Tendencias del CO₂ antropogénico a lo largo de 20° W en la Cuenca Ibérica

 

Trends of anthropogenic CO₂ along 20° W in the Iberian Basin

 

NM Fajar*, PC Pardo, L Carracedo, M Vázquez-Rodríguez, AF Ríos, FF Pérez

 

Instituto de Investigacións Mariñas (CSIC), Eduardo Cabello 6, 36208 Vigo, Spain. * Corresponding author. E-mail: nfajar@iim.csic.es

 

Received June 2010
Received in revised form March 2011
Accepted April 2011.

 

RESUMEN

El sistema del carbono en las masas de agua de la Cuenca Ibérica (océano Atlántico norte) se ha visto afectado en las últimas dos décadas por el aumento de CO₂ antropogénico (C_ant). Durante la campaña CAIBOX (del proyecto Shelf-Ocean Exchanges in the Canary-Iberian Large Marine Ecosystem) y con el fin de estudiar el almacenamiento de C_ant en la Cuenca Ibérica, se midieron entre julio y agosto de 2009, entre otras variables, las del sistema del carbónico [pH, carbono inorgánico total (C_T) y alcalinidad total (A_T)]. El almacenamiento de C_ant fue estimado usando dos técnicas de retrocálculo diferentes (métodos φC°_T y TrOCA) y en seis capas de la columna de agua, correspondientes unas a la ubicación aproximada de las masas de agua típicas de la región y otras a las capas de mezcla de las masas de agua. El almacenamiento de C_ant en la columna de agua completa para 2009 fue de 88.1 ± 3.8 molC m^-2 según el método φC°_T y de 93.7 ± 3.7 molC m^-2 según el método TrOCA. Por otra parte, se estimó también la tasa de almacenamiento de C_ant desde 1993 a 2009, teniendo en cuenta los datos de tres campañas adicionales (OACES 1993, CHAOS 1998 y OACES 2003). Las tasas de almacenamiento de C_ant obtenidas fueron 1.41 ± 0.25 y 1.67 ± 0.13 molC m^-2 año^-1 según los métodos φC°_T y TrOCA, respectivamente, lo que al compararse con estudios previos representa un incremento en la captación de CO₂ antropogénico, ya que entre los periodos 1977-1997 y 1993-2009, la concentración de C_ant se aumentó en torno a un 28-49 % en los primeros 2000 m de profundidad.

Palabras clave: CO₂ antropogénico, retrocálculo.

 

ABSTRACT

The carbon system in the water masses of the Iberian Basin (North Atlantic Ocean) has been affected over the last two decades by the increase in anthropogenic CO₂ (C_ant). In order to study the storage of C_ant in the Iberian Basin, variables of the carbonic system (i.e., pH, total inorganic carbon, and total alkalinity), among others, were measured during the CAIBOX cruise conducted between July and August 2009 within the framework of the CAIBEX project (Shelf-Ocean Exchanges in the Canary-Iberian Large Marine Ecosystem). The storage of C_ant was estimated using two different back-calculation techniques (i.e., the φC°_T and TrOCA methods) and for six layers of the water column corresponding to the approximate locations of the characteristic water masses of the region and the mixed layers. For the whole water column and for the year 2009 the C_ant storage values determined by the φC°_T and TrOCA methods were 88.1 ± 3.8 and 93.7 ± 3.7 molC m^-2, respectively. Moreover, the C_ant storage rate from 1993 to 2009 was also estimated considering data from three additional cruises (OACES 1993, CHAOS 1998, and OACES 2003). The C_ant storage rates were 1.41 ± 0.25 and 1.67 ± 0.13 molC m^-2 yr^-1 with the φC°_T and TrOCA methods, respectively. An increase in anthropogenic CO₂ uptake by the ocean can be seen when compared with previous published results. Between the periods 1977-1997 and 1993-2009, the C_ant concentration increased around 28-19% in the first 2000 m.

Key words: anthropogenic CO₂, back-calculation.

 

INTRODUCCIÓN

Desde el siglo XVIII, al comienzo de la era industrial, la humanidad ha emitido grandes cantidades de CO₂ a la atmósfera (Le Quéré 2009), aumentando el CO₂ atmosférico medio global de 280 ppm al inicio de la revolución industrial hasta 381 ppm en 2006 (Canadell et al. 2007). Sin embargo, menos de la mitad de estas emisiones se mantienen en la atmósfera y, por lo tanto, el CO₂ antropogénico debe haber sido captado por el océano o por la biosfera terrestre (Sabine et al. 2004). Se han realizado esfuerzos continuos para cuantificar la magnitud de ambos depósitos con bastante exactitud. Los resultados de los modelos actuales limitan las tasas medias de captación de CO₂ de la tierra y el océano para el periodo 1990-2000 a 2.6 ± 0.7 y 2.2 ± 0.4 Pg C año^-1, respectivamente. Para el periodo 2000-2008, los modelos estiman que las tasas de captación de CO₂ de la tierra y el océano fueron 2.7 ± 1.0 y 2.3 ± 0.5 Pg C año^-1, respectivamente (Le Quéré et al. 2009). Estos resultados muestran la variabilidad de estos depósitos de CO₂ y la tendencia decreciente de la fracción del CO₂ captada por el océano. De hecho, a pesar del aumento en la cantidad total de CO₂ emitido, la fracción captada por el océano descendió desde 27% en el periodo 1990-2000 hasta 25% en el periodo 2000-2008. Las principales causas de este descenso podrían ser una tasa de transporte de CO₂ débil o limitada desde la superficie hasta las profundidades del océano, y también la no linealidad en la química del carbono, que reduce la capacidad del agua para capturar CO₂ cuando la concentración de éste aumenta (Bindoff et al. 2007). Como el reservorio que constituye todo el océano cuenta, aproximadamente, con el 90% del carbono natural (Sabine y Tanhua 2010), es necesario conocer mejor la variabilidad de la tasa de captación y el tamaño del sumidero oceánico de CO₂ para predecir los efectos climáticos globales.

