Sistema carbonatado en la surgencia de Cabo Frio

Oct 11, 2023

Scientific Reports volumen 13, Número de artículo: 5292 (2023) Citar este artículo

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La evaluación cuantitativa del sistema carbonatado representa uno de los mayores desafíos hacia los "Objetivos de Desarrollo Sostenible" definidos por las Naciones Unidas en 2015. En este sentido, el presente estudio investigó la dinámica espacio-temporal del sistema carbonatado y los efectos de la Fenómenos de El Niño y La Niña sobre el área de surgencia de Cabo Frio. La caracterización física del sitio se realizó a través de datos de velocidad del viento y temperatura superficial del mar. También se recogieron muestras de agua durante el crucero oceanográfico a bordo del Diadorim R/V (Research Buque). De estas muestras se obtuvieron los parámetros de salinidad absoluta y práctica, densidad, pH, alcalinidad total, carbonato, calcita, aragonito, bicarbonato, carbono inorgánico disuelto, dióxido de carbono, presión parcial de carbono, calcio y boro total. La concentración promedio más alta de bicarbonato en S1 (2018 µmol/kg) parece contribuir a los valores de carbono inorgánico disuelto (2203 µmol/kg). Los valores de estado de saturación de calcita, estado de saturación de aragonito y carbonato fueron más altos en la superficie de cada estación (estado de saturación de calcita = 4,80–5,48; estado de saturación de aragonito = 3,10–3,63 y carbonato = 189–216 µmol/kg). Los valores medios de pH fueron similares en las muestras día/noche (7,96/7,97). Todo el sistema de carbonato se calculó mediante modelado termodinámico con el programa Marine Chemical Analysis (AQM) cargado con los resultados de los siguientes parámetros: temperatura, salinidad, alcalinidad total y parámetros de pH. Este manuscrito presenta datos originales sobre el sistema carbonatado y el proceso de "acidificación" influenciado por el afloramiento de Cabo Frio, que depende directamente de las oscilaciones en la temperatura superficial del mar de los fenómenos El Niño y La Niña.

Las fuentes, los mecanismos de transporte y las transformaciones del dióxido de carbono (CO2) son esenciales en los estudios de campo de la oceanografía1,2. El CO2 inorgánico puede exhibir una variabilidad espacial y temporal significativa dentro de la misma masa de agua, ya que el contenido del océano depende de procesos como el intercambio atmosférico a través de la superficie del mar y la degradación de la materia orgánica (tanto autóctona como alóctona derivada)3.

La reducción del pH del agua de mar provocada por el aumento de CO2 en este compartimento puede dar lugar a una disminución del carbonato marino (Reacción 1), proceso también conocido como acidificación oceánica (OA)4. Las aguas oceánicas costeras están naturalmente sujetas a variaciones de pH diarias, estacionales e incluso anuales amplificadas por OA5. La oscilación del pH del agua de mar afecta la especiación del sistema de carbonato al reducir las cantidades de \({\text{CO}}_{3}^{2-}\) mientras aumenta el CO2 y \({\text{HCO}}_{3} ^{-}\), interfiriendo en los procesos naturales de fotosíntesis y calcificación de los organismos marinos, creando así impactos ecológicos, sociales y económicos negativos6.

La reducción en la cantidad de \({\text{CO}}_{3}^{2-}\) disponible en el agua reducirá la capacidad del océano para eliminar el CO2 liberado a la atmósfera por las actividades humanas. La absorción de H+ y CO2 por \({\text{CO}}_{3}^{2-}\) reduce la capacidad de las aguas poco profundas para retener CO2. Varios autores han relacionado el estado de saturación de calcio (Ω) con la reducción de la capacidad de calcificación de los organismos ligada a una caída en la disponibilidad de \({\text{CO}}_{3}^{2-}\)5,7,8. A medida que disminuye la concentración de \({\text{CO}}_{3}^{2-}\) en el agua de mar (Reacción 1), hay una reducción en el estado de saturación de carbonato (Ω) (Ec. 1). El Ω se ha implicado en la reducción de la calcificación de organismos marinos. Los animales marinos que presentan estructuras carbonatadas como esqueletos, caparazones y espinas son los más afectados por la OA9,10.

La especiación y cuantificación del sistema carbonatado se consideran desafíos para los Objetivos de Desarrollo Sostenible (ODS) definidos en 2015 por las Naciones Unidas11 para los próximos nueve años. Uno de estos desafíos es establecer un protocolo analítico e implementar un programa de monitoreo para OA. Datos obtenidos en estudios de OA (pH, TA, [\({\text{HCO}}_{3}^{-}\)], [\({\text{CO}}_{3}^{2 -}\)], [CO2]aq, ρCO2, Ωcalc, Ωarag) también son esenciales para validar modelos regionales y globales del flujo de CO2 entre la interfaz del océano y la atmósfera. Los estudios de OA han presentado pocos avances en esta dirección1,12,13,14,15. Las principales dificultades relacionadas con la implementación de un Programa de Monitoreo de OA en aguas costeras y oceánicas son (1) la ausencia de una base de datos del sistema de carbonato, (2) la falta de un protocolo unificado para la determinación de pH y alcalinidad total (TA ), (3) la no divulgación de la precisión polinomial de los datos del sistema de carbonatos, y (4) la falta de un repositorio de datos integrado y de acceso abierto sobre flujos de CO2 en aguas costeras y oceánicas16.

