Presión parcial del bióxido de carbono

Presión parcial del bióxido de carbono 397
27 Presión parcial del bióxido de
carbono (pCO 2) frente a Baja
California
M.E. De La Cruz-Orozco, G. Gaxiola-Castro,
J. García-Córdova, G. Friederich, F. Chavez
y J. Gómez-Valdés
Introducción
El incremento del bióxido de carbono (CO2) atmosférico debido a las emisiones derivadas de las actividades antropogénicas amplificadas a partir de la
revolución industrial, ha desbalanceado el ciclo del carbono a escala global.
Sólo una parte del CO2 producto de estas actividades es consumida tanto por
la biota terrestre como por la biota marina, el resto permanece en la atmósfera
y aumenta constantemente (Alvarez-Borrego 2007, en este volumen). Este
incremento de CO2 en la atmósfera trae como consecuencia que la radiación
electromagnética de onda larga que refleja la tierra hacia la troposfera y al
espacio quede atrapada por este y otros gases, lo que contribuye al calentamiento a escala global, creando un efecto tipo invernadero en la tierra (Feely
et al. 2001).
Debido a los altos aportes de CO2 por las actividades antropogénicas, en
general se considera que el océano actúa como un receptor, incorporando
aproximadamente 2 billones de toneladas métricas de CO2 al año. Esto es
equivalente a 30% de los 6.6 billones de toneladas de CO2 que se emiten anualmente (Falkowski et al. 1998, Feely et al. 2001). Los procesos biogeoquímicos
que ocurren en el mar tienen un papel importante en el ciclo del carbono,
constituyéndose el océano como el principal reservorio activo de carbono a
escala global, con 37 veces más carbono que la atmósfera y 23 veces más que
397
398 Flujos de carbono
la biota terrestre y los suelos (Takahashi et al. 2002). El consumo y aportación
de CO2 en los océanos no se distribuyen uniformemente, sino que varían
con la región y la estación del año (Nightingale y Liss 2003). Existen grandes
extensiones del océano, como el Pacífico Ecuatorial, donde se presenta un
aporte significativo de CO2 hacia la atmósfera (Baber y Chavez 1983), en
comparación con latitudes altas donde el océano actúa principalmente como
un captador de CO2 atmosférico (Takahashi et al. 1993, 2002). Actualmente
se acepta que los cambios biológicos, físicos y químicos en el océano tienen
una participación relevante sobre el control de las variaciones locales del CO2
atmosférico, provocando diferencias regionales y temporales (Takahashi et al.
2002). Estas diferencias son todavía mayores en los sistemas costeros, con una
controversia actual acerca de la contribución que tienen estos sistemas sobre
el balance global del carbono (Friederich et al. 2002). Las señales a lo largo
de las costas del Pacífico Nororiental incluyen una gran cantidad de oscilaciones naturales, debidas al efecto combinado de la variabilidad estacional de
las surgencias y al metabolismo del ecosistema, combinados con los efectos
locales del incremento en el CO2 atmosférico.
En general, la mayor variabilidad de CO2 ocurre en los sistemas costeros,
mientras que en regiones oceánicas es menor (Friederich et al. 2002). Una
parte del carbono orgánico producido por la fotosíntesis es posteriormente
exportado hacia el fondo del océano, lo cual tiene un efecto sobre el ciclo de
carbono, principalmente en los márgenes continentales donde ocurre más del
50% de la producción primaria (Walsh 1991, Chen et al. 2003). Sin embargo,
en general las zonas costeras interiores (lagunas, esteros, etc.) pueden actuar
más como una fuente de CO2 que como sumidero (Hernández-Ayón et al.
2007, en este volumen).