La atención de la comunidad científica marina está, en concreto, más enfocada hacia las estimaciones del componente antropogénico (C_ant) del carbono inorgánico total (C_T). A pesar de todas las nuevas técnicas y avances tecnológicos, diferenciar entre CO₂ y C_ant es bastante complejo. A finales del siglo XX se desarrollaron técnicas para retrocalcular la acumulación de C_ant en los océanos (Brewer 1978). Estas técnicas nacieron con el objetivo de estimar indirectamente el C_ant en los océanos, restando al C_T los efectos de la remineralización de la materia orgánica, la disolución del carbonato de calcio (Chen y Millero 1979) y el desequilibrio de CO₂ entre océano y atmósfera (Gruber et al. 1996). Desde entonces se han aplicado diferentes clases de métodos tanto para el océano global como en regiones del mismo: ΔC* (Gruber et al. 1996), φC°_TIPSL (Lo Monaco et al. 2005), TrOCA (Körtzinger et al. 1998, Touratier et al. 2007) y φC°_T (Pérez et al. 2008, Vázquez-Rodríguez et al. 2009a). Además de los métodos de retrocálculo, surgieron otros métodos, como el pCFC-age ("método abreviado", Thomas e Ittekkot 2001) y el Transient Time Distribution (Waugh et al. 2006) que se basan en el uso de clorofluorocarbonos (CFCs) como marcadores para estimar la edad de las masas de agua.

En este trabajo, se estudió la Cuenca Ibérica, una región específica de la cuenca del Atlántico norte, en términos de C_ant. La importancia de la cuenca del Atlántico norte en términos de almacenamiento de C_ant deriva del hecho de que, a pesar de que ésta cubre solamente 15% del área global del océano, almacena 23% del C_ant oceánico total (Sabine et al. 2004). La región estudiada se localiza frente a la Península Ibérica y encierra el área desde 45° N de latitud hasta las Islas Canarias (25° N) y entre 20° W y 8° W de longitud (fig. 1); se encuentra dentro del giro del Atlántico Norte, se conoce como "zona inter-giro" (Pollard et al. 1996) y está encerrada entre la Corriente del Atlántico Norte (45-53° N) y la Corriente de las Azores (34-35° N, Péliz et al. 2005). La estructura termohalina vertical de esta región (Carracedo et al. este número) está claramente dominada en su capa superior por el Agua Modal de Madeira (MMW, por sus siglas en inglés) (Alvarez et al. 2005), el Agua Central del Atlántico Nororiental (ENACW) con dos ramas diferenciadas, de origen subpolar (ENACW_P) y de origen subtropical (ENACW_T) (Ríos et al. 1992, Castro et al. 1998, Alvarez et al. 2005), y un pequeño porcentaje de Agua Antártica (AA) (Ríos et al. 1992, Alvarez et al. 2005). Entre las masas de agua intermedia y profunda es importante tener en cuenta la presencia de Agua Mediterránea (MW) (Fraga et al. 1982), que es el agua proveniente del mar Mediterráneo y la más salina de la columna de agua, y se sitúa aproximadamente a 1000 dbar. Las capas más profundas de la columna de agua están dominadas por el Agua del Mar de Labrador (LSW) (Castro et al. 1998), el Agua Profunda del Atlántico Nororiental (NEADW) dividida en dos componentes (uno superior, NEADWu, y otro inferior, NEADW_l), y el Agua de Desbordamiento de Islandia-Escocia (ISOW), que se extiende por las capas inferiores (Alvarez et al. 2005). En la tabla 1 se muestran las propiedades principales de todas estas masas de agua.

Teniendo en cuenta la distribución termohalina en la Cuenca Ibérica y las medidas de alcalinidad total (A_T), C_T, pH y nutrientes, en el presente trabajo se estimaron las concentraciones y tasas de almacenamiento de C_ant. Los datos recogidos durante la campaña CAIBOX en 2009 se usaron para estimar las concentraciones de C_ant. El C_ant se estimó en seis capas de la columna de agua mediante dos diferentes técnicas de retrocálculo, φ C°T y TrOCA. Con el fin de obtener las tasas de almacenamiento de C_ant, se añadieron los datos de tres campañas anteriores (OACES 1993, CHAOS 1998, OACES 2003), cubriendo un periodo de casi dos décadas. Se compararon las estimaciones almacenamientos de C_ant entre campañas y con los resultados obtenidos por Pérez et al. (2010a) en la región de las Azores. Las tasas de almacenamiento de C_ant así estimadas se compararon con los resultados de Ríos et al. (2001) observándose incrementos considerables de las tasas según las dos técnicas de retrocálculo aplicadas. El incremento de la tasa de almacenamiento de C_ant observado en la Cuenca Ibérica durante la última década puede ser un reflejo del incremento correspondiente en la atmósfera.

