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Ciencias marinas
versión impresa ISSN 0185-3880
Cienc. mar vol.48 Ensenada ene./dic. 2022 Epub 17-Nov-2023
https://doi.org/10.7773/cm.y2022.3265
Artículos
Factores que determinan la variabilidad del flujo de CO2 oceáno-atmósfera en 5 zonas costeras del golfo de California
1Instituto Politécnico Nacional-Centro Interdisciplinario de Investigación para el Desarrollo Integral Regional, Unidad Sinaloa, 81101 Guasave, Sinaloa, Mexico.
2Independent researcher. Ensenada, Baja California, Mexico.
3Instituto de Investigaciones Oceanológicas, Universidad Autónoma de Baja California, 22860 Ensenada, Baja California, Mexico.
4Universidad del Mar, Puerto Ángel, Oaxaca, Mexico.
El golfo de California (GC) presenta diversos procesos oceanográficos. Tiene comunicación con el océano Pacífico mediante un flujo de salida de agua superficial (0-200 m) con valores relativamente bajos de carbono inorgánico disuelto (CID) y un flujo de entrada de agua (200-600 m) con valores altos de CID. Los datos sobre el sistema de carbono marino en el GC son escasos, y la mayoría proviene de la región de las islas grandes, en el centro del golfo. Se exploraron los posibles agentes forzantes que controlan la variabilidad del flujo de CO2 océano-atmósfera (fCO2) en 5 zonas costeras del GC. Se realizaron 6 cruceros oceanográficos en 5 regiones: frente al norte de Sinaloa en septiembre de 2016 (NAV2016) y marzo de 2017 (NAV2017), en la cuenca de Guaymas (centro del golfo) en septiembre de 2016 (GUA2016), en bahía Concepción (Baja California Sur) en julio de 2017 (BC2017), en Mulegé (Baja California Sur) en julio de 2017 (MUL2017) y frente a Mazatlán (golfo sur) en julio de 2017 (MAZ2017). Se midió la temperatura y la salinidad, se estimó el CID y la alcalinidad total y se calculó la presión parcial de CO2 superficial y el fCO2. Se utilizaron imágenes de satélite para generar compuestos de la anomalía del nivel del mar con flujo geostrófico, la temperatura superficial del mar y la concentración de clorofila en los días de muestreo. La temperatura más baja, el CID más alto y el fCO2 negativo se registraron en NAV2017. NAV2016, GUA2016 y BC2017 registraron las temperaturas más altas, y MUL2017 y MAZ2017, temperaturas intermedias. Los mayores contrastes de fCO2 ocurrieron en GUA2017 (0.56 ± 0.46 mmol C·m-2·d-1) y MAZ2017 (-2.26 ± 1.85 mmol C·m-2·d-1). En general, el fCO2 está determinado por las condiciones oceanográficas de cada zona de estudio.
Palabras clave: flujos de CO2; surgencia; agentes forzantes; regiones costeras; golfo de California
The Gulf of California (GC) features many oceanographic processes. It communicates with the Pacific Ocean via a surface water outflow (0-200 m) with relatively low dissolved inorganic carbon (DIC) values and a water inflow (200-600 m) with high DIC values. Data on the marine carbon system in the GC are scarce and most have been taken from the Midriff Islands region, in the central part of the gulf. We explored possible forcing agents that control the ocean-atmosphere CO2 flux (fCO2) variability in 5 coastal zones of the GC. We carried out 6 oceanographic cruises in 5 regions: off northern Sinaloa in September 2016 (NAV2016) and in March 2017 (NAV2017), in the Guaymas Basin (central gulf) in September 2016 (GUA2016), in Concepción Bay (Baja California Sur) in July 2017 (BC2017), in Mulegé (Baja California Sur) in July 2017 (MUL2017), and off Mazatlán (southern gulf) in July 2017 (MAZ2017). We measured temperature, salinity, DIC, and total alkalinity and calculated the surface water partial pressure of CO2 and fCO2. We also used sea surface height anomaly with geostrophic flow, sea surface temperature, and chlorophyll concentration data from satellite imagery to generate composites for the sampling days. The lowest temperature, highest DIC, and negative fCO2 were registered in NAV2017. NAV2016, GUA2016, and BC2017 showed the highest temperatures; and MUL2017 and MAZ2017, intermediate temperatures. The most contrasting fCO2 values occurred in GUA2017 (0.56 ± 0.46 mmol C·m-2·d-1) and MAZ2017 (-2.26 ± 1.85 mmol C·m-2·d-1). In general, fCO2 is determined by the oceanographic conditions of each study area.
