Artículos

 

Metano disuelto en la región de umbrales del golfo de California

 

Dissolved methane in the sills region of the Gulf of California

 

José Vinicio Macías-Zamora¹*, Karel Castro-Morales^1,4, Roger Allen Burke², Manuel López-Mariscal³

 

¹ Instituto de Investigaciones Oceanológicas, Universidad Autónoma de Baja California, Carretera Tijuana-Ensenada No. 3917, Fraccionamiento Playitas, Ensenada, CP 22860, Baja California, México. * Corresponding author. E-mail: vmacias@uabc.edu.mx

² US Environmental Protection Agency, National Exposure Research Laboratory, 960 College Station Road, Athens, GA 30605, USA.

³ Departamento de Oceanografía Física, Centro de Investigación Científica y de Educación Superior de Ensenada, Carretera Ensenada-Tijuana No. 3918, Fraccionamiento Playitas, Ensenada, CP 22860, Baja California, México.

⁴ Alfred Wegener Institute Helmholtz Centre for Polar and Marine Research, Am Handelshafen 12, Bremerhaven, 27570, Germany.

 

Received September 2012,
received in revised form January 2013,
accepted February 2013.

 

RESUMEN

Una combinación inusual de rasgos oceanográficos hacen de la región de las grandes islas del norte del golfo de California (NGC) una importante fuente de metano hacia la atmósfera. El aislamiento oceanográfico por umbrales e islas y el transporte vertical de agua rica en nutrientes, aumentado por mareas, surgencias y desbordes, resultan en alta productividad. La alta biomasa fitoplanctónica probablemente estimula el reciclado biogeoquímico, que a su vez estimula la producción biológica de metano en el agua y sedimento. Adicionalmente, el venteo de fluidos hidrotermales ricos en metano en esta zona tectónicamente activa y las filtraciones de gas metano, termogénico o biogénico, del sedimento también pueden ser fuentes importantes. Se encontraron concentraciones elevadas de metano a lo largo del área de estudio, principalmente dentro del canal de Ballenas, con supersaturación respecto al metano atmosférico en todas las profundidades. Nuestros perfiles verticales de metano muestran que las elevadas concentraciones de metano en el NGC están asociadas al Agua del Golfo de California (AGC). Datos de 22 estaciones sugieren una advección de metano al sur vía AGC rica en metano, y concentraciones menores de metano al sur de los umbrales. La supersaturación en el canal de Ballenas sugiere que éste es una fuente importante de metano hacia la atmósfera y hacia otras partes del NGC. En particular, la estación 7 a 50, 20 y 0 m de profundidad presentó concentraciones de metano (CH₄) de 49.1, 48.3 y 43.5 nM, respectivamente (saturaciones de 2090%, 2050% y 1850%, respectivamente). El flujo de gas hacia la atmósfera varió de 3.4 a 103.4 μmol CH₄ m^-2 d^-1, con un promedio total para toda el área de 21.1 μmol CH₄ m^-2 d^-1. Estos valores son más altos comparados con aquellos medidos en otros sitios de alta productividad a nivel mundial, incluyendo zonas de surgencias, y sugieren una entrada de metano vía procesos hidrotermales o filtraciones desde el sedimento.

Palabras clave: metano disuelto, cromatografía de gases, origen y fuentes potenciales de metano.

 

ABSTRACT

An unusual combination of features makes the Midriff Islands region of the northern Gulf of California (NGC) a strong atmospheric methane source. Oceanographic isolation by a series of sills and islands along with upward transport of nutrient-rich water enhanced by tidal currents, upwelling, and overflows results in high productivity. The resulting high phytoplankton biomass likely stimulates biogeochemical cycling that, in turn, may stimulate biological methane production in the water column and sediments. Additionally, venting of abiogenic methane-rich hydrothermal fluids in this tectonically active area and seepage of biogenic or thermogenic methane gas from the sediments may also be important sources. We found elevated methane concentrations throughout our study area, the highest within the Ballenas Channel, which was supersaturated with respect to atmospheric methane at all depths. Our vertical methane profiles show that elevated dissolved methane concentrations in the NGC are mainly associated with Gulf of California Water (GCW). Data from 22 stations suggest southward advection of methane via the methane-rich GCW, and lower methane concentrations south of the sills area. Our observations of supersaturated methane concentrations at all stations and all depths in the Ballenas Channel suggest that it is a strong source of methane to the atmosphere and to other parts of the NGC. In particular, station 7 at 50, 20, and 0 m depths had methane (CH₄) concentrations of 49.1, 48.3, and 43.5 nM, respectively, corresponding to saturation values of 2090%, 2050%, and 1850%, respectively. Our calculated NGC fluxes ranged from 3.4 to 103.4 μmol CH₄ m^-2 d^-1. The average methane flux calculated for our entire study area was 21.1 μmol CH₄ m^-2 d^-1. These values are higher than those measured at many other high productivity sites worldwide including upwelling sites, and suggest input of methane via hydrothermal fluids or seepage from the sediments.

