Nutrientes y termoclinas en la Estación Europea de Series Temporales Oceánicas de Canarias

UNIVERSIDAD DE LAS PALMAS DE GRAN CANARIA DEPARTAMENTO DE QUÍMICA TESIS DOCTORAL MARÍA ROSA SANTANA PÉREZ Las Palmas de Gran Canaria, 1999 NUTRIENTES Y TERMOCLINAS EN LA ESTACIÓN EUROPEA DE SERIES TEMPORALES OCEÁNICAS DE CANARIAS © Universidad de Las Palmas de Gran Canaria. Biblioteca Digital, 2003 19/1999-00 UNIVERSIDAD DE LAS PALMAS DE GRAN CANARIA UNIDAD DE TERCER CICLO Y POST GRADO Reunido el día de la fecha, el Tribunal nombrado por el Excmo. Sr. Rector Magfco. de esta UniversilJad, ella aspirante expuso esta TESIS DOCTORAL. Terminada la lectura y contestadas por ella Doctorando/a las objeciones formuladas por los señores miembros del Tribunal, <'/ éste calificó dicho trabajo con la nota de SOJ'!:/i f"5J1¿ I t;h¡ 1[" wM LAV/'>! Las Palmas de Gran Canaria, a 20 de enero de 2000. Ella Presidente/a: Dr. D. Diego Sales Mafquez, Ella Secretario/a: Dr.D. Juana Magdalena Santana Casiano, El/a Vocal: Dr.D. Agustín Rodríguez Gutiérrez, Ella Vocal: Dr.D. Francisco Javier Pérez Marrero, El/a Vocal: Dr.D. María José Rueda L6pez, Universidad de Las Palmas de Gran Canaria Facultad de Ciencias del Mar Departamento de Química "Nutrientes y Termoclinas en la Estación Europea de Series Temporales Oceánicas de Canarias" María Rosa Santana Pérez Las Palmas de Gran Canaria, 1999 U.L.P.G.C. Ciencias Básicas Biblioteca N!!D. N2 C. Sg« • .:(09 Universidad de Las Palmas de Gran Canaria Facultad de Ciencias del Mar Departamento de Química TESIS DOCTORAL "Nutrientes y Termoclinas en la Estación Europea de Series Temporales Oceánicas de Canarias" Memoria presentada por la Licenciada Dña. María Rosa Santana Pérez, para optar al grado de Doctor en Ciencias del Mar. Dirigida por los Dres. D. Octavio Llinás González y Dña. Esther Pérez Martell. La Doctoranda Ｌｾ＠ ＨｬＮｾ＠ ti Las Palmas de Gran Canaria, Octubre de 1999 OCTAVIO LLINÁS GONZÁLEZ, Profesor Asociado del Departamento de Física de la Universidad de Las Palmas de Gran Canaria y Director del Instituto Canario de Ciencias Marinas, y ESTHER PÉREZ MARTELL, Profesora Titular de Física Aplicada de la Universidad de Las Palmas de Gran Canaria, HACEN CONSTAR: Que la presente memoria titulada: "NUTRIENTES y TERMOCLINAS EN LA ESTACIÓN EUROPEA DE SERIES TEMPORALES OCEÁNICAS DE CANARIAS", ha sido realizada bajo su dirección en el Departamento de Oceanografía del Instituto Canario de Ciencias Marinas, por la Licenciada Dña. María Rosa Santana Pérez, para optar al grado de Doctor en Ciencias del Mar. y para que así conste a los efectos oportunos, frrman la presente, en Las Palmas de Gran Canaria, a treinta de Octubre de mil novecientos noventa y nueve, Fdo.: O. Llinás González Fdo.: E. Pérez Martell El presente trabajo ha sido muy gratamente realizado debido a la buena acogida que desde mi llegada al Centro tuve por parte de todo el personal. Quiero expresar mi sincera gratitud a todos. En primer lugar a los doctores Esther Pérez Martell y Octavio Llinás González, directores de esta Tesis, no solo por el apoyo científico que he recibido en la realización de la misma, sino por su comprensión e inestimable labor de haber enfocado mi carrera profesional dentro de la Oceanografza Química. Gracias al Excmo. Cabildo Insular de Gran Canaria, que en noviembre de 1992, me concedió mi primera beca para trabajar en el Departamento de Oceanograjla del entonces llamado Centro de Tecnología Pesquera, ahora Instituto Canario de Ciencias Marinas, donde se ha desarrollado el presente trabajo. A la Dirección General de Universidades e Investigación del Gobierno de Canarias, por haberme concedido una beca de cuatro años de duración, para la realización de esta Tesis. Quiero manifostar mi afecto y gratitud a los compañeros del Departamento, a María José Rueda por su amistad y por todo lo que he aprendido junto a ella. A Antonio Álamo que desde el primer dia ha estado a mi lado ayudándome a solucionar los problemas que se iban presentando. A José Betancor por su compañia, ayuda y ánimo. A mi compañera de investigación y embarques. Esther Delgado. A Cristina Rodríguez, Javier Pérez, Adelina González, Jani Godoy, Andrés Cianea, Marimar Villagarcía y Leire Maroto. Así como a Prudencio Calderín, Miguel Medina, Paula Pacheco, P. Carlos González y Elena Mireles, que siempre me han ayudado a resolver los problemas logísticos y administrativos. A la tripulación de los Buques Oceanográficos y compañeros, a Sergio Ramos y Manuel Zumbado, que con su trabajo a bordo han colaborado a la obtención de todos los datos que aquí se presentan. A los alumnos de Formación Profesional que han realizado prácticas en el Departamento, por la ayuda que me J..an prestado en 108 análisis, en especial a Inmaculada Alemán y Regina Morales. A los Ingenieros Técllicos Industriales, Francisco Luzardo, Javier Rocha y Jose Antonio Moreno, por su colaboración y amistad durante la realización de sus proyectos de fin de carrera. A los compañeros del Departamento de Química de la Universidad de Las Palmas de Gran Canaria, por las facilidades y el apoyo que me han mostrado. A los investigadores de las otras instituciones participantes en el proyecto ESTOC, el Institut fzir Meereskunde, Kiel, la Universitat de Bremen y el Instituto Español de Oceanografía, que conjuntamente con el ICCM hicieron posible la realización de dicho proyecto y con cuya colaboración se han obtenido gran parte de los datos oceanográficos presentados. A los Dres. Tom lvfüller, Waller Zenk Yl\4ichaela Knoll, y al Dr. Gerold Siedler, ahora miembro del ¡CCM, cuyos amplios conocimientos en oceanografía me ayudaron a concluir el presente trabajo. A la Dra. Susanne Neüer, por las inquietudes compartidas en los Congresos. Ya mi familia, a mi madre ante todo, que día tras día me ha dado el ánimo y entusiasmo que he necesitado para seguir adelante. Muchísimas gracias a todos. , y Y .... T ........... rlI...,.YTr-<CTrlI."ftIo.T .1.- Ｎｬｬｾ＠ .1.Kvvu'-..- ＮｉＮｖｬｾ＠ Índice CUIDE EL LIBRO NO LO SUBRAYE 1 1.1.- OBSERVACIÓN DE SERIES TEMPORALES OCEÁNICAS. LA ESTACIÓN ESTOC. 1.2.- CIRCULACIÓN EN EL ATLÁNTICO CENTRO ORIENTAL. 6 1.2.1.- RECIRCULACIÓN ESTE DEL GIRO SUBTROPICAL. 7 1.2.1.1.- Regiones Frontales. 10 1.2.1.2.- Variabilidad estacional del giro subtropical. 15 1.2.1.3.- Ventilación termoclina. 17 1.2.2.- CIRCULACIÓN TERMOHALINA. 23 1.2.2.1.- El Agua Antártica Intermedia (AAI). 24 1.2.2.2.- El Agua Mediterránea (AM). 26 1.2.2.3.- El Agua Profunda del Atlántico Norte (AP AN). 30 11.- OBJETIVOS 33 111.- MATERIAL Y MÉTODOS 37 3. l.-MUESTREO. 37 3.1.1.- CAMPMAS OCEANOGRÁFíCAS. 37 3.1.2.- PROCEDIMIENTOS DE MUESTREO Y MÉTODOS ANALÍTICOS. 39 3.1.2.1.- Anclajes de correntímetros y de trampas de sedimentos. 40 3.1.2.2.- Línea de lanzamientos de XBTs Gran Canaria -ESTOC. 42 3.1.2.3.- Determinación de temperatura y salinidad. 43 3.1.2.4.- Determinación de oxígeno disuelto. 44 3.1.2.5.- Determinación de pigmentos fitoplanctónicos 45 3.2.- ａｬｾ￁ｌ￭ｓｉｓ＠ DE LOS ｐｒｬｬｾｃｉｐ＠ ALES ｅｌｅｾｶＱｅｴｻｔｏｓ＠ ｲｶｦｉｃｒｏｽｾｵｲｲｲｒｉｅＱＭＭＧﾡｔｅｓＮ＠ 46 3.2.1.- PROCESOS DE MUESTREO, PRESERVACIÓN y ALMACENAMIENTO. 46 Nutrientes y termoclinas en el ESTOC En la localización de la estación ｦｾ｡＠ ESTOC, los investigadores de la Universidad de Bremen fondearon, en 1991, un anclaje con trampas de sedimentos en 1000 m y en 3000 m, Y desde 1996, en 700 m de profundidad; se ha recuperado y vuelto a fondear en ocho ocasiones. La Universidad de Kiel colocó un segundo anclaje equipado con siete correntímetros Aanderaa a diferentes niveles de profundidad y un ADCP para registrar las corrientes superficiales en los primeros 200 m; fue colocado por primera vez en septiembre de 1994 y reemplazado cuatro veces. A partir de estos anclajes se obtienen datos de muy alta resolución que muestran el desarrollo de eventos de corta duración poco comunes, permitiendo la obtención de una verdadera serie temporal ya que muestrean más frecuentemente que la escala temporal de la mayor parte de los procesos biogeoquímicos. Los teledetección por satélite nos permite obtener una cobertura espaciai y temporal extensiva de las propiedades oceánicas cercanas a superficie. Aunque es necesario considerar que las medidas realizadas a partir de sensores remotos son indirectas, haciéndose necesaria la utilización de modelos de calibración/validación que permitan la interpretación oceanográfica de las medidas realizadas. Las propiedades de la superficie del mar que pueden medirse desde satélite son, fundamentalmente: emisión infrarroja (IR), rugosidad de la superficie, propiedades ópticas inherentes y altura de la superficie del mar sobre el geoide. En el Departamento de Oceanografía del ICCM se dispone de forma regular de imágenes procedentes de los sensores A VHRR (sensor NOAA), SeaWIFS (SeaStar), MOS (IRIS) y según las necesidades del ATSR (ERS). El programa ESTOC supone una contribución a los proyectos internacionales y multidisciplinarios WOCE (World Ocean Circulation Experiment) y JGOFS (Joint Global Ocean Flux Study) que pretenden resolver el problema científico que supone la escasez de información sobre lo que está ocurriendo en los océanos a escala global. El JGOFS se inicia en 1987 como el componente esencial del proyecto IGBP (InteIT'...atioI'..al Geosphere-Biosphere Programme), que nació en respuesta a las escasas observaciones biogeoquímicas a largo plazo que existían, a pesar de su reconocida importancia, al crecimiento del interés en conocer el papel del océano en el clima y en el cambio global, 4 " " Introducción y a la necesidad de medidas de senes temporales. El Scientific Council on Ocean Research describe el objetivo del JGOFS como: "Determinar y entender los flujos variables en el tiempo del carbono y elementos biogénicos asociados en el océano y evaluar los cambios relacionados con la atmósfera, suelo oceánico y límites continentales". El programa WOCE se desarrolla al mismo tiempo como un esfuerzo científico independiente para obtener un mejor entendimiento de la circulación general del océano mundial, modelar su estado presente y predecir su evolución con relación a las fuerzas atmosféricas y variabilidad climática. El WOCE también establece la importancia de las observaciones oceánicas, dado que aportan el conocimiento científico necesario para el diseño y eventual desarrollo del sistema de observación oceánica a larga escala. Entre septiembre de 1996 y de 1999 ha estado coordinada con el proyecto del EU-MAST lII, CANIGO (Canary Islands Azores Gibraltar Observations), cuyos objetivos generales son el mejorar el conocimiento de los procesos que controlan el giro subtropical y la circulación de meso escala a través de observaciones y modelos de circulación, estudiar el ciclo del carbono, cuantificar la influencia del afloramiento costero y el polvo sahariano sobre los flujos de partículas en la región de Canarias y cuantificar, entender y modelar el sistema de cambio a través del Estrecho de Gibraltar, los procesos de formación, evolución y circulación del flujo de Agua Mediterránea y medir los flujos biogeoquímicos que acompañan la mezcla de las aguas. Sólo existen estaciones JGOFS de iguales características en los archipiélagos de Hawaii (HOTS), Bermudas (BATS), Kerguelen (KERFIX) y una estación Germano-' chilena en el Este del Océano Pacífico Sur, frente a la costa de Chile. Los proyectos<5:' BATS (Bermuda Atlantic Time-Series Study) y HOTS (Hawaii Ocean Time-Series Station), fueron iniciados en octubre de 1988 como parte del programa U.S: JGOFS, desde entonces se ha mantenido la estación ALOHA a unos 100 Km al Norte de, la isla de Oahu en el Archipiélago de Hawai, a 22°45'N y 158°W, y la estación hidrográfica ." BATs, localizada en la parte occidental del giro subtropical' del Atlántico Norte, en las Islas Bermudas, a 31° 50'N Y 64° 10'W. La estación KERFIX es un esfuerzo francés en las Islas Kerguelen en el Sur del Océano Indico. Existen esfuerzos adicionales de series temporales oceánicas fuera del contexto de los programas IGBP-JGOFS y WOCE. 5 NUlrientes y termoclinas en el ESTOC Colectivamente, los estudios de senes temporales oceánicas están aportando una visión sin precedentes de la variabilidad oceánica sobre una variedad de escalas temporales de días a décadas. La estación ESTOC pretende, además de los objetivos especificos propios, contribuir al estudio de la variabilidad del sistema de circulación del Atlántico Norte en combinación con la estación de Bermudas ya que está localizada en la parte onental del mismo giro del Atlántico Norte (figura 1-2). ｾ＠ ... o Z ｾＮ＠ ｾ＠ ｾ＠ 30 , ·E '" - >:."'" • lO -' ":S10 ,-15 " 15 Longitud Oeste Figura 1-1. LocQliZ/lción de las estaciones fijas ALOIIA, BATS y ESTOC. 1.2.- CmCULACIÓN EN EL ATLÁNTICO CENTRO ORIENTAL. El ampüo estudio de la circulación del Océano Atlántico Norte estuvo centrado en el pasado en las regiones de la intensa Corriente del Golfo y de la Corriente Noratlántica, siendo mucho menores las investigaciones y estudios en la región oriental del Atlántico Norte subtropical. De lo s primeros estudios se había concluido que era una región simple y reposada, dónde no existían corrientes obvias yel agua se movía hacia el Sur por difusión (Sverdrup el al., 1942). En 1981 , la Universidad de Kiel promovió el programa "Warm Water Sphere of the Atlantic Ocean", y se realizó un considerable esfuerzo para investigar la circulación tennoctina en la Cuenca de Canarias (Woods, 1984), obteniéndose en pocos años un número significativo de resultados relevantes como son, la existencia de una acusada Corriente de las Azores, una importante actividad de mesoescala y la observación de Agua Modal Subtropical. con lo que fue demostrada la complejidad y actividad de esta región. 6 5 i I I ! 1 • 1 1 i Introducción 1.2.1.- RECIRCULACIÓN ESTE DEL GIRO SUBTROPICAL. El giro subtropical, del ancho oceánico, domina el transporte medio en la esfera de agua cálida a latitudes medias en el Atlántico Norte (figura 1-3). El giro comienza con la Corriente Norecuatorial (CNE) conducida por los vientos alisios del Noreste. Se une con la Corriente Surecuatorial y llega a ser la Corriente de las Antillas frente a las Indias Occidentales. La Corriente de Florida llega desde aguas que ,-:an a través del Yucatán y el Golfo de México y escapa entre Florida y Cuba al Atlántico. La Corriente del Golfo es la extensión Norte de la Corriente de Florida que se une con la Corriente de las Antillas. Figura 1-3. Velocidad horizontal a 500 m de profundidad según el modelo de Olbers et al. (1985). Profundidades menores a 3000 m aparecen sombreadas. La Corriente Noratlántica (CNA) , de gran complejidad, alimenta el océano Noratlántico con agua cálida originada en la Corriente del Golfo, llevando más de 20 Sv, presentando el máximo transporte en la vecindad del Frente Subártico (Maillard y Kiise, 1989). Fue descrita por Dietrich (1969) cruzando el océano en diferentes brazos sobre la Dorsal Centro atlántica, mientras que Wonhington (1972,1976) la había descrito como 7 Nutrientes y termoclinas en el ESTOC recirculando casi completamente al Oeste de la dorsal, en un giro anticiclónico al Norte, en la Cuenca de Terranova. Nmnerosos experimentos lagrangianos en la región de la Corriente del Golfo (Richardson, 1983) yen la Cuenca de Terranova (Krauss y Meincke, 1982; Krauss y Kiise, 1984; Krauss, 1986; Krauss y Boning., 1987) sugirieron tanto recirculación Oeste como circulación a través de la dorsal y en todos pudo apreciarse la alta variabilidad de meso escala asociada con meandros y remolinos de la CNA Sy et al. (1992), la define cruzando la Dorsal al Norte de las Azores, entre 45°N y la zona de Fractura de Gibbs, alrededor de 52°N, en brazos de corriente de un ancho inferior a 100 Km Y un volmnen de transporte entre 4 y 16 Sv. Las aguas de la Corriente del Labrador fluyen al Sur del Mar del Labrador, esta agua fría y de baja salinidad se mezcla con el agua cálida de la Corriente del Golfo causando un complicado régimen de mezcla. Parte de la Corriente Noratlántica continúa hacia el Ártico y llega a ser la Corriente de Noruega. El remanente va al Sur para completar el giro. La recirculación tiene lugar principalmente en el Atlántico occidental a partir de la Corriente del Golfo y cercana a ella (Worthington, 1976; Schmitz y McCartney, 1993; Bower y Hogg, 1996). Sin embargo, en el Atlántico Este tiene lugar un flujo que lleva una considerable cantidad de masa de agua recirculando que entra a la Cuenca Este a través de la Dorsal Centro atlántica, el grueso del transporte está concentrado por la Corriente de las Azores (CAZ) que lleva unos 10 Sv a la Cuenca Este (Stramma, 1984b) entre 32 y 37°N, relacionado con el Frente de las Azores (Kiise y Siedler, 1982) y continúa hacia el Este, hacia la región de Madeira (Kiise et al., 1986). Según Stramma (1984) y Klein y Siedler (1989) siguiendo las corrientes zonales del Frente de las Azores se observa que el flujo anticiclónico, que gira hacia el Sur en la Cuenca de Canarias, parece estar organizado en tres bandas de corriente (figura 1-4). La primera muy cercana al flanco Este de la Dorsal Centro atlántica, la segunda en la Cuenca Central de Canarias y la tercera, la Corriente de Canarias (CC), cercana a ia costa africana. La estructura de la Corriente de Canarias está fuertemente influenciada por la variación estacional de los vientos alisios y el resultante régimen de afloramiento del Noroeste de África (Krauss y Wuebber, 1982; Hagen y Schemainda, 1989). Mientras 8 Introducción que los dos brazos más occidentales giran hacia el Oeste al Norte de 22°N, la Corriente de Canarias se mueve paralela a la costa africana para girar al Suroeste en la Corriente NorecuatoriaL formando entonces el límite dinámico Sur del giro subtropical y transportando Agua Central Noratlántica casi pura hacia el Suroeste, al Oeste de las Islas de Cabo Verde, este límite se corresponde con una región de separación entres las masas de agua centrales del Norte y el Sur, y es descrito como la Zona Frontal de Cabo Verde (ZFCV) (Zenk el al., 1991). Figura 1-4. Transporte medio anual entre () .. 