los patrones de circulación ha sido reportada por ^{Castro et al. (2017)}, quienes concluyeron que los remolinos de mesoescala pueden modificar el intercambio estacional de agua en la entrada del GC. En junio de 2017 (Fig. 2c) se registró frente a las costas de Sinaloa un flujo geostrófico hacia el interior del golfo, indicativo de una circulación ciclónica, lo que coincide con ^{Beier (1997)} y ^{Portela et al. (2016)}. Por lo anterior, en este estudio se sugiere que el patrón de circulación fue anticiclónico en el GC en septiembre de 2016 (verano) y ciclónico en junio de 2017 (transición).

Las condiciones climáticas en el GC fueron contrastantes en septiembre de 2016 y marzo de 2017, y de transición en junio de 2017, lo cual coincide con lo reportado por ^{Roden (1964)}. Se considera a septiembre como uno de los meses más cálidos y a marzo como uno de los más fríos (^{Soto-Mardones et al. 1999}). Para septiembre de 2016 (Fig. 2d, g), se asociaron temperaturas altas (˃30 °C) a concentraciones de clorofila bajas (˂0.1 mg·m^‒3) aledañas a la costa oriental, lo cual coincide con lo reportado por ^{Santamaría-del-Ángel et al. (1999)}. Para marzo de 2017 (Fig. 2e, h), se asociaron TSM bajas (~22 °C) con concentraciones de Cl_sat altas (˃2 mg·m^‒3) en la costa oriental del golfo, por efecto de las surgencias costeras en invierno. En particular, comparando NAV2016 con NAV2017, se sugiere la presencia de surgencias costeras en marzo y su ausencia en septiembre (Fig. 2d, e, g, h). Para junio de 2017 (Fig. 2f, i), en la región central y sur del GC, se apreciaron TSM mayores del lado del continente que del lado de la península, lo cual concuerda con ^{Santamaría-del-Ángel et al. (1999)} y ^{Soto-Mardones et al. (1999)}, principalmente para verano (~1 °C de diferencia).

Variabilidad de salinidad, carbono inorgánico disuelto, pCO_2W y fCO₂

La salinidad promedio más baja fue registrada en NAV2016, y las salinidades más altas fueron registradas en NAV2017 y BC2017 (Fig. 3a, c, d). En GUA2016 (Fig. 3b), los valores superficiales de salinidad >35 indicaron la presencia de la masa de Agua del Golfo de California (AGC), que ya había sido descrita por ^{Delgadillo-Hinojosa et al. (2001)}. En NAV2016 (Fig. 3a), los valores <35 fueron resultado de la presencia de agua de transición y AGC (^{Portela et al. 2016}). La salinidad registrada en GUA2016 (Fig. 3b) representa, de acuerdo con ^{Bray (1988)}, la circulación general del GC. En NAV2017 (Fig. 3c), en coincidencia con lo reportado por ^{Castro et al. (2000)}, los valores de salinidad fueron un producto combinado del agua de surgencias costeras y el AGC que fluye hacia el sur del golfo. Bahía Concepción (Fig. 3d) es una bahía semicerrada y la radiación solar en verano pudo haber causado evaporación de agua e incremento de salinidad. En MAZ2017 (Fig. 3f), la salinidad fue homogénea en toda el área, lo que indica la entrada al golfo del agua transicional (^{Portela et al. 2016}). Por lo anterior, en los meses de muestreo (septiembre de 2016, marzo y junio de 2017), de acuerdo con la salinidad registrada, se localizaron superficialmente el AGC y el agua transicional.