Key words: dissolved methane, gas chromatography, potential methane sources and origin.

 

INTRODUCCIÓN

El metano es un importante gas de efecto invernadero que aporta del 15% (Amouroux et al. 2002) al 21% (Houghton et al. 1990) del forzamiento radiativo total debido a los gases de invernadero de larga duración. Aunque la concentración de metano atmosférico ha ido en aumento desde mediados del siglo XX, hubo un intervalo de aproximadamente una década durante el cual las concentraciones de metano exhibieron pocos cambios, después del cual empezaron a incrementar de nuevo (Rigby et al. 2008). Berner et al. (2003) sugirieron que para entender estas variaciones de las concentraciones de metano atmosférico, es necesario conocer mejor la variabilidad de las fuentes y sumideros de metano. Las estimaciones de la contribución oceánica al presupuesto global del metano varían de 5 a 50 Tg por año. Esta gran incertidumbre refleja la necesidad de una evaluación más detallada de las zonas marinas con una aportación potencialmente grande al ciclo del metano, incluyendo las regiones donde frecuentemente se presentan eventos de surgencia (Rehder et al. 2002, Kock et al. 2008) que promueven una alta productividad y facilitan la transferencia de metano del océano a la atmósfera. Es bien conocido que la región norte del golfo de California (GC) es tectónicamente activa y presenta intensa actividad hidrotermal. Estas características, junto con los sedimentos ricos en materia orgánica resultantes de la alta productividad y profundidades de aguas someras, proporcionan mecanismos adicionales para producir metano en los sedimentos y facilitar su liberación en la columna de agua y potencialmente la atmósfera (Campbell y Gieskes 1984, Canet et al. 2010).

Se ha estimado que hasta el 80% de la emisión mundial de metano de 600 Tg CH₄ año^-1 se debe a la producción biológica realizada por las arqueas metanógenas y el 20% restante a fuentes geológicas (e.g., Kvenvolden y Rogers 2005). Las bacterias metanógenas pertenecientes al dominio Archaea son estrictamente anaerobias y compiten con las bacterias reductoras de sulfato para los equivalentes reductores. Existen varias fuentes potenciales que pueden aportar metano a la columna de agua, incluyendo la producción biológica en los sedimentos superiores y la producción biológica dentro del material particulado suspendido y el tracto intestinal de organismos como peces y zooplancton (e.g., Traganza et al. 1979, Martens y Klump 1980, Kelley et al. 1990, de Angelis y Lee 1994, Tilbrook y Karl 1995, Kock et al. 2008). Los procesos abiogénicos pueden ser una fuente importante de metano en áreas tectónicamente activas con flujo de calor anormal. En áreas no sedimentarias, como los centros de dispersión oceánicos, el metano puede ser extraido del basalto caliente por el agua de mar circulante (e.g., Welhan 1988), o puede ser formado por las reacciones reductoras de Fischer-Tropsch asociadas a la serpentinización (e.g., Proskurowski et al. 2008). En áreas tectónicamente activas con cobertura sedimentaria como la cuenca de Guaymas, la descomposición térmica de la materia orgánica del sedimento puede serla fuente principal de metano a la columna de agua si existen rutas para transportar el gas de la subsuperficie a la superficie (e.g., Whelan y Lupton 1987). Procesos físicos como la disolución de burbujas de metano liberadas por la filtración y advección de masas de agua ricas en metano pueden contribuir a la concentración de metano en una columna de agua en particular (Leifer et al. 2006). El consumo biológico es un sumidero important de metano en el ambiente marino. En condiciones óxicas, la oxidación bacteriana es el principal sumidero (e.g., Ward y Kilpatrick 1993). Se han documentado varios modos de oxidación anaerobia de metano (OAM) (Joye 2012), incluyendo por consorcios de arqueas anaerobias metanotróficas (ANME) y ya sea bacterias reductoras de sulfato (Orphan et al. 2001) o bacterias reductoras de óxido (Beal et al. 2009), por una bacteria oxigénica que convierte el nitrito en N2 y O2 y utiliza el O2 para oxidar el metano (Ettwig et al. 2010), y por un ANME que puede acoplar OAM a la desproporcionación de disulfuro (Milucka et al.2012).

