Caracterización de aerosoles por quema de biomasa en el sureste de México

Characterization of biomass burning aerosols over southeast Mexico

Virginia Edith Cortés-Hernández*
Posgrado en Ciencias del Agua del Instituto Mexicano de Tecnología del Agua,
*Autor de correspondencia.

Dirección institucional de los autores

M. en C. Virginia Edith Cortés–Hernández

Posgrado en Ciencias del Agua
del Instituto Mexicano de Tecnología del Agua
Paseo Cuauhnáhuac 8532, Colonia Progreso
62550 Jiutepec, Morelos, México
virginia.cortes.h@gmail.com

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Resumen

La caracterización de los aerosoles atmosféricos es de gran importancia en los procesos de transferencia radiativa en la atmósfera y el balance de radiación del sistema climático. En este trabajo se presentan algunas propiedades físicas que forman parte de la caracterización óptica y radiativa de los aerosoles atmosféricos registrados en dos sitios de monitoreo pertenecientes a la red AERONET, ubicados al sureste de México, durante el periodo 2005-2007. La ubicación de los dos sitios de monitoreo correspondió a la región de mayor quema de biomasa por incendios forestales durante el año 2005. La caracterización de los aerosoles atmosféricos consideró cuatro casos de estudio: 1) 23 de abril de 2005, en Tenosique, Tabasco; 2) 27 de abril de 2005; 3) 8 de mayo de 2006, y 4) 24 de mayo de 2007, en Tuxtla Gutiérrez, Chiapas. Los resultados muestran altos valores del espesor óptico del aerosol (τ > 1.4), altos valores del coeficiente de Ångström (α > 0.8), modos finos de acumulación del aerosol (r < 0.34 µm), valores del albedo de dispersión simple cercanos a 1 (ω₀ ~ 1) y valores pequeños de la parte compleja del índice de refracción (k ~ 0), todo lo anterior como resultado de una interacción mayormente dispersiva de la radiación solar y los aerosoles atmosféricos registrados cerca de las fuentes emisoras de quema de biomasa en el sureste de México.

Abstract

Characterization of aerosols is important for the atmospheric radiative process and the radiation budget of the climate system. This study presents some physical properties forming part of the optical and radiative characterization of atmospheric aerosols measured in two monitoring sites from the AERONET network located in Southeastern Mexico during 2005-2007. The location of both sites corresponded to the region of high biomass burning activity during 2005. Characterization of aerosols considered four study cases: 1) April 23, 2005 in Tenosique, Tabasco, 2) April 27, 2005, 3) May 8, 2006 and 4) May 24, 2007 in Tuxtla Gutierrez, Chiapas. Results show values of high atmospheric optical depth (τ > 1.4), fine accumulation mode particles (r < 0.34), single scattering albedo (ω₀~1), as well as low values of refractive index complex (k ~ 0), as a result of an interaction between solar radiation and smoke aerosols mainly due to scattering over the southeastern Mexico.

Keywords: smoke aerosols, biomass burning, aerosol optical depth, Ångström coefficient, complex refractive index, single scattering albedo.

Introducción

La quema de biomasa incluye los incendios de bosques, sabanas y pastizales de origen natural o antropogénico. Se estima que alrededor del 90% de la quema de biomasa es inducida por el hombre (NASA, 2001) en una variedad de actividades, como la expansión agrícola, deforestación, cambio de uso de suelo, o el control de plagas o maleza.

En México, los incendios forestales son una de las causas más importantes de pérdida de la vegetación natural que es consumida en actividades agrícolas y por la remoción de bosques para otros usos de suelo.

Estudios previos sobre la detección y el monitoreo de puntos de calor (fuente de calor, cuya emisión se encuentra en el rango espectral del infrarrojo cercano), a través del satélite GOES-8 (Polanco-Martínez 2003), permitieron identificar a la región del sureste de México como de las más activas en cuanto a quema de biomasa. El sureste de México presenta una cantidad significativa de episodios de quema de biomasa durante la primavera, que es la época de mayor estiaje sobre dicha región.

Los aerosoles atmosféricos generados tanto por fuentes naturales como antropogénicas son partículas sólidas o líquidas suspendidas en la atmósfera terrestre con radios de 0.001 a 100 μm (1 μm = 1 x 10^-6 m), que modifican el balance radiativo terrestre de manera directa —interactuando con la radiación solar y terrestre— e indirecta, modificando las propiedades microfísicas de las nubes y los procesos de precipitación.

Las emisiones generadas durante la quema de biomasa incluyen un amplio rango de compuestos gaseosos y partículas (cuadro 1), que contribuyen de forma significativa a los balances troposféricos en las escalas local, regional y global. Una característica importante de los aerosoles atmosféricos es la distribución de tamaños, la cual permite conocer el número de aerosoles presentes en un cierto intervalo de tamaños y que además es la base para derivar las propiedades ópticas del aerosol a través de la teoría de dispersión (Toledano-Olmeda, 2005).