 

MATERIALES Y MÉTODOS

La campaña CAIBOX (derivado de las siglas en inglés del proyecto Intercambios océano-plataforma en el Gran Ecosistema Marino Canario-Ibérico, CAIBEX, del cual forma parte) se llevó a cabo entre el 25 de julio y el 14 de agosto de 2009 a bordo del B/O Sarmiento de Gamboa. Esta campaña constó de una sección latitudinal frente a la costa de Vigo (41.5° N), una sección transversal cerca de las islas Canarias (desde 20° W y 30° N hasta 13° W y 28.6° N), y una sección longitudinal a lo largo de 20° W (fig. 1). Este estudio se ha enfocado en la sección longitudinal. Por medio de un C_TD General Oceanics con una roseta de 24 botellas Niskin (12 L) se muestrearon en 24 estaciones a lo largo de la sección 20° W 24 niveles de profundidad dependiendo de la batimetría, que variaron desde 3000 m a más de 5000 m de profundidad. La distancia entre los niveles de profundidad fue aproximadamente constante en los primeros 1000 m de la columna de agua. En cada nivel de profundidad se midieron la temperatura, la salinidad, el oxígeno (O₂) y el pH, mientras que los nutrientes y el resto de las variables del sistema del carbono (A_T y C_T), se tomaron en profundidades específicas de acuerdo con la distribución termohalina.

Los nutrientes se determinaron por medio de un análisis de flujo segmentado con un autoanalizador Technicon II (Mouriño y Fraga 1985, Alvarez-Salgado et al. 1992). La exactitud del nitrato y fosfato fue de ±0.1 y ±0.01 µmol kg^-1, respectivamente. Las muestras de O₂ se analizaron por el método Winkler (1888).

Para la medición del pH se usó el método espectrofoto-métrico descrito por Clayton y Byrne (1993), añadiendo púrpura de m-cresol como indicador. Las medidas de absorbancia se llevaron a cabo con un medidor de UV Shimadzu 2401. Durante todas las sesiones, la temperatura se controló con un baño termostático a 25 °C. La precisión de las medidas con este método se estimó en menos de ±0.005 unidades de pH (procedimiento operativo estándar (SOP) 6b en Dickson 2007) y los valores de pH se presentaron en escala total.

La medición de A_T se hizo con un método a punto final usando un valorador potenciométrico automático (Titrando Metrohm 801) con un electrodo combinado de vidrio (Mintrop et al. 2000). Se obtuvo una precisión de menos de ±2 µmol kg^-1 (SOP 3b en Dickson et al. 2007). La valoración potenciométrica se llevó a cabo en un matraz abierto (~250 cm³) con HCl (0.1 M) y usando dos puntos finales de pH muy cercanos entre sí, esto es, 4.45 y 4.42 (Pérez y Fraga 1987). Con el fin de estimar la exactitud del método para A_T, se analizó la alcalinidad de material de referencia certificado (CRM) de CO₂ del lote 84 proporcionado por A Dickson (Scripps Institution of Oceanography, Universidad de California).

El C_T se determinó usando un sistema SOMMA (single-operator multiparameter metabolic analyzers) conectado a un coulómetro modelo CM101_093 (UIC.INC, Joliet, Illinois, Johnson et al. 1998). En este equipo, el CO₂ es arrastrado por un gas sin CO₂ (N₂) a la célula coulométrica, donde es absorbido cuantitativamente después de reaccionar con etanolamina (Johnson et al. 1993). En cada sesión de análisis de C_T, las calibraciones se realizaron con CRM suministrado por A Dickson, para comprobar la exactitud de las medidas. La precisión de este método es de ±4 µmol kg^-1 (SOP 2 en Dickson et al. 2007). En los niveles de la columna de agua donde no se midió C_T, se calculó a partir de A_T y pH, usando las ecuaciones termodinámicas del sistema del carbono inorgánico y las constantes de ácido de Mehrbach et al. (1973) ajustadas por Dickson y Millero (1987). La bondad de esta aproximación puede verse en la figura 2, donde el C_T calculado se ajusta bien al C_T medido (R² = 0.99).

Además de la campaña CAIBOX, se tomaron en cuenta otras tres campañas: OACES 1993, CHAOS 1998 y OACES 2003 (fig. 1, tabla 2). Se seleccionaron estaciones de cada una de ellas con el fin de cubrir el área de 29°N a 42°N de latitud y de 18° W a 24° W de longitud, cerca de la sección longitudinal 20° W de CAIBOX (fig. 1). De estas tres campañas adicionales se tomaron las mismas variables que en CAIBOX, accesibles a través del sitio de Internet de Carbono en el Océano Atlántico (CARINA; http://cdiac.ornl.gov/oceans/CARINA/Carinainv.html). Con estos datos, el conjunto de datos combinados (incluida la campaña CAIBOX 20° W) se extiende a un periodo de tiempo aproximado de 16 años (1993-2009).

Para obtener las estimaciones de C_ant, se seleccionaron, de entre todas las técnicas de retrocálculo, las dos más recientes: TrOCA y φ C°_T. Ambas están basadas en sustraer al C_T las contribuciones de carbono debidas a los procesos de oxidación/reducción de materia orgánica y a los de disolución de CaCO₃ posteriores al momento de la formación de las masas de agua.

