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INTRODUCCIÓN
Los aerosoles atmosféricos son partículas sólidas o liquidas suspendidas en la atmosfera y, aunque constituyen una pequeña porción de esta, tienen gran importancia por el potencial de influir significativamente en la salud humana, la calidad del aire y el clima, tanto a escala regional como global (Haywood and Boucher, 2000; Kaskaoutis et al., 2007). Estas partículas constituyen un sistema dinámico complejo de gran variabilidad espacial y temporal, causada por la naturaleza de su origen y por su dependencia de las condiciones meteorológicas y atmosféricas prevalecientes. Los aerosoles antropogénicos y naturales son componentes atmosféricos importantes, contribuyen significativamente al balance de radiación de la Tierra a través de sus efectos directos en la dispersión y absorción de la radiación solar y en su influencia en la microfísica de la nube, al modificar su albedo y tiempo de vida (efectos indirectos).
A pesar del progreso obtenido durante las últimas décadas en la comprensión de las consecuencias de los aerosoles sobre el clima, aún causan incertidumbre a escala global. (Remer and Kaufman, 2006; Yu et al., 2006; IPCC, 2007). Para disminuir dicha incertidumbre es necesario estimar sus efectos radiativos y lograr una mejor caracterización de sus propiedades físicas y ópticas. Con este fin, se han desarrollado técnicas de medición tanto en superficie como satelitales, entre ellas la medición del espesor óptico utilizando fotómetros solares, como los empleados en la red AERONET (Holben et al., 2001) han permitido obtener de forma fiable y continua las propiedades físicas y ópticas de las partículas en la atmosfera.
El espesor óptico de los aerosoles (EOA) es un parámetro importante que caracteriza la extinción integral de la radiación solar sufrida en su tránsito a través de la atmósfera. La medición en múltiples longitudes de onda ayuda a caracterizar la distribución espacial y temporal, así como la distribución por tamaño de las partículas, la contribución natural y antrópica, el forzamiento radiativo, la visibilidad y el oscurecimiento global. Estos aspectos necesitan de un monitoreo continuo, a largo plazo, de los parámetros de los aerosoles en distintas localidades, para estudiar sus variaciones estacionales, interanuales y a largo plazo, y finalmente tener una caracterización global su la influencia. Las observaciones realizadas en Camagüey con un fotómetro manual Microtops II, sirven a este fin y contribuyen a disminuir la incertidumbre sobre el clima de estas partículas. El presente trabajo tiene como objetivo caracterizar algunas de las propiedades ópticas de los aerosoles sobre la ciudad de Camagüey (CMW) y el Centro Meteorológico Provincial (CMP).
MATERIALES Y MÉTODOS
De febrero del 2011 a diciembre del 2016 se llevaron a cabo mediciones del espesor óptico de los aerosoles (EOA) en el centro de la ciudad de Camagüey (CMW) y en el Centro Meteorológico (CMP), situado a aproximadamente a 8 Km de dicha urbe (Figura 1). Estas mediciones se realizaron de forma alterna e irregularmente utilizando un único fotómetro Microtops II, durante 167 días (1934 observaciones) en la CMW y 284 días (2227 observaciones) en el CMP.
El fotómetro manual Microtops II, No 12579, manufacturado en la Solar Light Co. de los E.U. mide el EOA en las longitudes de onda de 380, 500, 870, 936 y 1020 nm con un FWHM de ±4nm en la longitud de onda UV y de 10nm en las longitudes de onda del visible y el infrarrojo cercano. Consta de 5 colimadores ópticos, con un campo visual total de 2.5º que permite reducir la penetración de la luz dispersada, posibilita, además, colimar el sol a través de un blanco solar, de manera que cuando está centrado en dicho blanco, todos los canales ópticos están perfectamente alineados apuntando de forma directa al disco solar. La exactitud de colimación es superior a 0.1o y la estabilidad de los filtros supera los 0.1 nm/año. Cada canal del Microtops tiene fijado un filtro interferencial de banda estrecha y un fotodiodo específico para cada longitud de onda. La señal eléctrica de los 5 fotodetectores es amplificada y convertidas a forma digital, un microprocesador calcula automáticamente el EOA en las 5 longitudes de onda. La incertidumbre en el cálculo del EOA en cada canal es de aproximadamente ±0.02 siguiendo estrictamente los procedimientos de medición del Microtops (Morys et. al., 2001).