Una red de monitoreo de OA requiere llevar registros de los principales parámetros químicos (es decir, pH y alcalinidad total), lo que permite, por ejemplo, determinar el estado de saturación de aragonito (ΩArag) y una descripción completa del sistema de carbonatos14. Los parámetros adecuados para este propósito se definen a través del balance de las reacciones (2–6) que ocurren cuando el CO2 se disuelve en agua de mar2,17 de la siguiente manera:

Fenómenos climáticos como El Niño Oscilación del Sur pueden afectar la intensidad del afloramiento al aumentar la TSM18. Esto está condicionado a la potencia de los eventos que afectan los sistemas de ciclones y anticiclones tropicales y subtropicales, modificando la intensidad de los vientos cercanos a la región de surgencia y provocando un aumento de la TSM, disminuyendo la fuerza de la surgencia. La influencia de estos fenómenos en la región de surgencia de Cabo Frio aún no se ha entendido completamente, ni sus implicaciones para el estado de saturación de carbonato. Este experimento es parte de un extenso estudio sobre la factibilidad de implementar un protocolo unificado en un programa de monitoreo para la acidificación de áreas costeras y en alta mar del océano brasileño, tales como (1) sitios de afloramiento, (2) arrecifes de coral, (3) islas oceánicas y (4) plataformas petrolíferas. La presente investigación aclara originalmente la dinámica espacio-temporal del sistema de carbonato en el resurgimiento de Cabo Frio y evalúa a La Niña y El Niño en el fenómeno de resurgimiento.

Ubicado en la costa de Arraial do Cabo (Río de Janeiro, Brasil, Fig. 1), el sitio de estudio se encontraba entre las latitudes 22° 58′–23° 06′ Sur y las longitudes 42° 10′–42° Oeste. La costa brasileña presenta una orientación NE-SW en esta región, provocando que el viento del NE sople paralelo a la costa y que las aguas costeras someras se desplacen hacia mar abierto debido al transporte de Ekman19. El fenómeno de surgencia costera de Cabo Frio trae las aguas más profundas, frías y ricas en nutrientes20.

Área de estudio. Las estaciones de muestreo están representadas por puntos y números respectivos (S1, S2, S3 y S4). Este mapa fue generado con el software ArcMap v. 10.8.2 (https://www.esri.com/en-us/arcgis/about-arcgis/overview), por Senez-Mello, TM.

La Cuenca de Campos está directamente bajo la influencia del Anticiclón Subtropical del Atlántico Sur (SASA)21, la principal característica de la circulación atmosférica sobre el Océano Atlántico Sur que afecta el tiempo y el clima brasileños22. Esta característica es responsable de la estabilidad termodinámica y de los vientos del noreste de baja intensidad que predominan en la región sureste de Brasil21. Los patrones de teleconexión (propagación de ondas en la atmósfera superior) pueden cambiar la intensidad y ubicación de la alta subtropical del Atlántico Sur en cualquier época del año, y los cambios en el posicionamiento de la SASA generan un cambio significativo en el patrón de viento23.

Sun et al.24 analizaron datos de 1979 a 2015 para comparar la ubicación media del SASA en el verano austral con el Modo Anular del Sur (SAM)25 y el índice multivariado extendido El Niño-Oscilación del Sur (ENOS) (MEI)26. Los autores encontraron que cuando la SASA se desplaza hacia los polos, la SAM se encontraba en una fase positiva de La Niña, y cuando se desplaza hacia el ecuador, la SAM se encontraba en una fase negativa durante El Niño. Las velocidades del viento observadas en todo Brasil también pueden describir este cambio en el patrón SASA.

Tres masas de agua ocurren en Arraial do Cabo desde la costa hasta los 500 m de profundidad. La masa de Agua Tropical (AT) se encuentra en el lado exterior de la plataforma continental en los primeros 200 m y se caracteriza por un rango de temperatura entre 27.37 y 28.26 °C y un rango de salinidad entre 36.44 y 37.55 psu1,27,28. La masa de Agua Central del Atlántico Sur (SACW), con una profundidad de 142 a 567 m, se caracteriza por temperaturas entre 13,33 y 15,59 °C y salinidad entre 35,41 y 35,78 psu1,20,27,29,30,31. La SACW es una masa de agua rica en nutrientes que llega a la superficie a través del fenómeno de surgencia costera de Cabo Frio20,32. La masa de Agua Costera (CW) se encuentra en la parte interna de la plataforma continental33, resultante de la mezcla de aguas continentales, TW y SACW. El CW se caracteriza por temperaturas superiores a 23 °C y salinidad inferior a 34 psu34. El principal flujo de agua en la región es el Sistema de Corrientes de Brasil (BC). Esta corriente actúa hasta aproximadamente 500 m de profundidad, llevando la TW y la SACW hacia el sur31.

El clima en el área de estudio se clasifica como cálido-semiárido35, caracterizado por una intensa evaporación regional y precipitaciones reducidas en comparación con las áreas adyacentes, dando como resultado un clima árido36.

Los datos de velocidad del viento y temperatura superficial del mar (SST) de la región de Cabo Frio (RJ), organizados en una serie temporal, se utilizaron para caracterizar el fenómeno de surgencia marina. Los promedios diarios de la velocidad del viento representaron los cuadrantes NE (dirección 0°–45°) y SW (dirección 180°–270°) desde septiembre de 2006 hasta diciembre de 2016. La serie de datos de promedios diarios de TSM se refirió al período comprendido entre 1994 y 2016 (Instituto Nacional de Meteorología—www.inmet.gov.br). La serie de datos de promedios semanales de TSM se refirió al período entre 1994 y 2016 (datos del Instituto de Investigaciones Marinas Almirante Paulo Moreira - IEAPM).

La velocidad promedio diaria del viento de los cuadrantes NE y SW se tabuló con los respectivos promedios de SST (Temperatura de la superficie del mar) de 2006 a 2016. En los casos en que los datos de la velocidad promedio del viento no tenían datos de SST correspondientes en la serie temporal, el SST se estimó utilizando el método de interpolación Kriging. La estimación se obtuvo a partir de la interpolación de los datos de TSM en una grilla regular, donde: (X) correspondía al tiempo en días, (Y) al tiempo en años, y (Z) a la TSM diaria y anual37. Se utilizó una estadística univariada de valores residuales de SST resultantes del modelo de interpolación para evaluar el error estándar de los datos y para indicar la función que mejor se ajusta a los datos de entrada. Se utilizó la relación Q-Q (cuantil-cuantil) para analizar la velocidad del viento, NE y SW, en comparación con su respectiva SST38. Los datos se compararon con los de los períodos El Niño y La Niña comprobando la influencia de estos eventos en la velocidad del viento y la TSM39. También se obtuvieron curvas de tendencia relacionando la velocidad media del viento con la TSM. Se utilizó el coeficiente R2 de Pearson para evaluar la correlación de datos.