El estudio temporal de la región sur de la Corriente de California (CC) se
ha estado realizando desde 1997 por el Programa Investigaciones Mexicanas
de la Corriente de California (IMECOCAL), el cual cubre un monitoreo
trimestral de esta región. A partir de octubre de 2004 dio inicio la determinación de la presión parcial de CO2 (pCO2) superficial, para contar con
mayor información sobre el ciclo del carbono en esta área localizada frente
a Baja California. La zona de estudio presenta fuerte variabilidad estacional
e interanual, ocasionadas por los cambios en la intensidad de los flujos de la
Corriente de California y por eventos de mayor escala temporal y espacial
como El Niño y La Niña (Hayward et al. 1999, Bograd et al. 2000, Durazo y
Baumgartner 2002, Lavaniegos et al. 2002, Hernández-de la Torre et al. 2003,
Espinosa-Carreón et al. 2004). A partir de estos trabajos se ha comprobado
Presión parcial del bióxido de carbono 399
que la región tiene una alta productividad primaria durante primavera, debido a que la nutriclina se encuentra más cercana a la superficie en las zonas
costeras como resultado de la intensificación del flujo de la corriente hacia
el ecuador y al incremento del forzamiento del viento paralelo a la costa que
genera surgencias costeras. Debido a que el CO2 presente en el océano es el
sustrato de carbono para el fitoplancton, se espera que al haber un incremento
en la producción primaria éste tienda a disminuir.
La dirección del desequilibrio en el CO2 entre la atmósfera y el océano está
expresada por la diferencia entre las pCO2 en ambos medios (ΔpCO2) (Takahashi et al. 2002). Este parámetro indica el grado de saturación de CO2 en el
océano con relación a la atmósfera. Los valores positivos de ΔpCO2 muestran
que el océano está sobresaturado de CO2 con relación a la concentración de
CO2 atmosférico, lo cual podría forzar un flujo del océano hacia la atmósfera ocasionado por la dirección del gradiente de concentración. Los valores
negativos de ΔpCO2 indican que el océano está subsaturado con respecto a
la atmósfera por lo que se esperaría un flujo de CO2 de la atmósfera hacia el
océano.
En este trabajo se da a conocer la distribución de ∆pCO2 en el océano
frente a Baja California y su variabilidad espacio–temporal en esta región
sur del Sistema de la Corriente de California. Además, los resultados permitirán determinar en qué zonas y cuándo se presentan áreas sobresaturadas e
insaturadas de CO2, con la creación de posibles gradientes de concentración
océano–atmósfera.
El área de estudio
El área de estudio comprende la región frente a la costa oeste de la Península
de Baja California, en la porción noroccidental de México entre Ensenada,
Baja California y Punta San Gregorio, Baja California Sur (fig. 1). La zona
pertenece a una región oceanográfica definida como subtropical–templada,
dentro del Sistema de la Corriente de California (SCC). Este sistema incluye a
la Corriente de California (CC), la Contracorriente Costera, a menudo referida
como la Corriente de Davidson al norte de Punta Concepción (EUA) y a la
Contracorriente Subsuperficial que fluye cercana a la plataforma continental
(Hickey 1979, Lynn y Simpson 1987). La CC es una de las grandes corrientes
limítrofes orientales (Carr y Kearns 2003), con una anchura entre 700–1000
km y un flujo superficial (0–300 m) hacia el ecuador con velocidad media de
25 cm s-1 (Reid et al. 1963). Cerca de los 25ºN la CC comienza a girar hacia
400 Flujos de carbono
Figura 1. Localización del área de estudio y de las estaciones de muestreo
en la región IMECOCAL
el oeste y sus aguas llegan a formar parte de la Corriente Nor–Ecuatorial. La
CC transporta principalmente Agua del SubÁrtico (ASA), la cual al moverse
en dirección al ecuador va modificando sus características básicas de temperatura y salinidad.
La CC se intensifica durante primavera y verano debido al efecto de los
vientos dominantes del norte-noroeste, los cuales impulsan la masa de agua
hacia el sur y generan además eventos intensos de surgencias costeras. Hacia
el final del verano los vientos disminuyen, y la componente norte-noroeste
se atenúa o se invierte, con el consecuente debilitamiento o término de los
afloramientos costeros. A partir de esta época se desarrolla una contracorriente
costera superficial que fluye hacia el polo desde Baja California hasta Punta
Concepción, EUA (Hickey 1979, Lynn y Simpson 1987).
