INTRODUCCIÓN

El océano desempeña un importante papel en el“calentamiento global” mitigando el efecto de lasemisiones de gases de efecto invernadero. La capa-cidad de absorción de CO2 se convierte así en unavariable fundamental para la predicción de los futu-ros escenarios climáticos. Sin embargo, el númerode medidas de fugacidad de CO2 (fCO2

sw) requeri-das para caracterizar un sistema tan heterogéneocomo son los océanos están todavía lejos de seralcanzadas. Para paliar esta carencia, durante losúltimos años se ha desarrollado a escala global uncreciente esfuerzo de monitorización de fCO2

sw. Laintegración de estas nuevas medidas ha mejoradosensiblemente las estimaciones previas de la capta-ción oceánica de CO2 atmosférico (Takahashi et al.,2002). Este esfuerzo comenzó con el estableci-miento de correlaciones entre la SST y el fCO2

sw apartir de relaciones empíricas. La aplicación de estaaproximácion en atlas climatológicos y medidas in

situ de SST permitió calcular la variabilidad esta-cional e interanual de fCO2

sw (Lee et al., 1998).Además, la utilización de datos de teledeteccióncomo temperatura (SSTRS, remote sensing) (Olsen et al.,2004) y clorofila (ClaRS) (Ono et al., 2004) aumen-tó el potencial de esta aproximación reduciendo lafrecuencia necesaria de muestreos y alcanzandouna mayor resolución espacial y temporal en la dis-tribución del fCO2

sw en todo el océano.El objetivo del presente trabajo es generar un

algoritmo empírico que relacione variables esti-madas mediante satélite con la fCO2

sw para elGolfo de Vizcaya en el que ya se ha estudiado lavariabilidad espacio-temporal de los productoresprimarios (García-Soto et al., 2002). Los valoresde fCO2

sw han sido extrapolados a una regiónoceánica (Figura 1) para estudiar la distribuciónespacial en la zona. Además, se ha analizado lavariabilidad estacional e interanual aplicando elalgoritmo a lo largo de observaciones históricasde SSTRS y ClaRS.

Revista de Teledetección. Número Especial: 15-19

Número Especial - Junio 2006 15

Estimación de flujos de CO2 superficial en elGolfo de Vizcaya usando relaciones empíricas y lateledetección

X. A. Padín* y G. Navarro**

* Instituto de Investigaciones Mariñas (CSIC). Vigopadin@imm.csic.es

** Instituto de Ciencias Marinas de Andalucía (CSIC). Cádizgabriel.navarro@icman.csic.es

RESUMEN

Se ha desarrollado para el Golfo de Vizcaya unalgoritmo empírico entre la fugacidad de CO2 (fCO2)en el océano y diferentes variables obtenidas por sen-sores remotos como son la temperatura superficial delmar (SST) y la concentración de clorofila. Los mapasmensuales del gradiente océano-atmósfera de fCO2(DfCO2) reprodujeron los patrones espaciales y esta-cionales conocidos de la zona. Los fujos de CO2 cal-culados mostraron una disminución interanual de lacaptación oceánica de CO2. La reducción de DfCO2 yde la velocidad de viento durante la última décadaexplicaron en un porcentaje similar, el descenso de lacapacidad de sumidero de CO2 del golfo de Vizcaya.

PALABRAS CLAVE: Golfo de Vizcaya, CO2, Sea-WiFS, AVHRR.

ABSTRACT

An empirical algorithm between the oceanic CO2fugacity (fCO2) and remote sensing observations ofboth sea surface temperature and chlorophyll hasbeen developed for the Bay of Biscay. Monthly mapsof sea-air fCO2 gradient (DfCO2) reproduced the spa-tial pattern and the seasonal variability of the region.The estimated CO2 fluxes indicated an interannualdecrease of the uptake CO2 capacity by the ocean.The diminution of both DfCO2 and wind speed con-tributed equally to the significant decrease of the CO2sink rate in the Bay of Biscay during the last decade.