Regiones oceanográficas de alta productividad o de surgencias frecuentemente actúan como fuentes de metano a la atmósfera (Kock et al. 2008). Se ha demostrado que la región norte del GC (fig. 1) presenta alta productividad primaria (Zeitzschel 1969, Álvarez-Borrego y Lara-Lara 1991) en respuesta a un mayor desplazamiento ascendente de agua rica en nutrientes. Este aumento de la productividad resulta en un alto flujo descendente de materia orgánica particulada, cuya descomposición puede contribuir a la producción de metano en el sedimento. La región norte del GC comienza justo al sur de las grandes islas (Tiburón, San Lorenzo y San Esteban) y se extiende hacia el norte (fig. 1). El intercambio de agua entre las regiones norte y sur del GC está limitado por la presencia de umbrales de profundidad variable, de los cuales San Lorenzo (400 m de profundidad) y San Esteban (600 m de profundidad) son los más importantes (Padilla et al. 2006).

Situación geológica y filtración de gas en el golfo de California

El GC se formó por la separación de la península de Baja California del continente y su subsecuente desplazamiento hacia el noroeste (Lonsdale 1989). Una importante determinante de la estructura geológica del GC es un sistema tectónicamente activo de largas fallas transformantes en echelon asociadas a cuencas de tracción (pull-apart basins), el cual se sitúa en el límite de las placas del Pacífico y Norteamericana. Estas cuencas de tracción se formaron en centros de dispersión cortos, muchos de los cuales aún son activos, incluyendo la cuenca de Guaymas que se ubica a unos 100 km al sureste de nuestra zona de estudio. Una combinación de aguas superficiales muy productivas y la entrada de sedimentos clásticos fluviales ha resultado en una tasa de sedimentación alta y un depósito de sedimentos ricos en materia orgánica de 1.5 a 2 km de espesor en la cuenca de Guaymas (Merewether et al. 1985). Esta rápida deposición de sedimentos inhibe la erupción del fondo marino, como se observa en las dorsales oceánicas, y la intrusión de umbrales y diques basálticos calientes en los sedimentos ricos en materia orgánica es la principal actividad ígnea (Lonsdale y Becker 1985). Las intrusiones basálticas producen una fuerte anomalía geotérmica (Lawver et al. 1975) y actividad hidrotérmica (Einsele et al. 1980), incluyendo la generación de metano y otros hidrocarburos por la descomposición de materia orgánica sedimentaria (Whelan y Lupton 1987) en la cuenca de Guaymas. Se ha documentado que la tasa de producción de metano termogénico en la cuenca de Guaymas es tan rápida que enmascara la producción de metano abiogénico que cabría esperar en este centro de dispersión activo con base en las anomalías de ³He observadas (Whelan y Lupton 1987). Como consecuencia de la alta tasa de producción de metano, se han observado muchas plumas térmicas ricas en metano en la cuenca de Guaymas, algunas extendiéndose unos 900 m por arriba del lecho marino de 1500 a 2000 m de profundidad (Merewether et al. 1985). Más recientemente, se registró una masiva filtración de gas de profundidades de 65 a 150 m en las cuencas de tracción de Wagner y Consag (Canet et al. 2010), las cuales se localizan a unos 100 km al noroeste del área de estudio. Las zonas tectónicamente activas conocidas en el área de estudio son el sistema de falla transformante Ballenas (FTB) en el canal de Ballenas (CB) y la cuenca Delfín. El sistema de FTB se sitúa en el límite de placas y se considera el sitio principal del movimiento de placas tectónicas en la región de las grandes islas (Bischoff y Henyey 1974). La cuenca Delfín contiene un centro de dispersión activo (Lonsdale 1989, Persaud et al. 2003).

Masas de agua

Las masas de agua muestreadas en este estudio (fig. 2) han sido descritas previamente (ver, por ejemplo, Bray 1988, Delgadillo-Hinojosa et al. 2001). En la parte sur de la zona de estudio, la masa de agua más profunda fue la de Agua Intermedia del Pacífico (AIP), que se localizó entre 500 y 1000 m de profundidad. A profundidades intermedias (100 a 500 m) se encontró Agua Subsuperficial Subtropical (ASS) directamente sobre AIP en toda la zona de estudio. Agua del Golfo de California (AGC) predominó a profundidades de 100 a 200 m en la zona de estudio, aunque en una estación se registró Agua Superficial Tropical (AST). Delgadillo-Hinojosa et al. (2001) han demostrado que ASS y probablemente AIP pueden contribuir agua rica en nutrientes al agua superficial de la región de las grandes islas del GC cuando se intensifica la mezcla vertical y, así, estimular la productividad primaria.