En NAV2016 se registraron la temperatura y la Cl_sat más altas ( x- = 29.94 °C y x- = 1.23 mg·m^-3, respectivamente), y la pCO_2W ( x- = 428 μatm) indicó una sobresaturación de CO₂ y un fCO₂ positivo de x- = 0.38 mmol C·m^-2·d^-1. En GUA2016 también se registró una TSM de x- = 29.94 °C, pero concentraciones bajas de Cl_sat ( x- = 0.23 mg·m^-3), una pCO_2W ( x- = 434 μatm) por encima del promedio de la pCO_2A (402 μatm) y un fCO₂ positivo de x- = 0.56 mmol C·m^-2·d^-1. En ambas zonas se presentaron condiciones de verano, remolinos anticiclónicos, una sobresaturación de CO₂ y una fuga ligera de CO₂ hacia la atmósfera, con valores de pCO₂ por encima del equilibrio y de los que ^{Rodríguez-Ibáñez et al. (2013)} reportaron para verano, lo que indica que el GC está casi en equilibrio con la atmósfera. La masa de agua que predomina en verano es el AGC (^{Álvarez-Borrego y Schwartzlose 1979}). ^{Portela et al. (2016)} reportaron, para esta misma época, la presencia de Agua Tropical Superficial y AGC, lo que sugiere que en NAV2016 y GUA2016 se presentan ambas masas de agua. El contraste en la concentración de Cl_sat entre ambas zonas podría explicarse por una diferencia en la intensidad de pastoreo por el zooplancton; es importante considerar que la concentración de Cl_sat sólo refleja la primera profundidad óptica y que, debido al remolino anticiclónico, el máximo subsuperficial de clorofila de GUA2016 pudiera estar por debajo de esta profundidad óptica, por lo que en las imágenes de satélite se observaron concentraciones bajas. Este comportamiento fue registrado por ^{Espinosa-Carreón et al. (2012)} para la región sur de la corriente de California. ^{Flores-Trejo et al. (2019)} reportaron valores superficiales de CID de 2,055 μmol·kg^-1 asociados al AGC para punta Lobos, Sonora (al sur de Guaymas), en octubre 2018, que fueron ligeramente superiores a los reportados en este trabajo para la zona de GUA2016 (2,015 μmol·kg^-1). El océano es tan dinámico, que el fCO₂ puede variar en el transcurso de días. ^{Morales-Urbina et al. (2017)} reportaron datos generados por una boya oceanográfica anclada en la zona de NAV2016 durante el verano de 2016, y su valor promedio de fCO₂ para 10 días fue de 2.70 mmol C·m^‒2·d^‒1, mayor que el promedio de fCO₂ de NAV2016 registrado en el presente estudio, lo que sugiere un incremento del aporte de CO₂ a la atmósfera.

La concentración de CID más alta se registró en NAV2017 ( x- = 2,076 μmol·kg^-1), lo cual sugiere que podrían haberse presentado condiciones de surgencia. Sin embargo, por los valores obtenidos de pH ( x- = 8.08, datos no mostrados) y fCO₂ ( x- = -0.40 mmol C·m^-2·d^-1), dicho evento se encontraba en fase de relajamiento. El fCO₂ negativo indicó que el GC se comportó como sumidero, y los valores de Cl_sat ( x- = 1.09 mg·m^-3) indicaron que el fitoplancton estaba incrementándose y consumiendo CID. Condiciones similares fueron reportadas por ^{Coronado-Álvarez et al. (2017)} para la zona de surgencias frente al noroeste de la península de Baja California, quienes indicaron que en el relajamiento de las surgencias se utilizan los nutrientes de forma más efectiva, lo que provoca la disminución de CID y pCO_2W; los cambios en estas variables fueron asociados a factores desde la variabilidad semidiurna (brisas marinas), surgencias, hasta variabilidades interanuales (El Niño/Oscilación del Sur). Los valores de CID encontrados en este estudio fueron menores que los reportados por ^{Linacre et al. (2010)} (~2,215 μmol·kg^-1) para la zona de surgencia de la costa occidental de Baja California a ~80 m de profundidad.

En BC2017, el intervalo de valores de fCO₂ fue de -2.15 a -0.16 mmol C·m^‒2·d^‒1 (Fig. 4j). Los valores de Cl_sat (datos no mostrados) indicaron que gran parte del área fue de mesotrófica a eutrófica, con una posible actividad fotosintética alta en los días previos al muestreo, lo que podría ser la causa de valores negativos de fCO₂. Sin embargo, existe variación espaciotemporal entre la absorción y el aporte de CO₂ en el área de estudio que debe ser contemplada en investigaciones posteriores para describir la variabilidad del fCO₂.

En la región de MUL2017, la concentración promedio de CID fue de 2,058 μmol·kg^-1, inferior a la reportada por ^{Hernández-Ayón et al. (2013)}, quienes indicaron que se presentó una relación entre las variables del sistema de los carbonatos y las masas de agua presentes en la región de las islas grandes y reportaron valores de ~2,080 μmol·kg^-1 para verano de 2004. La variabilidad espacial de CID en esta región pudo deberse al remolino ciclónico que se encontró en esta zona, con una diferencia en las intensidades de la corriente geostrófica (Fig. 2c); este remolino pudo haber influido en que los valores de la pCO_2W estuviesen por debajo del equilibrio al sur del área y fuesen positivos al norte del área probablemente debido al cizallamiento del agua, que promueve la fuga de CO₂ hacia la atmósfera. Por lo tanto, el fCO₂ de -0.05 mmol C·m^-2·d^-1 (Fig. 4k) se debió, probablemente, a los efectos físico-biológicos combinados.