800 m. Los incrementos entre las lineas de J"lujo representan 1.5 Sl'. Errores estimados superiores a 1.0 Sl' se representan mediante líneas a trazos. La región punteada indica la posición de la Dorsal Centro-Atlántica, y las líneas gruesas la Elevación submarina de Terranova (ET) y las Montañas submarinas "Comer" (Klein y Siedler, 1989). Los núcleos de las corrientes en la región occidental del Atlántico Norte, particularmente la Corriente del Golfo, están mejor definidos que las corrientes de la parte oriental. Esta señal se observa en los fuertes gradientes horizontales de temperatura en la superficie, que facilitan la localización de la Corriente del Golfo desde imágenes infrarrojas de satélite (Comillon, 1986). La Cuenca oriental está, a escala sinóptica, poblada de remolinos, que aunque son mucho menos energéticos que los de su contraparte Oeste, dominan al flujo medio en cualquier lugar de la Cuenca (Dickson, 1983; Le Traon, 1991; Müller y Siedler, 1992; Fiekas el al., 1992; Hagen y Zahn, 9 Nutrientes y termoclinas en el ESTOC 1992; Le Traon y De Mey, 1994). Su principal fuente de energía puede ser encontrada en la fonnación de meandros y en las inestabilidades resultantes de la Corriente de las Azores, la Corriente de Canarias y la Corriente Norecuatorial en la Zona Frontal de Cabo Verde y posiblemente en la intensificación topográfica cerca de las Azores y la Dorsal Centro atlántica (Kiise y Siedler, 1982; Siedler, 1985; Onken y Klein, 1991; Siedler y Onken, 1996). La Corriente Norecuatorial presenta gradientes termohalinos horizontales relativamente débiles, en comparación a los presentados por la Corriente de las Azores, o al fuerte gradiente entre el Agua Central Noratlántica y Suratlántica, localizado hacia el Sur de aquella. Es necesario por tanto disponer de perfiles verticales de temperatura y salinidad para su adecuada identificación. Aunque la amplitud meridional de los meandros es menor, respecto a la Corriente de Azores, en la Corriente Norecuatorial pueden encontrarse bastantes remolinos, de hasta 40 Km de diámetro (Maillard y Kiise, 1989). La velocidad de la CNE parece ser principalmente ageostrófica, y la velocidad superficial dirigida por el viento es unos 15 0 a la derecha del campo medio de vientos (McNally y White, 1985). Ambas corrientes presentan un transporte en los 800 m superficiales del océano, de magnitud similar, 8 Sv cerca de 27°W, con las mayores velocidades en los 400 m superficiales (Stramma y Müller, 1989). 1.2.1.1.- REGIONES FRONTALES. La célula de recirculación principal en el Atlántico Centro Oriental está rodeada por tres sistemas frontales principales localizados en sus bordes: los frentes de afloramiento del Noroeste de África al Noreste, el Frente de las Azores al Norte y la Zona Frontal de Cabo Verde en el Sur-Sureste. El Frente de las Azores y la Zona Frontal de Cabo Verde son procesos permanentes de la circulación a larga escala, el aflorfuTJÍento del Noroeste de África es básicamente intermitente en la mayor parte de la región dónde tiene lugar dependiendo de la fuerza del viento local (salvo entre 20 y 23°N, dónde es prácticamente constante). 10 " " Introducción AFLORAMIENTO DEL NOROESTE AFRICANO En la región Este del giro subtropical, las masas de agua son modificadas por procesos de afloramiento (Mittelstaedt, 1983, 1991). Las zonas de afloramiento costero ocupan una mínima parte de las zonas costeras globales, sin embargo concentran un número significativo de la actividad pesquera a escala mundial. La producción fitoplantónica en el área es alta, y de ahí se potencia la productividad en los niveles altos de la cadena trófica. La costa Noroccidental de África está sometida a la influencia de los vientos alisios de dirección Norte-Noreste, paralelos a la costa. El balance que se produce entre la fuerza de fricción del viento y la fuerza de Coriolis da como resultante, a través de la capa de penetración energética del viento, un transporte de masa de agua superficial hacia fuera de la costa. Este transporte se ve compensado por aguas frías y ricas en nutrientes que suben a la superficie, sobre la plataforma y en la pendiente continental, desde profundidades intermedias. Las superficies isotermas e isopicnas presentan entonces una pendiente ascendente dirigida hacia la costa (Llinás et al., 1994b). El agua aflorada se extiende hacia afuera sobre la plataforma costera (advección del agua aflorada) y se hunde en la zona de convergencia, en la parte más externa de la platafonna. Una característica del afloramiento en esta área, común con el de otras regiones con procesos idénticos, es la presencia de dos sistemas de corrientes en direcciones opuestas. Por una parte, la corriente superficial que fluye a lo largo de la plataforma dirigida hacia el ecuador, se fortalece sobre la plataforma por un flujo costero en la misma dirección asociado con el fenómeno de afloramiento. Y por otra, se desarrolla una corriente hacia el Norte que fluye sobre el talud continental y fuera de la plataforma, ocupando la capa subsuperficial o toda la columna de agua, en función de la variabilidad del campo de viento (Mittelstaedt et al., 1975; Johnson et al., 1975; González-Muñoz, 11 Nutrientes y termoclinas en el ESTOC El afloramiento del Noroeste Africano presenta variaciones de larga duración de tipo estacional relacionadas con el desplazamiento meridional de la Zona de Convergencia Intertropical (ZCIT), y variaciones de corta duración, reiacionadas con "pulsos de viento" del alisio (Shaffer, 1974; Mittelstaedt et al., 1975; Barton et al., 1977; Halpem et al., 1977; Tomczak y Hughes, 1980; Gabric et al., 1993; GonzálezMuñoz, 1995). La temperatura superficial de las aguas afloradas, más fría que la de las aguas circundantes, y la alta concentración fitoplantónica consecuencia de su contenido en sales nutrientes, son los parámetros más utilizados en la localización e identificación de las zonas de afloramiento costero. Estos gradientes de temperatura y clorofJla desarrollados, son detectables desde sensores situados en satélites que operan en el rango del infrarrojo y del visible del espectro electromagnético. (Van Camp et al. 1991; Pérez-A1arrero, 1998). FRENTE DE LAS AZORES El Frente de las Azores está relacionado con el brazo de la Corriente del Golfo que gira al Sureste desde los Grandes Bancos, hacia y a través de la Dorsal Centro atlántica para entrar a la Cuenca de Canarias. Mientras la CNA fue estudiada en detalle durante el International Geophysical Year (IGY) (Dietrich, 1969), sólo en algunos de los primeros estudios de la circulación del Atlántico Norte hay indicaciones de una fuerte corriente hacia el Este fluyendo al Sur de las Islas Azores (Jacobsen, 1929; Wüst, 1935). La existencia de la CAZ como un brazo Sur cruzando la Dorsal Centro atlántica cerca de las zonas de fractura Oceanographer y Rayes ha sido postulada más recientemente a partir de observaciones directas de frentes térmicos y corrientes por Saunders (1982), Kiise y Siedler (1982), Siedler et al. (1985), Kiise et al. (1985) y Gould (1985). En la actualidad, la existencia de tal corriente como un hecho permanente de la circulación general del Océano Noratlántico está bien establecida (pollard y Pu, 1985; Olbers et al., 1985; Sy, 1988). 12 " " Introducción El Frente Subtropical (FST) está localizado en una región de latitudes comprendidas entre 34°N y 35°N Y longitudes entre l5°Wy 33°W. El frente presenta una dirección prácticamente zonal hasta la latitud de Madeira, a 17°W, a partir de dónde muestra una inclinación hacia el sur. Puede ser identificado como un intenso frente termohallno que presenta variaciones de temperatura y salinidad en superficie de hasta 0.8°-loC y 0.1 unidades de salinidad, en distancias inferiores a 100 Km, que suponen diferencias significativas en densidad que dan como resultado gradientes geostróficos considerables (Gould, 1985; Siedler et al., 1985; Femández y Pingree, 1996). Según Emery et al. (1980) y Gould (1985), la presencia de la isoterma de 16°C a 200 m es un buen indicador de la posición del límite del FST. Esta isoterma se sitúa a menor profundidad hacia el Norte, aunque esta tendencia no es gradual, mostrando el gradiente más marcado cuanto más cerca a la localización del frente termohalino. Trabajos como el de Tokmakian y Challenor (1993) muestran las características zonales del FST a partir de datos de altúuetro. En el Frente de las Azores convergen dos cuerpos de agua: Agua Central Noratlántica Oeste (ACNAO), que llega por advección desde el lado Norte y Agua Central Noratlántica Este (ACNAE), más cálida y salina, que proviene de la región interior del giro subtropical (Pollard y Pu, 1985). A 10 largo del FST, puede observarse la Corriente de las Azores como un fuerte flujo hacia el Este. Los valores más altos de velocidad medidos en el núcleo de la corriente han sido de 50-70 cm/s (Femández y Pingree, 1996) yen cuanto al volumen que transporta, los resultados alcanzan los 26 Sv (Pingree, 1997), disminuyendo progresivamente hacia el Este. Durante el invierno, la CAZ se encuentra con frecuencia al Norte de dónde encontramos los gradientes térmicos superficiales más fuertes. La distribución de temperatura superficial del mar, obtenida a partir de imágenes infrarrojas de satélite, muestran una región frontal extendiéndose desde las Azores a la pendiente continental de Marruecos, exhibiendo una gran variabilidad espacial, con meandros dependientes del tiempo de típicamente 300-400 Km de longitud zonal y picos de amplitud de unos 2° de latitud, que fluyen desde la CAZ hacia el Este y con la formación 13 Nutrientes y termoclinas en el ESTOC Cox y Bryan (1984) mostraron que las columnas de agua que son inyectadas en la termoclina principal circulan anticiclónicamente en el giro subtropical después de la subducción. La geometría de las trayectorias es tal que superficies isopicnas progresivamente más profundas reciben aguas ventiladas a través de la Cuenca de Oeste a Este. Otro resultado es la existencia de diferencias considerables en los períodos transcurridos, desde que tuvo lugar la ventilación de las columnas de agua, a través de la transición entre el "giro ventilado" y la "zona de sombra", esto significa que el tiempo desde la última exposición a las condiciones superficiales es mucho mayor en la zona de sombra. Estos gradientes, sin embargo, disminuyen si la mezcla por remolinos es incorporada al modelo (Cox, 1985). Spall (1990) obtuvo un fuerte gradiente en los períodos transcurridos desde que tuvo lugar la ventilación del giro y de la "zona de sombra", similar a los resultados de Cox y Bryan (1984), y mostró, además, que la pendiente del frente aumenta desde el Sur al Norte con la profundidad. La zona de transición entre el giro ventilado y la zona de sombra coincide con el lúnite entre aguas centrales de origen Norte y Sur como demostraron Zenk et al. (1991). Diferentes observaciones han mostrado la alta variabilidad en el espacio yen el tiempo de la posición de este lúnite, debido a meandros y remolinos (Barton 1987; Zenk et al. 1991; Klein y Siedler, 1995) causados por inestabilidades baroclínicas (Onken y Klein, 1991). Éste es probablemente el mecanismo más eficiente para transferir propiedades desde el giro ventilado a la zona de sombra y viceversa. Por otra parte, es necesano considerar la inyección de aguas recientemente ventiladas en la Cuenca de Canarias a través de la Corriente de las Azores y la de Portugal, desde el Atlántico Oeste y la costa portuguesa respectivamente. Para estudios de circulación general oceánica y clima, el parámetro más importante es el flujo de masa anual que entra o deja la picnoclina permanente. La tasa de subducción, "S", es el parámetro comúnmente utilizado para cuantificar la ventilación termoclina, que es equivalente, como promedio, a la velocidad vertical de una partícula localizada en la capa invernal mezclada situada en el tope de la picnoclina ventilada 20 Introducción (Woods, 1985; Cushman-Roisin, 1987; Huang, 1991; Williams, 1991; Pedlosky y Robbins, 1991; Marshall y Nurser, 1991). Las hipótesis planteadas por los diferentes autores (Marshall et al., 1993; Qiu y Huang, 1995; Williams et al., 1995; New et al., 1995) para la estimación de la tasa de subducción "S" son diversas, como por ejemplo, que el flujo es geostrófico bajo la capa superficial de Ekman, que procesos adiabáticos limitarán el tiempo de subducción efectiva, que el flujo en el régimen geostrófico que es verdaderamente subducido es adiabático y la vorticidad potencial conservada, y que el flujo y las propiedades son a larga escala no existiendo una complicada variabilidad de meso escala. En los trabajos más recientes, como es el modelo inverso tridimensional de Paillet y Mercier (1997), se dan estimaciones más reales de las tasas de ventilación y transporte incluyendo estimaciones del campo tridimensional de velocidades y profundidad de la capa invernal mezclada. Joyce y Luyten (1998) llevaron a cabo un estudio observacional de la subducción en el Noratlántico Este, observando que la mezcla después de la formación inicial de esta masa de agua es esencial en determinar las propiedades del agua subducida. Estos autores exponen que la variabilidad de meso escala para todas las cantidades excepto para la vorticidad potencial, parámetro clave para indicar cambios en la región, no decae una vez formado el modo de final de inviemo, sino que parece existir un rápido suministro de actividad de meso escala que mantiene las variabilidades de salinidad y presión sobre superficies de densidad en la región, el primero derivado probablemente de los gradientes a larga escala encontrados sobre esta superficie de densidad. Aprovechando el mejor entendimiento que existe en la actualidad a través de estos estudios teóricos y la disponibilidad de líneas hidrográficas casi-meridionales en el Noratlántico oriental, puede obtenerse una visión clara de la formación y circulación de las aguas modales. En este sentido podemos citar los trabajos de Paillet y Arhan (1996 a y b) referentes a las aguas modales subpolares. El término ''Agua Modal" fue introducido por ＮｊＮｾｬ｡ｳｵｺ｡ｶ［｡＠ (1969) para resaltar su sigrificación volu..1l1étrica, .I.\1cCartne}' (1977) la defme como: "La masa de agua formada en superficie que puede seguirse después de su 21 Nutrientes y termoclinas en el ESTOC aislamiento debajo de la termoclina permanente y que contribuye sustancialmente al volumen de las masas de agua centrales". Las aguas modales subpolares se forman por convección invernal profunda en la región subpolar del Atlántico Norte. Aguas cálidas (> 14°C) se enfrían por intercambio con la atmósfera. La progresión de capas convectivas profundas es la fuente de una variedad de aguas modales subpolares en un rango de temperatura desde 17°C a menos de 4°C que contribuyen al agua central del Océano Atlántico Norte, con dos principales hechos volumétricos, "Modos". En el rango de temperatura entre 10°C y 15°C, con el máximo volumen a ll-12°C, 35.5-35.6 unidades de salinidad (Agua Modal Subpolar). y los más importantes volumétricamente, "Modos fríos", bajo 6°C, con volumen máximo a 4-4.5°C, 34.95-35.0 unidades de salinidad (Agua Modal Subpolar y Agua del Mar del Labrador). Las variedades más ligeras, con temperaturas entre 10° y 15°C, recirculan directamente como parte de la circulación subtropical anticiclónica mientras que un remanente gira hacia el Norte para circular contrareloj en la región Norte del Atlántico. El grueso de la última porción termina en el Mar del Labrador, donde llega a ser la más fría y densa Agua Modal Subpolar observada, e influye indirectamente en el agua central a latitudes subtropicales (Talley y McCartney, 1982; McCartney y Talley, 1982). Las distribuciones de vorticidad potencial a 10 largo de líneas hidrográficas y transportes geostróficos a través de ellos, obtellidas recientemente, ｣ｏＡＱｪｩｲｭｾｮ＠ el modelo de circulación de agua modal deducido de datos hidrográficos más antiguos, esto es, llegada desde el Oeste a latitudes intergiro y subducción hacia el Sur de las partes más ligeras a unos 42°N. Una forma diferente de tratar el problema de la ventilación termoclina es la llevada a cabo por Sprintall y Tomczak (J 993). Estos autores conducen el problema de formación y recirculación de masas de agua en la termoclina siguiendo la aproximación de Iselin. Para ello comparan características de temperatura y salinidad a través de la Convergencia Subtropical con muestreos verticales en los océanos tropicales. De su estudio se concluye que en general, las regiones de formación de agua central coinciden con las regiones de formación de las también llamadas Aguas Modales Subtropicales 22 " " Introducción (AMST) como propuso McCartney (1982), caracterizadas por homogeneidad en los gradientes verticales de las propiedades, representando un significante sub-volumen de masa de agua central. El clásico ejemplo de Agua Modal Subtropical es el "Agua de 18°C' que fue encontrada por primera vez por Worthington (1959) en el giro subtropical Oeste. Durante un largo período de tiempo se creyó que ésta era la única agua modal de la termoclina subtropical del Atlántico Norte. Después, Siedler et al. (1987) describieron el "Agua Modal de Madeira" en las clases de temperatura entre 16-18°C, que se forma en invierno en el giro subtropical Este, y deriva al Oeste y Suroeste durante el curso del año, conforme va desplazándose a mayores profundidades, después de que la capa superficial invernal ha sido capturada en la termoclina principal. 1.2.2.- CIRCULACIÓN TERMOHALINA. En contraste a la intensidad de la circulación superficial oceánica en la esfera de agua cálida, la circulación termohalina es mucho más débil y no tan bien definida bajo la termoclina principal (Olbers et al., 1985). A profundidades intermedias, entre 800 y 1500 m, se observa en la Cuenca Central de Canarias una corriente hacia el Este llevando 2 Sv de Agua Antártica Intermedia (Fiekas et al., 1992), así como un débil transporte llacia el Suroeste aproThT1adaillente coincidente con la lengua salina dell'-v1editerráneo de unos 2 Sv, y transportes meridionales todavía más débiles (Saunders, 1982; Kiise et al., 1986). La circulación profunda, desde 1500 m hasta el fondo, se corresponde principalmente con la Masa de Agua Noratlántica Profunda cuya complicada circulación ha sido descrita por muchos autores (Ivers, 1975, Whorthington, 1976, Olbers et al., 1985, Krauss, 1986; Schmitz y McCartney, 1993), y aunque la descripción cualitativa de esta circulación parece robusta, es necesario aún realizar mucho trabajo para cuantificar su dinámica y características. 