KEY WORDS: Bay of Biscay, CO2, SeaWiFS,AVHRR.

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MATERIAL Y MÉTODOS

Datos in-situ

Durante el año 2003, un equipo analítico autó-nomo instalado a bordo de buques de oportunidadmuestreo repedidamente un transecto a largo delGolfo de Vizcaya (Fig. 1) en el seno del proyectoECO. La fracción molar de CO2 fue medida conun analizador de gases Licor 6262 y convertida enfCO2

sw según los criterios DOE (1994). La dife-rencia de temperatura entre la toma de aguasuperficial y el equipo fue corregida según laecuación descrita por Takahashi et al., (1993).Simultáneamente, la SST y la fluorescencia de laCla fueron determinadas con un termosalinó-metro (SBE45) y un fluorómetro (WETLabs),respectivamente.

Datos de satélite

Las imágenes de SSTRS proceden del programaNOAA-AVHRR Pathfinder, con una cobertura glo-bal y una resolución espacial de 4 km. Las imáge-nes utilizadas son tanto la pasada ascendente (dia-ria) como la descendente (nocturna) y se generanpor la composición de las imágenes recibidas porlos diferentes NOAA. Las imágenes de ClaRS hansido estimadas a partir de las imágenes capturadaspor el sensor SeaWiFS y obtenidas directamente dela base de datos del DAAC-NASA. Estás imágenesse corresponden con el nivel L3-SMI (resoluciónespacial de 9 km).

Algoritmo empírico

La correspondencia entre las medidas de fCO2sw

y las observaciones de SSTRS y ClaRS se realizarondentro del margen espacial de ±5.7 km y ±12.7 kmy una diferencia temporal de ±6 h y ±12 horas, res-pectivamente. El algoritmo propuesto por Ono etal., (2004) fue estimado a partir de un desarrolloteórico de relaciones empíricas:

fCO2sw = A·SST + B·SST2 + C·Cla + D·Cla2 + E

donde la SST y la Cla son expresadas en ºC ymgCla·m-3, respectivamente. La correlación uni-dimensional fue extrapolada a un área de 10·106

km2 comprendida entre las latitudes de 44–46 ºNy longitudes de 9–3 ºW (Fig. 1) y una coberuratemporal desde septiembre de 1997 hasta diciem-bre de 2004, coincidiendo con el sensor SeaWiFS.Durante este período, se consideró un incrementointeranual de fCO2

sw similar al registrado por lafugacidad atmosférica (fCO2

atm) a pesar de quenumerosas referencias sugiriesen una tasa oceáni-ca superior en la zona del Atlántico Norte (Olsenet al., 2003).

Estimación del intercambio de CO2océano-atmósfera

El flujo de CO2 (mmol m-2 d-1) entre el océano yla atmósfera se calculó de acuerdo a la siguienteexpresión:

Flujo CO2 = 0.24 · k · S · ∆fCO2

donde k (cm·h-1) representa la velocidad de transfe-rencia gaseosa calculada con los coeficientes pro-puestos por Wanninkhof (1992) y usando velocida-des de viento mensuales (WS) procedentes del rea-nálisis de NCEP/NCAR; S (mol·L-1·atm-1) repre-senta la solubilidad de CO2 estimada a partir deSSTRS y valores mensuales de salinidad obtenidosde la base de datos World Ocean Atlas 2001(NOA01) y ∆fCO2 (µatm) es la diferencia entrefCO2

sw y fCO2atm. La fCO2

atm fue estimada deacuerdo con Olsen et al., (2004) a partir de la frac-ción molar atmosférica latitudinalmente interpoladaa 45ºN de registros en estaciones meteorológicas dela red NOAA situadas en Azores e Irlanda. La pre-sión atmosférica fue obtenida del modelo de reaná-lisis NCEP/NCAR.

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Figura 1. Golfo de Vizcaya, transecto ECO (línea negra) yzona de área de extrapolación (marco gris). Las líneasnegras delgadas representan la isóbatas de 200, 2000 y4000 metros.