El fotómetro se calibró empleando el método de Langley (Figura 2), este procedimiento se basa en la ley de Bouguer-Lambert:
donde Iλ es la irradiación medida al nivel del suelo, Ioλ es la irradiación extraterrestre corregida a la distancia tierra-sol, m - la masa óptica relativa y τλ el espesor óptico de la atmósfera. Aplicando el logaritmo natural de (1) se obtiene:
Asumiendo que el instrumento posee una respuesta lineal, la irradiación puede ser sustituida por el voltaje del sensor y (2) toma la forma:
donde Vλ - respuesta del instrumento en mV a una medición realizada en la superficie del suelo y Voλ es el registro del instrumento si la observación se realiza fuera de la atmósfera. Para emplear el método de Langley se toma una serie de mediciones de Vλ en un intervalo de m, durante el cual τλ permanece estable alrededor de un valor medio, luego se construye un gráfico de m vs Vλ y se aplica un ajuste lineal por el método de los mínimos cuadrados. La ecuación de la recta obtenida se extrapola hasta el eje de las ordenadas (m=0) y se obtiene el valor de Voλ que constituye la constante de calibración del fotómetro, mientras que la pendiente de la regresión lineal resultante es τλ (Dutton et. al., 1994; Toledano, 2006). El procedimiento aplicado para determinar Voλ es similar al empleado por Porter et. al., 2001. Primeramente, se ajustó la recta a los datos disponibles, los puntos que cayeron por encima del 0.1% fueron eliminados. Luego, a los datos restantes se ajusta la recta y se continúa con el procedimiento hasta que todos los puntos caen dentro del 0.1% de la línea. En la figura 2 se muestra un ejemplo del método de Langley para los canales de 380, 500, 870 y 1020 nm.
La Tabla 1 muestra los coeficientes de las calibraciones originales (Vo) y los hallados por el método de Langley (Vof). La diferencia entre los coeficientes de calibración, no supera el 1%, por lo que se decidió mantener los coeficientes originales en el cálculo del espesor óptico.
Tabla 1 Coeficientes de calibración original (Vo) y obtenidos por el método de Langley (Vof) y el % de las diferencias del MicrotopsII.
| 380nm | 500nm | 870nm | 1020nm | |
|---|---|---|---|---|
| Vo | 2048.78000 | 937.29680 | 698.54530 | 1203.51300 |
| Vof | 2067.71622 | 938.51609 | 694.50544 | 1209.78750 |
| % Dif | 0.924 | 0.130 | -0.578 | 0.521 |
En el CMP se encuentra instalado un fotómetro CIMEL perteneciente a la red RIMA que es calibrado periódicamente. Para comparar las mediciones de ambos instrumentos y comprobar la calidad de las observaciones del MICROTOPS II, se tomaron mediciones realizadas en ±30 segundos. Los resultados se muestran en la figura 3, donde se observa que los coeficientes de regresión de los canales coincidentes en ambos instrumentos están por encima de 0.80. El canal de 1020 nm presenta la peor correlación (0.82), este resultado puede estar influenciado por variaciones en el contenido de vapor de agua en los intervalos de comparación, el canal no se utilizará en este trabajo.
La dependencia espectral del EOA típicamente se aproxima empleando la fórmula de Angstrom bajo la premisa de que la extinción de la radiación solar por los aerosoles es una función continua de la longitud de onda. La fórmula derivada empíricamente tiene la forma:
donde τ(λ) es el EOA medido a la longitud de onda λ (µm), β se conoce como coeficiente de turbidez, representa el contenido de aerosoles en la atmósfera y es igual al espesor óptico a la longitud de onda de 1 µm, mientras que α es el exponente de la longitud de onda (relacionado con la distribución de tamaño de las partículas de aerosoles). Valores altos de α (por encima de la unidad) se relacionan con la presencia mayoritaria de partículas finas. Cuando las partículas de aerosoles son muy pequeñas, del orden de tamaño de las moléculas de aire, α se aproxima a 4 y debe tomar valores cercanos a cero cuando se está en presencia de partículas de gran tamaño. Aplicando el logaritmo a ambos miembros de (4), se obtiene:
La obtención de α es posible utilizando 3 métodos diferentes como se describe en Cachorro et. al., 1987. El más preciso es a través del ajuste lineal de (5) que es el método empleado en este artículo, utilizando el intervalo de longitudes de onda de 380-870 nm.