El flujo de agua hacia el interior del GC por la costa oriental en MAZ2017 trajo consigo propiedades que se registraron como las concentraciones más bajas de Cl_sat, CID, pCO_2W y fCO₂ ( x- = 0.18 mg·m^-3, 1,934 μmol·kg^-1, 305 μatm, -2.26 mmol C·m^-2·d^-1, respectivamente) (Fig. 2c). ^{Franco et al. (2014)} reportaron, para la zona al sur de cabo Corrientes en agosto de 2010, concentraciones de CID de ~1,980 μmol·kg^-1 y valores mínimos de fCO₂ de -4.4 mmol C·m^-2·d^-1, que son valores superiores a los del presente estudio para MAZ2017. ^{Trucco-Pignata et al. (2019)} reportaron, para junio 2015, agua de transición en la entrada del GC que viajó superficialmente (0-115 m) con una concentración de CID de ~2,050 μmol·kg^-1 (superior a la reportada en el presente estudio). Por lo anterior, en MAZ2017, la advección de agua y su productividad determinan que la región pueda actuar como fuente o sumidero de CO₂ (^{Franco et al. 2014}).

Correlaciones

El ACP agrupó, por un lado, a NAV2016 y GUA2016, donde predominaron remolinos anticiclónicos y las variables fueron similares, excepto Cl_sat. Por otro lado, agrupó a NAV2017 y MAZ2017, ambas con los fCO₂ menores; en la primera predominó la anomalía negativa del nivel del mar y en la segunda el flujo costero en la costa oriental. Por lo anterior, el fCO₂ está determinado por las condiciones oceanográficas de la zona, la cual actúa como fuente o sumidero en diferentes épocas.

Es importante considerar que el GC forma parte de la gran dinámica oceanográfica del Pacífico oriental. De acuerdo con ^{Rodríguez-Ibáñez et al. (2013)}, el aporte neto de nutrientes y CID no es transportado de manera homogénea a lo largo del GC, debido a la diferencia regional de la dinámica física, lo que promueve variaciones en los flujos de CO₂. Estos mismos autores reportaron que, en el promedio de un año, el GC es un emisor ligero. En el presente estudio, el promedio de los muestreos realizados en 2016 y 2017 en las 5 zonas costeras fue de -0.42 mol C·m^-2·d^-1, lo que sugiere que el GC se comportó como un captador ligero de CO₂. ^{Laruelle et al. (2014)} catalogaron al GC como un emisor de CO₂ (0-1 mol C·m^-2·año^-1). En regiones dominadas por surgencias costeras en los bordes orientales, cuando se presentan cambios en las corrientes costeras, y en escalas cortas de tiempo, los procesos físicos y biológicos se modifican, así como las condiciones de equilibrio de CO₂ océano-atmósfera (^{Cai et al. 2020}). La concentración de CID, pCO_2W y, por lo tanto, el fCO₂ están asociados a la dinámica oceanográfica del área y, entre otros, a la presencia de procesos de mesoescala, de surgencias costeras, de advección y procesos biológicos; por lo tanto, las condiciones oceanográficas del GC, como remolinos ciclónicos, remolinos anticiclónicos y surgencias costeras, y su biología, las cuales varían con el tiempo y en toda su extensión, incidieron en los cambios de la pCO_2W y en el fCO₂. A partir de la información obtenida en este trabajo en las 5 zonas, se describen posibles respuestas para comprender los mecanismos por los cuales se presenta un intercambio de CO₂ oceáno-atmósfera positivo o negativo; sin embargo, se requiere un esfuerzo sustancial para contar con más información a nivel espacial y temporal para mejorar el entendimiento de la dinámica del flujo de CO₂ en el golfo de California.

^{Coronado-Álvarez et al. (2017)} generaron series de tiempo de TSM, salinidad y pCO_2W con datos puntuales de alta frecuencia (cada 3 h) registrados en un sistema MAPCO₂ (para más detalle ver ^{Sutton et al. 2014}) anclado a una boya oceanográfica. Con el Observatorio del Monitoreo Costero, dichos autores realizaron una serie de tiempo que comprendió 7 años, frente al noroeste de Baja California, en una zona de surgencias intensas. ^{Coronado-Álvarez et al. (2017)} observaron cambios significativos en estas propiedades y en el fCO₂ que duraron periodos tan cortos como de horas y tan largos como de segmentos interanuales. Su análisis espectral mostró componentes de variación significativos semidiurnos, diurnos, de ~15 d y de ~28 d. Su descripción es muy limitada porque solo manejaron datos para un punto geográfico, pero sus resultados indican que los del presente trabajo deben ser tomados como resultados preliminares porque son instantáneos para cada crucero. Es importante continuar con esfuerzos para conocer y armar más apropiadamente el rompecabezas del papel del GC en el fCO₂.