Key words: CO2 fluxes; upwelling; forcing agents; coastal regions; Gulf of California
INTRODUCCIÓN
Estudios recientes se han centrado en el papel que juegan las zonas costeras en el flujo de CO2 océano-atmósfera (fCO2), puesto que la información para estas zonas es escasa (Laruelle et al. 2014, Jiménez-López et al. 2019). Las zonas costeras juegan un rol considerable en el ciclo de carbono global debido a la producción primaria alta y los procesos costeros como las surgencias (Gattuso et al. 1998). El fCO2 depende de interacciones complejas entre el calentamiento/enfriamiento de la columna de agua, la fotosíntesis, la respiración, la mezcla por viento, las ondas internas, los procesos asociados con mareas, la advección y el desplazamiento vertical de la termoclina (Takahashi et al. 2002, Wanninkhof 2014, Coronado-Álvarez et al. 2017). De manera general, dichas interacciones se han clasificado en efectos termales y no termales (representan la actividad biológica e incluyen cambios en la alcalinidad, la advección y el intercambio mar-aire) (Takahashi et al. 2002).
El golfo de California (GC) presenta un componente vertical de intercambio neto de agua con el océano Pacífico adyacente, con salida superficial de agua hacia el Pacífico (0-200 m) y entrada subsuperficial de agua (200-600 m) (Marinone 2003). El agua superficial que sale del GC al Pacífico es relativamente pobre en carbono inorgánico disuelto (CID), y la que entra a profundidad tiene concentraciones altas de CID (Rodríguez-Ibáñez et al. 2013). El GC se encuentra en la zona del Pacífico oriental con valores muy bajos de oxígeno disuelto, en la zona del mínimo de oxígeno disuelto (Levin 2002, Paulmier y Ruiz-Pino 2009). Estos valores extremadamente bajos de oxígeno disuelto causan que se presente la respiración de bacterias denitrificantes, con el resultado de un déficit de nitratos con respecto a las razones de Redfield para NO3-PO4 (Thomas 1966) y para NO3-CID (Rodríguez-Ibáñez et al. 2013). Debido a esto, y a la disolución de exoesqueletos de carbonato de calcio a profundidad (Peterson 1966), las aguas de surgencias del GC tienen un exceso de CID con relación a las concentraciones de nitrato, y cuando la fotosíntesis procede y el nitrato se consume, el exceso de CID podría causar fuga de CO2 a la atmósfera.
Se cuenta con datos escasos de la presión parcial del CO2 en las aguas superficiales (pCO2W) del GC, la mayoría de los cuales provienen de la región de las islas grandes (Tiburón y Ángel de la Guarda) (Hernández-Ayón et al. 2013). El GC presenta surgencias intensas en la costa oriental en invierno (diciembre a mayo) (Álvarez-Borrego 2010) y surgencias muy débiles en la costa occidental en verano (julio a octubre) (Santamaría-del-Ángel et al. 1999). El calentamiento del agua de surgencia (con valores altos de pCO2W) disminuye la solubilidad de los gases y contribuye a producir fuga de CO2 hacia la atmósfera (Coronado-Álvarez et al. 2017). Esto implica que las áreas de surgencias del GC son fuentes de CO2 hacia la atmósfera, por lo menos en un promedio a largo plazo, por ejemplo, para un año. Sin embargo, el fCO2 se puede revertir hacia valores negativos en el relajamiento de las surgencias por el efecto de la producción primaria. En este trabajo se presenta la variabilidad del fCO2 en 5 zonas costeras del GC, así como un análisis de la influencia de los procesos que controlan el fCO2 y la capacidad de emisión y absorción de CO2 en esas zonas.