 

Circulación en la región norte del golfo de California

Es bien conocido que existe un intercambio tipo estuarino entre las regiones norte y sur del GC, en el cual agua rica en nutrientes, más fría y menos salina, que origina en el océano Pacífico (principalmente ASS), fluye de sur a norte cerca del fondo, mientras que agua pobre en nutrientes, más caliente y más salina (principalmente AGC) fluye de norte a sur cerca de la superficie. Esto parece ser una consecuencia directa de la ganancia neta de calor y evaporación en la región norte del GC, lo cual requiere la exportación de agua relativamente caliente y salina, y la importación de agua menos salina y más fría para mantener los balances de sal y calor (Bray 1988, Lavín y Organista 1988).

Mediciones directas de corrientes en los umbrales de San Esteban y San Lorenzo (ver fig. 3) han mostrado que el flujo hacia el norte cerca del fondo es de 0.18 Sv (1 Sv = 1x10⁶ m³ s^-1), dividido equitativamente entre los dos umbrales (López et al. 2006). El flujo a través del umbral de San Lorenzo (cerca de la estación 30) desciende hasta la parte más profunda del CB, causando un mezcla vigorosa conforme desciende de la profundidad del umbral (~400 m) a la parte más profunda de la cuenca (~1600 m). El flujo a través del umbral de San Esteban continúa por la cuenca Tiburón y eventualmente fluye sobre el umbral Delfín (ver fig. 3) y desciende en la cuenca Delfín, la segunda cuenca más profunda (~800 m) en la región norte del GC (López et al. 2008). La cuenca Delfín se conecta con el CB mediante el umbral del canal a una profundidad de 600 m (ver fig. 3). Por lo tanto, las dos cuencas más profundas en la región norte del GC reciben 0.18 Sv de agua, que es constantemente transportada a sus partes más profundas. Ambas cuencas están cerradas por debajo de los 400 m de profundidad y conectadas por la cuenca del CB. Por ende, el agua en este sistema de dos cuencas no puede fluir hacia afuera por debajo de los 200 m porque los flujos entrantes se extienden 100 a 200 m por arriba del fondo (400 m de profundidad en los umbrales de San Lorenzo y Delfín). Un cálculo de balances de materia simple tomando en cuenta el volumen de ambas cuencas, su área superficial y el flujo cerca del fondo de 0.18 Sv, arroja una velocidad vertical media de aproximadamente 5 m por día extendiéndose hacia arriba hasta por lo menos 300 m de la superficie del CB y la cuenca Delfín (López et al. 2008). Estas velocidades verticales son típicas de áreas de surgencia fuerte, pero en la región norte del GC son velocidades medias y no sólo velocidades máximas durante fuertes eventos de surgencia inducida por el viento. Este rápido transporte ascendente de agua rica en nutrientes es responsable de la alta productividad biológica en el norte del GC, especialmente en el CB que recibe ASS rica en nutrientes cerca del fondo en ambos extremos (López et al. 2006). Una salida de agua superficial debe contrarrestar la entrada neta de agua profunda y la surgencia asociada en el CB y la cuenca Delfín. Este flujo hacia afuera cerca de la superficie ha sido medido en el CB y en los umbrales de San Lorenzo y San Esteban (fig. 3). En el umbral de CB, el flujo cerca de la superficie se localiza entre 50 y 300 m de profundidad y es dirigida fuera del canal hacia el noroeste (López et al. 2006). En la figura 3 se presenta una representación esquemática de la circulación cerca del fondo y cerca de la superficie a través de los umbrales.

En el presente trabajo se analizan las concentraciones de metano disuelto registradas en la región de las grandes islas del GC. Se usaron los datos para calcular los flujos de metano entre el mar y la atmósfera para entender mejor la importancia de zonas marinas caracterizadas por una alta productividad y/o surgencias en el ciclo global del metano. Se planteó la hipótesis de que la región norte del GC podría ser una fuente de metano debido a varias características: (1) la alta productividad primaria y el rápido reciclado biogeoquímico asociado, (2) el fuerte transporte ascendente de agua rica en metano del fondo y (3) la posible presencia de metano termo-génico asociado con la actividad hidrotérmica y tectónica en zonas relativamente someras (300 a 400 m de profundidad). También se analiza el uso potencial del metano como un trazador para diferenciar masas de agua y elucidar los flujos en el área de los umbrales.