La validez de la fórmula de Angstrom (4) se cumple para un limitado rango de partículas donde tiene lugar una extinción significativa y, además, la variación espectral del índice de refracción no impone variaciones significativas sobre el factor de extinción de Mie (Kaskaoutis et. al., 2007, Eck et. al., 1999).
Cuando la distribución de tamaño de los aerosoles es multimodal, la dependencia espectral del EOA no sigue la ley de Angstrom (Eck et. al., 1999). Por tanto, se espera la desviación de la linealidad de los datos de ln τλ versus ln λ. Una relación empírica más precisa entre la extinción de los aerosoles y la longitud de onda se obtiene con el ajuste de un polinomio de segundo orden (Eck et. al., 1999, Pedros et al., 2003; Kaskoutis y Kambezidis, 2006):
Donde a2, a1 y a0 son constantes. El coeficiente a2 representa la curvatura observada en la distribución espectral del EOA cuando el ln τλ versus ln λ es graficado. La curvatura es un indicador del tamaño de las partículas de aerosoles. Si la curvatura es positiva indica que la distribución de tamaño es dominada por aerosoles gruesos, mientras curvaturas negativas indican la presencia de aerosoles finos (Eck et. al., 1999, Schuster et. al., 2006). Los valores cercanos a cero son indicativos de una distribución bimodal de los aerosoles con una contribución similar de los aerosoles finos y gruesos. En este trabajo se emplea el polinomio (6) para obtener, por interpolación, el EOA en las longitudes de onda de 440 y 675nm para los casos con r2 >0.95.
RESULTADOS Y DISCUSIÓN
En la figura 4 se muestran las variaciones medias del EOA en las longitudes de onda 380, 500 y 870 nm en los períodos lluvioso (mayo-octubre) y poco lluvioso (noviembre-abril) obtenidas en el centro urbano (Figura 4a) y en el Centro Meteorológico (Figura 4b), a partir de las observaciones realizadas entre el 2011 y el 2016. Las líneas verticales representan la desviación estándar de la media de las observaciones.
Figura 4 Variación espectral media del espesor óptico de los aerosoles durante los períodos lluvioso y poco lluvioso en a) ciudad de Camagüey y b) Centro Meteorológico Provincial.
El decrecimiento del EOA se observa con el incremento de la longitud de onda, lo cual es consistente con la teoría de Mie. Los valores más elevados se distinguen en los 380 nm, en particular en la ciudad, indicando una mayor presencia de aerosoles finos, en este sitio con respecto al CMP, producto de la actividad antropogénica. Es evidente que hay una dependencia relativa entre la longitud de onda y el EOA. Este último decrece en dirección a las longitudes de ondas más largas, independientemente del período del año que se analice, fenómeno asociado tanto a la presencia de partículas finas como gruesas.
La presencia de elevadas concentraciones de partículas finas incrementa la dispersión de la radiación solar, son dispersores selectivos, por esta causa los valores del EOA alcanzan valores elevados en las longitudes de onda corta. Por otra parte, las partículas gruesas contribuyen de manera similar al EOA en ambas longitudes de onda. La variación espectral del EOA es un indicativo de los cambios en el tamaño de las partículas, constituye un parámetro clave que permite determinar en qué medida los aerosoles influencian directamente en el balance radiativo del sistema tierra-atmósfera. Depende de la abundancia de aerosoles en la columna, de su distribución de tamaño y del índice de refracción.