MATERIALES Y MÉTODOS
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).
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 pCO2W 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 = KwK0 (∆pCO2), donde Kw 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 (pCO2A) 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 (Clsat) 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 Clsat, 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 pCO2W 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, pCO2W, pCO2A y Clsat 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, pCO2W 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.
RESULTADOS
Condiciones oceanográficas deducidas de las imágenes de satélite
Los compuestos satelitales de ANMa, TSM y Clsat 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).
En septiembre de 2016, en prácticamente todo el GC, la TSM fue >29 °C (Fig. 2d) y los valores de Clsat fueron <0.5 mg·m-3. En NAV2016 se apreció una franja costera con valores de Clsat >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 Clsat 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 Clsat >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 Clsat intermedios entre septiembre y marzo. En MUL2017 y MAZ2017 se presentaron valores de TSM <29 °C y valores de Clsat >0.5 mg·m-3 (Fig. 2f, i).
Variabilidad de salinidad, carbono inorgánico disuelto, pCO2W 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).
Los valores de CID y pCO2W 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 pCO2W 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 pCO2W, 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 pCO2W, (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 pCO2W al norte del area (414 ± 37.79 µatm) (Figs. 3k, 4e). En MAZ2017 se presentaron los valores de CID y pCO2W menores (1,934 ± 5.94 µmol·kg-1 y 305 ± 12.64 µatm, respectivamente), aunque con un incremento de pCO2W al centro del área (Figs. 3l, 4f). En general, los valores promedio mayores de CID y pCO2W 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.
Location | Salinity | DIC (mmol·kg-1) | pCO2W (μatm) | fCO2 (mmol C·m-2·d-1) |
NAV2016 | 34.70 (0.21) | 1,994 (3.52) | 428 (12.21) | 0.38 (0.52) |
GUA2016 | 35.14 (0.01) | 2,015 (16.22) | 434 (29.06) | 0.56 (0.46) |
NAV2017 | 35.29 (0.29) | 2,076 (25.08) | 363 (46.94) | -0.40 (0.39) |
BC2017 | 35.94 (0.13) | 2,017 (14.69) | 377 (29.45) | -0.90 (0.87) |
MUL2017 | 35.28 (0.13) | 2,058 (15.05) | 414 (37.79) | -0.05 (0.74) |
MAZ2017 | 35.02 (0.05) | 1,934 (5.94) | 305 (12.64) | -2.26 (1.85) |
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 Clsat (0.57). En el segundo componente, las variables de mayor peso fueron pCO2W y pCO2A (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.
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 Clsat 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, pCO2W 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 Clsat más altas (
La concentración de CID más alta se registró en NAV2017 (
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 Clsat (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 pCO2W 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 Clsat, CID, pCO2W y fCO2 (
Correlaciones
El ACP agrupó, por un lado, a NAV2016 y GUA2016, donde predominaron remolinos anticiclónicos y las variables fueron similares, excepto Clsat. 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, pCO2W 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 pCO2W 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 pCO2W 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.
AGRADECIMIENTOS
Este estudio fue financiado por el Instituto Politécnico Nacional (IPN, México) con apoyo de los proyectos SIP20164820, 20170983, 20195181 y 2020716. PMU y LFT contaron con beca de posgrado del Consejo Nacional de Ciencia y Tecnología (CONACYT, México) y beca BEIFI del IPN. Agradecemos a la Secretaría de Marina de México y a las tripulaciones de los B/I Altaír y Río Tecolutla el apoyo para la toma de muestras. Las imágenes satelitales compuestas de TSM y Clsat fueron proporcionadas por M Kahru de Scripps-University of California en San Diego y Copernicus Marine Service. CCB proporcionó apoyo a través del proyecto Semarnat-2016-C01-278637. Se agradece a los revisores anómimos por sus comentarios y sugerencias.
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Recibido: 08 de Marzo de 2021; Aprobado: 28 de Agosto de 2021