23 Nutrientes y termoclinas en el ESTOC 1.2.2.1EL AGUA ANTÁRTICA INTERMEDIA (AAI). Los tres océanos del hemisferio Sur están caracterizados por una capa de baja salinidad inmediatamente debajo de la termoclina principal, siendo la masa de agua la Antártica Intermedia. Esta masa de agua se encuentra cercana a superficie en la región al Norte del Frente Polar Antártico (500S) y en el giro subtropical del hemisferio Sur se sitúa a una profundidad en torno a los 1000 m (Fiuza y Halpem, 1982). El flujo hacia el Norte del AAI, a profundidades intermedias, fue inferido basándose en distribuciones de datos recogidos durante expediciones como las de los barcos oceanográficos Meteor y Discovery, por Wüst (1935) y Deacon (1937). La extensión hacia el Norte de la lengua de baja salinidad principalmente a lo largo de la costa suramericana, en el Atlántico Sur, fue interpretada como indicativa de un flujo más intenso y por tanto la ruta más importante de Agua Antártica Intermedia hacia el Norte en el Atlántico Sur, para luego desplazarse a través del ecuador y entrar al Atlántico Norte. Posteriores investigaciones (Martineau, 1953; Taft, 1963; Kirwan, 1963; Buscaglia, 1971; Molinelli, 1981; Piola y Georgi, 1982) han sugerido que la circulación del AAI en el Atlántico Sur está dominada por el giro subtropical del ancho oceánico entre los 45°S y los 25°S. Esta circulación determinada por Reid (1989) fue confirmada por Wamer y Weiss (1992) utilizando como trazador clorofluorometano y más recientemente por Boebel et al. (1996) a partir de observaciones de boyas RAFOS. Asumiendo entonces un transporte zonal Este-Oeste y una progresiva mezcla con las aguas que se encuentran por encima y por debajo, el AAI debería presentar valores más bajos de salinidad en el Este, dado que en esta región ha sufrido menos mezcla. Trabajos como el presentado por Siedler et al. (1996) muestran un comportamiento opuesto que explican como el resultado de una componente hacia el Norte de flujo anticic1ónico al . Oeste de la Dorsal Centro-Atlántica que suministra AA! diluida a la Cuenca Oeste. Existen adicionalmente observaciones de una corriente limítrofe hacia ei Norte a lo iargo de la pendiente de Brasil (Evans y Signorini, 1985). 24 Introducción Los mapas de circulación de Reíd (1994) a 800 m sugieren que una fracción del AA! que entra a la zona ecuatorial podría girar hacia el Este cerca del ecuador. En las propiedades del AA} se produce un salto al pasar de la región subtropical a la región tropical, dónde la circulación no cesa, pero es más importante la componente zonal. Richardson y Schmítz (1993) y Schott et al. (1995) realizaron medidas directas de esta circulación ecuatorial. A causa de que las propiedades del AA} son similares a las de las aguas superficiales cerca del Frente Polar Antártico, el mecanismo tradicional de formación de AA} involucra una componente significativa de agua antártica superficial y subsuperficial hundiéndose bajo el agua subantártica superficial (Deacon, 1933, 1937; Wüst, 1935). Todos los trabajos posteriores a Taft (1963) sostienen la importancia de las regiones del Mar de Escocia y el Paso de Drake en la mezcla con el agua antártica (McCartney 1977,1982; Gordon et al., 1977; Jacobs y Georgi, 1977; Joyce et al., 1978; Georgi, 1979; Piola y Georgi, 1981; Molinelli, 1981; Piola y Gordon, 1989). McCartney (1977; 1982) mostró la relación del AA! con el picnostato superficial en el Sureste del Pacífico (Agua Modal Subantártica), una porción llega a ser AA! del Pacífico y la parte que fluye a través del Paso de Drake es posteriormente modificada y llega a ser AA! de los Océanos Atlántico e Indico. El debate actual está centrado según Talley (1996), en la relativa importancia del intercambio a través del Frente Subantártico, a través y al Este del Paso de Drake, comparado con la interacción aire-mar, en modificar las propiedades de las aguas que llegan a ser AA! Atlántica. Talley considera dos tipos diferentes de AA}: la que se produce al Oeste del Paso de Drake y entra al giro subtropical SurPacífico a través de subducción y la producida al Este del Paso de Drake, en la confluencia de las corrientes de Fa1k1and y Brasil. Las otras variaciones en las propiedades son debidas a mezcla y advección diferencial (y procesos biológicos para nutrientes y oxígeno). Si cor.sideíatnOS una sección vertical de salinidad a lo largo del ＬｬｾﾷＱｴｬ￡ＮＮＱｽｴｩ｣ｯ＠ Oeste, con el Mar de Noruega-Groenlandia a la derecha y el Mar de Weddell a la izda (figura 125 Nutrientes y termoclinas en el ESTOC 9), es destacable la baja salinidad del agua circumpolar que se extiende hacia el Norte en dos lenguas, el Agua Antártica Intermedia y el Agua Antártica de Fondo. El AAI puede ser detectada tan al Norte como en el Cabo Hatteras a lo largo del límite Oeste, pero sólo hasta 200N en el interior del océano. Después de esta latitud, su señal de baja salinidad llega a ser indistinguible del agua procedente de la región del Norte del Atlántico o es perdida por mezcla vertical con las aguas de mayor salinidad sobre y bajo ella, y con la salina Agua Mediterránea. Por otra parte, el alto contenido en nutrientes del AAI exlnbe un agudo contraste con el bajo contenido en el Norte del Atlántico y con el relativamente bajo contenido del Agua Mediterránea (figura 1-10). Entonces el campo de nutrientes provee de una clara evidencia de que el AAI es transportada por la Corriente del Golfo y la Corriente Noratlántica, y se extiende al Oeste y Norte del flujo del Mediterráneo, tan al Norte como a 60oN, justo al Sur de Islandia, y hasta 24°N en el Atlántico Este (Tsuchiya, 1989; Reíd, 1994). El reciente trabajo de Rueda (1999) la defme hasta la latitud del ESTOC fluyendo con mayor intensidad cercana a la costa africana. 1.2.2.2.- EL AGUA MEDITERRÁNEA (AM). El enfriamiento y la pérdida de calor por evaporación reducen la temperatura del Mediterráneo y aumentan su salinidad y densidad, teniendo lugar una convección profunda (MEDOC Group, 1970). El exceso de evaporación sobre precipitación, en el Mediterráneo, es equilibrado por una entrada de agua superficial desde el Atlántico a través del estrecho de Gibraltar. Bajo el flujo de entrada de agua Atlántica, el Agua Mediterránea, más densa, es vertida a través del Estrecho de Gibraltar a profundidades entre 500-1100 In. Ochoa y Bray (1991) calcularon un flujo de salida a una salinidad de 38.4 de 0.7 Sv. La alta salinidad originaria de esta capa hace que las aguas entre 30 y 400N en el Atlántico Este sean las más cálidas y salinas aguas profundas (1000 a 3000 m), no sólo en el Atlántico (Wüst y Dejant, 1936), sino en el océano mundial (Levitus, 1982). El AM se extiende como una lengua cálida y salina hacia el Norte a lo largo de la 26 • • • _. , Figura 1-9. Sección vertical none-sur de salinidad según Reid (/996). ""14"$ ... -- Figura 1-/0. Sución vertieal norte-sur dejos/ato ()lmlKg) según Reid (1996). 27 /mroducci ón ... ,. ... i l 1 ¡ ! • 1 , i • Introducción costa de Europa y hacia el Oeste a través del Atlántico. La mayor parte de las representaciones de la lengua salina muestran su extensa escala con contornos que trazan la disminución gradual de la salinidad, conforme se hunde ligeramente al alejarse de la región de salida del Mediterráneo, extendiéndose a través del ecuador a unos 2000 m (Reid, 1994). La pasada década estuvo marcada por una gran ate:Qción a los problemas de formación y evolución del Agua Mediterránea (Richardson et al., 1989; Pingree y Le Cann, 1993 a y b; Schultz Tokos et al., 1994; Berezutskii et al., 1994) revelando que la separación de meandros y remolinos desde la lengua salina puede contribuir a la formación de lentes salinos discretos de submesoescala de Agua Mediterránea denominados "meddies" en la literatura anglosajona, que podrían denotarse en castellano según la reciente propuesta de Rueda (1999) como ULAMs" (Lentes de Agua Mediterránea), que giran anticic1ónicamente con velocidades observadas de 29 cm/s, radio de 30-50 Km, extensión vertical de hasta 900 m, anomalías de salinidad de al menos 0.4 unidades comparados con el agua que los rodea y tiempo de vida de hasta dos años a distancias superiores a 2000 Km desde su fuente asumida (Armi y Zenk, 1984; Belkin et al., 1986; Armi et al., 1989; Zenk, et al., 1991). A pesar de su pequeña escala, su dinámica puede influir notablemente en la circulación de la termoclina superior y el mar profundo (Sieáler et al., 1985; Zenk y lv[üller, 1988). Estos campos dinámicamente protegidos fueron localizados en datos históricos (Armi y Zenk, 1984; Belkin et al., 1986; Richardson et al.,_ 1991; Shapiro y Meshanov, 1995; Shapiro et al., 1995) para obtener un mejor conocimiento de sus regiones de generación y su población. Modelos numéricos simplificados permiten obtener los primeros resultados sobre posibles procesos de generación (Stanev, 1992). Se forman a partir del flujo cercano al Cabo San Vicente, Portugal o a partir de agua muy salina frente a la costa de Portugal. Se estima que un 25% del flujo de Agua Mediterránea entra al Atlántico como estos LAMs lo que supone una importante contribución de sal a los océanos (Richardson el ｡ｬｾＬ＠ 1989), aderrlás estas estf1Jcturas se encuentran encapsuladas por el fuerte contraste con el agua que las rodea presentando un agudo frente de 29 Objetivos los diferentes parámetros. Distinguimos, al investigar la variabilidad temporal, la capa superficial donde prevalece la señal estacional, de la capa profunda donde prevalece la señal correspondiente a la interacción entre las masas de agua intermedias, específicamente Mediterránea y Antártica Intermedia, muy bien marcadas por sus valores característicos de concentración de nutrientes. ,¡ Estudiar específicamente las regiones de mezcla entre masas de agua adyacentes, teniendo en cuenta que nos encontramos en una zona marginal de la influencia de las Masas de Agua Intermedias Mediterránea y Antártica, "Zona Final de Mezcla" según Rueda (J 999). ,¡ Comparar la variabilidad obte!üda respecto de la variabilidad registrada, detectada en los datos de nutrientes preexistentes en el área. ,¡ Analizar la variabilidad de los procesos de ventilación de la termoclina en el área y trazar la subducción, desde su región de origen, de las capas isopicnas que forman el Agua Central Noratlántica que encontramos en ESTOC. De esta forma pretendemos contribuir a un mejor conocimiento de la ventilación del giro subtropical. ,¡ Contribuir al esclarecimiento de la relación que existe entre las concentraciones superficiales de silicato y los aportes de polvo sahariano y esbozar una posible tendencia estacional. 35 /' MATERIAL Y METODOS Material y Métodos IH.- MATERIAL Y MÉTODOS 3.1.- MUESTREO. La instrumentación, dispositivos de mu estreo y metodologías empleadas en esta tesis, son básicamente los empleados durante los tres primeros años de ocupación de la estación ESTOC dentro del proyecto cooperativo que la ha generado y que ha sido referido en el apartado 1.1, y que en parte han sido detalladas en Llinás el al. (I997; 1999). 3.1.1.- CAMPAÑAS OCEANOGRÁFICAS. La Estación Europea de Series Temporales Oceánicas de Canarias (ESTOC), está situada nominalmente a ＲｾＱＰＧｎ＠ y 15°30'W, a 100 Km al norte de Gran Canaria, como se muestra en la figura 3·1, Y alcanza 3600 m de profundidad. 19 IS 11 16 15 U 1) 11 11 " . Longillld Oeslt Figura )·1. Locolizoci6n de la estación ESTOC. Como tarea fundamental del proyecto ESTOC se realizan observaciones mensuales de parámetros fisicos, químicos y biológicos, utilizando un buque de investigación, bien el B/O T ALIARTE en salidas específicas de dos días de duración para muestrear en este punto, o bien como parte de campañas oceanográficas que se desarroUan en el área circundante a bordo de los buques RIV POSEIDON y RIV 37 ¡ 1 I ¡ I • ¡ , • 1 • Nutrientes y termoclinas en el ESTOC VICTOR HENSEN. Estas observaciones se complementan con medidas realizadas a partir de instrumentos anclados. La tabla 3-1 resume las campañas realizadas cada año, el barco oceanográfico utilizado, la fecha y la profundidad máxima de muestreo y la tabla 3-2 los parámetros incluidos en el programa básico de observación. 0294 3000 Taliarte 10.02.94 Taliarte 30.03.94 0394 3,000 Taliarte 28.04.94 0494 3,000 Taliarte 28.05.94 Taliarte 22.06.94 0694 2,800 Taliarte 13.07.94 Taliarte 31.08.94 0894 2,800 Poseidon 1094 Taliarte 1194 Taliarte 1294 Taliarte 0195 Taliarte 0395 Taliarte 0595 Victor Hensen 0695 Victor H ensen 0895 Taliarte 0995 Poseidon 1095 Poseidon 1195 Taliarte 0196 Victor H ensen 0296 Victor Hensen 0396 Taliarte 0496 Taliarte 0596 Poseidon 0696 Taliarte 0796 Taliarte 0896 Taliarte 0996 Taliarte 1096 Taliarte 1296 Taliarte 25.09.94 04.10.94 25.10.94 17.11.94 16.12.94 25.01.95 28.03.95 01.06.95 04.06.95 30.08.95 01.10.95 03.10.95 25.11.95 24.01.96 28.01.96 04.02.96 10.02.96 15.03.96 24.04.96 15.05.96 20.05.96 12.06.96 09.07.96 29.08.96 27.09.96 30.10.96 17.12.96 2800 2800 2800 2800 2800 1000 1000 2750 3,600 3,600 2,750 1,000 1000 1,000 1000 2,500 2500 3,600 3600 2,500 2,500 1,000 1,000 1,000 Tabla 3-1. Campañas Oceanográficas ESTOC realizadas entre 1994 y 1996. 38 " " Material y Métodos Tabla 3-2. Parámetros básicos medidos en la estación ESTOC entre 1994 y 1996. 3.1.2.- PROCEDIMIENTOS DE MUESTREO Y MÉTODOS ANALÍTICOS. La toma de muestras se realiza con botellas oceanográficas tipo Niskin (General Oceanic), con capacidad para cinco litros, colocadas directamente sobre un cable oceanográfico estándar, a excepción de las Campañas POSEIDON 20211 C, POSEIDON 212/3 y POSEIDON 2I9A, donde se utilizan botellas Niskin de diez litros situadas en una ROSET Alcm con capacidad para veinticuatro botellas. Las profundidades a las que se toman las muestras son ajustadas en lo posible a las profundidades estándar recomendadas en 1936 por la Intemational Association for the Physical Sciences ofthe Ocean (lAP.S.0.), aunque, cuando las posibilidades de tiempo y espacio lo permiten, se introducen niveles adicionales tendentes a obtener un mayor detalle en la distribución espacial. Todas las muestras son tomadas utilizando los procedimientos establecidos en el WOCE Operations Manual (1994). 39 Nutrientes y terrrwclinas en el ESTOC 3.1.2.1.- ANCLAJES DE CORRENTÍMETROS y DE TRAMPAS DE SEDIMENTOS. Adicionahnente a la toma discreta de muestras, durante la campaña POSEIDON 202, llevada a cabo entre septiembre y octubre de 1994, el día 22 de septiembre concretamente, se fondeó una serie de correntúnetros, en la posición 29°1O.09'N y 15°40.25W, donde la profundidad máxima es de 3620 m, equipado con siete correntúnetros Aanderaa a 270, 500, 800, 1200, 1600, 2500 Y 3500 m de profundidad y un ADCP a 200 m (figura 3-2). ca 200 ｾ＠ Aunrleb lSG Kg Scndu-Fr. ADCP rwateh·Ooz NJrOftU 30 t r-.:lros.eU 50 ca %10 ·VTP ｾｃｍ＠ 8 rotell 100 NlroseU 100 Blubb NlroseH 30 7 x Bmthos a 500 I',VTP ｾｃｍ＠ 8 Nlrosell 100 ｎｬｴｏＤｾｮ＠ 100 ｾｉｵ｢｢＠ ｎｬｲｾＱｉ＠ 100 Blubb xBentho$ a 800 Nlronll 100 iA· VTP IaCM 8 Nlrosell 100 Blubb Kevlar 200 ｾｬｵ｢｢＠ x __ a l200 A-VT RCM 8 ｋｾＡＮＡＡＮｾ＠ 2.."'e KevIar 200 fululob xBmthos ca 1600 A-VT RCM 8 PUIOD 800 Pedon 10 x Benlhos '" 2SOO A-VT RCM 8 Pedon 500 Pedon 200 Perlon 200 S x Bentbol ca 3500 A-VT RCM S Au:tl.1 Kdl. 0.15 AUlI.2 Perlon .. XeU. ca 3550 Figura 3-2. Anclaje de correntímelros a 29° lO.09'N, 15° 40.25'W, perteneciente al lnstitut für Meereskunde, Kiel. 40 Material y Métodos Este anclaje se recuperó durante la campaña POSEIDON 212, el 17 de septiembre de 1995 y se colocó nuevamente al día siguiente prácticamente en la misma posición 29°09.75'N y 15°40.15'W, el número de correntímetros Aanderaa fue reducido en un instrumento y las nuevas profundidades fueron 270, 540, 840, 1240, 2240 Y 3590 m. Esta línea de correntímetros se recuperó durante la campaña METEOR 37, el día 1 de enero de 1997 y se volvió a fondear tres días después. Depth(m) 700 m : 1 km 3lan Instrument ｾｾｾＮｭ｣ｕｯ＠ tmnsmltler Sediment trap, Aquatec INFLUX Current meter InsituPump Sediment trap, Aquatec ParCA c"meras INFLUX Sediment trap, Aquatec INFLUX CI1 CI2 CI3 CI4 CI5 CI6 930 970 509 841 629 849 DOM buoy 645 713 731 669 877 1006 1036 1026 923 976 976 995 1028 1056 1818 1001 1001 3084 3067 3086 3070 3062 3062 3109 3093 3087 3087 RCM8 Figura 3-3. Diseño del anciaje de trampas de ¡lujos de partículas reaiizado por el Fachbereich Geowissenschaften, de la Universitát Bremen en la estación ESTOC CI 1 fue anclado el 25.11.1991 y recogido el 25.09.1992, el 2 fue anclado el 01.10.1992 y recogido el 09.04.1993, el 3 anclado el 1204.1993 Y recogido 07.06.1994, el4 anclado 09.06.1994 y recogido 02.09.1994, el5 en el que se añadió una trampa a 700 m fue anclado el 05.09.1994 y recogido 12.11.1995, el6 fue anclado el 04.10.1994 Y recuperado el 16.11.1996. 41 Nutriel1tes y termoclinllS en el ESTOC Durante la campaña METEOR M20, en noviembre de 1991, ya había sido desarrollado un fondeo de trampas para la recogida de sedimentos en la posición de la estación ESTOC. Hasta finales de 1996 se han realizado un total de seis anclajes de este tipo en dicha estación, con distinta longitud e intervalos de muestreo (figura 3-3). Los anclajes tienen tres trampas de partículas, tres correntímetros lnflux. situados a unos 20 m debajo de las trampas, y una cámara de partículas. Cada trampa de partículas consta de 20 cilindros, con un área de muestreo de 0.5 m2 cada uno. El sistema de cámara de partículas de alta resolución (Pan::a) se diseM para realizar medidas ópticas directas de la abundancia, concentración y distribución de tallas de las partículas marinas. 3.1.2.2.- LÍNEA DE LANZAMIENTOS DE XBTs GRAN CANARIA -ESTOC. En el trayecto entre Gran Canaria y la estación ESTOC se realizan lanzamientos de XBTs desde el me s de marzo de 1996. En cada salida mensual al ESTOC, se lanzan seis sondas desde el 8/0 Taliarte, con un espaciado nominal de 10 millas náuticas (figura 3-4). Longillld Oeste FigMra 3-4. Posición de la lineo. de lalfQlltlÜ!nlos de XBTs de.sIk Gran Canaria al ESTOC 42 i 1 i l ¡ • i l • I • Material y Métodos Las medidas se realizan utilizando sondas Sparton T5 (Deep Blue), capaces de medir hasta 1800 m para velocidades del barco de hasta 12 nudos, aunque en la práctica los lanzamientos han sido realizados a velocidades inferiores a 10 nudos, o Sippican T7 con capacidad para medir hasta 750 m. 3.1.2.3.