En la figura 4 se observa que, en ambos sitios de mediciones, el EOA es superior durante el período lluvioso, siendo ligeramente menor en el CMP con relación a la ciudad. La desviación estándar es mayor en el CMP, hecho que indica una mayor variabilidad diaria de las características de los aerosoles en este sitio con respecto a CMW. También, esta variabilidad es mayor durante el período lluvioso, en ambos lugares. El EOA en la ciudad durante el período lluvioso, en los 380, 500 y 870 nm, alcanza los valores de 0.21±0.10, 0.18±0.10 y 0.13±0.09 respectivamente; en el período poco lluvioso los valores correspondientes al EOA en las longitudes de onda señaladas son 0.16±0.09, 0.12±0.06 y 0.06±0.04. En el caso del CMP estos valores son 0.18±0.12, 0.16±0.10 y 0.10±0.09 para el período lluvioso y de 0.13±0.09, 0.10±0.09 y 0.06±0.06 respectivamente, para el período poco lluvioso.
Los valores más elevados del EOA durante el periodo lluvioso se explican por el incremento de la turbulencia a causa de los procesos convectivos que tienen lugar durante los meses estivales, producto del mayor calentamiento diurno. Estos procesos conducen al ascenso de gran cantidad de aerosoles de la superficie y su mezclamiento en la atmosfera, así como a procesos que conllevan a la modificación de sus propiedades (envejecimiento, coagulación entre otros). En tanto, los menores valores del EOA durante el periodo poco lluvioso están condicionados a la influencia sobre el territorio del sistema de altas presiones migratorias que trae aire seco y limpio sobre el sitio de medición, además, el anticiclón no favorece el desarrollo de procesos convectivos intensos, provocando que la masa de aerosoles no se mezcle en profundidad en la atmósfera.
Por otra parte, la variabilidad se expresa en que las propiedades de los aerosoles pueden ser modificadas sustancialmente por la advección de partículas desde lugares más o menos alejados de los puntos de medición, bajo condiciones favorables del viento. Incrementos en el EOA se observan durante la llegada del polvo de Sahara al territorio, principalmente de marzo a septiembre (Mojena et. al., 2015) donde es más frecuente la llegada de estas partículas al territorio nacional. En el período poco lluvioso dicha variabilidad pudiera estar asociada a la presencia de aerosoles producto de incendios forestales, quema de pastizales o de desechos agrícolas, entre otros.
En la figura 5 se muestra el coeficiente de Angstrom (α) y el coeficiente de turbidez (β) promedio obtenidos a partir de la fórmula (4). El coeficiente de turbidez en ambos sitios es mayor durante el verano que ratifica lo observado en la figura 4 y alcanza en este período el valor de 0.25±0.12 en la ciudad, mientras que en el CMP es de 0.23±0.14. Durante el período poco lluvioso este coeficiente alcanza el valor de 0.21±0.13 en la ciudad y de 0.17±0.11 en el Centro Meteorológico. Por otra parte, se observan diferencias entre la ciudad y el CMP cuando observamos los valores que alcanza el coeficiente de Angstrom en ambos sitios. En la ciudad es mayor durante el período poco lluvioso (> 1) indicando el predominio de aerosoles finos en esta época del año, por el contrario, durante el período lluvioso predomina la mezcla de ambos tipos de aerosoles. En el CMP no hay diferencia significativa entre los valores de α durante ambos periodos.
Figura 5 Variación media del α380-870 y de β durante los períodos lluvioso y poco lluvioso en a) ciudad de Camagüey y b) Centro Meteorológico Provincial.
La presencia de aerosoles gruesos en la ciudad durante el periodo lluvioso puede estar condicionado por varios factores, determinados por una actividad convectiva intensa. La liberación de partículas gruesas al espacio esta favorecida por la existencia de espacios abiertos no asfaltados en la ciudad, también favorecen este proceso las actividades constructivas, el tráfico vehicular por el área de medición con la emisión de partículas gruesas, producto de una combustión incompleta por la utilización de combustibles de mala calidad o de motores poco eficientes. También tiene lugar la deposición de excremento por la utilización de transporte con tracción animal, esta deposición bajo la intensa luz solar se seca y luego es liberada al espacio por la fuerza del viento y el paso de los vehículos. Por otra parte, la prevalencia de humedad relativa alta favorece el crecimiento de las partículas de aerosoles mediante los procesos de coagulación y envejecimiento. En el período poco lluvioso, a pesar de continuar existiendo muchas de estas condiciones, la cantidad de aerosoles gruesos es menos significativa por la actividad convectiva menos intensa, además, disminuyen los procesos que provocan el crecimiento de los aerosoles, al existir menor humedad durante este periodo.