El Diadorim R/V de la Marina de Brasil recolectó las muestras de agua el 20 de enero de 2016, utilizando un transecto orientado Noreste/Suroeste. La primera estación (S1) se ubicó entre la isla de Cabo Frío y el continente, y la estación más alejada (S4) se ubicó a 14 km de la costa, en la isóbata de 100 m (Tabla 1, Fig. 1).

La campaña de muestreo implicó un análisis a dos escalas. La escala espacial se mantuvo perpendicular a la línea de costa (S1–S4), Fig. 1. El barco estuvo anclado en la estación 12 durante 12 h para la escala temporal. Ambas campañas se realizaron el mismo día. En el enfoque espacial, se tomaron muestras de agua de la superficie (~ 3 m) entre las 6:30 y las 10:00 h (UTC) utilizando una bomba adaptada a una manguera sin formar burbujas. Las otras muestras de agua debajo de la superficie se recolectaron a través de una botella Niskin de 10 L para el medio (la mitad de la profundidad total) y el fondo (~ 5 m sobre el fondo marino).

En el enfoque temporal, en la estación 2, las muestras de agua superficial se recolectaron cada hora (12 muestras en total), entre las 13:00 a 01:00 h (UTC), mientras que las muestras de agua media y de fondo se recolectaron en horas alternas: 13, 15 , 17, 21, 23 y 1 h.

Las mediciones de agua, tales como temperatura, profundidad y oxígeno disuelto, se realizaron con una embarcación CTD (Midas Valeport).

El modelado y las calibraciones de procedimiento descritas en este manuscrito se realizaron con el programa Marine Chemical Analysis (AQM)1,2,16,17. El AQM es un paquete de ecuaciones termodinámicas, ejecutado a través de MS Excel, que puede predecir la composición compleja del sistema de carbonato marino. Este paquete se basa en mediciones que pueden ser relativamente económicas (pH, temperatura y alcalinidad), lo que reduce los costos generales de los programas de monitoreo de la acidificación del océano. El programa AQM está disponible previa solicitud al correo electrónico del autor correspondiente.

Se eligió la prueba no paramétrica de Kruskal Wallis para las comparaciones entre grupos. Todas las pruebas estadísticas se realizaron utilizando el software Statistica 7.0 (TIBCO) con un nivel de significación establecido en p < 0,05.

El método analítico se basó en procedimientos internacionales para estudios que involucran la química del dióxido de carbono inorgánico en aguas marinas15,40,41 con las adaptaciones necesarias.

Para la determinación de TA, las muestras de agua fueron recolectadas y filtradas en un sistema de filtración Nalgene a través de filtros GF/F antes de ser transferidas a matraces tipo DBO (300 mL, marca Kimble) e inmediatamente analizadas40.

La determinación potenciométrica se realizó con muestras duplicadas en una celda de vidrio termostatizada abierta, donde se agregaron 3 mL (para obtener v1) y 10 mL (para obtener v2) de HCl 0,1 M a cada 100 mL de muestra42. El método consiste en determinar la pendiente de la recta obteniendo dos puntos para la función de Gran (F): F (1) definida por v1 y F (2) definida por v242. Se utilizó un potenciómetro Thermo Scientific Orion Star acoplado a la celda de electrodo de referencia de vidrio Orion, modelo 8102BNUWP, para las determinaciones potenciométricas. El electrodo de pH se calibró diariamente con tampón "Tris" (0,04 m) para lecturas de muestras (máximo 12 muestras por día). Debido al reducido número de muestras por día, el corto período del crucero oceanográfico y las constantes condiciones de trabajo (fuente de electricidad, soluciones y equipos), optamos por verificar el desempeño de los electrodos al inicio y al final del crucero oceanográfico. . El porcentaje de eficiencia del electrodo osciló entre 99,49 y 99,54% respecto al valor teórico de Nernst (59 mV). Más detalles están disponibles en potencial de hidrógeno (pH).

La precisión y exactitud analíticas se calcularon a partir de cinco réplicas del material de referencia (Dickson–CRM, para mediciones de CO2 oceánico, lote 104)43, que obtuvo una tasa de recuperación del 95 % del valor esperado (Tabla 2). La TA calculada fue obtenida por el programa AQM a través de la ecuación: TA (µmol/kg) = 660 + 47.6S, definida por Hunter44 para aguas de los océanos Atlántico y Pacífico por el Programa GEOSECS. La alcalinidad total normalizada (NTA) se obtuvo mediante el programa AQM utilizando la ecuación: NTA (µmol/kg) = TA (µmol/kg) × 35/Salinidad (g/kg), donde se supuso que 35 era la salinidad representativa de las masas de agua.

El pH total de las muestras de agua recolectadas durante el crucero se determinó en el "laboratorio húmedo" de la siguiente manera: pHT (= − log([H+] + [(HSO4−]/co), donde co es la concentración termodinámica (1 mol /kg-soln).

La solución interna del electrodo de pH combinado se rellenó con NaCl 0,7 m para reducir la unión líquida potencial. La fuerza electromotriz del electrodo (fem) se relacionó con la concentración molar del protón [H+], como se muestra en la ecuación. (2).

donde: E° es el potencial de electrodo estándar, determinado valorando una solución de NaCl 0,7 m con HCl45 0,179 M. Los valores de pHT (escala total) se midieron inmediatamente después de cada recolección a una temperatura constante de 25 ℃ en una celda termostática conectada a un baño termostático microprocesado con circulación externa (Qimis) para evitar sesgos de temperatura46. Las determinaciones se realizaron mediante el potenciómetro Thermo Scientific Orion Star acoplado al electrodo de referencia de vidrio Orion con una solución de llenado de cámara exterior de NaCl de 0,7 m, modelo 8102BNUWP. La pendiente analítica del electrodo estuvo dentro de ± 0,13 mV (valor teórico de Nernst a 25 °C). El electrodo fue calibrado con un tampón “Tris” (0,04 m) preparado en laboratorio47, donde los valores de pH fueron asignados por espectrofotometría (método m-cresol)16,40,48. El tampón "Tris" permite una precisión de 0,001 unidades de pH unidades47,49. Posteriormente, mediante el programa AQM, los resultados de pH fueron corregidos por la temperatura registrada en el momento del muestreo (pHt = pH25 + A + Bt + Ct2)50.