Presión parcial del bióxido de carbono 401
Métodos
La información utilizada en este trabajo proviene de cuatro campañas oceanográficas realizadas en la región sur de la CC dentro del programa IMECOCAL a bordo del B/O Francisco de Ulloa del CICESE. La primera campaña
(IM0410) se hizo en octubre de 2004, la segunda (IM0501) en enero, la tercera
(IM0504) en abril y la cuarta (IM0507) en julio, de 2005. El programa IMECOCAL incluye 108 estaciones oceanográficas distribuidas en 12 transectos
perpendiculares a la costa (en abril se hicieron 13 transectos) de la red original
de CalCOFI (fig. 1). Los transectos o líneas son: 100, 103, 107, 110, 113, 117,
120, 123, 127, 130, 133 y 137, separados entre sí por una distancia de ~74 km
(40 millas náuticas) y contienen estaciones hidrográficas cuya varía desde ~34
km (20 mn) a ~3.6 km (2 mn).
Para medir en forma continua la temperatura y la salinidad superficial
se utilizó un termosalinómetro Seabird, con la toma de agua subsuperficial
localizada en el fondo del casco del buque a una profundidad de ~2.5 m por
debajo del nivel de flotación. El termosalinómetro está acoplado a un sistema
de localización satelital que permite conocer la posición geográfica donde se
midió la salinidad y la temperatura.
Para determinar en forma continua la pCO2 de la superficie del océano
se instaló junto al termosalinómetro un sistema de flujo continuo totalmente
automatizado. El sistema de medición de pCO2 se diseñó y construyó en el
Monterey Bay Aquarium Research Institute (MBARI), el cual utiliza un equilibrador de membrana para obtener la fase gaseosa de la muestra, para posteriormente conducirla al sensor infrarrojo. El sistema mide la pCO2 del agua de
mar transportada a partir de la misma bomba que usa el termosalinómetro. El
sensor principal de pCO2 es un analizador de gas infrarrojo LICOR modelo
6262, el cual permite medir la fracción molar del CO2 en una atmósfera seca
y el aire seco equilibrado con el agua de mar. La precisión del instrumento
es de ±1 µatm y se calibró a partir de un gas estándar CO2 comercial en aire
seco, el cual a su vez fue referido al estándar primario de gas CO2 obtenido
del National Institute of Standards and Technology y el National Oceanic and
Atmospheric Administration Climate Monitoring and Diagnostic Laboratory.
En el mar, el gas estándar y el CO2 libre del aire fueron analizados cada 2 h y
se estima que el error debido a la calibración y al blanco por deriva es menor
a 0.1% (Friederich et al. 2002).
Para el cálculo de ΔpCO2 [pCO2(océano)–pCO2(atmósfera)] se utilizó una media
regional de la pCO2 atmosférica para cada una de las cuatro campañas,
402 Flujos de carbono
Figura 2. Distribución espacial durante octubre de 2004 (IM0410) de la diferencia en la
presión parcial del bióxido de carbono (∆pCO2). La línea blanca muestra el balance entre el
océano y la atmósfera (∆pCO2 = 0)
obtenidas de la Globalview-CO2 (http://www.cmdl.noaa.gov/ccgg/globalview/index.html). En octubre la media fue de 375 µatm (±0.6), en
enero de 380 µatm (±2.8), en abril de 385 µatm (±1.1) y en julio de 378
µatm (±1.4). Las diferencias entre los valores de la pCO2 del océano y la
atmósfera son mucho mayores que los errores debidos a los métodos para
determinar pCO2.
Resultados y discusión
Durante octubre de 2004 (IM0410) la pCO2 del océano en la mayor parte de la
zona de estudio fue mayor a la pCO2 de la atmósfera. La variabilidad espacial
de ΔpCO2 en este mes fue relativamente alta, con una media de 20.9 µatm.