En el CMP los valores del coeficiente de Angstrom prácticamente no se diferencian entre si durante ambas temporadas (0.83 en el periodo lluvioso y 0.85 en el poco lluvioso), aunque cualitativamente existen diferencias como se verá posteriormente.
En la figura 6a se muestra la frecuencia relativa del EOA500, durante el periodo lluvioso, en la ciudad de Camagüey. La mayoría de los valores del EOA500 se encuentra entre los valores de 0.05 y 0.20, con valor modal entre 0.10-0.15. En el período poco lluvioso los valores caen en el mismo rango (0.05-0.20), pero el pico se encuentra entre 0.05-0.10, o sea hay un corrimiento hacia la izquierda, que representa cielos más limpios. En esta etapa los valores del EOA500 se encuentran más concentrados, la variabilidad es menor que en período lluvioso, mostrando atmosferas más estables. En el periodo lluvioso es mayor la dispersión del EOA500 como se muestra en la figura 6b, esta dispersión es provocada por los procesos que tienen lugar en la atmósfera y que se describieron anteriormente.
Figura 6 Distribución de frecuencias del EOA500 durante el periodo lluvioso en a) CMW y c) CMP y durante el período poco lluvioso en b) CMW y d) CMP.
En el CMP la distribución de frecuencias (Figura 6c) muestra que, durante el periodo lluvioso, el pico se alcanza en el intervalo de 0.05 -0.10, el 76 % de los casos se encuentra entre 0.05 y 0.20, también se observa una mayor dispersión en los valores del EOA500. En el periodo poco lluvioso (Figura 6d), muestra similitud entre los dos puntos de medición, encontrándose el máximo de los casos en el rango 0.05-0.10 y el 89% de los casos se encuentra entre 0.05-0.20.
Valores de fondo tan bajos como 0.01 se pueden encontrar en los días claros, en el período poco lluvioso, especialmente cuando el anticiclón migratorio influye sobre Cuba. En este período arriban masas de aire de origen polar, son frecuentes los cielos despejados por la influencia anticiclónica, con atmósferas bastante limpias.
En la figura 7a aparece la distribución de frecuencias del exponente de Angstrom α380-870, para la ciudad de Camagüey durante el período lluvioso. El mayor número de casos corresponde al intervalo 0.2-0.4 con el 24% del total, mientras que el 58% de los casos se encuentra por debajo de 0.8. Esta distribución indica una contribución ligeramente más elevada de aerosoles gruesos durante el periodo lluvioso en la ciudad de Camagüey, que corrobora lo ya expuesto anteriormente. En el período seco del año (figura 7b) prevalecen las partículas finas, en este caso el coeficiente de Angstrom se encuentra por encima de 1.0 en el 67% de los casos.
Figura 7 Distribución de frecuencias del α380-870 durante el periodo lluvioso en a) CMW y c) CMP y durante el período poco lluvioso en b) CMW y d) CMP.
En las figuras 7c y d aparecen las distribuciones de frecuencia para el CMP, puede observarse que existen diferencias en relación a las distribuciones de CMW. Si bien en la ciudad las distribuciones de frecuencias están agrupadas en extremos opuestos de los gráficos, en el CMP no ocurre así. También, como se destacó anteriormente, el valor medio de α380-870 prácticamente no difiere entre un período y otro. La distribución de frecuencias aparece más “aplanada” en el período lluvioso, indicando una presencia bastante equilibrada de aerosoles finos y gruesos, con un ligero predominio de estos últimos (59% vs 41%).