La determinación de Ca y TB se realizó mediante un MIP OES (espectrómetro de emisión óptica de plasma inducido por microondas, 4200 MP-AES, marca Agilent). Las curvas analíticas externas se realizaron con patrones monoelementales (1000 mg/L, VHG®) con concentraciones que oscilan entre 0,1 y 10 mg/L en una matriz de agua ultrapura. Se realizó una prueba de influencia de la matriz en la que se encontró que las señales de boro y calcio no mostraron ninguna diferencia significativa entre las matrices de agua ultrapura y la solución de NaCl de 500 mg/L. El calcio y el ácido bórico calculados también se obtuvieron mediante las ecuaciones: [Ca2+]T = 2,938 × 10−4 × S15, y [B]T = 0,000416 × (S/35)51. Los valores de Ca y TB analizados versus calculados en muestras de agua mostraron un error relativo (RE%) de 0.2 a 8% (Cuadro 3).

Todos los parámetros del sistema de CO2 inorgánico (CO2, \({\text{CO}}_{3}^{2-}\), \({\text{HCO}}_{3}^{-}\) , DIC, ρCO2, ΩCalc y ΩArag) se calcularon usando la constante de disociación del sistema de carbonatos K52 definida de la siguiente manera:

\({lnk}_{B}^{*}\)53

\({lnk}_{Si}^{*}\)54

\({lnk}_{1}^{*}\)(H3PO4)55

\({lnk}_{2}^{*}\) (\({H}_{2}{PO}_{4}^{-}\))55

\({lnk}_{3}^{*}\) (\({HPO}_{4}^{2-}\))55

\({lnk}_{2}^{*}\) (\({CO}_{3}^{2-}\))56

Las concentraciones acuosas (CO2(aq)) y la presión parcial (ρCO2) se calcularon a partir de las variables de temperatura, salinidad, pH y TA y utilizando la constante termodinámica y estequiométrica K (\({pk}_{1}^ {o}\), \({pk}_{2}^{o}\), \({pk}_{1}^{*}\) y \({pk}_{2}^{ *}\))57,58. El AQM también se utilizó en esta fase, ayudando a los cálculos.

La ecuación de flujo de CO2 entre los océanos y la atmósfera se define entre el CO2 acuoso y el CO2 saturado, definido de la siguiente manera (Ec. 3):

El CO2 acuoso y el CO2 saturado son componentes que caracterizan el "equilibrio" de la ecuación de flujo (Ec. 3) determinada en este estudio utilizando el programa AQM. La velocidad del viento tiene un efecto significativo en la ecuación de transferencia de gas. La relación entre el intercambio de gases y la velocidad del viento puede tener efectos no lineales en el cálculo de las velocidades de transferencia de gases para mediciones particulares de la velocidad del viento, según el diseño de muestreo y la velocidad del viento1. El parámetro más crítico en la ecuación de velocidad de transferencia de gases (Ec. 4) en términos de la función con la velocidad del viento se basa en el coeficiente de intercambio gaseoso (kT en cm/h):

donde: u es el módulo de la velocidad del viento a 10 m de la superficie en m/s, Sc es el número de Schmidt de CO2 en el agua de mar59,60 y 660 es el valor de Sc en el agua de mar a 20 °C. El número de Schmidt se define como la viscosidad cinemática del agua dividida por un coeficiente de difusión de gas definido como sigue (Ec. 5) por un polinomio:

El cálculo de kT (Ec. 4) considera que la velocidad del viento (u) tiene una dependencia cuadrática fundamental con el cálculo del flujo de CO2. Normalmente, el muestreo de la velocidad del viento para el cálculo de kT tiene en cuenta el promedio climatológico a 10 m sobre la superficie del agua61. Sin embargo, tal procedimiento puede incluir un error relacionado con la incompatibilidad del viento promedio y el muestreo de CO2 in situ. Además, la lectura de la velocidad del viento en la superficie del mar (10 m) puede producir un resultado inexacto debido a la media orográfica del viento inducido por la vegetación. Por lo tanto, cuanto más cerca se realice la medición del viento de la superficie del agua, más significativo será el efecto del viento en Sc2.

Los datos físico-químicos obtenidos en las cuatro estaciones se representan en las Figs. 2, 3 y 4. Las temperaturas más bajas se registraron en el fondo de cada estación, variando de 13.9 °C (S2) a 14.7 °C (S1), mostrando la presencia de SACW (aguas más frías y menos salinas). En la estación 1, el agua emergió, mostrando temperaturas y salinidades más bajas, al igual que las muestras de fondo de las otras estaciones. En la superficie de la estación 1, la temperatura fue de 18,2 °C y la salinidad de 35,59 psu, donde la temperatura y la salinidad parecen caracterizar a SACW2. El SACW se observó en S2, S3 y S4 a profundidades intermedias, donde la temperatura osciló entre 15,4 y 16,0 °C y la salinidad entre 35,55 y 35,74 psu. Se observó la presencia de SACW en el fondo de todas las estaciones. En la superficie de S3–S4, las temperaturas del agua oscilaron entre 22,2 y 25,7 °C, y las salinidades fueron superiores a 36 psu. Al aumentar la distancia a la costa (de S2–5 km), la temperatura y la salinidad aumentaron en la superficie, caracterizando la OT, ver Figs. 2 y 3. La salinidad no presentó variaciones significativas entre estaciones y profundidades (Fig. 3). Los valores más altos se registraron en la superficie de cada estación, variando de 35,59 (S1) a 36,37 psu (S2), y los valores más bajos se registraron en la parte inferior, variando de 35,39 (S2) y 35,41 psu (S4).

