ESTUDIO DE AEROSOLES ATMOSFERICOS

TEMA:        ESTUDIO DE AEROSOLES ATMOSFERICOS

1. CONCEPTOS
2. EFECTOS
3. MEDICIÓN
4. DETERMINACIÓN DEL ESPESOR ÓPTICO DE AEROSOL

INSTRUMENTAL Y EQUIPOS

Para la determinación del espesor óptico de aerosol, se utilizó un fotómetro solar SP02-L (Middleton Inc. Australia) (Middleton Solar, 2004); este instrumento puede ser utilizado para observaciones de aerosol, ozono y vapor de agua. Para la configuración del aerosol el SP02-L tiene 4 canales en las longitudes de onda de 412, 500, 675 y 862 correspondientes a la radiación visible. Estos canales espectro-piroheliometros se encuentran axialmente alineados en un recinto herméticamente cerrado, los mismos que actúan simultáneamente cuando el instrumento es alineado directamente al sol utilizando un point, dando una resolución fina de indicación del espesor óptico de aerosol en la atmósfera.

La versión SP02-L tiene un bandpass de 10 nm, y un fieldwiew (vista de campo) de 2.5º,  las señales de salida tienen un rango de -0.05 a 4.50 VDC, adicionalmente tiene una salida de temperatura interna (10mV/1ºC). La temperatura de operación del fotómetro solar es de -30ºC a 70 ºC.

Las concentraciones de la columna total de ozono se obtuvieron del fotómetro -Microtops II (Solar Light).

MÉTODOS

Espesor óptico de aerosol

El espesor óptico de aerosol es determinado para las longitudes de onda de 412, 500 675 y 862 nm, a partir del espesor óptico total  (ττ), el cual es la suma de los espesores ópticos del  aire (dispersión Rayleigh, τRay), ozono (τO3) y aerosoles (τAOD), de allí que se obtiene la ecuación para el espesor óptico de aerosol (Bodhaine, 1999). La secuencia de ecuaciones se basa en el cálculo de los tres primeros espesores ópticos.

[pic 1]                (1)

La determinación del espesor óptico total esta basada en la Ley de Lambert-Beer, la cual explica la atenuación de la radiación solar al paso por la atmósfera (Vitale y Tomasi, 1998).

[pic 2]                (2)

donde R es el factor de corrección distancia sol-tierra, Iλ, es la intensidad de radiación observada a una longitud de onda (λ), a nivel de la superficie del suelo; Ioλ es la intensidad de radiación en el tope de la atmósfera, obtenido gráficamente por el método de Langley (Reagan y col, 1984), para una λ en particular; y m es la masa del aire determinado por la secante del ángulo cenit solar.

El método de Langley esta basado en el principio de extinción espectral y la ley de Beer – Lambert Bouguer. En este método las observaciones de radiación son ploteados como una función de la masa de aire. La pendiente de la regresión lineal resultante es (τt) y la radiación correspondiente a m igual a cero es la Ioλ.

Estudios realizados indican que al menos 20 ajustes son necesarios, debido a que variaciones monótonas en el τAOD dan lugar a errores sistemáticos en la determinación del Io por el método de Langley, pues estos errores son imposibles de detectar en un solo ajuste (Reagan, 1986, Terez, 2003). Por ello, para asegurar un adecuado voltaje de Io extraterrestre se realizaron 7 ajustes a partir de los cuales obtuvo un promedio, esto es también recomendado por (Slusser y col, 2000), para poder determinar el τAOD con un error absoluto de 0.01-0.02. En condiciones de baja turbiedad este error absoluto puede significar un error relativo superior al 10% en el τAOD (Wehrli, 2000).

El espesor óptico del aire conocido como el de Rayleigh, es calculado utilizando la ecuación de (Dutton y col., 1994):

[pic 3]        (3)

donde, P es la presión de sitio (~986 en mb), Po, presión atmosférica estándar 1013.25 mb y  λ la longitud de onda en micrómetros.

El espesor óptico de ozono, esta en función de la concentración de la columna total de ozono (Ω) en UD obtenido con el Microtops II y el coeficiente de absorción de ozono (σ).

[pic 4]                (4)

Para las longitudes de onda de 412, 500, 675 y 862 los coeficientes de absorción son 0.001996295, 0.000909956, 0.000271087 y  0.000101433 respectivamente, estos valores fueron proporcionados por el Dr. Joseph Michelsky de la NOAA vía e-mail.

Coeficiente o Exponente Angstrom

Para poder estudiar el tipo de aerosol, es necesario calcular el exponente ángstrom, este es determinado según la definición de Ángstrom (Ángstrom, 1964), por la siguiente relación:

[pic 5]                (5)

También es posible determinarlo, realizando un ploteo potencial entre el espesor óptico de aerosol versus la longitud de onda para cada instante. La regresión potencial esta dada por la ecuación del AOD en función de los parámetros de turbidez atmosférica β y el exponente Ángstrom α, (Fig.2).

[pic 6]                (6)                                

Figura 2: Regresión potencial aplicado a una serie espectral de AOD.

[pic 7]

De los resultados espectrales del espesor óptico de aerosol es posible determinar el tamaño relativo de las partículas que conforman el aerosol. El tamaño relativo se deriva evaluando el α definió por una ley de poder, formulado según la ecuación anterior. Los resultados más altos serán un indicativo de partículas más pequeñas, dado que el α es inversamente proporcional a la media del tamaño de partícula y tiende a tener los valores mas bajos cuando el AOD se incrementa (Otero y col., 2002).

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