El método TrOCA es una técnica fácil de aplicar porque sólo necesita medidas de temperatura potencial (θ), O₂, C_T y A_T para definir su trazador TrOCA (trazador combinando de oxígeno, carbono inorgánico y alcalinidad total). La ecuación para obtener el C_ant es única para todo el océano y las estimaciones de C_ant resultantes parecen estar mejor correlacionadas con trazadores antropogénicos (Touratier et al. 2007) que las obtenidas a través de otros métodos, como el clásico ΔC* (Gruber et al. 1996). La aproximación TrOCA estima el CO₂ antropogénico usando la siguiente ecuación:

donde el trazador TrOCA se define como:

y TrOCA⁰ es un trazador conservativo deducido a partir de los trazadores Δ¹⁴C y CFC-11 y definido por:

Los coeficientes adimensionales a, b, c y d de las ecuaciones 1, 2 y 3 fueron correctamente definidos y establecidos por Touratier et al. (2007) con una incertidumbre asociada a las estimaciones de C_ant de ±6.25 µmol kg^-1.

Por otra parte, el método φC_T⁰ es una aproximación orientada a procesos biogeoquímicos que introduce varias mejoras al método ΔC* descrito por Lee et al. (2003). Este método de retrocálculo utiliza parametrizaciones de los términos A_T⁰ y ΔCdis (es decir, la alcalinidad total preformada y el desequilibrio océano-atmósfera de CO₂ al momento de la formación de las masas de agua) obtenidos en la capa subsuperficial (100-200 m), que representan con bastante exactitud las condiciones de la formación de masas de agua en invierno (Vázquez-Rodríguez et al. 2009a). Además de esta ventaja, el método φC_T⁰ propone una aproximación a la variabilidad horizontal (espacial) y vertical (temporal) de ΔCdis (ΔCdis) en términos de C_ant y ΔCdis propiamente dicho. Las parametrizaciones de A_T⁰ y ΔCdis se aplican directamente para calcular el C_ant en aguas por encima de la isoterma de 5 °C. Para aguas frías y profundas (<5 °C), el método φC_T⁰ mejora las estimaciones de C_ant a través de un análisis óptimo multiparamétrico extendido (OMPe), que tiene en cuenta los procesos de mezcla de las masas de agua. La ecuación que describe el C_ant calculado a partir de φC_T⁰ es:

donde ΔC^t_dis es el ΔC_dis actual, C^sat_ant es la concentración de saturación teórica de C_ant de la muestra, que depende principalmente de la presión parcial del CO₂ (pCO₂) atmosférica en el momento de la formación de la masa de agua, φ = 0.55 ± 0.10 es un factor de proporcionalidad que se supone constante, excepto en el ecuador, donde es positivo, y ΔC* es la descrita por Gruber et al. (1996), esto es:

donde y 0.5 (PA_T -PA_T⁰) representan, respectivamente, la remineralización de la materia orgánica y la disolución de CaCO₃, AOU = O₂,_sat⁰ - O₂ es el consumo aparente de oxígeno, PA_T y PA_T⁰ son, respectivamente, la alcalinidad potencial total y la preformada, y es la concentración de carbono inorgánico total en equilibrio con la atmósfera preindustrial.

La descripción rigurosa del método φC_T⁰ se puede encontrar en Vázquez-Rodríguez et al. (2009a), quienes estimaron una incertidumbre de ±5.2 µ mol kg^-1 para la estimación del C_ant a través de una propagación de errores aleatoria asociada a las variables de entrada. Además, la secuencia de comandos de MATLAB para ejecutar el método φC_T⁰ está disponible en la página web "Grupo de CO₂": http://oceano.iim.csic.es/co2group/index.html.

 

RESULTADOS

La concentración de C_ant (en adelante [C_ant]) se estimó a través de los métodos φC_T⁰ y TrOCA para cada una de las campañas previamente descritas (OACES 1993, CHAOS 1998, OACES 2003) y la sección 20° W de CAIBOX en 2009. En la figura 3 se muestran las distribuciones de las variables obtenidas con cada método. Los valores negativos de [C_ant] obtenidos al utilizar el método TrOCA se muestran como ceros con el fin de visualizar mejor las diferencias. Todas las gráficas muestran gradientes verticales de [C_ant] muy similares; independientemente de la metodología utilizada para las estimaciones, las mayores cantidades aparecen en las aguas cálidas superficiales y los valores más bajos cerca del fondo. El rango de variación depende de la campaña (año), ligeramente del método y se incrementa gradualmente desde 0-50 µmolkg^-1 en OACES 1993 (fig. 3a-b) a 0-70 µ mol kg^-1 en CAIBOX 2009 (fig. 3g-h). En general, para todas las campañas, el método φC_T⁰ estima [C_ant] ligeramente mayores que el método TrOCA en aguas profundas (>3000 dbar). Por el contrario, las [C_ant] estimadas utilizando el método TrOCA son más altas cerca de la superficie (<500 dbar). En capas intermedias ambos métodos estiman valores de [C_ant] muy similares. En realidad, como se puede observar en la figura 4, ambos métodos muestran un alto coeficiente de determinación en cada campaña.