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RESULTADOS Y DISCUSIÓN

Algoritmo empírico

Los coeficientes del algoritmo empírico calcula-dos como un ajuste no lineal por mínimos cuadra-dos empleando el algoritmo Marquard-Levengergfueron los siguientes:

A=-23, B=0.8, C=-46, D=12, E=508,

utilizando 874 valores y obteniendo un coeficientede regresión (r2=0.85). El error estándar obtenidoen el ajuste fue de 7.5 µatm, siendo este sensible-mente mejor que el obtenido por Ono et al., (2004)en el Pacífico N en un área de mayor extensión. Ladiferencia entre el fCO2

sw calculado y observadomostró una reseñable variabilidad estacional (Fig.2). De junio a septiembre, el fCO2

sw estimadoreprodujo adecuadamente el perfil de fCO2

sw regis-trado en el golfo de Vizcaya. Por el contrario, losniveles de fCO2

sw fueron subestimados en el invier-no y sobreestimados en primavera alcanzando losmáximos residuos anuales (Ono et al., 2004).

Mapas mensuales de DfCO2

La figura 3 presenta la distribución espacial de∆fCO2 en el Golfo de Vizcaya durante diferentesmeses en las cuatro estaciones. Durante el invierno(febrero 1998; Fig. 3a), la combinación de SSTRS yClaRS produce un campo homogéneo de ∆fCO2 (-40± 4 µatm) que responde a intensos procesos de mez-cla. Todo el golfo está completamente insaturado enrelación a los valores de CO2 atmosférico. El nivelde insaturación de la zona aumenta durante la pri-mavera al igual que la heterogeneidad de la distri-bución de ∆fCO2 (mayo del 2000; Fig. 3b). Laestratificación de la capa superficial debido alcalentamiento de las aguas marca el inicio delbloom primaveral. La entrada de nutrientes desde lacercana plataforma continental favorece un mayorcrecimiento fitoplanctónico en la zona sur del Golfo

de Vizcaya. La actividad fotosintética asociada pro-duce un fuerte gradiente de la potencial capacidadde absorción de CO2 atmosférico sur – norte. Eneste período y en menor medida durante el resto delaño, la ∆fCO2 calculada mostró notables diferen-cias (~30 µatm) en reducidas distancias. Watson etal., (1991) encontró en el Atlántico Norte el mismopatrón de fCO2

sw “moteado” asociándolo a fuertesvariaciones locales en la actividad biológica y dis-tintos procesos de mezcla.

El máximo anual de SSTRS alcanzado durante elverano invierte el intercambio gaseoso convirtiendoel Golfo de Vizcaya en una fuente de CO2 a laatmósfera (septiembre de 1999; Fig. 3c). Duranteeste periodo de mínima actividad fotosintética, elefecto de la temperatura determina el valor de∆fCO2. En el interior del golfo de Vizcaya donde seobservaron los máximos de SSTRS se obtuvieronvalores superiores a 40 µatm. Solamente, unapequeña zona asociada al mínimo de SSTRS conti-nuó mostrando una potencial captación de CO2.

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Figura 3. Mapas mensuales de ∆fCO2 (µatm) extrapola-dos en el Golfo de Vizcaya para febrero de 1998 (a), mayode 2000 (b), septiembre de 1999 (c) y octubre de 2001 (d).

Figura 2. Residuos entre la fCO2sw estimada y medida in

situ.

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Episodios tormentosos otoñales y la inversión delbalance térmico entre la atmósfera y el océano(octubre de 2001; Fig. 3d) rompen la fuerte estrati-ficiación estival incrementando la homogeneidadespacial y convirtiendo nuevamente el golfo deVizcaya en un sumidero de CO2 atmosférico.

Variabilidad interanual de los flujos de CO2océano-atmósfera

La evolución a lo largo de varios ciclos anuales delos promedios mensuales de fCO2

SWy fCO2

atm, velo-cidad del viento y de los flujos de CO2 entre el océa-no y la atmósfera se representan en la Fig. 4.