Presión parcial del bióxido de carbono 403
En las zonas costeras del norte y centro del área de estudio se determinaron
valores negativos de ΔpCO2 (fig. 2) como resultado de un mayor consumo
de CO2 por el fitoplancton. Los altos valores positivos de ΔpCO2 en la zona
oceánica y costera del sur del área de estudio estuvieron asociados con aguas
más cálidas (> 20°C) provenientes del sur.
Durante enero (IM0501) la distribución de ΔpCO2 tuvo una menor variabilidad espacial, con una marcada diferencia latitudinal (fig. 3). Sobre la
línea 120, la isolínea de ΔpCO2 = 0, separó la zona de estudio en dos áreas. Al
norte se encontraron valores negativos (–10 µatm) y al sur valores positivos
(10 µatm), principalmente asociados a factores físicos, ya que los valores negativos se obtuvieron en agua con menor temperatura y salinidad, mientras
Figura 3. Distribución espacial durante enero de 2005 (IM0501) de la diferencia en la
presión parcial del bióxido de carbono (∆pCO2). La línea blanca muestra el balance entre el
océano y la atmósfera (∆pCO2 = 0)
404 Flujos de carbono
que en el sur la temperatura y la salinidad fueron mayores (Goericke et al.
2005). Esta variabilidad espacial parece relacionarse con la influencia de una
gran cantidad de agua fría y menos salina proveniente del subártico, la cual
invadió principalmente la región norte (Goericke et al. 2005, Durazo et al.
2005). Los valores de ΔpCO2 para este mes fueron menores a los que se obtuvieron en octubre, con una media para enero de –3.3 µatm y una desviación
estándar de 7.1 µatm.
La variabilidad de ΔpCO2 en la zona oceánica durante enero (± 5.9 µatm)
fue similar a la de abril (±7.3 µatm), con cambios muy evidentes en este último
mes solamente en la zona costera (±72 µatm) (fig. 4). En abril la zona costera
norte (líneas 103 y 107) presentó valores altos y negativos de ΔpCO2 (~ –190
µatm), asociados con altas concentraciones de clorofila a (Chl a) (> 14 mg
m-3) (De La Cruz-Orozco 2006). En la región sur se determinaron altos valores
positivos de ΔpCO2 (~250 µatm), como resultado de un evento de surgencia
costera reciente al sur de Punta San Hipólito, Baja California Sur.
Aun cuando los datos derivados de las campañas oceanográficas se presentan como si fueran sinópticos, éstos no lo son. La diferencia en el tiempo
entre los datos obtenidos entre los extremos norte y sur de la zona fue de
aproximadamente 20 días. Mientras se avanzaba hacia el sur se presentaron
vientos fuertes a partir de la Isla de Cedros, los cuales se mantuvieron por el
resto de la campaña oceanográfica. En la zona más al sur del área de muestreo la intensidad del viento fue de 16 m s-1, con rachas de hasta 30 m s-1. Los
vientos más intensos en esta región tienen dirección hacia el ecuador, con dominancia de vientos del noroeste (~315°N) principalmente durante los meses
de primavera y verano (Durazo et al. 2005). Estas condiciones de dirección e
intensidad del viento generan afloramientos de agua subsuperficial con mayor
contenido de CO2, obteniendo altos valores positivos de pCO2 (>700 µatm)
cercanos a la costa (fig. 4).
Las diferencias en los valores de ΔpCO2 calculados en estos meses (negativos al norte y positivos al sur) muestran que en el área costera del norte
había una condición post-surgencia, la cual generó condiciones propicias para
el crecimiento del fitoplancton, ya que se midieron altas concentraciones de
Chl a (>20 mg m-3). Por el contrario, en el sur del área debido al forzamiento
por el viento se presentaron fuertes eventos de surgencias costeras recientes
durante el muestreo, evidenciados en los bajos valores de temperatura, oxígeno
disuelto y Chl a de las aguas superficiales (De La Cruz-Orozco 2006).