 

MATERIALES Y MÉTODOS

Se obtuvieron muestras de agua en agosto de 2003, durante la tercera fase de una campaña realizada en la zona de umbrales (Umbrales III). Las muestras se recolectaron a profundidades estándar (0, 10, 20, 50, 100, 200, 300, 400, 500 m y así sucesivamente) en 24 estaciones con botellas Go-Flo y Niskin de 5 L. Las muestras fueron transferidas cuidadosamente, con mínima exposición al aire, a botellas de color ámbar de 250 mL, las cuales fueron llenadas hasta el tope, envenenadas con HgCl₂ y herméticamente cerradas. Las muestras se mantuvieron frescas y en la oscuridad, y se transportaron al laboratorio para su análisis.

Cuantificación del metano

Se determinó el metano disuelto en cada muestra mediante el método de equilibrio de fases entre una muestra acuosa y una fase de gas inerte (McAuliffe 1971, Capasso y Inguaggiato 1998) en condiciones estándar (25 °C, 1 atm). Se usó helio de alta pureza como el gas inerte. La cuantificación se realizó usando un cromatógrafo de gases HP-6890 Serie II equipado con un detector de ionización de llama y una válvula de seis vías provista de un bucle de muestra de 1 mL para introducir la muestra. Se usó una columna HP-PLOT/ Molsieve de 15 m de largo con un diámetro interno de 0.53 mm y espesor de película de 50 |am. El vapor de agua se retiró con un trozo de tubo corto (~5 cm de largo) lleno de Drierite activo.

Se preparó una curva de calibración de siete puntos derivada de estándares de trabajo mediante la adición, con una jeringa hermética a los gases, de cantidades variables de un estándar de metano de 1000 ppb (Scott Marrin, Inc.) a volúmenes conocidos de He en bolsas para muestreo Kevlar. Todos los estándares fueron inyectados cinco veces, y los promedios de las áreas de los picos (en pA*s) fueron calculados y usados para la calibración. En la figura 4 se muestra una curva de calibración típica.

Después de realizar la calibración, se transfirió una muestra de 50 mL a una jeringa hermética a los gases. Cada jeringa fue colocada en un baño de agua a 25 °C durante 15 min. Se retiraron 20 mL de muestra de cada jeringa y se reemplazaron con 20 mL de He de alta pureza. Las jeringas fueron agitadas vigurosamente durante 15 min con un agitador de acción de muñeca. Ya que el metano es muy insoluble en agua (McAuliffe 1971, Wiesenburg y Guinasso 1979) se transfiere rápidamente de la fase líquida a la gaseosa y su agitación por más de 5 min produce una transferencia de > 90% del metano al espacio libre superior. La concentración de metano en el espacio libre se usó para calcular la concentración de metano in situ de la muestra (Johnson et al. 1990). Con base en la curva de calibración, se estimó un límite de detección de <0.1 nM. La incertidubre, medida de muestras duplicadas, se estimó en ~21%.

La tasa de saturación de metano (TS%) se calculó dividiendo la concentración medida (C_medida) en la superficie entre la concentración que debería existir si estuviera en equilibrio con la atmósfera (C_eq) y multiplicando por 100:

TS% = (C_medida/C_eq) x 100 (1)

Esta concentración de equilibrio (C_eq) se estimó mediante el polinomio derivado por Wiesenburg y Guinasso (1979). Los valores de saturación por encima de 100 indican un flujo del mar a la atmósfera.

Estimación del flujo de metano

El flujo de metano (F en μmol m^-2 d^-1) del océano a la atmósfera se calculó como sigue:

F = k x (C_medida- C_eq) (2)

donde k es el coeficiente de transferencia del gas (m d^-1), el cual se calculó usando la velocidad del viento de 5.6 m s^-1 para todos los cálculos de flujo de metano y usando el número de Schmidt (Sc) siguiendo la parameterización de Sweeney et al. (2007). El Sc es una función de la temperatura del agua de mar, el coeficiente de difusión del gas y la viscosidad cinemática del agua, y se calculó con la expresión del polinomio de tercer orden derivada por Wanninkhof (1992). La solubilidad del metano en equilibrio se estimó mediante el ajuste de dependencia entre la temperatura y la salinidad derivado por Wiesenburg y Guinasso (1979). Se usó una velocidad del viento de 5.6 m s^-1 obtenida de QuikSCAT para todos los cálculos de flujo de metano, tal como se menciona arriba. Un valor positivo de F indica un flujo neto de metano del océano a la atmósfera. No se midió la concentración atmosférica del metano durante el crucero y se supuso que ésta fue de 1775 ppbv (Sansone et al. 2004, Steele et al. 2002) para todas las estimaciones.