- DETERMINACIÓN DE TEMPERATURA Y SALINIDAD. Podemos distinguir el tipo de muestreo realizado en las salidas mensuales al ESTOC a bordo del B/O TALIARTE y en las campañas a bordo del RIV VICTOR HENSEN, que ha sido mediante botellas oceanográficas Niskin montadas directamente sobre el cable, del muestreo que se ha realizado a bordo del RIV POSEIDON mediante ROSET A1CTD. En el primer caso y adicionalmente a la posible utilización de un CTD, la temperatura de cada punto se determina a partir de tres termómetros de inversión calibrados, dos protegidos y uno no protegido. La lectura directa de temperatura de cada termómetro se corrige a partir de las constantes de calibración oficiales del mismo. La utilización de termómetros no protegidos permite además calcular la profundidad termométrica con la que corregir la ubicación espacial correcta del resto de los parámetros (Deacon, 1978). En este tipo de muestreo se toman muestras duplicadas para el análisis de la salinidad, que se determina en el laboratorio del Departamento de Oceanografía del ICCM, mediante un salinómetro Guildline modelo "Auto sal 8400A" cuyas medidas están en el rango entre 0.005 y 42, con una precisión de ± 0.003 de acuerdo con los procedimentos estándar. Las muestras se conservan el menor tiempo posible en botellas de borosilicato de 250 cm3 completamente llenas y cerradas herméticamente para evitar cualquier posible evaporación, preservándolas de la luz. El salinómetro nos proporciona una medida de la conductividad de la muestra de agua de mar, los valores de salinidad son calculados como Salinidad Práctica siguiendo a UNESCO (1978, 1983). 43 Nutrientes y t.ermoclinas en el ESTOC En los muestreos mensuales ESTOC realizados a partir de marzo de 1994, y en las campañas VICTOR HENSEN 1995 y VICTOR HENSEN 1996 se utilizó un CID autocontenido de la casa comercial SIS, hasta una profundidad máxima de 1000 m, calibrado por el fabricante. En las campañas POSEIDON 202/1C, POSEIDON 212/3 y POSEIDON 219A se disponía de un CID con capacidad para medir hasta la profundidad máxima de la estación, equipado con sensor de oxígeno y/o fluorómetro, que sólo podían ser usados hasta 3000 m y un ADCP. La calibración fue realizada por el IfMK. 3.1.2.4.- DETERMINACIÓN DE OXÍGENO DISUELTO. Las muestras de oxígeno fueron siempre las primeras en ser obtenidas a partir de las botellas Niskin, siguiendo el protocolo descrito en el WOCE Operations Manual (1994). Una vez tomada la muestra se fija inmediatamente, para su posterior análisis a bordo o en el laboratorio. La determinación química del oxígeno disuelto llevada a cabo por el ICCM hasta la salida a la estación ESTOC realizada en diciembre de 1994, estaba basada en la metodología propuesta por Winkler (1888) y modificada por Strickland y Parsons (1972). Los resultados se expresan como mililitros de oxígeno por litro de agua de mar. Las muestras se toman por duplicado en botellas DBO de 300 mI, y se fijan inmediatamente usando dos reactivos (cloruro manganoso y una solución alcalina de yoduros), entonces, las botellas se dejan en reposo durante un mínimo de seis horas para que tenga lugar una precipitación completa; finalmente se toma una submuestra de 50 mI para valoración. A partir de 1995, el análisis de las muestras se realiza utilizando el método descrito en el WOCE Operations Manual; se utilizaron botellas duplicadas DBO de entre 125 y 135 mI y el punto de valoración final es detectado utilizando un Metrohm 665 y un Dosimat Auto-Titroprocessor 682. 44 Material y Métodos agua de mar. A partir de ensayos se ha demostrado que es necesario incluir en la calibración el nivel de orgánicos en el agua mientras que los efectos de la temperatura y presión son despreciables. El sensor se mantuvo operativo durante doce días, recogiendo cuatro medidas diarias. Se han desarrollado asimismo métodos para la determinación de concentraciones nanomolares, de interés en estudios más detallados de la capa superficial del mar. Dudo! y Mantel (1988) desarrollaron un método para medir concentraciones de nitrato + nitrito en este rango con gran sensibilidad, similar a la obtenida por Garside (1982) con una técnica de luminiscencia de alta precisión mucho más lenta Su método consiste simplemente en una modificación de los métodos clásicos automáticos de determinación de nitrato+nitrito, basada principalmente en disminuir la dilución de la muestra con los reactivos y amplificar la señal de salida al colorímetro. Pérez-Marrero (1993) desarrolló un método de alta sensibilidad para la determinación de nitritos utilizando la técnica desarrollada por Dudo! y Mantel. Karl (1992) elaboró un método simple para la determinación precIsa de concentraciones nanomolares de fósforo soluble reactivo y fósforo total disuelto en ambientes marinos ologotróficos y de aguas naturales que ha sido utilizado en la US JGOFS Hawaii Ocean Time-Series (HOT) Station ALOHA, en el Océano Pacífico Norte. A través de su método obtienen concentraciones de fósforo soluble reactivo en la capa de mezcla desde 30 a 100 nM, con una variabilidad temporal sustancial y una precisión de 1 a 3 %. El método se basa en el traslado cuantitativo de fósforo desde solución por la formación in vitro de brucita Mg(OH)2, iniciada por la adición de NaOH. El precipitado es sometido a centrifugación, y bien disuelto en ácido clorhídrico para la determinación de fósforo soluble reactivo, o hidrolizado (8 M HC1, 80°C, 1 h) Y una vez seco convertido a cenizas (450°C, 3h) para la determinación de fósforo total disuelto, ambos procedimientos se completan mediante reacción con los reactivos del modelo estándar de Murphy y Riley (1962). 51 Nutrientes y termoclinas en el ESTOC 3.2.2.1.- DESCRIPCIÓN DE LOS AUTOANALIZADORES DE FLUJO CONTINUO. Un Autoanalizador de flujo Continuo ,Segmentado dispone, como pnmer componente, de un muestreador automático que introduce muestras de agua de mar en el sistema analítico a intervalos precisos. Las muestras son separadas por la introducción de cortos períodos de tiempo de lavado consistentes en agua destilada carente de nutrientes. El efecto de este lavado es disponer de un marcador de baja concentración, entre muestras y entre disoluciones patrón, y sirve asimismo para dar un pequeño lavado constante al sistema. Con este método de lavado entre muestras se consigue que las derivas de la línea base como consecuencia de la alta concentración salina de las muestras y de la acumulación de residuos en el circuito sean menores, y la desaparición del solapamiento entre muestras de concentraciones muy diferentes, que en general, se trata también de evitar con una adecuada ordenación de las muestras por niveles en el muestreador. En las configuraciones disponibles en el Departamento de Oceanografía del ICCM, los muestreadores tienen una capacidad para cuarenta muestras. Una bomba peristáltica multicanal, mezcla muestra y reactivos químicos en una corriente que fluye continuamente hacia un análisis colorimétrico automático. Se reducen así errores técnicos principalmente por tratamiento de las muestras y disoluciones patrón exactamente igual y por precisión en el tiempo y proporción de la adición de reactivo. Los tiempos necesarios para las reacciones químicas se obtienen pasando las soluciones a través de un sistema de espirales de vidrio. El flujo continuo es segmentado mediante pequeñas burbujas de aire (en general en relación 1:3 a 1:4 aire-líquido) para disminuir la mezcla de muestras adyacentes y aumentar la mezcla de los reactivos con la muestra, las burbujas se retiran del flujo a la entrada de la célula de medida del colorímetro. En el canal de nitratos las burbujas de aire son suprimidas antes de entrar la mezcla muestracloruro amónico a la columna reductora El canal de fosfatos incluye un baño termostático. Mediante una química adecuada se obtienen las soluciones coloreadas cuya absorbancia es proporcional a la concentración de nutrientes. Entonces estas disoluciones 52 Material y Métodos de color se hacen pasar, para medir su absorbancia, a colorímetros similares en principio a los usados en los análisis espectrofotométricos de rutina. La luz de la longitud de onda más adecuada se consigue mediante lámparas incandescentes y filtros de interferencia. La salida del colorímetro es un voltaje analógico proporcional a la absorbancia Los resultados se obtienen a través de un registrador o PC e impresora. Una diferencia fundamental entre los procedimientos manuales de rutina y el AFCS es que en este último no se requiere un desarrollo completo de color, con lo que se ahorra un tiempo considerable. Dado que todas las disoluciones patrón y las muestras se bombean hacia el sistema a la misma velocidad en proporción constante, todas presentan virtualmente idéntico grado de desarrollo de color. Sin embargo, este aspecto puede introducir errores desde cualquier factor que afecte la cinética de desarrollo de color como por ejempio ia temperatura dei iaboratorio que históricamente ha causado serios problemas con los análisis de ácido silícico en particular. Las consideraciones operacionales y químicas se aplican a los dos sistemas utilizados, Technicon y Skalar. Ambos dan "resultados comparables" de acuerdo con la precisión para análisis de rutina especificada por WOCE (Gordon et al., 1993), para análisis de muestras de agua de mar, como será demostrado posteriormente. El sistema Skalar tiene las ventajas de mayor velocidad, menor tasa de consumo de reactivos y de muestras de agua de mar, mayor integración de los canales, y algo menos de espacio requerido. El Technicon es un sistema muy robusto (característica de vital importancia a la hora del embarque) y de probada eficacia en análisis automático de muestras de agua de mar. Pero de entre las ventajas de Skalar frente a Technicon destaca, con diferencia, el fotómetro que elimina las interferencias debidas a diferencias en la matriz. Las medidas se realizan sobre la base del principio de colorimetría El resultado de la corrección automática es archivado después de pasar a través de la célula de flujo. Las señales son automáticamente sustraídas desde los dos filtros seleccionados para los dos haces de luz. 53 Nutrientes y tennoclinas en el ESTOC El principio (figura 3-6) es el siguiente: Una lámpara halógena emite luz sobre la mitad de un espejo transparente después de pasar una lente de enfoque y una célula de flujo. El espejo divide la luz en dos porciones equivalentes, de las cuales una pasa con un ángulo de 90 grados desde el haz de luz y la otra pasa en dirección recta. Cada uno de estos dos rayos de luz, atraviesa un filtro de interferencia de una longitud de onda específica y entran a la fotocélula. La selección de las dos longitudes de onda está basada en el procedimiento químico adaptado. La longitud de onda de medición será aquella longitud de onda a la que la absorbancia del compuesto coloreado es máxima, y la longitud de onda de corrección, aquella a la que la absorbancia del compuesto coloreado es mínima Ambas señales son comparadas y sustraídas para eliminar el efecto de la matriz en la medida. I . Figura 3-6. Principio del fotómetro del Skalar SAN plus Segmented Flow Analyser. En el Technicon, la corrección del efecto de la matriz se realiza de forma continua en la misma longitud de onda de medida, utilizando dos cubetas, una por dónde pasa la muestra y otra permanentemente llena de agua destilada. Dada esta peculiar geometría de la célula de flujo, soluciones con idénticas absorbancias pero diferentes índices refractivos (saiinidad) dan resultados difereütes. Como la solución de lavado no tiene tL.1'J. índice de refracción igual la de la muestra, es necesario corregir cada muestra. 54 " " Material y Métodos 3.2.2.2.- CONDICIONES DE TRABAJO Y MÉTODO DE OPERACIÓN. La química analítica utilizada pennite obtener medidas de concentración de nutrientes de alta calidad. Esto requiere una gran atención a los detalles y un escrupuloso seguimiento del funcionamiento del AFCS. Los análisis se realizan en situación de equilibrio físico por homogeneización en el fluido entre las muestras y los reactivos. y químico. por disponer de las condiciones específicas suficientes. Las disoluciones patrón y los reactivos se introducen al sistema de análisis en concentraciones prefijadas. Antes de comenzar cada análisis se realiza la estabilización del sistema pasando solamente agua destilada durante el tiempo necesario para obtener una línea base estable y a continuación se procede a la obtención de una nueva línea base estable con los reactivos. Del mantenimiento del sistema en perfectas condiciones de limpieza depende en gran medida el éxito de los análisis. El lavado del sistema se realiza diariamente empleando agentes especiales de lavado a las concentraciones adecuadas. Se emplea siempre como agua de lavado y línea base, así como para la preparación de las disoluciones patrón y reactivos, agua destilada obtenida siempre en el momento de su utilización mediante un sistema Milli-Q (marca registrada de Millipore Corporation). Se desechó la posibilidad de utilizar agua salada artificial, en el Skalar porque el principio del fotómetro hace innecesaria su utilización y en el Technicon porque aunque minimiza los efectos de los fuertes cambios de concentración, produce mayores derivas de las líneas base y se requiere un aclarado más frecuentes del sistema. Una excepción la constituyen los análisis de nitratos+nitritos realizados mediante el Technicon en 1996 en los que se utiliza agua salada, de bajo contenido en nutrientes, como agua de lavado y línea base, y para preparación de disoluciones patrón, no observándose diferencias significativas. Se utiliza el método de lavado entre muestras, en el Skalar en relación 60:60 muestra-la\'ado con velocidad de 30 mueswuS a la hora (relación 60:80 muestra-lavado y velocidad de 25 muestras a la hora, se hizo necesaria para muestras de alta concentración 55 Nutrientes y termoclinas en el ESTOC con determinadas metodologías). En el Technicon se utilizan relaciones que varían entre 6:1 muestra-lavado con 30 muestras a la hora y 1:1 muestra-lavado con velocidades entre 15 y 20 muestras a la hora La columna de Cd-Cu es un elemento del circuito que requiere una especial atención. Los gránulos de cadmio se tratan con sulfato de cobre para efectuar una reacción de desplazamiento resultante en una superficie cubierta de cobre, la superficie del metal se activa para efectuar la reducción heterogénea de nitrato a nitrito con oxidación del metal cadmio, se produce una célula galvánica con cobre como cátodo que lleva el potencial de reducción del sistema desde -OA03V para CdlCd2+ a -O.740V. Una columna recién preparada y recién colocada reduce con un 100% de eficiencia. El cadmio oxidado es complejado y trasladado con cloruro amónico para restaurar la superficie activa, pero con el tiempo la eficiencia disminuye (Strickland y Parsons, 1968). La tasa de disminución indudablemente varía con la concentración de la muestra, grado de oxigenación dle éstas y reactivos. El deterioro de la columna es visible por disolución del Cd que conduce a fallos o vacíos que pueden causar un remanente de la muestra y decoloración. En esta etapa la columna debe ser reemplazada y la eficiencia de reducción podría ser 80-85%, una introducción inadvertida de aire podría causar un efecto mucho más rápido en la reducción de la eficiencia (Garside, 1993). Se realiza un control diario de la eficiencia de reducción de forma que la columna es reemplazada en cuanto la eficiencia es inferior a un 85 %. La longitud y diámetro interno de la columna afectan a su período de actividad (Mouriño y Fraga, 1985; Mostert, 1988). Según Ballester et al. (1972) las dimensiones de la columna propuesta por Strickland y Parsons (1968), provocan una excesiva mezcla de la muestra (que deteriora la secuencia y redondea los máximos) y un tiempo de respuesta muy largo, para atenuar estos inconvenientes utilizaron una columna de pequeñas dimensiones (10 cm. de longitud y 0.4 cm de diámetro interior). También afectan al rendimiento de la columna la forma de preparar la solución Buffer y la solución de activación (Van Staden et al., 1986; Mostert, 1988). Las columnas utilizadas en la presente tesis consisten, para el T echnicon, en un tubo de vidrio de unos 15 cm de longitud y 0.3 mm ID, y para el Skalar, en un tubo de vidrio en forma de U de unos 36 56 Material y Métodos cm de longitud y 0.3 mm de diámetro interno relleno de cadmio granular menor de 0.3 mtIl, preparando el Buffer de diferente forma según determinemos concentraciones bajas (0-12 flmolfl) o altas (12-35 flmolfl). La columna tiene una vida media de unas 1500 muestras si las concentraciones de nitrato no exceden repetidamente 20 Ilmolfl de nitrato. El "error ｳ｡ｬｩｮｯＧｾ＠ o efecto de la salinidad, consecuencia de la influencia que la variación de la fuerza iónica tiene en los equilibrios, es tenido en cuenta representando un factor de corrección a aplicar a los datos obtenidos con el Technicon. Atlas et al. (1971) trabajando con el Technicon Autoanalyzer® AAlI, fue el primero en llegar a ser consciente de que debido a la peculiar geometría de la célula de flujo en el colorímetro, soluciones con idénticas absorbancias pero diferentes índices refractivos (salinidad), dan resultados ampliamente diferentes. Los autores cuantificaron este efecto para nitrato, ácido silícico (despreciable) y fosfato (0.02 ¡.tM). Sus experimentos demostraron que el efecto era más marcado con el modelo AAlI, sin embargo, no dieron detalles experimentales. Posteriormente, Treguer y Le Corre (1975) propusieron el siguiente método para lo que ellos llamaron "turbidez": obtuvieron una línea base sin reacción de color reemplazando molibdato amónico y ácido ascórbico por sulfúrico yagua destilada respectivamente. Para agua de mar con salinidad de 35 Y filtrada a través de 0.45 flm, calcularon un factor que sustrajeron a todas las muestras, sin embargo este factor es diferente para cada célula de flujo y depende de su orientación y del "standar calibre". Froelich y Pi/son (1978) mostraron que el error sistemático de la absorbancia en un colorímetro de Technicon, debido a procesos de refracción sobre las paredes de entrada y salida de la cubeta, eran proporcionales a la salinidad de la muestra de agua de mar. Los autores detallaron el problema pero las soluciones que propusieron no eran adecuadas para su aplicación a bordo de un barco, como resultado de su trabajo construyeron un gráfico de corrección de índices de refracción y obtuvieron un error sistemático de 0.2J1M-P a 35 para la determinación de fosfato. 