Temperatura de las muestras longitudinales de la superficie, centro y fondo de la columna de agua.

Salinidad de las muestras longitudinales de la superficie, centro y fondo de la columna de agua.

Oxígeno disuelto en las muestras longitudinales de la superficie, centro y fondo de la columna de agua.

Todas las estaciones mostraron las concentraciones de OD más altas (193–216 µmol/L) en las muestras superficiales y las concentraciones más bajas (180–196 µmol/L) en las muestras del fondo, Fig. 4. Los contenidos de OD más altos se obtuvieron en S2, S3 , y S4, entre 10 y 20 m de profundidad, donde la respiración puede predominar sobre la productividad, haciendo que esta masa de agua sea más rica en carbono orgánico e inorgánico y nutrientes20. Por lo tanto, cuando SACW sale a la superficie, trae agua rica en CO2 y nutrientes y O2 agotado. En aguas poco profundas, el aumento de la solubilidad del oxígeno se ve favorecido por la fotosíntesis y el intercambio de gases con la atmósfera (Fig. 4).

Se observó a través de una serie de datos diarios (de septiembre de 2006 a diciembre de 2016) del área de estudio que las velocidades del viento NE y SW aumentaron a partir del año 2010. Entre 2010 y 2015, este aumento fue simultáneo con los periodos en los que la TSM mostró una tendencia a la baja favoreciendo mayores velocidades del viento NE y SW y una mayor intensidad del resurgimiento de Cabo Frio de 2010 a 2015. Entre 2012 y 2013 se observaron los eventos El Niño y La Niña, que favorecieron las variaciones más considerables en la TSM dadas las importantes desviaciones de la media, verificada por la TSM más baja respecto a los demás períodos de la serie temporal (Figs. 5 y 6).

Velocidad del viento en los cuadrantes SW y NE (línea azul) con la respectiva variación de la temperatura superficial del mar (SST) en el área de surgencia de Cabo Frio/RJ (círculo con una barra vertical en rojo), mostrando la temperatura promedio y la desviación estándar entre 09 /2006 y 12/2016, según eventos leves (Débiles) y moderados a fuertes (Mod. a Str.) El Niño y La Niña.

Cuadrícula de temperatura de la temperatura de la superficie del mar (SST) en el afloramiento de Cabo Frio obtenida mediante Kriging the SST data (1995–2016). Manchas azules (frías): duración e intensidad del fenómeno de surgencia. Manchas rojas (calientes): a largo plazo e intensidad de las anomalías de temperatura. Elipse: TSM en el periodo correspondiente a la campaña de muestreo. Rectángulo sombreado: Str: período de aumento de la magnitud del viento (de 2010 a 2016); Débil—ausencia de los eventos de un El Niño leve (de 2012 a 2013); y mod. A Str: vientos moderados a fuertes (de 2006 a 2010).

En contraste, antes de 2010, eventos moderados a fuertes de El Niño y La Niña afectaron el fenómeno de resurgimiento de Cabo Frio al reducir su intensidad, aumentar la TSM y disminuir la velocidad del viento (Figs. 5 y 6). Elias62 ya había observado un patrón similar en el resurgimiento de Cabo Frio, pero en una escala de tiempo mayor que los períodos de El Niño, considerando vientos más fuertes responsables de cambios en el patrón del proceso de resurgimiento, generando reflejos en el proceso de resurgimiento local. El autor también encontró que el fenómeno de resurgimiento de Cabo Frio está relacionado con la frecuencia de los eventos de El Niño y La Niña, provocando cambios en la TSM y la dinámica del viento a lo largo de las estaciones. Por lo tanto, afecta el transporte y la dispersión de nutrientes desde el fondo del mar a la superficie en las inmediaciones del afloramiento.

Durante el período de recolección de muestras de agua en enero de 2016, según las Figs. 5 y 6, las temperaturas de la superficie del mar estaban aumentando (en promedio de 20 a 22 °C) debido al fuerte fenómeno de El Niño ocurrido en 2015. Además, se observó una disminución en la velocidad promedio del viento de 10 a 8 m/s (Fig. 5). Esta disminución de la velocidad del viento se corroboró con el aumento de la temperatura de las muestras de agua recogidas en la campaña oceanográfica de enero de 2016 (22,7ºC de media). Esta temperatura promedio es aún menor si se compara con el promedio encontrado entre los años 2006 y 2010 (Figs. 5 y 6).

Cuando los eventos de El Niño y La Niña son escasos o están ausentes, se observa que la TSM disminuye y el viento se acelera, aumentando la intensidad del resurgimiento de Cabo Frio (Figs. 5 y 6). También se observó que la duración de los eventos más moderados de El Niño y La Niña disminuyó la intensidad del resurgimiento, provocando un aumento de la TSM y una disminución de la velocidad de los vientos NE y SW (Figs. 5 y 6). Esta relación entre la SST y la velocidad del viento se puede confirmar comparando los cuantiles de la velocidad del viento con la SST en un gráfico de dispersión de trazado Q-Q. Esta prueba estadística mostró que las variables (velocidad del viento x SST) tienen un comportamiento similar en ambas direcciones del viento (R2NE = 0.99 y R2SW = 0.94). Además, la regresión lineal mostró que a menor TSM, mayor velocidad del viento (Fig. 7).

Gráfica cuantil-cuantil (QQ-plot) que muestra la distribución de datos de TSM y velocidad del viento de 2006 a 2016 en el área de afloramiento de Cabo Frio. Puntos azules: viento SW. Puntos verdes: viento NE. Líneas rojas: ecuación lineal de mejor ajuste. Línea verde: Curva de tendencia de la intensidad del viento del NE; línea azul: curva de tendencia de la intensidad del viento SW, ambas ajustadas a bandas de predicción del 95%.

Los datos de SST y El Niño y La Niña presentados en la Fig. 6, que apuntan a una influencia en el patrón de viento en el área de surgencia de Cabo Frio (Fig. 5), pueden estar relacionados con el movimiento de nutación lunar. El efecto más evidente es el aprisionamiento del agua en un ciclo nodal o Saros en cada hemisferio debido a la alteración del centro de gravedad entre la Luna y la Tierra63.