 

RESULTADOS

Los perfiles de temperatura y salinidad obtenidos durante la campaña Umbrales III en 2003 (fig. 2) muestran claramente las masas de agua muestreadas en la región norte del GC. Los perfiles corresponden a las estaciones que se muestran en la figura 1.

La zona del umbral de CB (estaciones 7 y 8) parece ser un área crítica para la producción de metano en la región de las grandes islas. Las mayores concentraciones de metano se encontraron en las muestras recolectadas cerca de la superficie en la zona del CB y la cuenca Delfín (figs. 5-8) (6,7). En particular, la estación 7 presentó concentraciones de 49.1, 48.3 y 43.5 nM a 50, 20 y 0 m de profundidad, respectivamente, que corresponden a valores de saturación de 2090%, 2050% y 1850%, respectivamente (fig. 5). Además, toda la columna de agua del CB se encuentra sobresaturada de metano. La mayor concentración de metano superficial se registró en la estación 7, un poco al norte del umbral de CB, que separa la cuenca Delfín del CB (fig. 6). Los campos horizontales de metano sugieren un transporte del noroeste al sureste a lo largo del CB y un transporte hacia el noreste del CB en tanto la superficie (fig. 6) como a 50 m de profundidad (fig. 7). La hidrografía inusual del CB, donde los flujos salientes de agua aflorada cerca de la superficie en ambos extremos del canal contrarrestan los flujos entrantes, probablemente explica estas características de los campos horizontales de metano. También se detectó un máximo de metano más profundo (300 m) en la estación 38 (fig. 5), localizada al sur de los umbrales y cerca del borde de la cuenca de Guaymas (figs. 6, 9).

En la figura 9 se muestra una sección de metano de norte a sur a lo largo de las estaciones 3, 14, 13, 11, 22, 24, 28, 34 y 38. El AGC parece estar transportando metano en agua cerca de la superficie hacia el sur. Las concentraciones relativamente altas en las estaciones 14, 13 y, en menor grado,11, parecen ser resultado de la advección de la zona del umbral de CB (estación 7). Las concentraciones altas procedentes dela zona del CB son transportadas en forma de abanico hacia el norte, este y sur por el lado oriental de la isla Ángel de la Guarda. El transporte es muy cerca de la superficie (< 100 m), lo que indica una asociación con el AGC. La isolínea de salinidad de 35 separa el AGC del ASS (fig. 10). Tal isolínea se encuentra a profundidades > 200 m al norte de los umbrales. La advección de metano hacia el sur (fig. 9) se debe principalmente al AGC. Esta masa de agua se encuentra desde la superficie hasta unos 200 m de profundidad. La concentración máxima de metano a 300 m en la estación 38 es apenas visible en el margen de la figura 9, y se supone un gradiente decreciente hacia el norte y hacia la superficie de este máximo.

Se usaron la velocidad media del viento obtenida de Quickscat y el enfoque descrito anteriormente para calcular el flujo de metano del océano a la atmósfera para todas las estaciones. Todas las estaciones excepto 22 y 24 (que mostraron una ligera subsaturación) se encontraron sobresaturadas con respecto a la concentración en equilibrio con la atmósfera. Nuestros flujos de metano océano-atmósfera observados variaron de 3.4 a 103.4 μmol m^-2 d^-1 (tabla 1). Los mayores flujos de 103.4, 79.5, 39.3 y 37.5 μmol CH₄ m^-2 d^-1 se observaron en las estaciones 7, 8, 9 y 14, respectivamente. Las estaciones 7, 8 y 9 se ubican en el CB, donde hay fuerte mezcla vertical y altas concentraciones de metano en el agua superficial (figs. 8, 11).