Durante el período lluvioso la distribución de frecuencias es multimodal con un pico máximo en el intervalo 0.2-0.4 y la mayor cantidad de casos distribuidos hacia los extremos del gráfico (figura 7c), en el período poco lluvioso la distribución es unimodal con la mayor cantidad de casos alrededor del pico máximo en el intervalo 1.0-1.2. En resumen, en el CMP existe un equilibrio entre ambos tipos de aerosoles.
En la figura 8 se muestra el diagrama de dispersión del EOA500 vs α380-870. El empleo de los diagramas de dispersión para discriminar los diferentes tipos de aerosoles se ha empleado ampliamente (Toledano et al., 2007). Este método consiste en delimitar ciertas áreas en el diagrama de acuerdo a valores limites o frontera obtenidos del EOA500 y α380-870 para diferentes tipos de aerosoles en varias regiones del mundo y se basa en la sensibilidad de los dos parámetros a diferentes propiedades microfísicas de los aerosoles.
Mientras que el EOA500 depende de la carga de aerosoles en la columna de la atmosfera, α380-870 caracteriza la distribución de tamaño de las partículas, por tanto, el diagrama de dispersión EOA500 vs α380-870 indica cualitativamente la cantidad y dimensión de los aerosoles. La combinación de ambos parámetros facilita diferenciar los tipos de aerosoles, discriminar entre los aerosoles finos y gruesos, también basados en el hecho que tanto el EOA500 como α380-870 dependen fuertemente de la longitud de onda. Los aerosoles, en este tipo de diagrama, habitualmente se clasifican según su origen, en aerosoles marinos, antropogénicos (urbano/industrial), por quema de biomasa, aerosoles de polvo del desierto y como aerosoles mezclados, aquellos que no caen dentro de la clasificación anterior.
Los valores limites varían según los autores, basados en estudios previos (Kaskaoutis et., al, 2011). Se tomaron los siguientes valores frontera: 1) valores del espesor óptico menores a 0.1 y de α380-870 < 1.3 corresponden a los aerosoles de origen marino, 2) EOA500 > 0.2 y α380-870 > 1.0 caracterizan a los aerosoles urbanos/industriales o por quema de biomasa, 3) los aerosoles de polvo (polvo suspendido, polvo del Sahara) se enmarcan en EOA500 > 0.25 y α380-870 < 0.7, el resto de los casos que no caen dentro de los limites antes especificados se denominan aerosoles mezclados.
En la figura 8 superior aparecen ploteadas todas las observaciones realizadas en la ciudad de Camagüey, puede observarse que cuando el EOA500 es pequeño el coeficiente de Angstrom posee una amplia gama de variación, llegando a tener un valor máximo de aproximadamente 2.0. En el caso del CMP (figura 8 inferior) este valor también está cercano a 2.0. En los diagramas de dispersión se observa que el mayor número de casos se concentra en el área correspondiente a los aerosoles marinos, tanto en la ciudad (54%) como en el CMP (68%), le siguen en importancia los aerosoles mezclados (35% en la ciudad y 23% en el CMP), resultado que muestra que los aerosoles se mezclan en mayor cuantía en la ciudad, donde, además, el 7% de los aerosoles son de origen urbano/industrial y el resto (4%) son de polvo, mientras que los aerosoles de origen urbano/industrial constituyen solo el 4% en el CMP y los de polvo el 5%.
Figura 8 Diagrama de dispersión de α380-870 y del EOA500 para la discriminación de los diferentes tipos de aerosoles
Con respecto al tipo de aerosoles los mezclados constituyen una confirmación de resultados obtenidos de las mediciones de las características de las nubes durante los experimentos de lluvia provocada, donde estas presentaban rasgos de semi-continentalidad en lugar de ser nubes con espectro de gota marítima. De este resultado se infería que los aerosoles marinos durante su penetración en tierra sufrían procesos de mezclamiento, originando núcleos de condensación que conducen a la formación de nubes con espectro de gota entre marítimas y continentales (Pérez et. al., 1992).