57 Nutrientes y termoclinas en el ESTOC Mostert (1988) optó por utilizar una solución de lavado de índice refractivo similar a la de las muestras analizadas para eliminar la necesidad de corregir cada muestra. El autor consideró que para eliminar el efecto de refracción, todas ias muestras debían pasarse sin que el oxidante fuese añadido y que los picos obtenidos debían sustraerse de los picos de muestra. Oudot y Montel (1988) calcularon el error salino como la diferencia entre la absorbancia del agua de mar usada como agua base y el agua desionizada sin reactivos. El método propuesto por Alvarez-Salgado (1992), tiene la ventaja (compara agua de mar cero en nutrientes con agua de mar baja en nutrientes con la que prepara los reactivos, ambas deben tener igual índice de refracción) de que reemplaza sólo el molibdato por un compuesto similar que no produce color pero contribuye al cambio en el índice de refracción, obteniendo así una señal para el cambio del índice de refracción que está más cercana a la señal que es producida en ese momento por las muestras. Siguiendo la metodología WOCE se chequeó el cumplimiento de la Ley de Beer, aunque los métodos analíticos utilizados son suficientemente lineales. La absorbancia observada a una longitud de onda particular (longitud de onda de máxima absorción) es proporcional a la concentración de la muestra. A= & e 1, dónde A es la absorbancia, & la absortividad molar, e es la concentración de la muestra y l la longitud de la cubeta. Para cada análisis se realiza un control de la linealidad por representación de las absorbancias de disoluciones patrón, en todo el rango de concentración, frente a la concentración y se observa que se ajusta a una recta con coeficiente de correlación próximo a l. 3.2.3.- MÉTODOS ANALÍTICOS. 3.2.3.1.- DETERMINACIÓN DE NITRITO. El mar contiene pequeñas cantidades de compuestos de nitrógeno inorgánicos y orgánicos, disueltos o particulados. El nitrato, el nitrito y el amonio son las principales formas inorgánicas que en adición al N2 se encuentran en agua de mar, N0 2-(0.1 a 50 /lM), NO} - (1 a 500 11M) Y NH 3 + ｾ＠ + (1 a 50 JlM). Pequeñas cantidades de óxido 58 Material y Métodos nitroso, hidroxilamina, e iones hiponitrito también pueden existir. La dificultad al estudiar los compuestos de nitrógeno está en que pueden encontrarse en nueve estados de oxidación diferentes (Riley y Chester, /97/; Spencer, /975; Mil/ero, /996). Se determina la concentración de nitritato+nitrito entendiendo por nitrito: ión nitrito, N02-, reactivo disuelto, y por nitrato: ión nitrato, N0 3 -, reactivo disuelto. El nitrito se analiza tratando la muestra de agua de mar con una amina aromática (sulfanilamida), el ión diazonio resultante es complejado con una amina aromática secundaria (n.l-nafuletilendiamina) para dar un compuesto diazo de un color intensamente rosa (reacción clásica de Griess-Ilosvay dónde ácidos nitrosos son convertidos a compuestos "azo" altamente coloreados, en la que se basan bastantes métodos para la determinación de nitrito en agua). La cantidad de diazo-compuesto formado es proporcional a la concentración de nitrito en el rango 0-10 !1mol/dm3 (Grasshoff et al., /983), el máximo de absorción se sitúa a 543 nm, se alcanza rápidamente y es bastante estable, presenta escasa variabilidad con la salinidad, con la temperatura y frente a pequeños cambios en la concentración de reactivos. Strickland y Parsons (/972) consideran este método de gran utilidad, preferible a otros de mayor sensibilidad (Celardin et al., /974) pero que son afectados por cambios en las condiciones de reacción (Riley, 1975). El rango de detección del método es de 0.01 a 2.5 !1g-at/l. La precisión para n determinaciones en el nivel de 1 !1g-at/l es ±O.032/n 1/2 !1gat/l y ±O.023/n 1/2 !1g-at/l en el nivel de 0.3 !1g-at/l. La adaptación al sistema de flujo continuo se realiza utilizando una cubeta de 5 cm de paso de luz con un filtro de 540 nm en el Technicon y en el Skalar una cubeta de 5 cm también, pero dos filtros, uno de la longitud de onda de máxima absorción 540 nm y otro de referencia a 620 nm. 59 Nutrientes y termoclinas en el ESTOC Se comprueba la turbidez de las muestras dado que puede ser la fuente de error más probable, sobre todo al trabajar con valores bajos de concentración (Grasshoff et al., 1983). 3.2.3.2.- DETERMINACIÓN DE NITRATO. Dada la importancia de este parámetro en el estudio del mar, y en especial, de los fenómenos ligados a la productividad fitoplantónica, han sido muchos los intentos de poner a punto una metodología lo más perfecta posible. Se debatió durante mucho tiempo entre usar métodos de medida directa del ión nitrato o su reducción a nitrito para, posteriormente, utilizar algunas de las modificaciones del método de Griess-llosvay. En el primer sentido, las adaptaciones de los métodos utilizados para análisis en aguas dulces tropezaron con la interferencia derivada de la alta concentración de cloruros (Hartley y Asai, 1965), que también dificultaba la utilización de electrodos selectivos (Langmuir y Jacobson, 1970). Los métodos que implicaban la utilización de alta concentración de sulfúrico (Armstrong, 1963) añadían a las limitaciones específicas, las derivadas de su uso a bordo cuando era necesario. Finalmente, se impusieron los métodos basados en la reducción de los nitratos a nitritos mediante una columna rellena de cadmio en polvo o una amalgama de Cadmio y la posterior determinación del nitrito como tal, desestimando los métodos que usaban reducción en medios homogéneos (Mulliny Riley, 1955a) por ser lentos, no cuantitativos y sensibles a las condiciones externas (Grasshoff et al., 1983). Los métodos descritos por Chow y Johnstone (1962) basados en una reducción mediante zinc en polvo, presentaban los inconvenientes derivados de involucrar una solución agitada magnéticamente en un baño de hielo seguida de filtración Strickland y Parsons (1972), alcanzaron un nivel de perfeccionamiento bastante satisfactorio. Su procedimiento, comúnmente aceptado, está basado en el método de Morris y Riley (1963) pero usando cloruro amónico como sugerencia de Grasshoff (1964) y reemplazando la columna de cadmio-mercurio por una columna de cadmio-cobre basando se en el trabajo de Wood, Armstrong y Richards (1967). La reducción de nitrato a 60 Material y Métodos proceso irreversible en la forma alfa, de color menos intenso. En condiciones de acidez moderada se produce principalmente la forma alfa (Fruesdale el al., 1979) no estando bien definida cual es exactamente su constitución. aunque algunos autores señalan el ortomolibdato como la forma dominante (Liss y Spencer, 1969). Métodos basados en la medida directa de la absorción de luz a 390 nm, longitud de onda en que la forma beta tiene una absortividad molar 1.7 veces mayor que la forma alfa (Grasshoff, 1964), son mucho menos sensibles y satisfactorios que los basados en la reducción de este complejo a un compuesto azul más intensamente coloreado. Las metodologías químicas empleadas en la actualidad tienen sensibilidad muy similar independientemente del agente reductor empleado (Riley, 1975) que es el que establece diferencias entre los métodos. Una mezcla de metol (p-metil-aminofenol sulfato) y sulfito de sodio fue utilizada por Mullin y Riley (1955b). La reducción por cloruro estannoso da la técnica más sensible según Strickland y Parsons (1972), pero condiciona los intervalos de tiempo, por 10 que prefieren usar una débil modificación del método dado por Mullin y Riley (/955b). Slrickland (/952) llevó a cabo un estudio sobre la química básica de la formación del silicomolibdato. En nuestro trabajo se sigue a Grasshoff (1976), que utiliza el método más común, desarrollado por Koroleff (197/), usa ácido ascórbico como agente reductor del ácido beta-silibdomolibdico amarillo dando lugar al complejo estable y más absorbente molibdeno azul que es medido espectrofotométricamente a 812 nm. La adición de sulfúrico y oxálico aumenta la diferencia en la velocidad de reacción del fosfato y el ácido silícico con el molibdato y/o destruyen el ácido molibdofosfórico. Esencialmente es el método empleado para el fosfato, cuya interferencia, importante en este método, se inhibe por la presencia de ácido oxálico. El rango de detección del método es de 0.1 a 140 ｾｧＭ｡ｴｬｬＮ＠ La precisión para n determinaciones en el nivel 100 ｾｧＭ｡ｴｬｬ＠ es ±2.5/n 1/2 ｾｧＭ｡ｴｬｬ＠ y ±O.25/n 1/2 ｾｧＭ｡ｴｬｬ＠ en el nivel 1 O ｾｧＭ｡ｴｬｬＮ＠ 67 Nutrientes y termoclinas en el ESTOC La aplicación al método de análisis automático es directa, produciendo, dada la inestabilidad de la forma beta del ácido silibdomolibdico, una mejora de la reproducibilidad del método como consecuencia de la elaboración y medida secuenciales propias del autoanalizador. La metodología es empleada utilizando una cubeta de 5 cm de paso de luz y un filtro de 810 nm en el Technicon y de 810 nm y 1010 nm en el Skalar. El error salino aunque inevitable, dada la influencia que la fuerza iónica del medio tiene en la transformación de la forma beta en alfa, en los márgenes de salinidad de éste trabajo se puede considerar siempre inferior al 3% (Grasshoff et al., 1983). Acido ascorbico Acido oxalico MohOdato amonico Aire Acido sulfurico Muestra Filtro 810 mn. Filtro Cor. 1010 nm. mlfmn I 032 I S246 032 S246 0.42 S246 0.80 Desague ＭＭＭＫＭＭｾＭＭＭＭＭＭＭＭＭＭＭＭＭＭＭＭＭＭＭＭＭＭＭＭＭＭＭｃ＾＠ '1 Figura 3-9. Diagrama de flujo del canol de ácido silícico del Skalar SAN plus Segmented F/ow Analyser. Eliminada la interferencia específica del fosfato, no existen otras interferencias para los valores habituales del resto de los elementos presentes, de forma natural, en agua de mar. Se señala en zonas anóxicas el sulfidrico que puede producir efectos sobre el color final. Altas concentraciones de metales como hierro, cobalto o niquel pueden producir adsorciones específicas. 68 Material y Métodos 3.2.4.- CONTROL DE CALIDAD. El Departamento de Oceanografia del ICCM mantiene un programa de calibración y monitorización para asegurar la calidad de la determinación de nutrientes utilizando tanto el autoanalizador Technicon Autoanalyzer u® (AA-U) como el Skalar® SAN plus Segmented Flow Analyzer. Se examinan cada una de las posibles fuentes de variabilidad, en la realización del muestreo, dentro de una misma botella oceanográfica y entre botellas diferentes y en la realización de los análisis. En adición se han realizado comparaciones con grupos externos, para lo cual el laboratorio participa en el programa europeo QUASlMEME Quality Assurance and Laboratory Performance Studies (LPS). 3.2.4.1.- PRECISIÓN DEL MUESTREO. A.- Replicado del muestreo de una misma botella oceanográfica. Para cada uno de los muestreos realizados en la estación ESTOC se han tomado hasta un máximo de tres muestras de cada botella oceanográfica. La relación de la concentración de nitratos + nitritos, fosfatos y silicatos de cada una de las muestras replicadas tomadas en cada salida respecto a su valor medio, para cada año, es mostrada en la figura 3-10 Y los resultados de las correspondientes regresiones en la tabla 3-3 . Año Parámetro N° de muestras .-2 a b Silicato 405 0.990 7.185E-003 1 ｾ＠ 0\ Fosfato 426 0.988 3.576E-003 1 0\ -Nitrato+nitrito 438 0.988 3. 153E-002 1 Silicato 296 0.951 6.594E-002 1 V"l 0\ Fosfato 298 0.974 5.060E-003 1 0\ -Nitrato+nitrito 298 0.951 8.724E-003 1 Silicato 329 0.955 3.111E-002 1 \O 0\ Fosfato 320 0.982 7. 160E-003 1 0\ -Nitrato+nitrito 326 0.982 1.113E-002 1 Tobla 3-3. Resultados de la regresúín entre muestras tonuulas de una misma botella oceanográfica, coejiciente de determinación=l, punto de corte con el eje x=a, pent1iente=b. 69 Nu/rientes y rermoclinas en el ESTOC • J , .. I i " I .. I , .. ! i .. I ! .. j 20 ! ! .. I .. .. ｟ﾷ｟ﾷｭｯ､ｉＮｾ＠ .. .. ｟Ｎ｟Ｎ｟ｾ＠ o' o/ J o ... • ,o .. .. _. _._- .. , ! .. ! .. 1 .. " , 1" 1" .. '.' o., ... " ._._- .. .. J .. , ¡- i .. J • " , 1" I .. ! " " j .. I .. " 20 .. _._- '.. . .. .. _ . __ J " 20 lO _'_l_) .. Figura 3-10. Correlaci6n entre la concentracron ､ｾ＠ nutrientes de cada muestra replicada, tomada en ESTOC entre 1994 y 1996, respecto a su valor medio. El error cometido en la detenninación de cada uno de los parámetros analizados, se considera que tiene dos fuentes de variabilidad, el muestreo y la determinación analítica. A partir del cálculo de ambos errores se pretende dar una estimación de la precisión del muestreo y de la precisión del análisis de nutrientes de las muestras tomadas entre 1994 y 1996 en ESTOC. Una estimación del error cometido en el muestreo es realizada considerando que los valores obtenidos de cada muestra tomada por duplicado F¡ y F2, son la suma del valor 70 ¡ i ¡ 1 1 • 1 J • I , Material y Método s real. Fv• más un error sistemático común a ambas. Es1 Y Es2. más un error aleatorio. E.I y E,,: Ft=Fv+E.1+E .1 Fl = Fv+ Es2 + E.l De la resta FI-F2 se obtiene, para cada muestra, el error aleatorio cometido en el muestreo: El error de muestreo promedio será el sumatorio de los errores aleatorios cometidos en la toma de cada muestra dividido por el número de muestras tomadas por duplicado: Los hi stogramas de frecuencia del error cometido en el muestreo de cada uno de los parámetros se muestran en la figura 3-11. ., M ., Ｎｾ＠ ., g '" ｾ＠ ., ., " , ,., ,., '" ,., ., •• ., ｾ＠ ., ｾ＠ ., ｾ＠ ., '" ., " " '?C ''1 ｔＢＢｾＢＧｔＧｊ ＧＢＧＱＧＢＢｉﾡｉＢｉＧＧＧＧＱ＠ 21.5571810111213 Error de muestreo -Silicatos (j.lmoVl) o 1 2 3 • 5 5 7 I 8 10 11 12 " Error de mu eslreo -Nitratos + nitritos (j.lmolll) '" M ｾＱ＠ ｾ＠ ｾ＠ u ｾ＠ ｾ＠ tl Error de muestreo -Fosfalos (f.llIloVl) ESTOC 199 .... 1996 Promedio de 101 errores absolutos de m ueSlreo X ,¡" .. IOI+.iuiIOt¡I.o"moV!) X FOlIr.IOt (0.06 )1"10111) X Sillutol(1.1)l"lolll) Figura 3-11 . Precis i ón en la toma de muestrllS de nutrientes en ESTOC 71 i I i 1 ! • 1 l • I , Nutrientes y termoclinas en el ESTOC B.- Replicado entre botellas oceanográficas. En la campaña POSEIDON 212/3, en la posición de la estación fija ESTOC, se tomaron en dos experimentos, diez muestras de un mismo nivel pero de diferentes botellas oceanográficas. Los resultados obtenidos (tabla 3-4) muestran, para cada parámetro, desviaciones típicas del orden de los errores de muestreo calculados a partir de replicados tomados de una misma botella oceanográfica. NI1RATOS +N ITRITOS FOSFATOS SILICATOS Nivel Promedio Dv. típica Promedio Dv. típica Promedio Dv. típica (p.mol/l) (p.mol/l) (p.mol/l) (p.mol/l) (p.mol/l) (p.mol/l) 30m -0.09 0.048 0.03 0.058 2.69 1.298 100m 0.37 0.123 0.08 0.020 2.06 0.883 Tübla 3-4. 17oir"edio Y desviación (dv.) típica de las diez Irdlestras t01Prildas en los niveles de 30 111)' 100 m, de diferentes boteRas oceanográfICas, durante la campaña POSEIDON 212/3. 3.2.4.2.- PRECISIÓN ANALÍTICA A.- Análisis duplicado de cada muestra. Los análisis de nutrientes de la estación ESTOC se han realizado siempre por duplicado (independientemente de si el muestreo se ha replicado o no), a fIn de comprobar en cada instante la repetitividad y poder solucionar de forma inmediata cualquier problema que pudiese surgir. En las figuras 3-12 a 3.15 se muestra la precisión de estos análisis y en la tabla 35 los resultados de las regresiones realizadas. Desde que en febrero de 1994 comenzara el muestreo mensual en la estación ESTOC, se intentó adecuar las metodologías a las propuestas por WOCE. Desde el inicio del proyecto, se han determinado los nutrientes de las muestras más superficiales, de menor concentración, con el auto analizador Skalar, debido a su m.ayor precisión y sensibilidad. Se encontraba calibrado para medir en un rango de entre O y 12 Ilmolll aproximadamente, tanto para nitrato + nitrito como para silicato (canales 1 y 3, respectivamente) y de entre O y 2 Ilmolll aproximadamente para fosfato (canal 2). Para la 72 Material y Métodos detenninación de los nutrientes presentes en las muestras profundas, se comenzó utilizando el autoanalizador Technicon, para nitratos y silicatos, que aparecían en elevadas concentraciones, y el Skalar para fosfatos, dado que hasta las muestras de 3700 m no superaban una concentración de 2 J.1molll. El Technicon había sido empleado hasta el momento para detenninar bajas concentraciones, por tanto, fue necesario ajustar los rangos de escala en los canales de nitrato y silicato de tal fonna que fuese operativo, se logró un fondo de escala de unos 30 p.molll para nitrato + nitrito y 40 p.molll para silicato, disminuyendo el "standar calibre" y el diámetro de los tubos de bomba. Año Parámetro Canal análisis N° de muestras r a b Silicato Canal 3 - SKALAR 277 0.999 1.954E-002 1.000 Silicato TECHNICON 274 0.999 -i.373E-002 0.997 ｾ＠ Fosfato Canal 2 - SKALAR 452 0.995 -1.284E-003 1.009 0\ ..... Nitrato+nitrito Canal 1 - SKALAR 242 0.999 3.519E-003 0.999 Nitrato+nitrito TECHNICON 211 0.995 -9.575E-003 1.003 Silicato Canal 3 - SKALAR 323 0.996 2.478E-002 1.005 .,.., Fosfato Canal 2 - SKALAR 323 0.994 -5.532E-005 1.017 0\ 0\ Nitrato+nitrito Canal 1 - SKALAR 306 0.998 3.383E-002 1.012 ..... Nitrato+nitrito Canal 4 - SKALAR 154 0.998 3.507E-002 1.009 Silicato Canal 3 - SKALAR 462 0.997 5.379E-003 1.001 1.0 Fosfato Canal 2 - SKALAR 433 0.988 8.852E-003 0.982 0\ 0\ Nitrato+nitrito Canal 1 - SKALAR 451 0.998 6.159E-003 1.001 ..... Nitrato+nitrito Canal 4 - SKALAR 267 0.995 -4.820E-002 1.009 Tabla 3-5. Resultados de la regresión entre los dos análisis realizados de cada muestra tomada en ESTOC entre 1994-1996, coeficiente de correlación=r, punto de corte con el eje x--a, pendiente=h. A partir de febrero de 1995 se instaló un cuarto canal en el Skalar para la detenninación de nitratos+nitritos entre 15 y 30 p.molll, con un sistema de dilución a la entrada que hacía necesaria la aplicación de un factor de corrección a los resultados obtenidos, y se amplió el rango de detección del canal de silicatos. Desde esta fecha, el Technicon es utilizado únicamente para contrastar resultados o como sistema de apoyo. A partir de junio de 1996 se suprimió el sistema de dilución del canal 4 del Skalar, utilizándolo para determinar concentraciones de nitrato hasta 15 p.molll, y se instaló una 73 Nutrientes y termoclinas en el ESTOC metodología en el canal con capacidad para determinar concentración de nitratos+nitritos en todo el rango de concentración en que se trabaja (0-30 J..Lmol/l). • "0"20"30 N_· _. _ .. , (JIn'Qo1) • 1 • " . , . i .. . .. TECHNICON '0"20"20301.0 s..",t>o__ '(JI_) Figura 3-12. Correlación entre replicados de los análisis realizados mediante el aUloanalizador Technicon, de las muestras obtenidas en las CampaRas Oceanográficas ESTOC realizadas en 1994. • •. , ++ i • " • i .. i .. . 