Se localizaron máximos subsuperficiales en o cerca de la picnoclina generalmente alrededor de los 50 m de profundidad. En varios casos, se observaron dos máximos relativos de metano en los perfiles verticales (ver, por ejemplo, fig. 5, estaciones 7 y 38). En las estaciones 3, 10, 21 (no se muestran) y 7, 28 y 38, los dos máximos de metano sugieren más de una fuente de este gas. En las estaciones 10 y 28, los máximos de metano se observaron en la superficie y a 50 m de profundidad. Los máximos de metano se localizaron a 0 y 200 m en la estación 21, y a 20 y 300 m en la estación 38.

 

DISCUSIÓN Y CONCLUSIONES

La concentración promedio de metano medido para las aguas superficiales del CB fue de 23.4 nM (saturación de alrededor de 1000%), lo que resulta en un flujo de metano estimado de 74.1 μmol m^-2 d^-1. Este valor es muy alto en comparación con los valores registrados por otros autores (tabla 1). Suponiendo que el CB tiene un área de cerca de 270,000 ha, durante el verano este flujo se extrapolaría a 3.21 CH₄ d^-1 de tan solo el CB. Una estimación más amplia de toda la zona usando la concentración promedio de todas las muestras superficiales arroja un valor de alrededor de 4.9 t d^-1, lo cual demuestra que el CB es un área crítica de liberación de metano en la parte norte del GC. Entendemos que restricciones espaciales y temporales limitan la representatividad de nuestros datos sobre la concentración de metano y los flujos resultantes estimados. Este trabajo se llevó a cabo en un crucero de oportunidad y sólo fue posible obtener un conjunto de muestras en un área limitada.

Los procesos que podrían ser responsables de las concentraciones de metano observadas en la región norte del GC incluyen la producción biológica en la columna de agua y sedimentos, la descomposición térmica de la materia orgánica sedimentaria y la producción abiogénica. No es posible distinguir claramente entre estas posibilidades con base en sólo las mediciones de la concentración de metano disponibles. Altas tasas de producción de metano junto con un reciclado biogeoquímico intensivo asociado con la alta productividad primaria estimulada por la entrada de agua rica en nutrientes a través de los umbrales en ambos extremos del CB (López et al. 2006) probablemente contribuyen a las generalmente elevadas concentraciones de metano en el CB. La posición del máximo y la forma de los gradientes de distribución de metano observadas en la figura 8, y con mayor claridad en la figura 9, sugieren una producción biológica de metano in situ en la columna de agua, probablemente en los intestinos de zooplancton (e.g., de Angelis y Lee 1994).

Si bien la producción de metano in situ probablemente sea un contribuidor importante a los niveles relativamente modestos de supersaturación observados en casi toda la región norte del GC, para explicar los elevados valores de saturación detectados en el CB se necesitaría una fuente del fondo marino, como las filtraciones de gas de los sedimentos o fluidos hidrotermales ricos en metano. El perfil de la estación 9 (fig. 5), por ejemplo, muestra un incremento ligero de metano hacia el fondo, lo que sugiere una posible fuente sedimentaria. La evidencia de actividad hidrotermal en la zona de estudio incluye una medida anómalamente alta de flujo de calor de sedimentos en el CB a unos 10 km de nuestra estación 8 (Lawver et al. 1975) y varios montículos volcánicos que han perforado el fondo marino muy cerca de nuestras estaciones 5 y 7 (Persaud et al. 2003). Fallas asociadas con el sistema de FTB y la intrusión de basalto caliente en las capas superiores de sedimento (e.g., montículos volcánicos) proporcionarían conductos para transportar gas de la subsuperficie a la superficie. Debido a la reciente actividad volcánica y/o las fuertes corrientes del fondo, gran parte del FTB tiene < 40 m de relleno sedimentario (Bischoff y Henyey 1974, Lonsdale 1989) en comparación con 1.5 a 2 km de relleno sedimentario estimado para la cuenca de Guaymas. En áreas del sistema de FTB con poca o nula cobertura sedimentaria cabría esperar que la generación de metano termogénico sería mucho menos importante que en la cuenca de Guaymas y que la producción de metano abiogénico tendría un papel más importante. Suponiendo que la filtración de metano inferida se encuentra en el sistema de FTB y es de una fuente abiogénica, especulamos que las reacciones reductoras de Fischer-Tropsch asociadas con la serpentinización (e.g., Proskurowski et al. 2008) serían un mecanismo más probable que la extracción de metano de basalto caliente por el agua de mar circulante (Welhan 1988), ya que el mecanismo de serpentinización generalmente produce concentraciones de metano mucho mayores (e.g., Charlou et al. 2010). Si la filtración de metano se encuentra en la cuenca Delfín, entonces la producción de metano termogénico sería más probable. La tasa de sedimentación en la cuenca Delfín es muy alta debido a la elevada productividad primaria en la región (Zeitzschel 1969, Álvarez-Borrego y Lara-Lara 1991) y a su proximidad al río Colorado. Durante los pasados 100 años la tasa de sedimentación en la cuenca Delfín osciló entre 2.4 y 3.8 cm año^-1 (Baba et al. 1991), lo cual es alrededor de un orden de magnitud mayor que la tasa de sedimentación en la cuenca de Guaymas (Merewether et al. 1985). Una tasa de sedimentación alta tendería a proteger la materia orgánica de descomposición biológica, y donde se produce una intrusión de basalto caliente habría el potencial para la producción de metano termogénico. Una variable desconocida es el contenido de materia orgánica en los sedimentos, ya que si es muy bajo debido a la entrada de sedimentos del río Colorado podría limitar la producción de metano termogénico. Si no existe actividad hidrotermal, entonces la diagénesis anóxica de la materia orgánica sedimentaria también puede formar gas metano en los sedimentos, el cual puede ser liberado en la columna de agua en la forma de burbujas. La liberación de burbujas de metano de los sedimentos puede ser activada (Canet et al. 2010) por las numerosas fallas que se encuentran en el umbral del CB (Persaud et al. 2003). Mediciones de la composición de gases (i.e., etano y propano) y las proporciones de isótopos estables de metano podrían ayudar a esclarecer la importancia relativa de las fuentes biogénicas, termogénicas y abiogénicas potenciales, así como la importancia de la oxidación de metano, pero no fue posible obtener estas mediciones con nuestras muestras.