En general, las [C_ant] están muy relacionadas con las características de las masas de agua presentes en la columna de agua. Para estudiar la distribución de las variables en la columna de agua de la Cuenca Ibérica, se seleccionó la sección 20° W de la campaña CAIBOX (tabla 1, fig. 5). En la figura 5 se muestran las distribuciones de AOU, A_T y C_T a lo largo de la sección seleccionada. La estructura termohalina vertical está claramente dominada por la NACW en las capas superiores (<500 dbar), con valores de AOU que oscilan entre 20 y 60 µ mol kg^-1 (fig. 5a). En la parte sur de la sección, a ~1000 dbar, se identifica un pequeño porcentaje de AA definido por un máximo de AOU (~110 µmol kg^-1, fig. 5a). A la misma profundidad pero en el centro de la sección, el MW acentúa su presencia con un máximo de A_T (2375 µ mol kg^-1, fig. 5b). En la parte norte de la sección, la LSW muestra su intensa influencia a través de valores mínimos de AOU, A_T y C_T (fig. 5a-c). La distribución de C_T (fig. 5c) revela el efecto de la biogeoquímica en los valores de esta variable. En las capas superiores (<500 dbar), los valores más bajos de C_T (fig. 5c) se deben a las grandes cantidades de CO₂ captado por la fotosíntesis de los productores primarios. En capas más profundas (>3000 dbar), los valores altos de C_T (fig. 5c) se deben a procesos de remineralización de la materia orgánica y disolución de CaCO₃, representados por los valores relativamente altos de A_T (fig. 5b) que se encuentran en dichas capas. La remineralización de materia orgánica se detecta también por los altos y estables valores de AOU a dichas profundidades (fig. 5a).

Con el objetivo de relacionar los valores de [C_ant] con la distribución termohalina en la región, la columna de agua se dividió en seis capas diferenciadas en base a intervalos de densidad. Estos intervalos de densidad se seleccionaron de acuerdo a un diagrama T-S realizado con datos de todas las campañas (fig. 6). Las capas superiores (NACW, MW, fig. 6a) se delimitaron utilizando 1000 dbar como nivel de presión de referencia, mientras que el nivel de referencia para las capas más profundas fue de 2000 dbar (fig. 6b). La capa de NACW incluye todos los datos desde la superficie hasta la isopicna de 31.8 kg m^-3. La capa de MW contiene todos los datos desde la isopicna de 31.8 hasta la de 32.25 kg m^-3. La capa de mezcla de MW-LSW incluye todos los datos entre la isopicna de 32.25 kg m^-3, calculada a 1000 dbar como nivel de referencia y la isopicna de 36.89 kg m^-3, calculada a 2000 dbar como nivel de referencia. En aguas profundas pueden diferenciarse la capa de LSW y la capa de mezcla profunda, quedando todos los datos ajustados entre las isopicnas de 36.89 y 36.95 kg m^-3, y de 36.95 y 37.05 kg m^-3, respectivamente. Por último, el NEADW superior e inferior y el ISOW se incluyeron en la capa de NADW (Agua Profunda del Atlántico Norte), que recoge los datos desde la isopicna de 37.05 kg m^-3 hasta el fondo.

Una vez definidas las capas, los valores de [C_ant] se obtienen usando los métodos φC_T⁰ y TrOCA por separado para cada campaña (año). La media de los valores de [C_ant] se obtiene para cada capa por medio de una integración vertical y horizontal (Pérez et al. 2010a). El espesor de cada capa se calculó como el promedio de la distancia vertical entre capas ponderado por la separación entre estaciones. La integración vertical se hizo entre los límites superior e inferior de las capas, mientras que los límites para la integración horizontal dependen de cada campaña (fig. 1). En la tabla 3 se muestran los valores medios de espesor y las [C_ant] estimadas por los métodos φC_T⁰([C_ant]_φ) y TrOCA ([C_ant]_TrOCA) para cada capa y campaña (indicados por el año en que se llevó a cabo cada campaña). También se incluyen en la tabla los promedios integrados de la salinidad, θ, y AOU. En términos generales, la [C_ant] tiende a aumentar con el tiempo en todas las capas y disminuye hacia el fondo en la columna de agua, como se mostró previamente en la figura 3. Las mayores [C_ant]_φ y [C_ant]_TrOCA se encontraron en la capa de NACW para 2009 (55.1 ± 0.6 y 56.8 ± 0.6 µmol kg^-1, respectivamente; tabla 3). Se deben subrayar los valores relativamente altos de [C_ant]_φ y [C_ant]_TrOCA en la capa de MW, cuyos valores varían desde 18.8 ± 0.9 hasta 28.9 ± 0.7 µmol kg^-1 y desde 22.2 ± 1.0 hasta 33.8 ± 0.8 µmol kg^-1, respectivamente (tabla 3). Las [C_ant]_φ y [C_ant]_TrOCA son muy similares para todas las capas y años, siendo las [C_ant]_TrOCA ligeramente mayores que las [C_ant]_φ en casi todos los casos excepto en la capa de NADW. Las diferencias entre [C_ant]_φ y [C_ant]_TrOCA oscilan desde 6.4 µmol kg^-1 en la capa de MW-LSW a 1.2 µmol kg^-1 en la capa de mezcla profunda (tabla 3). En la capa de NADW las [C_ant]_φ muestran valores en torno a 3.0 µmol kg^-1 más altos que los de las [C_ant]_TrOCA (tabla 3), siendo los promedios de [C_ant]_φ y [C_ant]_TrOCA en esta capa de 4.5±0.7 y 1.5 ± 0.2 µmol kg^-1, respectivamente. En esta capa profunda también se observa que la variabilidad de las [C_ant]_TrOCA entre años es casi nula comparada con la de las [C_ant]_φ. Además, los almacenamientos de C_ant para cada año y estimación por cada uno de los métodos vienen dados por la suma de las [C_ant]_φ y [C_ant]_TrOCA en cada capa multiplicadas por el espesor de la capa correspondiente. Los almacenamientos de C_ant oscilan entre 66.9 ± 4.1 y 88.1 ± 3.8 molCm^-2 para el método φC_T⁰ y entre 67.9 ± 4.0 y 93.7 ± 3.7 molC m^-2 para el método TrOCA (tabla 3). Los almacenamientos obtenidos con el método TrOCA son entre 1 y 7 molC m^-2 más altos que los obtenidos con el método φC_T⁰ para 1993 y 2003, respectivamente. En general, los almacenamientos de C_ant aumentan con los años independientemente del método de estimación.