Durante julio (IM0504) la distribución espacial de ΔpCO2 en las zonas
costeras fue muy similar a la estimada para abril, con la diferencia de que el
Presión parcial del bióxido de carbono 405
Figura 4. Distribución espacial durante abril de 2005 (IM0504) de la diferencia en la presión
parcial del bióxido de carbono (∆pCO2). La línea blanca muestra el balance entre el océano y
la atmósfera (∆pCO2 = 0)
área donde se presentaron los valores negativos altos de ΔpCO2 de abril se
había reducido, extendiéndose hacia el sur hasta Isla de Cedros (fig. 5). En
contraste, la región sur del área de estudio presentó altos valores positivos
(~200 µatm), aunque menores a los medidos en abril para esta misma región.
Los valores de ΔpCO2 en la zona oceánica se incrementaron con respecto a
abril hasta cerca de 50 µatm como resultado del incremento de la temperatura
superficial del mar debido a la influencia de aguas cálidas de origen tropical. De acuerdo con Takahashi et al. (1993), por cada grado centígrado de
aumento en la temperatura del agua la pCO2 se incrementa 4.23%, debido a
que la temperatura incrementa la cinética molecular y, como consecuencia, se
incrementa la difusividad y la presión del gas. Esto genera que los valores de
pCO2 sean más altos en zonas de aguas cálidas. La región sur de la Corriente
406 Flujos de carbono
Figura 5. Distribución espacial durante julio de 2005 (IM0507) de la diferencia de la presión
parcial del bióxido de carbono (∆pCO2). La línea blanca muestra el balance entre el océano
y la atmósfera (∆pCO2 = 0)
de California es la que tiene una mayor influencia de aguas subtropicales con
mayores temperaturas (Durazo y Baumgartner 2002).
Conclusiones
La zona IMECOCAL durante las campañas oceanográficas de octubre de 2004,
y enero, abril y julio de 2005, estuvo influenciada por agua proveniente del
Subártico, por la variación estacional de los vientos que generaron surgencias
costeras y por agua cálida de origen subtropical.
Las aguas frías y menos salinas dieron como resultado valores negativos
de ∆pCO2. Las surgencias costeras recientes contribuyeron con valores positivos de ∆pCO2, principalmente en aquellas zonas identificadas como de
Presión parcial del bióxido de carbono 407
afloramientos costeros intensos inducidos por el forzamiento del viento en
dirección al ecuador. Durante estos eventos, la actividad del fitoplancton no
fue suficiente para consumir en corto tiempo el CO2 presente en la superficie
del mar y equilibrar la pCO2 del océano con respecto a la atmósfera.
Los altos valores negativos cercanos a la costa durante abril y julio indicaron un consumo de CO2 por el incremento de la actividad fotosintética del
fitoplancton, sobretodo en la región norte y durante condiciones de postsurgencias.
Como resultado del calentamiento estacional de las aguas oceánicas superficiales, en la región IMECOCAL se presentó un incremento de pCO2 en
océano abierto a partir de abril, y durante julio y octubre.
La determinación de ΔpCO2 mostró que las medias regionales durante enero
y abril tuvieron valores negativos bajos (–3.3 y –0.05 µatm, respectivamente),
mientras que en octubre y julio éstos fueron positivos y mucho mayores (20.9
µatm y 37.6 µatm, respectivamente). En este ciclo anual la zona de IMECOCAL
se puede considerar como una fuente de CO2 hacia la atmósfera.
Agradecimientos
Agradecemos al Dr. José Martín Hernández Ayón y al Dr. Stephen V. Smith por sus valiosos comentarios que sirvieron para mejorar el escrito. Este
trabajo fue financiado parcialmente por el Consejo Nacional de Ciencia y
Tecnología como parte del proyecto “Mecanismos y escalas de acoplamiento
físico-biológico en el ecosistema pelágico de la región sureña de la Corriente
de California” (# SEP-2003-CO2-42569).
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