Este ciclo de 18,6 años coincide de 1993 a 2011, con una declinación mínima de la órbita lunar (−18,35°) en 1998 y la máxima (−28,65°) en 2006. La declinación mínima lunar volvió a ocurrir en el siguiente ciclo de Saros en 2016 (EE. Observatorio Naval de Efemérides). Esta observación coincidió con el atrapamiento de las aguas más cálidas del Hemisferio Sur, lo que puede influir en la disminución de la frecuencia del fenómeno de resurgimiento de Cabo Frio y aumentar los efectos de El Niño y La Niña sobre el resurgimiento al disminuir los vientos. A partir de 2010, la frecuencia de surgencia se hizo más intensa, con una disminución más significativa de la TSM que provocó las velocidades de viento más altas observadas debido a la disminución de los efectos de El Niño y La Niña en la surgencia. Excepcionalmente, con respecto a los otros años de la serie temporal, a partir de 2010 hubo una variación más significativa de la TSM (en promedio −3 °C) y la velocidad del viento (en promedio + 4 m/s) (Fig. 5) . Ya se han descrito efectos similares de estos cambios recientes en los sistemas de afloramiento64 para comprender el estado de saturación de aragonito en las zonas monzónicas de Indonesia65.

La Fig. 8 mostró que el pH no tenía un patrón en el perfilado de cada estación o entre estaciones. El valor promedio entre estaciones osciló entre 7,93 y 7,96. Por otro lado, las concentraciones de TA mostraron los valores superficiales más altos en todas las estaciones (2587–2614 µmol/kg), con la concentración más alta en S3 (2614 µmol/kg). [CO32−] parece contribuir significativamente (R = 0,95; p < 0,05) a los valores de TA de las estaciones.

pH y alcalinidad de las muestras longitudinales de la columna de agua superficial, media y de fondo.

La concentración promedio más alta de \({\text{HCO}}_{3}^{-}\) en S1 (2018 µmol/kg), parece contribuir fuertemente (R = 0.92; p < 0.05) a los valores DIC (2203 µmol/kg). Parte del [\({\text{HCO}}_{3}^{-}\)] en S1 se puede explicar por el aumento de ρCO2 generado por la descomposición de la materia orgánica de origen natural presente en el resurgimiento del agua66 ,67 (reacciones 7-9).

SACW también contribuye como fuente de \({\text{HCO}}_{3}^{-}\), en S1 a través del fenómeno de afloramiento. Los valores de ΩCalcita, ΩAragonito y \({\text{CO}}_{3}^{2-}\) fueron más altos en la superficie de cada estación (ΩCalcita = 4.80–5.48; ΩAragonito = 3.10–3.63, y \({\text{CO}}_{3}^{2-}\) = 189–216 µmol/kg), Fig. 9. La mezcla de masas de agua favorecida por la batimetría parece influir en los altos valores de la sistema de carbonato en aguas superficiales. La SACW, rica en nutrientes en comparación con otras masas de agua de la región66, proporciona una actividad fotosintética que afecta las constantes de equilibrio del sistema carbonatado2,17, favoreciendo el aumento del estado de saturación, de las concentraciones del carbonato y de la TA. Las reacciones de equilibrio 4 y 5 aclaran este proceso.

Estado de saturación de calcita (ΩCalcita) y concentración de carbonato (µmol/kg) de las muestras longitudinales de la superficie, el medio y el fondo de la columna de agua.

Investigaciones recientes68,69,70 sugirieron que el Ω del agua de mar no controla la tasa de calcificación (líquido calcificante). Es decir, no podemos vincular simplemente la disponibilidad de carbonato (afectada por la disminución de los valores de pH) a la tasa de calcificación. Hasta ahora, no se ha encontrado ningún transportador \({\text{CO}}_{3}^{2-}\) en organismos calcificadores (por ejemplo, cocolitofóridos). Por el contrario, existe amplia evidencia de transportadores \({\text{HCO}}_{3}^{-}\). El bicarbonato dentro del fluido calcificante proporciona la formación de carbonato de calcio (Reacción 6).

Las reacciones que involucran la formación de carbonato de calcio dependen del gradiente electroquímico (\({H}^{+}\)) entre el ambiente marino y el tejido de los organismos y el Ω adecuado (más alto) en el fluido citoplasmático. Aún quedan varias lagunas por aclarar en relación con la calcificación de los organismos marinos6,71,72. El pH es una medida magistral por su participación en diversas reacciones de equilibrio químico (concentración de protones), a través de la cual se pueden obtener datos precisos sobre la especiación y cuantificación del sistema de carbonatos a costos reducidos1,13,73.

Los eventos de El Niño y La Niña pueden afectar fuertemente los parámetros del sistema carbonatado ya que estos parámetros son afectados por SACW. La influencia directa es el transporte de bicarbonato, mientras que la influencia indirecta es el transporte de nutrientes por parte de la SACW estimulando la actividad fotosintética de las aguas superficiales (reacciones 4 y 5), removiendo el CO2 del agua. Es importante resaltar que en el período de muestreo (ene/2016), se presentó un evento de El Niño extremo, afectando el fenómeno de surgencia y favoreciendo un aumento de la TSM y una disminución de la velocidad de los vientos NE y SW. El escenario opuesto ocurrió antes de 2010 cuando los promedios de TSM fueron más altos y las velocidades del viento más bajas que en los años siguientes (Figs. 5, 6 y 7).

Los valores del sistema carbonatado discutidos anteriormente mostraron que el área de estudio tiene un efecto corrosivo bajo, a diferencia de las otras aguas de afloramiento que generalmente presentan valores de pH por debajo de 7.80 y un estado de saturación de carbonatos reducido (< 1.0)1. El bajo efecto corrosivo probablemente se debió a la mezcla de masas de agua (SACW y TW) y al afloramiento de baja intensidad por disminución de la velocidad del viento del NE 5 días antes de la recolección (Figs. 5 y 6), caracterizando los efectos del intenso El Niño sobre el sistema de surgencia de Cabo Frio.