1 ¡ ｾＬＭ • 1 " " , " j " SKAl .. UI. _ Col/j,u 1 , I I ., • .. " • • • ,., " o, o .• •• ｾｉｴｮｯ＠ .... ｾ＠ nrnto.· In/iliolo 1 (JIMaIII) F_I_ 0 ... l1li1 (j.wnOM) • • '01$ .. 2$3030141> _- .II1II_' (JImaIII) Figura 3-H. Correlación entre replicados de los análisis de nitratos + nitrilos, fosfatos y silicatos, realizados mediante el SKAlAR, de las muestras tomadas en ESTOC en 1994. 74 i • ｾ＠ 1 1 ¡ • • ! J • 1 o Material y Métodos » » J • 1 • • " • I I • .. .. i .. I " I _ .m I _.m 511AlAI·CMl AL . 5KAl-\A ｾａｌＮ＠ • .. .. .. • » • .. .. • • .. ........ _._ 1 (¡.omoM} ｎｉｲｍ＾ｉＮ ｎ ｟ﾷ｟ｬｾ＠ " .. 1 " ! " • I ,. I • • ; i .. ! u " _.m _.m ｾ＠ ｾ＠ ｕ ｾｉ＠ , , , .. .. •• " .. " " • • .. » " _·'-I(¡moM) S*- ._, (¡onOM) Figura 3-14. Co"elación. entre replicados de los análisis de nuJrientes de las Campañas OceanogrdflCas ESTOC realizadas en 1995. .. J • I .. " I • " I .. 1 " I ..• i .. .. .. ｟ Ｎ ｾ＠ ' '''''''' _·CA!! .... , • " " • " • _ ........ ｟Ｇｾ＠ ｟ Ｎ ｾ＠ ｾ＠ . .• •• " .. ｆ ｟Ｎ｟ｬｾ＠ .. J • " I . " L I • 1" • 1 » I : • ｾ＠ " a ｾ＠ • _'_._I(1mo1ot1 ｾ＠ " » » • » • _·_1 (jInIoMJ Figura 3-15. Co"elacwn. entre replicados de los andlisis de nutrientes de las Campañas ESTOC realizadas en 1996. 75 i i 1 j ¡ • i l • I • Nutrientes y termoc/inas en el ESTOC Para cada uno de lo s parámetros se calculó el error analítico cometido de la misma forma en que se calculó el error de muestreo. Las concentraciones obtenidas de cada análisis realizado por duplicado F 1 Y F2, son la suma del valor real, F", más un error sistemático, Esl Y Es2, más un error aleatorio, Ea1 Y Ea2. El error de muestreo promedio será el sumatorio de los errores aleatorios cometidos en la toma de cada muestra dividido por el número de muestras analizadas por duplicado: Los histogramas de los errores cometidos en el análisis de cada uno de los parámetros, de las muestras tomadas entre 1994 y 1996 en ESTOC, de las que ya fue demostrada la precisión en su muestreo, se muestran en la figura 3-16. ｾ＠ ｾ＠ = I m ｾ＠ ｾ＠ ｾ＠ Ｌｾ＠ ". ｾ＠ o .!! ｾ＠ J : " M M ｉｾ＠ ｉｾ＠ W ｾ＠ M ｾ＠ ｾ＠ Error analhico· Nitratos + nitritos (J1Dlolll) o ' )( 1""'1" I1 i" il ¡ r'I" I ¡""Irl'" t, i "1' i "1'" '1""1"" 1 0.0 ｏｾ＠ 1," 1.5 2.0 2.5 Ｓｾ＠ Ｓｾ＠ Ｔｾ＠ Ｌｾ＠ 5.0 M e.o Error anaUtioo· Silicatos (flmolll) •• o o 8 ｾ＠ - = ｾ＠ Ｌｾ＠ ｾ＠ Ｌｾ＠ '00 ｾ＠ o 0.0 '" 0.1 0.2 0.3 DA ｏｾ＠ Error analitico· Fosfatos (flmolll) ESTOC 1994-1996 o .• Promedio de los errores absolutos anallticos X "i,ra'OI + ailrilM (0.22 )lmoVO X FosfllOI (0.035 )lmoVl) X SilkllO' (0.29 pmoVI) Figura J-l6. Precisión de los análisis de nitralos + nitritos,fosfatos y silicatos, de las muestras tomadas en tre 1994 y 1996 en ESTOC. 76 i i ¡ l ! • i J • I • RESULTADOS Y DISCUSIÓN Resultados y Discusión IV.- RESULTADOS Y DISCUSIÓN Con el objeto de tener una visión concreta del comportamiento de cada parámetro oceanográfico estudiado en la estación ESTOC, la exposición de los resultados obtenidos comienza con la representación de la distribución vertical de cada uno de ellos en la columna de agua, describiendo los principales factores que la condicionan. Se procede a continuación al estudio de la variabilidad temporal, para ello se parte del establecimiento de los ciclos estacionales de los parámetros de estudio en las distintas regiones de la columna de agua. Estas zonas diferenciadas, que se clasifican por el diferente comportamiento que presentan los parámetros a 10 largo del tiempo, se asocian con la presencia, en cada una de ellas, de masas de agua de diferente procedencia. Adicionalmente a la descripción de las distintas variabilidades dentro de cada ciclo anual, se realiza una cuantificación de cada una de las mismas. Conocida la variabilidad a 10 largo del año, pueden comparase los resultados obtenidos en cada uno de los tres años estudiados, y afrontar una primera descripción y cuantificación de la variabilidad interanual en la estación, consecuencia de la mayor o menor intensidad de los procesos que condicionan los ciclos estacionales de las masas de agua presentes. Con el propósito de conocer la representatividad de los datos obtenidos en un marco espacio-temporal más amplio, se aborda la comparación de la variabilidad encontrada en la estación ESTOC con la descrita en la región a partir de datos históricos. Por último, en un intento de mejorar el conocimiento del complejo proceso de ventilación termoclina, se estudia la formación de agua modal en la propia estación, y a partir de imágenes infrarrojas de temperatura superficial del mar, se localiza la latitud aproximada de formación de las masas de agua modales que son encontradas en la termoclina principal, en la estación ESTOC. 83 " " Nutrientes y termoc/inas en el EST OC 4.1.- VARIABILIDAD EN LA COLUMNA DE AGUA. Los perfi l es vertical es de cada uno de los parámetros básicos medidos en la estación ESTOC, entre 19 94 y 1996 , se muestran en la figura 4-1 . , , ..., ..., .,""" . ,""" ｾ＠ ｾ＠ • . '''''' • . '''''' • I • l , ESTOC , • .- • .- ESTOC • • • ' H' • i • • Ｌ ｾ＠ " .= O '" .,.", • 'H' O 'm .- , ,- ""'" • ,- .- .,." , , " " " " ｾ＠ '" 35.0 '" '" '" '" 37.5 ｔｾｭｰ･ｲＮｷｮ＠ ('e) ｓｾｬｬｮｨＺｉｙ､＠ , , ..., ."" .,""" .,,,., ｾ＠ ｾ＠ • ., "'" • ., "'" • • , ｾ＠ , ｾ＠ • ｾＢＧＢ＠ • .- • • • ＢＧｾｯ｣＠ • 8 • , ｾ＠ • =oe ｾ ｯ＠ • .,,,,,, Ｌｾ＠ o: .= O ,m , •. """" O< .- O , ., o o ,- , •. ｾＢＧＢ＠ 00 . ,.." 2.02.53.03 . 54,0 4 ' 15.0 SS eo as 10 o , " " " " '" " '" OJl,.no ( ... VI) Nltnlos';' ahr ll OS (., "' 0 111 ) , , "'" "':" ... ..., ., "'" \ot - . ,,,., E E • ., "'" • . '''''' • • , ｾ＠ , '1'" • ｾＢＧＢ＠ • .- "' 0 • • • Ｌｾ＠ • • .,)0, , • =oe • ｾＢＧＢ＠ a,oe " ."'" ••• ,- • """" " .• , ., .- O ,- o ••• ,- ｾＢＧＢ＠ .- ,., " " " ,., " " , , " " " " ｾ＠ " '" " '" FOSrMIOS ( pmolll ) S ilk1ol Ol ( pm o ll1 ) Figura 4-1. Perfiles )'ertica/es tle los parúmetros oceanográficos metlitlo!J' en ESTOC. 84 i J 1 1 1 • 1 l • 1 • Resullados y Discusión Los perfiles de temperatura y salinidad muestran una capa superficial variable, que se extiende desde superficie hasta unos 200 m, influenciada por el intercambio atmósfera-océano y en la que se alcanzan los valores máximos. Bajo esta capa y hasta unos 700 ro, la temperatura y la salinidad disminuyen rápidamente con la profundidad, termoclina principal o haloclina respectivamente. Bajo la misma encontramos un mínimo relativo ya unos 1100-1200 m un máximo, ambos más marcados en salinidad, debidos a la presencia de diferentes masas de agua. En la zona profunda los dos parámetros disminuyen lentamente. La distribución vertical del oxígeno disuelto medido "in sin/', promediado para los tres años de muestreo estudiados. el % de saturación calculado, y la utilización aparente de oxígeno (UAO), se presentan en la figura 4-2. o -'00 ·\ 000 ｾ＠ e -·\500 .., = :E .., e .2000 ¿ .. " '" ·2500 -3000 -3500 1,:'\ , .. I , , , 50 I ¡ 0>cIp.., .... .u " " ｟ｾＬｴ＠ ｾＭｾ＠ •• Ｖｾ＠ Oxígeno (mili) , I , , , , I , , , , I , , , , I .. " " 90 % Stt Cuftl ción 02 j ! ¡ j j I i " j j i , UAO ＨｭＱｾＩ＠ " Ｗ｟ｾ＠ .. Ｘｾ＠ , , , , I , , , , I '" '" , , " Figuru 4-2 . Comparación entre el oxígeno disuelto, el porcentaje de saturación y la utilización aparente de oxigeno promediados entre 1994 y 1996. 85 i 1 i ! I • ¡ l i • Nutrientes y termoclinas en el ESTOC En la capa superficial se encuentran las concentraciones de oxígeno más altas, cercanas al equilibrio con el oxígeno atmosférico. En esta región, el oxígeno muestra la mayor variabilidad de toda la columna de agua, debida tanto a la variabilidad de este equilibrio como al ciclo estacional de producción biológica. En la termoclina principal la concentración de este parámetro disminuye progresivamente como consecuencia de su utilización biológica. Pero los hechos más destacables en el perfIl son: la capa de mínima concentración de O2 entre 800 y 1200 m y la relativamente alta concentración en las aguas profundas, causados por la advección de diferentes masas de agua con concentraciones características. El examen de la cantidad de O2 que es utilizada por los organismos marinos, permite una interpretación más fácil de los efectos biológicos. Podría eliminar las diferencias debidas a las condiciones a que estaban sometidas las aguas cuando se encontraban en contacto con la atmósfera. La utilización aparente de oxígeno (VAO) es determinada: VAO = [0 2] * - [02]medido dónde [0 2 ]" es el valor de saturación calculado para una temperatura y salinidad dada, y [02]medido es el valor medido. En las aguas superficiales las concentraciones de O2 son muy cercanas a los valores esperados de saturación para la temperatura y salinidad del agua, sin embargo se pueden encontrar valores de VAO negativos que se corresponden con valores de sobre saturación superficial de un 2% como promedio, indicativos de un exceso de O2 respecto a los valores ideales. La figura 4-3 nos da una visión más clara de los mismos. En los tres años estudiados se observan valores de sobre saturación entre la superficie y unos 125 ID, el valor encontrado a mayor profundidad fue en mayo de 1994 a 150 m Parecen distribuirse de forma aleatoria, mientras en 1995 no se observa ningún valor de sobre saturación situado en superficie, en 1996 se encuentran, en junio y noviembre, valores superiores a un 8%. Estos porcentajes encontrados en la capa inmediatamente en contacto con la atmósfera son atribuidos a la inyección de burbujas, mientras que los supbuperficiales son producidos por actividad fotosistética. 86 Re s ultado s y Discu sión o '" :§: ". -50 M O ". "" = Ｌｾ＠ • .. "" u '6 -100 • " " e = = .. " - ｾ＠ " o ｾ＠ -H iO '" .. • " " _2 00 1994 1995 1996 Hgura 4-3. Distribuci6n de! porcentaje de suturaci6n Je oxígeno en lu estuci6n ESTOC. en lu cupa superficial Un examen conjunto de la utilización aparente de oxígeno y la distribución de nutrientes. en diferentes localizaciones de la columna de agua, nos permitiría determinar las causas de su variabilidad. El incremento de la UAO en la termoclina principal, correspondiéndose con un incremento en la s concentraciones de nutrientes (discutidas posteriormente), puede ser el resultado de la oxidación de material orgánico particulado procedente de las aguas superficiale s. En las aguas intermedias la UAO disminuye para mantenerse prácticamente constante en las aguas profundas. Las distribuciones de nitratos + nitritos, fosfatos y silicatos, presentan en la estación ESTOC un perfil tipo nutriente caracterizado por un agotamiento en las ag ua s superficiales. de dónde los nutrientes son trasladados por el plancton o por materia paniculada producida biológicamente, y un enriquecimiento en profundidad dónde son regenerados. Mientras el fosfato y el nitrato están asociados a las partes blandas del material biológico y son oxidados por bacterias hasta unos 800 -1000 m de profundidad (nitraclina), el si li cato forma parte de estructuras estracelulares, coriáceas y de sostén de organismos tales como diatomeas, radiolarios o silicoflagelados, compuestas de una forma no crista lin a de silica-opal hidratado. Cuando estos organismos mueren, sus esqueletos silíceos se disuelven lentamente conforme van hundiéndose, y los remanentes de las especies mayores y más resistentes llegan al suelo oceánico, el flujo desde estos sedimentos es también añadido a las aguas profundas. i l 1 1 ¡ • ¡ l • I • Nutrientes y termoclinas en el ESTOC Las distribuciones de nutrientes observadas en profundidad están asociadas con la advección de diferentes masas de agua con características inherentes. Bajo la región de rápido aumento en nutrientes y hasta unos 800-900 m de profundidad, coincidente con la región de minima concentración de oxígeno, y minimos y máximos relativos en salinidad y temperatura, se encuentra una región muy variable en nutrientes, principalmente en nitratos y fosfatos. En la región más profunda de la columna de agua todos los parámetros estudiados se mantienen prácticamente constantes a excepción del silicato, mientras el nitrato y el fosfato aumentan ligeramente, la concentración de silicato presenta un aumento progresivo significativo. Como puede deducirse de la observación de sus perfiles verticales (figura 4-1), la distribución de fosfato sigue un patrón similar a la de nitrato + nitrito, y a su vez estas distribuciones están relacionadas con la de oxígeno disuelto. Estas relaciones fueron introducidas por Redfield (1934) y ampliadas por Redfield (1958) y Redfield et al. (1963) quienes cuantificaron la variación estequiométrica de los elementos ligados a procesos productivos y consecuentemente su distribución en los océanos. Propusieron una relación entre el consumo de oxígeno y la producción de nutrientes en agua de mar basada en la composición química media del plancton que puede ser representada por la ecuación: carbono, nitrógeno y fósforo en la relación en que aparecen en el plancton. El carácter lineal de la relación NIP se muestra claramente en la figura 4-4. La relación es consistente con el modelo de Redfield, relación NIP de 16 ± 2, de forma que la disponibilidad de ambos elementos es igualmente limitante de la producción fitoplanctónica en el área. 88 S o E .:, . o ·C e + • S ｾ＠ i .. " '" " '" " 00 , o 0.0 o., ESTO C O "" t I99S <> ' 096 ｆｾＴ＠ ,--_.y_a'x." 11 ....... , Y· IDSoIP ' x' ﾷｾＰＴｾＩＶ＠ N ... ｾＮＡｉＮＢｰｯｯｩｯ＠ .... " _ 602 .I. ..... X· 0'6HOI.l .I.-..Y.IO%.lll 11. ......... _01 .... · .104614 Ｎｾ｟Ａｬ｟Ｎ ﾷ ｉｊｏｉｉＮｬ＠ C .... !I ...... _II._ .... · o t'IUOli 11._1 ___ ........ \'4 - :. 1.2" 1 .0 Ui :lO FoSfatos Úimol/I) '.0 Figura 4-4. Reluci6n NIP en ESTOC, en t re 1994 y 1996. Resultados y Discusión Para utilizar los elementos nutrientes como trazadores de las masas de agua presentes en la estación, es necesario considerar la cantidad de los mismos que es añadida debida a la oxidación de material biológico. La concentración de nutrientes cuando el agua estaba en superficie es el "valor preformado". Si no existiesen procesos involucrados en la adición o sustracción de éstos desde la masa de agua donde se encuentran, el "valor preformado" debería ser conservativo. Broecker en 1974, demostró que la combinación de las concentraciones de Ü:2 y nitrato conducían a un trazador más conservativo de las masas de agua: el parámetro ''NO''. De igual ｦｯｲｭ｡ｾ＠ han sido definidos los parámetros " PO " y "SiO", éste último más recientemente. La oxidación que ocurre es estimada a partir de la cantidad de O2 que es utilizada aparentemente (UAO) y los factores son obtenidos teniendo en cuenta la relación de Redjield mencionada anteriormente. Para el cálculo de los parámetros de Broecker se consideran, en este trabajo, los coeficientes obtenidos por Ríos el al. (1989), utilización de oxígeno a producción de fosfato 175 y 10.3 a producción de nitrato, que presentan similitud con las relaciones obtenidas para fosfato por Broecker el al. (1985), y para fosfato y nitrato por Takaha s hi el al. (1985). Para la relación 89 i i I ! I • ¡ l i Nutrientes y lermoc/inas en el ESl'OC utilización de oxígeno a producción de silicato, se utiliza el factor 15 introducido recientemente por Pérez et al. (/993). " ｾ＠ ｾ＠ H ｾ＠ ｾ＠ ｾ＠ u + • ;; • .. ｾ＠ , • S • .§, ｾ＠ • • ｾ＠ NO ｾ＠ 10 .3 [No' · ] .... do + [O ,] .... "" PO ｾ＠ 175 [PO/ ] .... "" + [0,]_"" SiO ｾ＠ 15 [Si04' - ]mob"" + [O' ]moI ;do S • [ ｾ＠ o z , ｾＵ＠ ｾ＠ .... .... .... ,,. m Sallald.d ... ," o. OH OH OH O • ,. - - 'H ,. ,. ,. ｾ＠ '" ,. ｾ Ｕ＠ ｾＮ＠ ls.5 .u.. .M.5 S.tlDkt.d AS l7.' i J 1 1 ! 17.5 • ¡ l Figuru 4-5. Reluci/m Nitrutos+nitritoslSulinidudy "NO"/S en ESTOC en tre 1994 y 1996. i • O. OH • OH OH O. ｾ＠ ,. 1 - ... ｾ＠ '" , ,. ,. 'H ｾ＠ AS '" ,. ｾＵ＠ ｾＮ＠ , ,,. ... . H5 l7.' ,,. ｾ Ｕ＠ ｾＮ＠ ,,,. .... H5 m ,,. Sallakt.d S.UDld.d Figura 4-6. Relación Fosfato!'¿Sa/inidad y " PO" /S alinidad en ESTOC entre 1994 y 1996. 90 Resultados y Discusión Para las diferentes regiones de la columna de agua que como se verá posteriormente, están relacionadas con la presencia de diferentes masa de agua, o de mezcla entre ellas, ex iste correlación lineal entre l as relaciones «N O", "PO" y "S iO" con la salinidad, defmiéndose éstos parámetros como trazadores conservativos, útiles para el estudio de estas masas de agua. Puede asimismo observarse como la distribución de cada uno de los nutrientes presenta un comportamiento diferente en cada masa de agua. En cuanto al parámetro "SiO", observamos una mayor similitud entre su distribución y la de silicato. .. m • - d - - M .. Ｌｾ＠ \ • r. '" r. S " ｾ＠ ,. \ ｾＬ＠ S \ ! .... • -\ " , 'H ! .=, Ｌｾ＠ \ " 'V " '" \ , ｾ＠ ¡¡; ,. " " AM -• AM ,. " AA< Ｌｾ＠ AC """t no AA' AS o. . -- --., ｾ＠ '- o. "5 K' M; ". , '" J1.0 ,,; "5 K' K5 ". "5 J1.1 ,,; SlIlIllid.d SllliDld.d Figllra 4-7. Re/aci6n Silicuto,ov'Salinidad y "SiO"/Salinidad en ESTOe entre /994 y 199 6. 9\ i 1 ¡ 1 ¡ • • ! l • I • Nutriente sy lermoclinas en el Esr OC La observación de la distribución de silicatos en la capa superficial muestra una significat iva diferencia con la distribución de nitratos+nitritos y fosfatos. Presenta relativamente altos valores en muchos de lo s meses observados, a profundidades donde las concentraciones de nitratos+nitritos y fosfatos permanecen muy bajas o indetectables, concentraciones superficiales de 2 ¡.tmoVI no son raras (figura 4-1 1). Aunque la se rie temporal presentada no es lo suficientemente larga para establecer un ciclo estacional, sí que permite vislumbrar una clara diferencia de invierno a verano que es obsetvada en la distribución estacional promedio (figura 4-12). En la estación de invierno es cuando mayormente tiene lugar la introducción de nutrientes a la zona fótica que son rápidamente cónsumidos por los organismos fitoplanctónicos, lo que da lugar a una distribución estacional típica como es la mostrada por la concentración de fosfato o la concentración de nitratos+nitritos vista anteriormente (figura 4-8). La concentración de silicato, sin embargo, muestra una diferencia invierno a verano promedio de l ¡.tmoVI en toda la capa de mezcla, que debe ser considerado un aporte adicional no metabolizado. , , .. .H ｾ＠ UTOC Ｑｾ ﾷ ＱＹＧＩＶ＠ l ESTOC 1!I'M-1996 e -+-- -+-,- --oｾ｟＠ ｾ＠ ｾ Ｍ ｾ＠ .. • -a- - :;! ·'00 -a- -:;! ·'00 -e- - ｾ＠ ｾ＠ -e- -• " ." " ." E E .. .. ·m ·' H . ", . "" ."" ,., .., " , ., " " , ., o, n, ., ,., ., ., Silicato ÜtmoUI) Fosfato (IlrnoU1) Figura 4-lZ. Variabilidad estacional, promediada entre 1994 y 1996 en ESrOC, de la concentración de silicato y 10:.lato en La capa superficial. 