A pesar de que se puede tener una primera visión general de la evolución temporal de la [C_ant] entre 1993 y 2009 a partir de los resultados anteriores, en la figura 7 se muestra la evolución temporal de la [C_ant]_φ y [C_ant]_TrOCA para cada capa junto con la de los almacenamientos de C_ant y C^s_aª_n^t_t (en µmol kg^-1) . En esta figura se observa también el descenso de las [C_ant] con la profundidad y, en general, mayores valores de [C_ant]_TrOCA (líneas discontinuas en la fig. 7) respecto a las [C_ant]_φ (líneas continuas en la fig. 7), como ya se ha mencionado anteriormente. También se observa que los almacenamientos estimados según el método TrOCA (iTrOCA, fig. 7) son mayores que los del método φ C°T (iφC_T⁰, fig. 7). Hay una tendencia general al incremento en la [C_ant]_φ y [C_ant]_TrOCA en cada una de las capas y en el almacenamiento de C_ant con ambos métodos. Las pendientes de las diferentes líneas (fig. 7) dan los valores de las tasas de variación en la [C_ant] (en µmol kg^-1 año^-1) y las tasas de almacenamiento de C_ant (en molC m^-2 año^-1) que se muestran en la tabla 3. Se observó el mismo patrón para las tasas de variación en la [C_ant] que para las [C_ant], con altos valores de la tendencia en las capas superiores y valores muy bajos en la capa de NADW (tabla 3). Por ejemplo, la tasa de variación en la [C_ant] en la capa de NACW varía de 0.85 ± 0.24 a 0.95 ± 0.13 µmol kg^-1 año^-1 cuando se estima con φC_T⁰ y TrOCA, respectivamente, mientras que en la capa NADW, las tasas de variación en la [C_ant] a partir de los métodos φC_T⁰ y TrOCA son de 0.01 ± 0.07 y 0.02 ± 0.01 µmol kg^-1 año^-1, respectivamente (tabla 3). Cabe destacar la altas tasas de variación en la [C_ant] que aparecen en la capa de MW, esto es, 0.61 ± 0.06 y 0.70 ± 0.06 µmol kg^-1 año^-1 para los métodos φC_T⁰ y TrOCA, respectivamente (tabla 3). Las tasas de variación en la [C_ant] no dependen de ninguno de los dos métodos de estimación. Aunque las tasas de variación en la [C_ant] del método TrOCA parecen generalmente más altas que las del método cpC_T⁰, las diferencias entre ellos no son estadísticamente significativas. La tendencia de las tasas de almacenamiento de C_ant en la región estudiada también es positiva, con tasas de almacenamiento de 1.41 ± 0.25 y 1.67 ± 0.13 molC m^-2 año^-1 para φC_T⁰ y TrOCA, respectivamente.

 