La amplitud estacional de fCO2sw en el golfo de

Vizcaya (Fig. 4a) entre los años 1998 y 2004 fue de52±11 µatm con máximos anuales a finales de vera-no y mínimos a principios de primavera. Los suce-sivos inviernos (diciembre–febrero) indican un evi-dente crecimiento interannual de 2.3 µatm. Por lotanto, la combinación de SSTRS y ClaRS con unavariación interanual para el período invernal de -0.1ºC y -0.01 mgCl·m-3 incrementaron en 0.7

µatm·el considerado incremento atmosférico de 1.6µatm·año-1. La menor ClaRS está relacionada con undescenso de la captación biológica de CO2 mientrasque el paulatino enfriamiento provoca una mayormezcla con las aguas subsuperficiales enriquecidasen CO2. El incremento interanual medio fue de 2µatm·año-1, conservando la SSTRS y ClaRS un ligerodescenso aunque estadísticamente no significativo.En este sentido, los resultados coinciden con lo pro-puesto por Gregg et al., (2003) quien ya había seña-lado un descenso en la concentración de clorofila yLefevre et al., (2004) quien entre 1982 y 1998 nohabía encontrado una tendencia térmica clara.

El valor promedio de intercambio de CO2 a lo largode la serie fue de -5.6±0.8 mmol·m-2·día-1 (Fig. 4c).En el mismo sentido que la variación interanual de∆fCO2, el flujo de CO2 mostró una reducción de lacaptación de 0.26 mmol·m-2·día-1·año-1 que represen-ta 0.1 TgC para la superficie de estudio. Sin embargo,esta tasa interanual es muy superior a lo esperado enfunción únicamente de los cambios de ∆fCO2. Elestudio de la variabilidad del viento (Fig. 4b) tambiénidentificó un descenso interanual en el Golfo deVizcaya de 12 m·s-1. El análisis estadístico del cambiointeranual del flujo en relación a la disminución de lavelocidad del viento y ∆fCO2 asoció un 56% de lavariabilidad a la influencia del viento mientras que el44% restante asociado a ∆fCO2 y por tanto principal-mente al mayor incremento de los niveles de fCO2

sw

en comparación con fCO2atm.

CONCLUSIONES

El algoritmo descrito por Ono et al., (2004) conlos coeficientes propuestos en este estudio puedeser aplicado en el Golfo de Vizcaya con un error de7.5 µatm. El error es mayor durante el final delbloom primaveral debido a la incapacidad del algo-ritmo para reproducir la lenta respuesta de fCO2

sw ala desaparición de la señal de clorofila. Los mapasmensuales de fCO2

sw reprodujeron patrones esta-cionales conocidos, identificando el golfo deVizcaya como un fuerte sumidero de CO2 atmosfé-rico. Sin embargo, el intercambio de CO2 calculadoa partir de SSTRS y ClaRS, reflejó claramente unareducción de la capacidad de captación de CO2 oce-ánica en la misma línea de otros trabajos realizadosen el Atlántico Norte (Olsen et al., 2003).

AGRADECIMIENTOS

Agradecemos a los capitanes y dotación de losbuques RO-RO L’Audace y RO-RO Surprise de laCompañía Suardíaz su hospitalidad y esencialayuda durante las campañas ECO. A NOAA por

X. A. Padín y G. Navarro

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Figura 4. Promedios mensuales entre septiembre de 1997y diciembre de 2004 de: a) fugacidad de CO2 en la atmós-fera (línea punteada) y agua de mar (círculos blancos;barras de error representan la desviación standard); b) velo-cidad de viento y c) flujo de CO2 océano-atmósfera.

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suministrar los datos de CO2 atmosférico en Azorese Irlanda. A la “Diputación de Pontevedra” que hafinanciado a X.A. Padín durante su período de for-mación predoctoral. Este trabajo ha sido subvencio-nado por los proyectos ECO (MCyT REN2002-00503/MAR), CARBOOCEAN (5111 76-GOCE)y VEM2004-08579.

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