98 i l i l ! • i J • 1 , Resultados y Discusión Esta circunstancia ha sido ya observada antes en el área, teniendo un origen en la entrada eólica de polvo sahariano (Llinás, 1988; Llinás el al., 1996; Gelado-Caballero, 1996). Las cantidades de nitrato+nitrito y/o fosfato soluble que pueden estar presentes junto a los silicatos en el polvo sahariano no están bicn dctcnninadas, siendo estudiadas en la actualidad, aunque esta entrada está bien documentada por observaciones desde sensores remotos (Pérez-Marrero el al., 1997; Pérez-Marrero, 1998). Figura 4-13. Imagen de Cabo Ghir y Canarias, del ｾｮｳｯｲ＠ A VlIRR del satélite NOAA-II co"espondiente al 28/04/94 a IlIS J 7; I B horll$. Se apreciD una lengua de aerosoles saharianos que se o;nentÚ! tksde el continente africano hacia la.' islas (Pére:-Marrero. 1998). 99 i 1 i 1 ¡ • 1 , • 1 • Resultado sy Discllsión DISTRIBUCIÓN DE OXÍGENO La concentración de oxigeno en la capa superficial presenta un variabilidad alta, con valores máximos de ...... 5.5 m1I1 que se encuentran frecuentemente alrededor de los 100 ro y mínimos relativos tanto en superficie como a 200 m (--4.7 mVl). Estos máximos se explican por producción foto sintética de oxígeno que permanece atrapada bajo el fuerte gradiente vertical creado por el calentamiento de verano del agua cercana a superficie (Shulenberger y Reid, 1981; Jenkins, 1982; Jenkins y Goldman, 1985; Craig y HaYll'ard, 1987). o " :g -so •• S "C 6 " • "C -lOO e ;¡; e '.' e • ¿ ." ., • E -150 O .. " •• -200 .. Figura 4-14. Variación tle la concentración de oxígeno (mM) entre 1994 y 1996 en la estación ESTOC en los 200 m supetjiciales. DISTRiBUCiÓN DE TEMPERA TURA y CLOROFfLA "A" La estructura térmica de la capa superficial a lo largo del año se caracteriza por el desarrollo de una capa superficial bien mezclada en invierno, debido a los procesos asociados al importante transporte de calor desde el océano a la atmósfera, cuando la temperatura media de ésta es sensiblemente inferior a la del mar, y el posterior establecimiento de una termoclina estacional conforme se produce el calentamiento progresivo de las capas superficiales. Este ciclo anual coincide con las anteriores referencias para el área (Mascareño, 1972; Medina, 1995). En la estación ESTOC, la capa de mezcla convectiva invernal se extiende en los tres años, desde febrero a fmales de abril, en los últimos años se ha retrasado ligeramente, la profundidad es menor y la temperatura mínima en superficie también ha variado, -200 m de profundidad y - 17°C 101 ¡ i i i I • ¡ l • I • Nutrientes 'y termocJinas en el ESf OC en 1994, - lOO m y - IS "C en 1995 y - ISO m y - IS"C en 1996. La tennoclina estacional se si túa a una profund i dad en t re 50 y 120 m y alcanza la máxima es t ratificación en septiemb r e-octubre con una t emperatura superficia l de _22°C. El desarro ll o de la termoclina estacional conforme va aumentando la variac i ón de temperatura en un mismo rango de profundidad se puede observar en la figura 4-15 . • ｯｾ＠ ｯｾ＠ -O" e -6 . E o . ｾ＠ ｾ＠ ｾ＠ O" • .. , ｾ＠ ｾ＠ - 10 0 s .. o e ｾ＠ o. .;: ¡:: o. ｾ＠ o o • " • 150 .. o • o • •• _200 •• 1 994 1 995 1 996 Figura 4-15. Variad6n del gradiente de temperatura en !J'uperficie, entre 1994 y 1996 en ESTOC. En esta región donde la producción fitoplantóoica 00 se encuentra limitada por la luz observamos una relación directa entre la distribución de temperatura de las capas superficiales , indicativa de la concentración de nutrientes , y la concentración de cloroma "a" (figura 4-16). •• - e ·50 ｾ＠ ｾ＠ • ••• - l •• -o • ｾ＠ ·100 'S e .;: o ·150 " "- :" o. , ¡;¡ o. o. o. o. ·200 1995 t9% Figura 4-16. Dlstrlbucf{m conjunta de temperaturu y clurufila "u" entre 1994 y 1996 en la (!!Jlaciún ESTOC en los 200 In superficiules. El período de producción primaria incrementada en la capa superficial tiene una duración aproximadamente coincidente con el per i odo de mezcla inverna l, comienza a desarrollarse en enero y va intensificándose conforme desaparece la termoclina estacional siendo máximo en marzo cuando ésta ha desaparecido comp l etamente y el 102 i ¡ 1 1 I • 1 1 • I • Re sultados y Discusión espesor de la capa de mezcla es máximo. A fmales de abril, comienzan a estratificarse nuevamente las capas superficiales y en el mes de mayo el máximo de clorofIla ya se encuentra situado a lr ededor de los 100 m, bajo la termoclina estacional, donde permanece el resto del año con una concentración inferior a la primaveral. Sin embargo, coincidiendo con el período de máxima es tratificación se observa en los años 1994 y 1995 una intrusión de aguas frías, ricas en nutrientes, en la termoclina estacional, coincidente en 1995 con un período de intensa corriente como puede deducirse de la observación de la velocidad y dirección de la corriente obten ida mediante ADCP, del anclaje de correntimetros situado en ESTOC (figura 4-17). En septiembre de 1994 esta ruptura de la tennoclina estacional conduce a un máximo relativo de --0.3 ¡.tgll de clorofila muy somero, a unos 25 m, observándose posteriormente en octubre y diciembre otros dos máximos relativos a - 75 m de --0.25 y -0.28 ¡.tg/1 respectivamente. En 1 995 ocurre un fenómeno similar pero con una más dramática disminución de temperatura, un segundo máximo anual de clorofila es observado al inicio del ascenso de las isotenna, a fmales de agosto, de -0.3 Jl-gll a - 90 m y otro coincidente con el período de máxima disminución de temperatura en octubre, a unos 100 m de -0.28 ｾｧＯｌ＠ o • • :§: -50 .. '" • " -100 • - '" = " · - U ,. ｾ＠ E -150 .. " .. T .. -200 .. 1994 1995 1996 Figura 4-17 . Distribución conjunta de temperatura y velocidad de /a corriente a 100 m, obtenida esta última del ADCP si tuado en la línea de correntímetros de la Universidad de KieJ, fondeada en ESTOC 10 3 ¡ t i ¡ I • ¡ l , I • Nutrientes y term oc linas e ll el EST OC En el año 1996 tiene lugar un segundo máximo a unos 100 m centrado en lo s meses de junio y julio de -0.4 J-lg/1 que es el máximo absoluto medido en toda la serie, en otoño no se distinguen máximos relativos pero las concentraciones máximas de clorofi la son del orden de los máximos relativos de los años anteriores. Es necesario tener presente, al estudiar un fenómeno de tan corta escala temporal y espacial como es este segundo máximo relativo de c1oroftla , que realizamos un muestreo discreto a profundidades estándar y un día de cada mes como promedio. DISTRIBUCIÓN DE SALINIDAD. El gradiente vertical medio de salinidad en 200 m es de 36.6 de máxima a 36.1 de mínima. En superficie las variaciones son de 37.0 a 36.6. estando los valores mínimos asociados a la co nvección invernal (figura 4-18). En octubre de 1995 al igual que en la temperatura se observa un ascenso de las iso lineas en toda la capa. Este rango de sa linidad observado, 36 .6-37.0, al igual que el rango de temperatura 18 -23 .5° C. difieren del tipo fmal característico más cálido. 22 a 23°C, y más salino, entre 37.1 y 37.2, desc rit o po r Fraga (1974), Whorthington (1 9 76) ó Fiuza y Halpem (/982). para el No ratlántico Este . • ,§, .. , ... " .. • := " " - 100 = = • -= '" ｾ＠ - .. -150 -200 1994 ＱＹ Ｙｾ＠ 1996 Figura 4-/8. Variación de lu ｾ Ｇ ｵｬｩｮｩ､ｵ､＠ en s up erficie, en la estación ESTOC, entre 1994 y 1996 ｾ Ｌ＠ ｾ Ｎ＠ ｾ Ｌ＠ ｾ＠ . ｾＬ＠ ｾ＠ ｾＬ＠ ｾＬ＠ ｾＬ＠ ｾＬ＠ i i I 1 ! • i l i • R es ullados y Disc us ió n Una región de muy alta variabilidad es la situada en tomo 100 m. El máximo más destacado tiene lugar en el mes de octubre de 1994 , observándose un valor de 36.8, cuando a esta profundidad en septiembre del mismo año y enero de 1995 tenemos 36 .6. Estos máximos de salinidad podrían relacionarse con la advección de Agua Subtropical de Salinidad Máxima. Esta agua, que ha sido llamada "Subtropical Underwater" (Lambert y Sturges, 1977; Fiekas el al. , 1992), tiene su origen en la región central del Giro Subtropical, donde el exceso de evaporación sobre precipitación produce un agua densa de alta salinidad que se hunde, hasta el nivel de densidad que le corresponde, ､ｾ｢ｩ､ｯ＠ al bombeo ､ｾ＠ Ekman y convección, y es distribuida por la circulación a larga escala del Giro bajo la capa de mezcla (Bauer y Siedler, 1988; Pode ll .ki el al ., 1993). Perfiles verticales de salinjdad nos permiten vislumbrar esta agua por un máximo somero de salinidad justo debajo de la capa de mezcla superficial. en contacto con el agua más fría y menos salina de la termoclina principal, este agua característica está agotada en nutrientes debido al consumo planctónico en la zona eufótica en su región de origen y tiene altas concentraciones de oxígeno debido a su anterior posición cerca de superficie (Worthington, 1976). PeñLles verticales de la capa superficial del mar para el mes de octubre de 1994 (figura 4-19), nos permiten inferir la presenc ia de esta agua, aunque solo disponemos de datos discretos y la alta concentración de oxígeno y relativamente baja concentración de nutrientes observada en correspondencia con el máximo de salinidad son las distribuciones típicas de estos parámetros para el área. ｾ＠ ｾ＠ ｾ＠ i ,. ! . ,. 1 ., . , , , , . ,. , .,. ｾ＠ ., . 1 -l - ｾ＠ - ,. -- ｾ＠ ｾ＠ ｾ＠ ｾ＠ ｾ＠ ｾ Ｌ＠ , .. . , . ... 'u « .. .. .. u u .. •• .. .. .. .. SoIiDid. d ｏｸｾＢＢＨｉｉｉｾｬＩ＠ •· .. r ... ＨﾡｯｭｯｾＱＩ＠ Figura 4-19. Perfiles verticales de salinidad, oxígeno y fosfato en octubre de 1994 en ESTOC , mostrando a 100 m el Agua Sllhtropical de Salinidad Máxima. 10 5 i i ¡ ! 1 • 1 J • I o Nutrie nt e sy te rm oc/inas en el E')] VC DI ST RlB UCIÓN D E: S lG MA-ll. El va lor máximo de sigma-e en superfici e, 26.4 (26.6 en 1994), es muy estable, más que la temperatura o la salinidad. Este va lor es encontrado homogéneamente en toda la capa de mezcla convectiva en inv ierno. A medida que tiene lugar el calentamiento en verano se hunde y es transportada manteniendo sus propiedades contribuyendo a la ventilación de las capas intermedias. A partir de la se rie temporal que se presenta (figura 4-20) puede deducirse que la masa total de agua formada varía sipnificativamente con los años. de la misma forma que las condiciones fisicas que la defmen, que son de gran importancia para la determinación de la cantidad de gases que pueden ser transpo rt ados hacia las cap as intermedias de la columna de agua. El espesor de la capa de densidad constante 26.426.6 que se si t úa bajo la termoclina estacional en 1995 y 1996, es significativamen te diferente. El año 1994 presenta una más marcada diferencia dado que la fuerte mez cla invernal produce una capa isopicna de entre 26.6-26.8 que entra a formar parte de la termoclina permanente una vez comienza el calentamiento de las capas superficiales en primavera. • •• - ... .5 -5 ' " .. " ., ｾ＠ ·10 0 " •• = .;: •• o " .. -150 •• .. -200 "' 1 994 1995 1 996 Figura 4-10. Variació" de Sigma-O en superficie ell la estación ESTOC. en/ re 1994 y 1996 106 i i 1 1 I • ¡ l i R es ullados y Di sc usión 4.2.1.2.- VARIABILIDAD ESTACIONAL EN PROFUNDIDAD. Mientras el ciclo estacional de la capa superficial del mar es claro y ha sido ampliamente estudiado no es tan daTa la t!xiSlt!lIcia de una variabilidad estacional de las aguas profundas, " lO AS lO AS ¡; ¡; '-' '-' ｾ＠ " ｾ＠ " = = E ; • • • ｾ＠ " AA ' E " E AM AM ,:: ,:: , , ESTOC 19').¡ ｅ ｾｔｏ ｃ＠ 1995 o o ,. " "eo ""' ,"o '"' 37.0 ,." ><0 >< , ,"o '"' 37.0 Salinidad Salinidad " '" AS 9 Imil ' mo ｾ＠ " = Prim;¡, · rra ｾ＠ AM • Verano ｾ＠ " ｾ＠ Otoño , ESTOC l996 O '"" "" O '" '" o '", n. o Salinidad Figura 4-21. Diagramas Tempera/ura/Salinidad ･ｳＯ｡｣ｩｯ ｮ｡ｬ ･ｾｩ＠ para cada tino de los Ir es prim eros años de mues/reo en la estaciónflju ESTOC El diagrama T/S (figura 4-21) permite identificar cuatro regiones de diferente variabilidad que se corresponden con diferentes masas de agua. cada una de las cuales presenta un diferente comportamiento estacional. La mayor variabilidad de toda la columna de agua se concentra cerca de la superficie debido al intercambio atmosférico, es la cambiante Agua Superficial (AS). La otra región de alta variabilidad es la situada a 107 i i ¡ I ! , • • 1 J • I o Nutricntcs y tcrmoclinas en el ESTOC , .,., ｾ＠ .5al .... :2 ｾ＠ " '" . .,. e ｾ＠ -<>- - '" - .. " -e- - - ., '" , 10 \S 20 25 .. Tc m pcraturn ( OC) 1: ! • • I .. 1: ,J • ¡ • • ＮｾＭＭＭＭＮＭＭＭＮＭＮＭＭＭＭＭＮＭＭ ｾｯｗＨＮＩ＠ .5ｾ＠ • ｾ＠ '" " '" ｾ＠ .. , .,.,. - . .,. I!STOC ｉｾＯｾ＠ -<>- - - 6 - - . .,. -e- - - Ｎ Ｌｾ＠ 3$.0 ｮｾ＠ 36.0 31U Sal in idlld ....... , -- =- = - ? - .- t [ ! ... , .. .. . -. .. . -.---_ ... . -.-- ......--(.) Figura 4·25. Perji/e!J ' verticales estacionales promedio de temperatura y !J'a linidad en ESTOC. 37,0 Dado que a 798 m es encontrado un LAM en julio de 1996 con marcadas características de Agua Mediterránea, podríamos pensar a priori que la desviación hacia una mayor temperatura y sa linidad observada en tomo a esta profundidad es debida al mismo. La figura 4-26 es idéntica a la figura 4-25 pero eliminando del promedio los va lores correspondientes al mes de julio de 199 6. , , .,,, .," ｾ＠ ｾ＠ 1l .... " .. - ｾ＠ " ¿ . .,. ｾ＠ " l!3rOC ｉ｟ｾ＠ .:: -<>- '" - _<11 l.AJtI - JtoI . J1!N " -e tr _. ｾ＠ -4ｾＭ .. " G .- .. " -6_ . - -e- - ., '" - .,'" , " " " " TempcmtUr.l ("C) 35.0 355 ". , lO' )70 Salinidad Figura 4-26. Perfiles verticales estacionales de temperatura y salinidad en ESTOC promediados entre 1994 y 1996 sin considerar el LAM observado enjulio de 1996. 116 ¡ i ¡ i í • ¡ J , I • Nutrientes y termoclinas en el ESTOC en noviembre y diciembre. La variabilidad observada depende de procesos de alta variabilidad de meso escala como son la deriva anual del giro subtropical, la influencia del afloramiento del Noroeste Africano o la diferente intensidad en la presencia de las aguas intermedias, los dos primeros procesos descritos como de mayor intensidad en esta segunda mitad del año. La diferente intensidad de la presencia de las aguas intermedias a lo largo del año produce ligeros desplazamientos de las isotermas que forman la termoclina principal hacia una mayor temperatura y salinidad si es mayor la influencia del AM y hacia una menor temperatura y salinidad si es mayor la influencia del AAI. La ocasional aparición de LAMs produce una distorción en la columna de agua sobre ellos. La distribución de los parámetros químicos reñeja también esta COmpleja variabilidad estacional (figuras 4-22 y 4-23). La concentración de silicato nos muestra una señal más clara que la de nitrato, fosfato, u oxígeno, consecuencia de la diferencia en los procesos de regeneración a que está sometido. Parece existir una tendencia en las concentraciones de silicato hacia más altos valores en otoño-invierno que en veranoprimavera. La concentración de oxígeno es el parámetro que muestra el comportamiento más irregular en la termoclina principal, consecuencia de la influencia de los procesos de ventilación y actividad biológica. Una estimación de la variabilidad estacional promedio para cada uno de los parámetros puede ser observada en el perfil vertical estacional de cada uno de ellos. Los perfiles verticales de los valores promediados de temperatura y salinidad para cada estación (figura 4-25) nos muestran como las curvas correspondientes al verano y al otoño, presentan un distanciamiento máximo en tomo a los 800 ID, nivel dónde la presencia de Agua Antártica Intermedia es más intensa en ESTOC. Este distanciamiento podría entonces estar causado por la diferente intensidad en la presencia de esta masa de presencia de AAI en invierno y mayor la presencia de AM en verano. La mayor o menor intensidad en la presencia de estas agua intermedias parece afectar a los niveles más profundos del Agua Central Noratlántica situada sobre ellas. 115 Nutrientes y termoclinas en el ESTOC 01 -200 ｾ＠ -i S -.j '-" ""O -400 el! ""O :.a ::: <El -600 o .... p... -800 -1000 o ESTOC 1994-1996 ｾ＠ invkrno --A-- himawro ---8Ve""", 10 15 20 Temperatura eC) eSTor: ＱＹＹＴﾷＱＹＹｾ＠ 25 0J ｾ＠ -200 l g ""O -400 el! ""O :.a ::: <El -600 F..sIOC 1994-1996 O .... p... ---(7lmicmo -fr_· Primawra -800 --8Vera:nc Otoflo -1000 ＭＭＫＭＧＭＭＮＭＭｲＭｲｬｾＧＭＮＮＬＬＭＭＮＬＭｲＬ＠ '1"--" " "-1'" .."-,---.-,, I 35.0 35.5 36.0 36.5 37.0 Salinidad ｾ＠ 40 11 'e i! 3S f¡ L .g 2S ｾ＠ 20 -g ｾ＠ 15 ｾ＠ 10 .§ Z , ｯﾷ｟ｾ｟ｭ＠ ____ ｾ｟｀＠ ____ ｭ｟ｾ｟＠ Profundidad (m) Figura 4-25. Perfiles verticales estacionales promedio de temperatura y salinidad en ESTOC. Dado que a 798 m es encontrado un LAM en julio de 1996 con marcadas características de Agua Mediterránea, podríamos pensar a priori que la desviación hacia una mayor temperatura y salinidad observada en tomo a esta profundidad es debida al mismo. La figura 4-26 es idéntica a la figura 4-25 pero eliminando del promedio los valores correspondientes al mes de julio de 1996_ 0J i -, -200 I g ""O -400 el! ""O :.a ::: <El -600 [2 o... -800 -1000 I , I , , O 1 , ESTOC 1994-1996 sin elLAM "Julit> 1996" m'lierr.o -tsPrimcn'CrG. -BVe""'" Otono I ,1Ii l' , , , l' , , , l' , i , 1 10 15 20 25 Temperatura rC) g ""O el! ""O :.a ::: <El [2 p... ｯｾ＠ , l '00 ｾ＠ -400 -600 -800 -1000 1 35.0 I ESTOC 1994-1996 sin el LA.ftI ''juJJo 1996" 11 ｾ＠ Invierno --A-- rnmavera 1 , , I -8Ver&1O i '$1 I .. - ,. O;o!lo , , , 1 , , , , I , , , ! 35.5 36.0 36.5 37.0 Salinidad Figura 4-26. Perfiles verticales estacionales de temperatura y salinidad en ESTOC promediados entre 1994 y 1996 sin considerar el LAM observado enjulio de 1996. 116 Resultadosy Discus ión La diferencia estacional a 800 m se ha reducido, sin embargo, la salinidad continúa reflejando la variabilidad estacional de las aguas intermedias mencionada y que tiene su influencia hasta unos 500 m. Desde esta profundidad hasta los 100 m la tendencia estacional es invenida observándose un desplazamiento hacia mayores salinidades en invierno que en verano, efecto ya mencionado, causado p>r la inclinación de las isotermas e isohalinas en el proceso de mezcla convectiva que tiene lugar en las capas superficiales en invierno, disminuyendo en intensidad conforme aumenta la profundidad. En la distribución de temperatura parece dominar este proceso en toda la termoclina estacional, posiblemente debido a la menor diferencia que tiene este parámetro en las aguas intermedias . Los parámetros químicos reflejan con mejor claridad la influencia de la distinta intensidad de la presencia de las aguas intermedias en el Agua Central NoratIántica. a lo lar go de l ciclo anual promedio (figuras 4-27 y 4-28). o . ," Ｎ ｾ＠ 06 - - -G- "- - ., ｾ＠ ｾ［Ｚ［Ｚ［ＺｪＺ［Ｚ［Ｚ［Ｚ［［Ｚ［Ｚ［［ＢＢ ＬｊＮ Ｌｵｨｮ ｔｔｉｬ＠ , .. ｾ＠ .. i . • • • • l . ! .. · " J 5 1 GU2G 253 0 Ni trato + nitri lO ( )ill101I 1) ....,.., .. . , ... . .. .. -. ... _- .-.-. - ,. ....... . - ,. ......,...".