Gobbi et al. (2007) propone un método gráfico, para clasificar las propiedades de los aerosoles, que permite inferir el tamaño de las partículas finas y su contribución al EOA total, separar el aumento del EOA causado por el incremento del tamaño de los aerosoles finos debido a la humidificación del aumento debido al incremento de las partículas gruesas. Este método se basa en el análisis de la relación entre el exponente de Angstrom derivado de las longitudes de onda de 440 y 870 nm (α440-870), y de su curvatura espectral, representada como δα=α440-675 - α675-870. En el grafico δα vs α (Figura 9) se representan los puntos de referencia de los radios modales (Rf) del aerosol fino (líneas continuas en la Figura 9) y de la razón η=espesor óptico de los aerosoles finos (EOAf)/EOA en % (líneas discontinuas), determinados por la teoría de Mie para un índice de refracción típico de aerosol urbano/industrial (m=1.4-0.001i), que corresponden a la distribución bimodal de tamaños de las partículas.
Figura 9 Diferencia del exponente de Angstrom δα=α440-675 - α675-870 en función de α440-870 y del EOA675 para la ciudad (arriba) y el CMP abajo. Las líneas continuas representan el radio del modo fino, y las líneas discontinuas representan el porcentaje de contribución de la fracción del modo fino al espesor óptico de los aerosoles.
En el gráfico los valores del EOA se agrupan en intervalos ascendentes y de acuerdo a la distribución de los mismos se determinan las propiedades de los aerosoles. Para evitar errores mayores al 30% en α y δα, este método se aplica solo a valores de EOA mayores que 0.15 para λ=675 nm. Las partículas esféricas no afectan significativamente los resultados. El nivel de indeterminación del método es del orden de ±25% para el radio del modo fino del aerosol (Rf) y del orden de ±10% para η, cuando el índice de refracción varía entre m=1.33-0.000i (gotas de agua) y m=1.53-0.003i (polvo mineral), por lo que es suficientemente robusto para determinar las propiedades de los aerosoles (Gobbi et. al., 2007, Kaskaoutis et al. 2011, Basart et. al., 2009).
Los valores negativos de δα asociados con α > 1 indican el dominio de aerosoles de modo fino, mientras δα cercanos a cero, o incluso positivos, indican una contribución significativa de partículas de modo grueso asociadas con la distribución de tamaño bimodal con modos similares. Los procesos de modificación de aerosoles (envejecimiento, coagulación, humidificación y contaminación de nubes) disminuyen α, pero tienen características diferentes en la gráfica δα vs α, por ejemplo, la contaminación por nube aumenta el peso del modo grueso, mientras que el envejecimiento, la humidificación y la coagulación aumentan Rf. El aumento del EOA con la fracción de modo grueso a lo largo de una curva Rf constante en dirección al origen (α = 0, δα = 0) indica contaminación por nubes. De forma similar, el aumento del EOA acompañado de una disminución de los valores de α unido a valores negativos de δα indica el predominio de aerosoles de polvo o marítimos o una combinación de ambos. Del aumento del EOA, así como de Rf y de α se infiere que ocurre la hidratación de las partículas de aerosol, mientras que el aumento del EOA con el aumento de Rf y la disminución de α sugiere el envejecimiento y/o la coagulación y, a la inversa, es decir, el aumento del EOA con una disminución de Rf y el aumento de α, corresponde a aerosoles finos recién emitidos (Gobbi et al., 2007; Basart et al., 2009; Kaskaoutis et al., 2011). Con base en los criterios antes mencionados, se analizaron las propiedades ópticas de los aerosoles y los procesos de modificación sobre Camagüey para todo el conjunto de datos.