DISCUSIÓN

Se utilizaron dos métodos para estimar la distribución y variabilidad temporal de [C_ant] a lo largo de la región de la Cuenca Ibérica, el método φC_T⁰ y el método TrOCA. Conforme a la distribución termohalina de la región, se definieron seis capas verticales con el objetivo de relacionar las estimaciones de [C_ant] con las masas de agua presentes en la región. En términos generales, los resultados obtenidos con ambos métodos son bastante similares, dando el mismo patrón en la distribución vertical de [C_ant] (fig. 3, tabla 3). Los valores de [C_ant] son más altos en la capa superior de NACW (entre 41.0 ± 0.6 y 55.1 ± 0.6 µmol kg^-1 con el método φC_T⁰ y entre 42.0 ± 0.6 y 56.6 ± 0.6 µmol kg^-1 con el método TrOCA) pero son próximos a los valores esperados cuando el agua de mar está en equilibrio con la creciente pCO₂ atmosférica. Estos valores descienden progresivamente (tabla 3, fig. 7) desde la capa superior hasta la capa de NADW, donde las [C_ant] están entre 3.6 ± 0.8 y 5.1 ± 0.8 µmol kg^-1 y entre 1.4 ± 0.8 y 1.7 ± 0.7 µmol kg^-1 para los métodos ppC_T⁰ y TrOCA, respectivamente. Específicamente, el método TrOCA estima valores de [C_ant] más altos que el método φC_T⁰ para todas las capas excepto para la capa de NADW. Esta probable sobreestimación de la [C_ant] con el método TrOCA ya ha sido descrita en el trabajo de Yool et al. (2010), quienes analizaron el método desde un punto de vista teórico. Los mismos resultados se han obtenido para la Cuenca Atlántica después de la comparación con otros métodos de retrocálculo (Vázquez-Rodríguez et al. 2009b). Por otra parte, Huertas et al. (2009) en el Estrecho de Gibraltar localizaron un incremento con la profundidad de las [C_ant] estimadas por el método TrOCA, al contrario que los resultados aquí presentados, lo que indica que la aplicación del método TrOCA no es universal. Incluso se encontraron valores altos de [C_ant]_TrOCA (algunos de ellos por encima del límite teórico de Can^t_t) en las capas superiores en un área oceánica completamente diferente, en la costa oriental de América del Sur (Ríos et al. 2010). La razón de este sesgo en el método TrOCA radica probablemente en la suposición de que el flujo de CO₂ océano-atmósfera aumenta con la temperatura y la alcalinidad (Yool et al. 2010). Las estimaciones de [C_ant]_TrOCA en la capa de NADW son más bajas que las de [C_ant]_φ. En realidad, los bajos valores de [C_ant]_TrOCA para esta capa se obtienen después de suponer nulas todas las estimaciones negativas de [C_ant]_TrOCA (aproximadamente 70% de las estimaciones de TrOCA en la capa de NADW son negativas), lo cual ayuda cuando se comparan los métodos, pero corrobora la existencia de un sesgo importante en el método TrOCA en al menos algunas áreas. Vázquez-Rodríguez et al. (2009b) obtuvieron también en todo el Océano Atlántico resultados negativos en torno a capas profundas usando el método TrOCA. Por otro lado, la [C_ant]_φ nunca excede los valores de C_ant en las capas superiores, porque el método φC_T⁰ está limitado en superficie a los valores de saturación y está obligado a mantener un desequilibrio negativo (ΔΔCdis < 0) con respecto a la era prein-dustrial (Vázquez-Rodríguez et al. 2009a). Estas ligeras diferencias entre las estimaciones de ambos métodos pueden también ser una consecuencia del término ΔΔCdis. Este término se supone cero en el método TrOCA mientras que en el método φC_T⁰ se deriva de la hipótesis principal de que ΔCdis varía con el tiempo, contraria a la hipótesis clásica de la invariabilidad de ACdis en los métodos clásicos de retrocálculo (Gruber et al. 1996, Lo Monaco et al. 2005, Sabine y Tanhua 2010). Este mismo patrón, es decir, valores más altos de las [C_ant]_TrOCA en toda la columna de agua excepto cerca del fondo, donde las estimaciones de [C_ant]_φ son mayores que las de [C_ant]_TrOCA, también se encontró en la región de las Azores (Pérez et al. 2010a), que está muy cerca de la Cuenca Ibérica.

Los almacenamientos de C_ant obtenidos de forma separada para cada campaña fueron también muy similares para ambos métodos, de 66.9 ± 4.1 a 88.1 ± 3.8 molC m^-2 con el método φC_T⁰ y de 67.9 ± 4.0 a 93.7 ± 3.7 molC m^-2 con el método TrOCA, y claramente indican un aumento con el tiempo en el almacenamiento de C_ant en la Cuenca Ibérica. Con el fin de tener una comparación cuantitativa de estos datos, se consideraron los resultados del trabajo de Pérez et al. (2010a) en la región de las Azores. En dicho trabajo se estudiaron, entre otros, los datos de las campañas AZORES I (1998), OACES 1993 y METEOR 2004. En el presente trabajo también se incluyó OACES 1993 y las otras dos campañas se realizaron durante el periodo de tiempo estudiado aquí. Pérez et al. (2010a) obtuvieron valores mayores de los almacenamientos de C_ant en la OACES 1993, con diferencias respecto a los resultados aquí obtenidos de ~3 y ~6 molC m^-2 para el método φC_T⁰ y para el TrOCA, respectivamente. Curiosamente, estas diferencias se atribuyen a la diferente metodología en la integración vertical de las [C_ant], que en Pérez et al. (2010a) se hizo en base a un perfil medio de [C_ant] y no en base a un promedio más realista de [C_ant] promediadas por capas como se hizo aquí. Por otra parte, para la Cuenca Ibérica en este trabajo se consideraron más estaciones que en el de Pérez et al. (2010a). El almacenamiento de C_ant que se estimó para la AZORES I (Pérez et al. 2010a) fue ~10 molC m^-2 (aproximado para los dos métodos de retrocálculo), mayor que el valor encontrado aquí para la CHAOS 1998. A pesar del diferente método de integración vertical, esta disparidad podría ser también debida a la diferente localización de la campaña AZORES I (fig. 1 en Pérez et al. 2010a) respecto a la CHAOS 1998 (fig. 1). La AZORES I se extiende cerca de la Dorsal Mesoatlántica, por lo que en ella se muestrearon mayores proporciones de LSW con alta [C_ant]. Sin embargo, en la campaña METEOR 2004 se obtuvieron unos almacenamientos de 87 ± 1 y 92 ± 1 molC m^-2 con φC_T⁰ y TrOCA, respectivamente (Pérez et al. 2010a), muy cercanos a los valores de la OACES 2003 (78.9 ± 4.2 y 85.0 ± 4.1 molC m^-2 con φC_T⁰ y TrOCA, respectivamente) pero mayores, lo que corrobora el aumento temporal en el almacenamiento de C_ant en la Cuenca Ibérica. En este sentido, hay también buena consistencia con los almacenamientos de C_ant de 87 ± 5 y 95 ± 5 molC m^-2 con los métodos φC_T⁰ y TrOCA, respectivamente, obtenidos para el golfo de Vizcaya durante VACLAN-2005 (Castaño-Carrera et al. 2012, este número).