(. ¡ o . ", g ! ... • ¿ . .., l Ｎ ｾ＠ Ｎ Ｌｾ＠ • j • • • » e • ! • f • " 1 " • -<>- - 6 _. -aM_ - 00 o., " ,., Fo sfalo Ｈ ｾｮ ｬｏｬｉＱ Ｉ＠ ....,..,. .. , ... ］ｾＭ tol- - L, ' !i ,1 Ｎｾ＠ .. ... . ... _ ... _-----_ ... _ .... -- Prol'MohoIooI ( .) Figura 4-27. Perfiles verticales estllcionalej' de nitrlllo+nitrilo y fosfllto en ESTOC promedilldos entre 1994 y Ｑ ＹＹｾ Ｎ＠ 117 i l 1 ! 1 • 1 , • ! Nutricmtes y term oc linas en el ESTOC ｾ＠ li ｾ＠ " • '" i. • ..... .... .... ., ... • • I • • • • • I J • • • " I • ! z 10 IS S ili ca lO hU oo Vl ) -,,, <- , ... = - c::l ""-- ｾＮ Ｍ - . ·_ ·_-_· .. Ｍ｟Ｍ｟Ｍ ｍ ﾷ ｟ ﾷ ｟ ｾ ｟＠ ｾＮ Ｉ＠ ｾ＠ li ｾ＠ " • '" i. • .'" -- .... .. .. Ａ ｾ＠ ¡f" ｾＭﾭ --<>- - " ｾ＠ --&- "- - 3.0 Ｉｾ＠ 4 0 4 .S ｾｯ＠ " 6.0 OlÚg cno (mlII) ! '! .J , -,.. ., ... => - CJ _ .. , - - . ,. , ............... '"'_ .... _ ........ , ... "..,...".(. ) Figura 4-21J. Perfiles verticales eslad(}naüs,ü !;iJical(} y (}xlgen() en ESTOC pr(}nuJitlf/m¡, entre 1994 J' /996. El parámetro "NO" dado que en su cálculo hemos eliminado el posible efecto de oxidación bacteriana y que se considera la información aportada por dos parámetros. nitratos+nitritos y oxígeno, nos da una visión más precisa de la variabilidad de estas masas de agua (figura 4-29). Se aprecia una diferente variabilidad estacional en los niveles superiores del ACNA, a la de los niveles más profundos dónde la influencia de las aguas intermedias parece ser el proceso condicionante de la variabilidad observada. o ·200 ｾ＠ ｾ＠ ｾｯｯ＠ " .li .... i. <> ,- ·'00 l> - --&- ,- - ... . ,"" 200 '00 '00 '00 NO <jilOO V IJ Figura 4-29. Peifú vertical eslacional Je "NO", pro",ediado enlre 1994-1996 en ESTOC. 118 i I i ! I • I 1 • I • Nutrientes y termoclinas en el ESTOC o -500 _1000 - e ｾ＠ -c -1500 ｾ＠ :!! -c -lO\IO e ¿ o " ... -"'HI -JOO() -3500 1994 1995 1996 Figuro 4· 30. Distribuc/6n de tempuotura en la estaci6n ESTOC entre 1994 y 1996. -3000 SaJlnldod -35 00 o FMAMJJA , 1994 1995 1996 Figura 4-31. DisJribuci6n de salinidad en ESTOC entre 1994 y 1996. 1 20 " " " " " " " " " " " " " • • , , • • , , ｾ＠ .. •• •• I J 1 1 I • 1 l i • Nutrientes y termoclinas en el ESTOC o -500 -1000 - S '-' "O -1500 ｾ＠ "O :.a -2000 = .a o ... =-- -2500 -3000 -3500 1994 1995 1996 Figura 4-30. Distribución de temperatura en la estación ESTOC entre 1994 y 1996. o -500 -1000 - S '-' "O -1500 ｾ＠ "O :.a -2000 = .a o ... ｾ＠ -2500 -3000 -3500 1994 1995 1996 Figura 4-31. Distribución de salinidad en ESTOC entre 1994 y 1996. 120 Resultados y Discusión o .. -sOO •• ., -¡()(lO ., - E u ｾ＠ ... -1500 •• = :;: u ... -2()(10 e .: ., Q <O " .. -2500 .. .. -3000 .. " -3500 .. 1994 1995 1996 Figuru 4-31. Di ,'lIl'ibución de oxigeno disuelto en lu es tación ESTOe entre 1994 y 1996. o ", -500 ." ." -1000 .. - .s .. ." - 1500 ｾ＠ .. ... ... -2000 = " .: " Q " " .. -2500 .. " -3000 ,- % Saluración de os:ige no ,_ ,o.'¡---'-I .. -3500 " .. MAMJJASO'iU FMAMJJASOS U rMAMJJASO'iD 1994 1995 1996 Figuro 4-33. Distribuci6n del porcentaje de Sllturllción de oxígeno en ESrOe entre 1994 y 1996. 121 I J 1 1 I • 1 l • I ! • Nurlrienles y lermoclinas en el ESrOC o -500 ]: 1 -1500 :'5! ] -2000 .:! f Q., -2500 -3000 Ｑ Ｌ ｜ ﾡﾡｪＺｊ Ａ ｾ＠ -3500 o -500 - .§, ." -1500 • ." '6 e -2000 .:! o - .. -2500 1994 1995 Figurll 4-34. Dislribución de ni/ratos + nitritos entre 1994 y 1995 en ESTOC. ｲｍａｍ ｾ＠ JASON 1994 1995 1996 Figura 4-35. Distribución defosfa/os en ESTOC, entre 1994 y 1996. 122 " " '-' '-' '.0 o .• o .• u o .• o .• o .• o .• o .• o .• 0.0 i I i 1 I • 1 1 • I • Resultados y Discusión o .. " -500 " " ｾ＠ -1000 " e " ｾ＠ " "O -1500 " • " "O 'O " e -2000 " .:: " o " - .. -2500 " " .. -3000 • • • -3500 , , 1994 1995 1996 Figura 4-36. DisJ.ribuci6n de . .. ｩｬｩ｣｡ｴｯ Ｎ ｾ＠ en ESTOC. entre 1994 y 1996. i l 1 1 O I • u .• ¡ -500 u., l • u .• I -1000 u .• -• e u., ｾ＠ "O -1500 a .• • "O 'O a.' e -2000 .:: a .• o a, - .. -2500 a., a .• -3000 a., -3500 a .• a. 1994 1995 1996 Figura 4-37. Distribución de sigma-Den ESTOC. e ntre 1994 y 1996. l2l Nutrient es y termoc!inas en el ESTOC 4.2.1.2.3.- CUANTIFICACIÓN DE LA VARIABILIDAD ESTACIONAL. Una cuantificación de la diferente variabilidad estacional de las distintas masas de agua, a lo largo del ciclo anual, queda reflejada en las figuras 4-45 a 4-50. Para cada uno de los parámetros, se muestran las desviaciones típicas de los promedios de los datos obtenidos durante cada ciclo anuaL Dado que la profundidad real de muestreo en cada salida ESTOC depende las condiciones meteorológicas y lógisticas que se den en ese momento , se hizo necesaria una interpolaci ón antes de promediar todos los perfiles realizados cada año, para lo que se utilizó un intervalo de interpolación de 25 m. En el caso de lo s e lement os nutrientes, teniendo en cuenta el rango de variación que presentan, se calculó la desviación típica normalizada respect o al promedio con el fm de comparar la diferente variabilidad que presenta cada uno de eUos a través de la columna de agua . La profundidad máxima de muestreo para cada uno de los meses en que se ha realizado una campaña ESTOC, entre 1994 y 1996, es mostrada en la figura 4-44. ｾ＠ e - Q ｾ＠ " ｾ＠ ｾ＠ • e ｾ＠ .., .., = :E .., e ..: Q " .. ·4000 Ｍｾｯｯ＠ - JOOO -2500 -2000 -1500 -1000 -500 O ESTOC 1994-1996 FMAMJJASONDE M MJ ASON EFMAMJJ S O D Mes Figurll 4-44. Profundidad de muestreo de elida salida a la eSlaciónfija ESTOC entre 1994 y 1996. 1 30 ¡ i I I I • ! l i • Resultados y Discusión Los perfiles de desviación típica de la temperatura (figura 4-45) nos muestran, en cada uno de los años, el máximo absoluto en los 100 primeros metros, 1.9°C a 25 m en 1994, 2.1°C a 50 m en 1995 y 1.1°C a 25 m en 1996. En la termoclina principal disminuye progresivamente con la profundidad, hasta los 700-800 ro, a excepción del año 1994 en que hay un máximo relativo centrado en 300 m. La desviación típica a 600 m en 1994 fue 0.16 oC, en 1995 0.39 oC yen 19960.13 oc. La variabilidad en la zona de mezcla con las aguas intermedias presenta una distribución diferente cada uno de los años estudiados, se extiende hasta unos 1600 ro, con un máximo relativo de variabilidad coincidente con la profundidad dónde han sido observados LAMs cada uno de los años (tabla 4-2). En 1994, se observa una desviación típica máxima en esta región de 0.63ºC a 1400 m, en 1995 de 0.45ºC a 1250 m y eü 1996 a esta misma profundidad con un valor de 0.69°C. La región del Agua Profunda del Atlántico Norte presenta una variabilidad mínima, inferior a 0.3°C. o o o -500 -500 -500 -1000 -1000 -1000 A t=r\n .,fr.n,..,. -loJVV -lvUV -2000 -2000 -2500 -2500 -fr./"'t'"' -I<JVV ) -2000 -2500 -3000 -3000 -3000 ESTOC 1994 ESTOC 1995 ESTOC 1996 -3500 -3500 -3500 o 2 3 4 5 o 234 5 o 2 345 Desviación típica eC) Desviación típica (oC) Desviación típica eC) Figura 4-45. Desviación típica de los datos de temperatura promediados para cada año de muestreo, 1994,1995 Y 1996, en la estación ESTOC. 131 Nutrientes y termoclinas en el ESTOC La distribución en la columna de agua de la variabilidad estacional presentada por la salinidad (figura 4-46) es muy similar a la de temperatura (figura 4-45). Sin embargo, el máximo de variabiiidad superficial no se encuentra en la capa en contacto directo con la atmósfera, sino en tomo a los 100-200 m, profundidad a la que puede llegar a ESTOC el Agua Subtropical de Salinidad Máxima. En 1995 fue observado con mayor intensidad, 0.18 unidades entre 100 y 150 m. En 1994, 0.13 unidades en 1994 a 200 m, yen 1995, 0.11 entre 150 y 200 m. El perfil vertical de la desviación típica de la salinidad promediada para cada uno de los años, nos muestra como la variabilidad disminuye progresivamente a lo largo de la haloclina y aumenta en la región de mezcla con las aguas intermedias, para hacerse máxima a las profundidades correspondientes a los LAMs, variabilidad máxima en 1996 a 800 m, 0.17 unidades, seguida por 1994, 0.14 unidades a 1400 m y 1995 0.11 unidades a 1250 m En 1994 y 1996 estos valores de desviación típica superan a los valores superficiales. La menor variabilidad es encontrada en el AP AN, inferior a 0.06 unidades, similar a la encontrada en los niveles más profundos del ACNA. -3500 ESTOC 1994 0.0 0.1 0.2 0.3 0.4 Desviación típica -2000 -2500 -3000 O] s... r -500 ./ ｾ＠ -1000 r' -1500 -2000 -2500 -3000 ( ; ESTOC 1995 ESTOC 1996 -3500 -3500 0.0 0.1 0.2 0.3 0.4 0.0 0.1 0.2 0.3 0.4 Desviación típica Desviación típica Figura 4-46. Desviación típica de la salinidad promediada para cada año de muestreo en ESTOC 132 " " Resultados y Discusión La máxima variabilidad de la concentración de oxígeno (figura 4-47), tiene lugar en los 200 m superficiales, relacionada con la distinta profundidad e intensidad del máximo superficial, condicionado por la actividad fitoplanctónica , 0.37 mIl a 150 m en 1994,0.32 mIlI a 75 m en 1995 y 0.31 mIlI a 50 m en 1996. La región de mezcla con las aguas intermedias también es, para la concentración de oxígeno, una zona que presenta una importante variabilidad, hasta 0.3 m1/1. El aumento de variabilidad en este parámetro, a diferencia de los anteriormente observados, comienza en 500 m y exceptuando la variabilidad ocasionada por la aparición aleatoria de LAMs, no es tan profunda, en tomo a los 1000 ID. Es necesario considerar aquí, que la concentración de oxígeno es el parámeto que más diferencia presenta entre el AAI y las aguas circundantes, por tanto el rango de profundidad dónde llega al ESTOC esta masa de agua, es una región de significativamente alta variabilidad. La región del AP AN presenta una variabilidad entorno a 0.15 m1/1, aunque ésta no es continua en la columna de agua. O] -500 -1000 -1500 -2000 -2500 -3000 -3500 0.0 0.1 0.2 0.3 OA Desviación típica (mIlI) o] -500 -1000 -1500 -2000 -2500 -3000 -3500 0.0 0.1 0.2 0.3 OA Desviación típica (mIlI) o] -500 -1000 5 -1500 -2000 -2500 -3000 -3500 ESTOC 1996 0.0 0.1 0.2 0.3 OA Desviación típica (mIlI) Figura 4-47. Desviación típica de la concentración de oxígeno promediada para cada año de muestreo en la estación ESTOC. 133 Nutrientes y termoclinas en el ESTOC Las distribuciones de las desviaciones típicas de los datos promediados de nitrato + nitritos, fosfatos y silicatos con la profundidad para cada año (figuras 4-48, 449 Y 4-50), muestran una muy alta variabilidad superficial en los 200 primeros metros, dónde tiene lugar el establecimiento de la nitraclina, estándo la profundidad de su límite superior fuertemente relacionada con la profundidad de la capa de mezcla y condicionando la actividad fitoplanctónica. A lo largo del año las concentraciones en la capa de mezcla estan muy cercanas o por debajo del límite de detección dado que nos encontramos en una región oligotrófica donde cualquier flujo de nutrientes a través de la nitraclina es inmediatamente consumido por el fitoplancton, imposibilitándose así su detección, a ecepción de los fenómenos de muy alta intensidad como es la fuerte mezcla invernal que tiene lugar en 1994. Para el silicato es necesario considerar además el aporte adicional de aerosoles saharianos. o -500 -1000 -1500 -2000 -2500 -3000 1 ESTOC 19 .. -3500 1111111111111111111111111 0.0 0.5 1.0 1.5 2.0 2.5 o ｾ＠ i -500 ! -1000 L -1500 ( -2000 -2500 -3000 i ESTOC 1995 -3500 -tTTIITTII"TlllrTl "11 TTII TTIITTII TT II T1 ll rT ll"l mili 0.0 0.5 1.0 1.5 2.0 2.5 o -500 -1000 -1500 -2000 -2500 ""1"\1"\1"\ -..::Juuu -3500 ESTOC 1996 0.0 0.5 1.0 1.5 2.0 2.5 Desviación típica normalizada Desviación típica normalizada Desviación típica normalizada Figura 4-48. Desviación típica normalizada respecto al promedio de la concentración de nitratoS+nitritos para cada año de muestreo en la estación ESTOC. En el Agua Central Noratlántica la variabilidad de nutrientes disminuye conforI1le aumenta la proÍundidad. En la región de mezcla con las aguas intermedias se produce un aumento de variabilidad dado que aunque a la latitud de estudio llegan muy 134 Resultados y Discusión mezcladas, las concentraciones de nutrientes son muy diferentes en cada una de ellas, la proporción de cada masa de agua en la mezcla se deduce de una alta variabilidad estacional. En el Agua Profunda del Atlántico Norte la concentración de nitratos+nitritos presenta una desviación típica normalizada mínima y prácticamente constante, sin embargo la concentración de fosfatos y más aún la de silicatos presentan más elevados valores de desviación, que fueron tambien observados en oxígeno y mucho menores en salinidad. o o o -500 -500 -500 -1000 -1000 -1000 -1500 -1500 4J::1"\1'\ -I...JVV r -2000 -2000 -2000 -2500 -2500 -2500 -3000 -3000 -3000 ESTOC 1994 ESTOC 1995 ESTOC 1996 -3500 -3500 -3500 0.0 0.5 1.0 0.0 0.5 1.0 0.0 0.5 1.0 Desviación típica normalizada Desviación típica normalizada Desviación típica normalizada Figura 4-49. Desviación típica normalizada respecto al promedio de la concentración de fosfatos para cada año de muestreo en la estación ESTOC Esta variabilidad observada en la concentración de silicato es el resultado, además del error estándar cometido en su estimación, del balance entre la variabilidad de los distintos procesos que controlan la concentración de silicato en esta área: (i) la disolución conforme se hunde en la columna de agua, del silicato que forma parte de las estructuras de sostén de organismos fitoplanctónicos. (ü) ei hundimiento de las relativamente altas y variables concentraciones de silicato que existen en superficie como consecuencia de los aportes de aerosoles saharianos. 135 " " Nutríentesy termoclínas en el ESTOC o -500 -1000 -1500 -2000 -2500 -3000 (iii) procesos de re suspensión y rediso1ución desde el sedimento. (iv) la advección de masas de agua de distinto origen y por tanto de diferente concentración. o o -500 -500 -1000 -1000 -1500 -1500 -2000 -2000 -2500 -2500 -3000 -3000 -3500 1 ESTOC 1994 T."IC"1OT'1"""'r-<o ... ｮＮｮＮｾ＠ -3500 4 ｌｾＮｬｖｾ＠ Ｎｬｾｾ［Ｉ＠ I I I I I I I I I I I I I I I I ESTOC 1996 -3500 -3-i----r,-,--.-,-,--.--,-,,--- l I I I I I I I I I 0.0 0.5 1.0 0.0 0.5 1.0 0.0 0.5 1.0 Desviación típica normalizada Desviación típica normalizada Desviación típica normalizada Figura 4-50. Desviación típica normalizada respecto al promedio de la concentración de silicatos para cada año de muestreo en la estación ESTOC. La mayor desviación estándar en la determinación de los parámetros químicos no parece ser suficiente para justificar la variabilidad observada tomando parámetros independientes Los procesos de disolución y resuspención no parecen a priori sufrir una marcada variabilidad anual. La posible causa del progresivo aumento de la concentración de silicato en las aguas profundas del Atlántico Norte en la advección de aguas abisales de alto contenido en nutrientes ha sido anteriormente considerada (Reíd et al., 1977; Mantyla y Reíd, 1983; McCartney, 1992). En ESTOC el fondo oceánico no alcanza más de 3700 m de profundidad, la topografia del fondo dificulta la llegada de aguas abisales, sin embargo el conjunto de parámetros observados nos aporta indicios de la advección de masas de aguas con una significativa proporción de aguas ricas en silicato en la mezcla, es una cuestión abierta que una serie temporal en la estación que incluya un muestreo profundo más exhaustivo ayudaría a responder. 136 Resultad os y Discusi6n 4.2.1.2.4.- CUANTIFICACIÓN DE LA VARIABILIDAD MENSUAL. La variabilidad existente dentro de cada estación será debida a diferencias en las propiedades oceanográficas para cada uno de los meses. La variabilidad a la más corta escala temporal a la que se ha tenido la capacidad de enfrentar, a partir de la serie temporal establecida, la variabilidad mensual, es obtenida a partir de la desviación tipica del promedio para cada una de las estaciones. En la interpretación de esta variabilidad , más que en ninguna otra , es necesario tener en cuenta el número de datos de que disponemos ya que una estación está co mpuesta únicamente por tres meses y la falta de uno de ellos o de parte del muestreo tiene exactamente el mismo efecto que la no existencia de variabiliad (figura 4-44). 2.0 " LO u " " e ,. ｾ＠ L3 'C " " ::! 'C " = 'o ..: • o., -o., .. o., o., o., Dv. tp. T("C) o., 0.3 o., o., Inv PTi Ver Oto Inv I> rt Ver Oto lnv Prt Ver Oto 1994 1995 1996 Figura 4-51. Distribución de la desviación tipica de la temperatura calculada para cada estación en el ESTOC entre 1994 y 1996. Las distribuci o nes de las de sv iaciones típicas de temperatura (figura 4-51) Y salinidad (figura 4-52) muestran una elevada correspondencia . Destacan los máximos a unos 1400 m en Dloño de 1994 e invierno de 1995 , causados por los LAMs encontrados 137 i i i ! • • • ! l • 1 o Nu/rientes)' termoclinas en el ESrOC en noviembre y diciembre de 1994 y marzo de 1995; y los máximos superficiales de ve rano -otoño, consecuencia de la máxima estratificación que se alcanza a lo largo de los meses de verano y que va desapareciendo conforme se enfrían las capas superficiales en otoño. O" 0.20 0.18 0.16 O" '" 0.10 008 O,," Dv . tp. S 0. 0< 002 1m' PTi Ver 010 Inv I'Ti Ver Oto 1m ' I'n Ver Oto 1994 1995 1996 Figuro 4-52. Distribución de lu de3viación típica de lu salinidud culculuda pura cuda e5luci6n, entre 1994 y 1996 en ESTOC Los parámetros químicos estudiados no presentan máximos relativos de variabilidad. entre los tres meses que forman cada estación, coincidentes con los que aparecían para los valores superficiales de los parámetros fisicos. La región de máxima variabilidad es dónde tiene lugar la mezc la de las aguas Ílllermedias, enlre 700 y 1500 ID. El Agua Central Noratlántica presenta máximos relativos que no parecen tener un ciclo anual y que no siempre se corresponden entre los cuatro parámetros. Los LAMs de otoño de 1 99 4 e invierno de 1995 no quedan reflejados, porque los parámetros químicos no aparecen tan diferenciados como la temperatura o la salinidad, mientras que sí se observa un aumento de variabilidad en verano de 1996 que se corresponde con el LAM muestreado en el mes de julio (figuras 4-53 a 4-56). 138 ¡ i i i ¡ • ¡ J • I • - .5- 'O • 'O 'O = -2000 .: Q " ... luv ｏ ｾ Ｎ＠ !p. 02 (milI) I' r! Ve r 010 luv 1994 Pr! Ver Oto Inv 1995 R es ulrados y Discusión o . .. 0.<0 0. 36 0. 32 0. 28 0.2'" 0. 20 0.16 O" 0. 08 O." I' r! Ver Oto 1996 Figura 4-53. Distribuclón de la desviaclón típica de la concentraclón de oxíg e no calculada para cada es taclón en el ESTO C entr e 1994 y 1996. 3.' 32 ·1000 E 2.8 ｾ＠ -1500 'O • 2.' 'O 'O = -2 000 .: 2.0 Q " ... -2500 ,., ｾｯｯｯ＠ Ov. ,p. N03 Ｈｾｭｯ ｬ ｮﾡ＠ .. ｾ Ｕｏｏ＠ O., 1m" PrI Ve r 010 Inv PrI Ve r 010 Inv Pr! Ver Ot o 1994 1995 1996 Figura 4-54. Distribución de la d es viación típica de la c on ce ntración de nitratos + nitritos calculada para f.· ada estación en el ESTO C entN! 1994 y 1996. 139 i i 1 1 1 • 1 J • I •