Los valores de CID* y de δ C!"#∗
!" calculados representan la concentración de CID y su
composición isotópica, producto de la combinación de la disolución y liberación de CO2
entre la atmósfera y el océano y de la fijación neta de CID por productividad primaria en una masa de agua durante el periodo en que esta estuvo en contacto con la superficie por última vez (Körtzinger et al. 2003). A temperaturas menores del agua superficial durante el intercambio de CO2 con la atmósfera, mayor es el nivel de fraccionamiento
(Broecker y Maier-Reimer, 1992, Lynch-Stieglitz et al. 1995) lo cual resulta en CID más enriquecido en 13C y por lo tanto valores más pesados de δ C!"#∗
!" en las aguas
superficiales frías que se encuentran en altas latitudes. Por otro lado la productividad primaria, al tiempo que disminuye la concentración de CID de las aguas en superficie, fija preferentemente 12C, haciendo el reservorio de CID oceánico más enriqueciendo en
13C y por lo tanto con valores más positivos de δ C !"# ∗
!" (Lynch-Stieglitz et al. 1995 y
Körtzinger et al. 2003). Finalmente también depende de cuándo se sumergió la masa de agua, debido a la variación en la composición isotópica del δ C!"#
!" por el efecto
Suess. El cambio en el δ C!"#
!" , de -6.5‰ hasta -8.5‰ desde la Revolución Industrial
(Scripps CO2 program, figura 1), se ve reflejado consecuentemente en la composición
isotópica del CID preformado en cada masa de agua. Las masas de agua que llevan sumergidas más tiempo tuvieron una fuente de CO2atm con una composición isotópica
más pesada que las que han estado en contacto con la atmósfera más recientemente (Schmittner et al. 2013). Este efecto se observa en los valores superficiales medidos en el Atlántico (Gruber et al. 1999, figura 32) donde se observa que los valores de invierno en latitudes de formación de las masas de agua SACW y AAIW son hasta 0.3‰ más pesados que los valores superficiales en las zonas de formación de las masas de agua NACW y NADW. Este efecto también se evidencia en los valores superficiales preindustriales modelados por Schmittner et al (2013) donde se observa que los valores de δ C!"#
!" son en general más pesados en el Atlántico Sur que en el Atlántico Norte (figura 10).
Los valores de CID* y de δ C!"#∗
!" de la masa de agua GCW de 2092 µmol/kg y 1.16‰,
respectivamente posiblemente reflejan los valores CID y δ C!"#
superficial durante el periodo de mezcla en invierno, cuando se mezclo con la masa de agua GCW. Los valores preformados estimados para el GCW son mayores que los valores medidos in situ en las aguas superficiales del GM por dos posibles razones:
- En invierno cuando la temperatura superficial del GM disminuye, la solubilidad del CO2 aumenta, aumentando la concentración de CID y por procesos de
fraccionamiento los valores de δ C!"#
!" serían consecuentemente más pesados.
El agua de los 18° tiene valores de δ C!"#∗
!" 0.5‰ más bajos que los de la masa de
agua NACW. Esto se puede explicar en parte por su mayor temperatura, tomando en cuenta la disminución de aproximadamente 0.1‰ por °C de aumento (Zhang et al. 1995), la diferencia de aproximadamente 4°C entre la masa de agua de los 18° puede causar una diferencia de 0.4‰. Los valores relativamente ligeros de δ C!"#∗
!" en la masa
de agua de los 18° también se explican por que se estimó que contiene una aporte de CID de origen antropogénico mayor que las masas de agua más profundas.
Las masas de agua SACW y AAIW tienen valores de δ C!"#∗
!" más altos (2.22 y 2.31‰,
respectivamente) y concentraciones de CID* más bajas ( 2072 y 2083 µmol/kg, respectivamente) que las masas de agua del Atlántico Norte NACW y NADW (1.99 y 2.07‰ y 2091 y 2100 µmol/kg respectivamente). Esto puede deberse a dos factores: Que la productividad primaria sea relativamente más débil en invierno en el Atlántico Norte (Peng et al.1987, Griffith et al. 2012) en comparación con la productividad primaria en invierno en el Océano Austral (Murnane et al. 1999), y por lo tanto la mayor productividad primaria en las masas de agua del Océano Austral disminuye las concentraciones de CID y deja al CID restante con una composición isotópica más pesada que la del CID del Atlántico Norte. Adicionalmente, el agua del Atlántico Norte puede tener valores relativamente más ligeros de δ C!"#∗
!" que los del agua del Atlántico
Sur debido a el largo tiempo de equilibrio con la atmósfera que tienen las aguas que dan origen a las masas de agua NACW y NADW durante su trayecto desde las altas latitudes del Atlántico Norte hasta su zona de hundimiento, con lo cual se reduce el efecto de la productividad primaria sobre la composición isotópica del CID (Lynch- Stieglitz et al. 1995).
Una forma de confirmar la validez de nuestros datos fue comparar los valores
preformados calculados en las estaciones del interior del GM contra los valores δ!" C!"#
superficiales medidos cerca de las zonas de formación de cada masa de agua. Los valores calculados de δ C!"#∗
!" son los valores que teóricamente tenía el CID en cada
masa de agua justo antes de sumergirse, por lo que estos valores pueden ser comparables con los valores de δ!" C!"# medidos en la superficie de las zonas de
formación de cada masa de agua. En 1999 Gruber y colaboradores sintetizaron los valores de δ!" C!"# de las aguas superficiales obtenidos en el Atlántico en diferentes
campañas oceanográficas durante la década de 1980. Aunque estas determinaciones no se hayan realizado en la misma longitud de formación de las masas de agua de interés, casi no existe diferencia longitudinal en los valores superficiales de δ!" C!"# (Tagliabue y Bopp, 2008), por lo que se considera útil comparar los valores de δ C!"#∗
!"
calculados en este trabajo con los valores de δ!" C!"# reportados en las latitudes de
formación de las diferentes masas de agua (figura 32). En esta figura se incluye el valor de δ!" C!"#!"#$%&'()"$*+ estimado por Schmittner et al. (2013) para poder compararlos.
Figura 32. Comparación de los valores 𝛅 𝐂∗
𝟏𝟑 calculados para cada masa de agua con los valores 𝛅𝟏𝟑 𝐂𝐂𝐈𝐃 medidos en las aguas superficiales del Atlántico (modificado de Gruber et al. 1999) y con
valores 𝛅𝟏𝟑 𝐂𝐂𝐈𝐃 superficiales preindustriales (obtenidos de Schmittner et al. 2013).