Las tasas de variación de las [C_ant] estimadas en la Cuenca Ibérica para cada una de las capas muestran valores altos en las capas de NACW y MW (~0.90 y ~0.65 µmol kg^-1 año^-1, respectivamente) y un descenso progresivo hacia el fondo. Para la columna de agua completa, las tasas de almacenamiento de C_ant fueron de 1.41±0.25 molC m^-2 año^-1 según el método φC_T⁰ y 1.67 ± 0.13 molC m^-2 año^-1 según el método TrOCA. Es importante destacar que todas las tasas muestran diferencias estadísticamente no significativas entre los dos métodos de estimación. También Pérez et al. (2010a) obtuvieron que para el periodo 1981-2004 en la región de las Azores ningún resultado depende de la metodología, con tasas de almacenamiento de C_ant de 1.32 ± 0.11 molC m^-2 año^-1 según el método φC_T⁰ y 1.18 ± 0.16 molC m^-2 año^-1 según el método TrOCA. Las tasas de almacenamiento de C_ant encontradas aquí para el periodo 1993-2009 son más altas que las encontradas por Pérez et al. (2010a), lo que puede ser una señal de una aceleración en la captación de C_ant por el océano, al menos en la región de la Cuenca Ibérica.

Las estimaciones de la tasa de almacenamiento de C_ant en periodos anteriores pueden ser de gran ayuda para buscar una evidencia más fiable de esta aceleración. De 1977 a 1997, Ríos et al. (2001) estimaron [C_ant] en la costa de la Península Ibérica a través de una técnica de retrocálculo, y obtuvieron una tasa de almacenamiento de C_ant de 0.95 molC m^-2 año^-1 para los 2000 m superiores. Con el fin de comparar dos periodos de tiempo, todos los datos (1993-2009) se recalcularon para los primeros 2000 m en la Cuenca Ibérica, encontrando que el porcentaje medio de almacenamiento de C_ant entre 0 y 2000 m representa 80.6 ± 1.4% y 86.7 ± 1.1% del almacenamiento total de C_ant según φC_T⁰ y TrOCA, respectivamente; por lo tanto, las tasas de almacenamiento de C_ant por encima de 2000 m estimadas por estos métodos son de 1.21 ± 0.18 y 1.42 ± 0.19 molC m^-2 año^-1, respectivamente. Estas tasas, respecto al valor encontrado por Ríos et al. (2001), significan un incremento en la tasa de almacenamiento de C_ant en torno a 28% considerando el método φC_T⁰ y a ~49% según el método TrOCA.

La causa de este aumento en la tasa de almacenamiento de C_ant que se encontró en la Cuenca Ibérica podría estar relacionada con el aumento del CO₂ atmosférico. De acuerdo con la media anual de datos de CO₂ (Dr. P Tans, NOAA/ESRL http://www.esrl.noaa.gov/gmd/ccgg/trends), el CO₂ atmosférico aumentó de ~334 ppm en 1977 a ~387 ppm en 2009. Las tasas medias de variación del CO₂, dividiendo estas tendencias de incremento entre los dos periodos previamente mencionados, 1977-1997 y 1993-2009, son 1.49 ± 0.02 y 1.92 ± 0.02 ppm año^-1 para cada periodo, respectivamente. La tasa de incremento del CO₂ en la atmósfera es de ~29%, que es un valor muy cercano al aumento de la tasa del almacenamiento de C_ant aquí encontrada (~28-49%). Sin embargo, para la región del Giro Subpolar del Atlántico norte (que incluye parcialmente la región de la Cuenca Ibérica), Pérez et al. (2010b) encontraron un descenso en las tasas de almacenamiento de C_ant de ~48% desde la primera mitad de los noventa al periodo 1997-2006. Según Pérez et al. (2010b) este descenso está relacionado con las fases de alta y baja Oscilación del Atlántico Norte que actúan sobre el censo volumétrico de las masas de agua presentes en la región. Como se puede deducir de estos resultados, las tasas de almacenamiento pueden variar entre zonas cercanas dependiendo de la dinámica de la región y también del periodo de tiempo estudiado. Debido a todas estas diferentes cantidades encontradas, se necesita una visión más clara de los almacenamientos y de las tasas de almacenamiento de C_ant para obtener una mejor comprensión del ciclo del carbono en el sistema atmósfera-océano.

 

AGRADECIMIENTOS

Parte de los datos presentados en este artículo se han obtenido por medio del proyecto CAIBEX: Intercambios océano-plataforma en el Gran Ecosistema Marino Canario-Ibérico (C_TM2007-66408-C02/MAR), concedido por el Ministerio Español de Educación y Ciencia. El primer autor está financiado por una beca predoctoral del programa JAE (Junta para la Ampliación de Estudios) conjuntamente financiada por el Consejo Superior de Investigaciones Científicas (CSIC) y el Fondo Social Europeo. Los autores quieren mostrar su agradecimiento a los participantes de la campaña, tanto a la tripulación del B/O Sarmiento de Gamboa como a los científicos y al equipo técnico, por su indispensable ayuda. También queremos agradecer enormemente a XA Álvarez-Salgado y V Viéitez dos Santos por proporcionarnos los datos de nutrientes.

 

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NOTA

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