Como se expresó anteriormente el método se aplica para las mediciones con EOA675 > 0.15. Más del 83% en CMW y del 89% en el CMP corresponden a valores del EOA675 ≤ 0.15 por lo que la representación gráfica se realiza para todo el conjunto de datos disponible y no se analiza según los períodos lluvioso y poco lluvioso. En la figura 9 arriba se representa todo el conjunto de observaciones (EOA675>0.15) para la ciudad de Camagüey, en este caso el esquema de clasificación gráfica, muestra que los datos pueden ser agrupados en dos conjuntos. Uno con valores de α < 0.6 y η < 50%; unido a valores de δα ligeramente negativos (>-0.3) y de Rf entre 0.20 y 0.30, que señalan a una contribución creciente de partículas gruesas al EOA total, asociadas a una distribución de tamaño bimodal. En este caso se observa que con el incremento del EOA, α tiende a valores más bajos, mientras que δα toma valores negativos, lo cual es típico del predominio de aerosoles marítimos (Gobbi et al., 2007; Basart et al., 2009; Kaskaoutis et al., 2011). Por otra parte, también se observa el aumento de Rf, hecho que sugiere el incremento en el tamaño de las partículas debido al envejecimiento y/o la coagulación de los aerosoles. En el otro grupo la dispersión de los datos muestra que están asociados a aerosoles del modo fino con valores de α > 1, una curvatura espectral ligeramente negativa y η entre el 50 y el 75%. Los datos caen en su mayoría entre 0.10 y 0.15 μm de las líneas de Rf. Estos valores sugieren el dominio de los aerosoles finos producto de la contaminación antropogénica local.
La situación es prácticamente similar en el CMP (Figura 9 abajo), los datos pueden agruparse en dos conjuntos; en este caso, mejor delimitados. En el primero, se está en presencia de aerosoles gruesos con cierta contribución de aerosoles finos. En el grafico δα vs α, Rf está centrado en los 0.20 μm, y como en el caso de la ciudad η es menor del 50%, mientras que α no supera el valor de 0.7. Por otro lado, la fracción gruesa muestra valores cercanos a cero o positivos de δα lo cual indica la presencia de ambos tipos o modos de partículas (fino y grueso). El segundo conjunto se centra en valores de η entre 60 y 75% y de Rf entre 0.10 y 0.15 μm, α se encuentra por encima de 1.0 mientras que δα es mayoritariamente menor que 0. Estas características muestran que estamos en presencia de aerosoles finos de origen antropogénicos ya sean provenientes de la ciudad o producto de la quema de biomasa o por influencia de fuegos forestales. También se observa el incremento del tamaño de los aerosoles por envejecimiento y/o coagulación.
CONCLUSIONES
El EOA, tanto en el CMW como en el CMP, es mayor durante el período lluvioso, siendo más elevado en la ciudad durante ambas temporadas.
El análisis de los datos sugiere que el período poco lluvioso se destaca por la presencia de aerosoles finos en la ciudad, mientras que predominan ligeramente los aerosoles del modo grueso en la temporada lluviosa. La diferencia entre una y otra temporada está dada por las condiciones particulares existentes en la ciudad y por el mayor calentamiento diurno que favorece el ascenso de las partículas a la atmósfera. En el CMP existe un ligero equilibrio entre los aerosoles del modo fino y grueso en los dos períodos.
El empleo de la relación entre el EOA500 y α380-870 para la identificación de los tipos de aerosoles reveló que existe un predominio de los aerosoles de origen marítimo tanto en la CMW (54%) como en el CMP (68%). Le siguen en importancia los aerosoles mezclados, con el 35% y el 23% respectivamente, resultados que señalan que los aerosoles marinos sufren procesos de mezclamiento y transformación en su desplazamiento desde las costas, como ya se infería de las mediciones en las nubes cubanas. Los aerosoles de origen urbano/industrial solo constituyen el 7% en la ciudad (4% en el CMP), estos bajos porcientos deben estar condicionados a la no existencia de grandes industrias contaminantes en el territorio y a su mezclamiento con otros tipos de aerosoles.
El empleo del método gráfico de Gobbi verificó los hallazgos previos, por una parte, se observa que al aumentar el EOA500, α440-870 disminuye, mientras que δα toma valores negativos. Este comportamiento típico del predominio de aerosoles marítimos y se advierte tanto en el CMW como en el CMP. También se distingue la presencia de aerosoles finos, sobre todo en la ciudad. Por otra parte, el crecimiento de los aerosoles está dado por los procesos de envejecimiento y coagulación como muestra el aumento del EOA500 y de Rf acompañados de la disminución de α440-870.