En el muestreo temporal (S2), no se elucidó el efecto de la luz solar sobre los parámetros del sistema de carbonato durante 12 h (Figs. 10 y 11). Los valores medios de pH, TA, DIC, ρCO2, ΩCa y ΩAr fueron similares en las muestras diurnas/nocturnas, respectivamente: pH = 7,96/7,97; TA = 2,626/2,632 µmol/kg; DIC = 2,231/2,215 µmol/kg; ρCO2 = 523/518 µmol/kg; ΩCa = 4,6/4,6 y ΩAr = 3,0/3,0. En este escenario de escala de tiempo, las variables físicas (temperatura y salinidad) fueron determinantes en la dinámica de los parámetros del sistema carbonatado en relación con los procesos biológicos (respiración y fotosíntesis). También fue evidente, a través de la Fig. 10, que había una mezcla entre las capas TW (temperatura superior a 18 °C y salinidad 36–37.37 psu) y SACW (temperatura inferior a 21 °C y salinidad entre 34.29 y 36.19 psu) sobre el periodo de muestreo.

Muestreo temporal. Temperatura (°C), salinidad (psu), estado de saturación de aragonito y calcita. Eje X: hora-día. Eje Y: coordenadas de las estaciones. Eje Z: Profundidad-m. Datos muestreados de 1:00 p. m. a 1:00 a. m. los días 20 y 21 de enero de 2016.

Muestreo temporal. Alcalinidad Total (µmol/kg), Bicarbonato (µmol/kg), Carbono Inorgánico Disuelto (µmol/kg), Potencial Hidrogeniónico (pH). Oxígeno Disuelto (µmol/kg) y Presión Parcial de Dióxido de Carbono (atm). Eje X: hora-día. Eje Y: coordenadas de las estaciones. Eje Z: Profundidad-m. Datos muestreados de 1:00 p. m. a 1:00 a. m. los días 20 y 21 de enero de 2016.

Los promedios de los parámetros del sistema carbonatado entre las capas superficial (TW) e inferior (SACW) fueron distintos, respectivamente: ΩCa = 5.2 y 3.9; ΩAr = 3,4 y 2,6; TA = 2642 y 2624 µmol/kg; \({\text{HCO}}_{3}^{-}\) = 2026 y 2217 µmol/kg; DIC = 2182 y 2284 µmol/kg; pH = 7,99 y 7,94; OD = 218 y 181 µmol/kg, y ρCO2 = 483 y 566 µmol/kg. Los valores más altos de DIC en SACW se debieron a los valores más altos de ρCO2 y HCO3− (2026–2217 µmol/kg), ya discutidos en la sección del sistema de carbonato. La reacción 1 explica las concentraciones más altas de \({\text{HCO}}_{3}^{-}\) en esta masa de agua. El aumento de ρCO2 encontrado en SACW fue causado por la descomposición de materia orgánica autóctona en aguas de afloramiento66,67 (reacciones 7–9). Concentraciones más altas de \({\text{CO}}_{3}^{2-}\) en la superficie (189–202 µmol/kg) parecen contribuir a los valores más altos del estado de saturación de calcita y aragonito (Reacción 6) afectados por el resurgimiento durante 12 h. Los valores más altos del estado de saturación de carbonato en la superficie (TW) se ven favorecidos por la actividad fotosintética que aumenta la concentración de iones de carbonato (ver Reacción 1).

El modelo utilizado en las Figs. 10 y 11 para espacializar la temperatura y el sistema de carbonato durante el tiempo de recolección (X) y la profundidad (Y) muestra claramente una mezcla entre las masas de agua TW y SACW. La menor intensidad de surgencia (20 al 21 de enero de 2016) sugirió la influencia del viento NE durante el día. La menor intensidad del resurgimiento en el período de recolección del 20 al 21 de enero de 2016 (Fig. 6) sugiere que los efectos del viento local del NE soplando intensamente hacia el continente (onshore) durante el día por un gradiente de temperatura más significativo entre océano y continente, también pueden promover el atrapamiento o apilamiento de masas de agua superficial a lo largo de la costa. Por otro lado, con el aumento de la temperatura del agua, los vientos soplan hacia el océano (offshore) por la noche, acentuando el efecto de resurgimiento de SACW y su acercamiento a la costa. Este proceso de resurgimiento durante la noche se puede observar por los valores más bajos de temperatura y omega (Fig. 10). Además, los valores más altos de TA, DIC y [\({\text{HCO}}_{3}^{-}\)] y la disminución del pH durante la noche avalan el efecto del SACW aflorado (Fig. 11).

El sistema carbonatado del presente estudio, en comparación con otras áreas de estudio, mostró un menor efecto corrosivo de SACW, probablemente debido a que los fenómenos de El Niño y La Ninã sobre el afloramiento de Cabo Frio disminuyeron su intensidad (ver ítem 3.1.2). Estudios1 del sistema carbonatado realizados en el Atlántico Sur (Cuenca Oceánica Sergipe/Alagoas, Brasil) mostraron un agua más corrosiva de SACW (250 m de profundidad), con los siguientes valores: pH = 7,74 mol/kg-sol; ρCO2 = 953 µmol/kg; ΩCa = 1,9; DO = 146 µmol/kg y ΩAr = 1,2. Otro estudio65 señaló el efecto de los eventos de surgencia sobre el estado de saturación de aragonito, mostrando valores más bajos (2.97–3.44) en comparación con el área no afectada por surgencia (4.45–3.57). Un estudio anterior5 también describió el mismo efecto corrosivo del agua acidificada aflorada en la plataforma continental. Todos estos autores sugirieron el efecto corrosivo de las aguas afloradas (pH < 7,75 y ΩAr < 1,0).