Parece haber poca advección de metano del sur. La única indicación de advección del sur que se observó fue un ligero gradiente en la estación 38 a 300 m de profundidad (fig. 9), el cual es algo visible en las figuras 5 y 6. Campbell y Gieskes (1984) estimaron una anomalía de metano en la columna de agua de alrededor de 4 μM por la dilución de aguas de ventilación de la cuenca de Guaymas, mientras que Merewether et al. (1985) observaron que las plumas podían extender hasta por lo menos 900 m por arriba del fondo; por lo tanto, es concebible que la advección de agua rica en metano de la cuenca de Guaymas podría explicar el máximo de ~20 nM en la estación 38. No obstante, esta pequeña fuente de metano no parece extenderse a través de los umbrales a las estaciones más al norte. Una mayor distancia de transporte lateral en aguas oxigenadas necesariamente se traducirá en una oxidación de metano in situ más completa y flujos relativamente menores a la atmósfera. Los gradientes de metano observados sugieren movimiento de las masas de agua, lo cual es evidente en las figuras 5 a 8 (6,7), y pueden ser útiles en casos donde se mezclan diferentes masas de agua, como es el caso de la región norte del GC.

Se observaron flujos y concentraciones de metano inusualmente altas en la zona de umbrales de la región norte del GC durante una sola campaña de muestreo. Para esclarecer el origen y ciclo del metano, y la importancia de la región como una fuente de metano atmósferico, se requieren datos adicionales tales como las concentraciones de otros hidrocarburos gaseosos (e.g., etano y propano) y la huella isotópica del metano, así como múltiples campañas de muestreo en una variedad de condiciones oceanográficas, y muestreos más completos en una zona más amplia y en zonas críticas. La filtración de gas de los sedimentos suele ser muy localizada y sería difícil de detectar mediante el muestreo de estaciones fijas en la columna de agua. Sondeos ultrasónicos (e.g., Canet et al. 2010) y/o el uso de vehículos submarinos autónomos o remolcados con sensores de metano CTD y METS (e.g., Merewether et al. 1985, Newman et al. 2008) serían medios más eficaces para detectar el metano y las plumas hidrotermales en una región amplia como el norte del GC, y serían útiles para ubicar las filtraciones individuales, incluyendo la filtración inferida en el umbral de CB.

 

AGRADECIMIENTOS

Aunque este trabajo fue revisado por la Agencia de Protección Ambiental de los Estados Unidos y aprobado para su publicación, no necesariamente refleja la política de la agencia. La mención de marcas o productos comerciales no constituye aprobación o recomendación para su uso. Este trabajo fue parcialmente financiado por el Consejo Nacional de Ciencia y Tecnología (México) bajo el contrato #G33464-T. Agradecemos a la tripulación del barco oceanográfico Francisco de Ulloa su apoyo durante el trabajo de campo.

 

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Nota

Traducido al español por Christine Harris.