Recientemente, las áreas costeras han estado atrayendo una atención significativa debido a los flujos de CO274,75,76,77. Estos investigadores generaron estos flujos de CO2 motivados por los intentos de comprender el efecto que tiene el CO2 en la acidificación de los océanos y el papel de las áreas costeras en el secuestro de CO2. Independientemente de sus motivaciones, los valores generados por estos flujos de CO2 son inexactos en cuanto a la interfaz entre el agua y el aire2,61,78. De hecho, los componentes físicos fundamentales K, como el número de Schmidt y el coeficiente de intercambio gaseoso (KT) de la ecuación de flujo, están limitados cuando se consideran en experimentos de campo una vez que se generan empíricamente en condiciones de laboratorio controladas. Dicho K no considera otros factores que interactúan con el flujo de CO2, tales como: interfaz de turbulencia de agua/aire, burbujas de aire, sustancias tensioactivas y precipitación. ¿Cuál es el error asociado para estimar el caudal con estos factores físicos que no se consideran y las condiciones de laboratorio asumidas? El flujo promedio de CO2 del agua a la atmósfera en este trabajo fue de 0,12 mmol/m2/día, que es relativamente bajo en comparación con el estero de Caravelas (5–1,377 mmol/m2/día)16, y el flujo promedio de CO2 encontrado en aguas afloradas frente a la costa de Chile (1,6–2,19 mmol/m2/dia)79.

Este estudio presentó nuevos datos preliminares sobre la dinámica de "acidificación" en el afloramiento de Cabo Frio regida por los fenómenos de El Niño y La Niña, que controlan la TSM. Además, demostró la importancia de implementar estudios estacionales con protocolos que involucren técnicas analíticas más sensibles con mayor precisión y menor costo para generar más datos y promover el conocimiento sobre el sistema carbonatado a lo largo de la costa brasileña1.

La Oscilación del Sur de El Niño podría afectar la intensidad del afloramiento al elevar la TSM. Este fenómeno climático influye en el sistema carbonatado ya que estos parámetros se ven afectados por la SACW. El carbonato de calcio parece ser el responsable del aumento de los valores de TA en todas las estaciones estudiadas. Por otro lado, en la estación S1, la DIC estuvo influenciada por las concentraciones de bicarbonato de las aguas de afloramiento. En el muestreo temporal (S2), no se observó el efecto de la luz solar sobre los parámetros del sistema carbonatado durante 12 h.

Por último, los resultados de nuestro estudio enfatizan la importancia de los fenómenos ENOS, y el ciclo nodal debe ser considerado en los estudios de acidificación de los océanos en áreas de resurgimiento. Los estudios interdisciplinarios con la implementación de un protocolo específico para escalas temporales y estacionales son necesarios para comprender los efectos sobre la biota y respaldar los modelos de cambio climático.

Los conjuntos de datos utilizados y/o analizados durante el estudio actual están disponibles del autor correspondiente a pedido razonable.

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Los autores declaran que no recibieron fondos, subvenciones u otro apoyo durante la preparación de este manuscrito. Todos los autores certifican que no tienen afiliaciones ni participación en ninguna organización o entidad con intereses financieros o no financieros en el tema o los materiales discutidos en este manuscrito.

Programa de Posgrado en Dinámica de los Océanos y la Tierra, Universidad Federal Fluminense, Niteroi, 24230-971, Brasil

Carlos Augusto Ramos e Silva, Livia Viana de Godoy Fernandes, Thaise Machado Senez Mello & Nicole Silva Caliman Monteiro

Departamento de Biología Marina, Universidad Federal Fluminense, Niteroi, 59075-970, Brasil

Carlos Augusto Ramos e Silva

Centro de Estudios de Agua, Biomasa y Petróleo (NAB), Universidad Federal Fluminense, Niterói, 24210-330, Brasil

Carlos Augusto Ramos e Silva, Humberto Marotta, Anderson Araújo Rocha & Raimundo Nonato Damasceno

Escuela Agrícola de Jundiaí, Universidad Federal de Rio Grande do Norte, Macaíba, 59280-000, Brasil

Flavo Elano Soares de Souza

Laboratorio de Procesos Sedimentarios y Ambientales (LAPSA), Universidad Federal Fluminense, Niterói, 24210-346, Brasil

Humberto Marota

Instituto de Investigaciones Marinas Almirante Paulo Moreira, Arraial do Cabo, 28930-000, Brasil

Flavio da Costa Fernandes, Ricardo Coutinho & Lohengrin Dias de Almeida Fernandes

Laboratorio de Ecosistemas y Cambio Global (LEMG), Laboratorio Internacional de Cambio Global (LINCGlobal), Niterói, Brasil

Ludmila Caetano dos Santos

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CAReS—Administración del proyecto, conceptualización, metodología, estudio de campo, adquisición de datos, investigación, redacción (borrador original y revisión), supervisión y validación. LVGF: recopilación de datos, análisis formal, redacción (borrador original). FESS—Análisis formal, redacción (borrador original, revisión y edición). HM: estudio de campo, preparación de muestras, adquisición de datos y redacción (borrador original). FCF: estudio de campo, preparación de muestras, adquisición de datos y redacción (borrador original). TSS-M.— Curación de datos, visualización, redacción (borrador original, revisión, edición y validación final), agente presentador. NSCM—Análisis formal, redacción (borrador original). AAR—Análisis formal, redacción (borrador original). RC—Adquisición de datos, análisis formal, conceptualización, supervisión y validación. LDAF: adquisición de datos, análisis formal e investigación. RND—Investigación, supervisión, validación, redacción (revisión y edición). LCS: adquisición de datos, análisis formal y redacción (borrador original). Todos los autores comentaron sobre versiones anteriores del manuscrito. Todos los autores leyeron y aprobaron el manuscrito final.

Correspondence to Carlos Augusto Ramos e Silva.

Los autores declaran no tener conflictos de intereses.

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Reimpresiones y permisos

Silva, CARe, de Godoy Fernandes, LV, de Souza, FES et al. Sistema carbonatado en la surgencia de Cabo Frio. Informe científico 13, 5292 (2023). https://doi.org/10.1038/s41598-023-31479-x

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Recibido: 24 noviembre 2022

Aceptado: 13 de marzo de 2023

Publicado: 31 de marzo de 2023

DOI: https://doi.org/10.1038/s41598-023-31479-x

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