La distribución del tamaño de las partículas varía durante el transporte; pasan de la modalidad de nucleación (con un tamaño que varía de nanómetros a décimas de nanómetros) a la acumulación (con un tamaño generalmente inferior a un micrómetro), mientras que las partículas más gruesas son eliminadas del aire mediante el proceso de precipitación (Toledano-Olmeda, 2005).

Por su diámetro (d), las partículas por quema de biomasa se definen como: ultra finas (d < 0.1 μm), finas (d < 2.5 μm) y gruesas (d > 2.5 μm). La mayoría de partículas por quema de biomasa es ultra fina y sólo una pequeña fracción está en el intervalo de tamaño más grande (Morawska et al., 1999). Las partículas ultra finas se aglomeran rápidamente para formar partículas finas. La masa de partículas por quema de biomasa puede separarse en dos modalidades: partículas finas con un diámetro promedio de 0.3 μm y partículas gruesas con un diámetro medio mayor a 10 μm.

En su distribución de tamaños, el modo de acumulación de las partículas generadas por quema de biomasa presenta tres compuestos principales: material orgánico particulado (carbono con materia orgánica asociada); carbono negro (por ejemplo, el hollín); especies inorgánicas traza, como potasio, cloro y calcio (Reid et al., 2005).

Estudios realizado por Reid et al. (2005) indicaron que, en promedio, las partículas por quema de biomasa recién emitidas están compuestas en un 80% por material orgánico particulado, de 5 a 9% de carbono negro, y de 12 a 19% de especies inorgánicas traza.

Durante la quema de biomasa, los aerosoles generados son transportados y dispersados debido a la dinámica atmosférica, la cual determina su tiempo de vida en la atmósfera (Cooter et al., 2002). Mientras los aerosoles se encuentran en la atmósfera interactúan con la radiación terrestre a través de los procesos de radiación y absorción. En el caso de los aerosoles por quema de biomasa, su tiempo de vida es relativamente corto (de 5 a 10 días) y su composición química varía dependiendo del tiempo de residencia en la atmósfera; así, por ejemplo, partículas jóvenes de humo presentan una masa de 80% de carbón orgánico, de 5 a 9% de carbono negro, y de 12 a 15% de compuestos inorgánicos, como potasio, sulfatos, cloruros y nitratos (Reid et al., 2005). Por su parte, las partículas generadas por quema de biomasa con un tiempo de vida mayor tienen un gran contenido de sulfatos, nitratos, ácidos orgánicos y compuestos orgánicos semivolátiles (Gao et al., 2003; Reid et al., 2005).

La dispersión es un proceso físico mediante el cual una partícula durante su trayectoria como onda electromagnética continuamente extrae energía de la onda incidente y la reirradia en todas las direcciones (Liou, 2002). En la dispersión, una partícula absorbe cierta cantidad de energía incidente para después emitirla en un ángulo sólido centrado en la partícula, la cual es considerada como un punto fuente de la energía dispersada. En la atmósfera, las partículas responsables de la dispersión varían en tamaño desde moléculas de gas (~ 10^-4 µm) hasta aerosoles (~ 1 µm), gotitas de agua (~ 10 µm), cristales de hielo (~ 100 µm), gotas de agua y partículas de granizo (~ 1 cm).

La intensidad de la dispersión se determina mediante el parámetro de tamaño (χ), el cual es el resultado del cociente del tamaño de las partículas (2 πr) y la longitud de onda de la radiación incidente (λ):

donde r es el radio de las partículas (supuestas esféricas).

Si χ << 1, la dispersión es de tipo Rayleigh (Strutt, 1899), la cual describe la dispersión por moléculas con tamaño mucho menor que la longitud de onda de la radiación incidente (figura 1). Un buen ejemplo de ello es la dispersión de la luz visible (de 0.4 a 0.7 µm) por moléculas atmosféricas que conducen a la explicación del color azul del cielo (Rayleigh, 1871).

Para partículas con tamaños comparables o mayores a longitud de onda (χ ≥ 1), la dispersión de energía se realiza principalmente en la dirección de propagación de la radiación incidente, es decir, se presenta la dispersión de Mie (Mie, 1908). Se basa en la teoría de Mie y resuelve el problema de la interacción de una onda plana electromagnética con una esfera dieléctrica, suponiéndola homogénea e isótropa.

Además, relaciona la teoría de Rayleigh de la dispersión molecular y con la óptica geométrica para la dispersión en esferas de igual o mayor tamaño a la longitud de la onda incidente (χ ≥ 1). Según este tipo de dispersión, se produce más dispersión hacia delante que en ninguna otra dirección y conforme aumenta el tamaño de la partícula, la dispersión hacia delante también aumenta.

La teoría de Mie se basa en las ecuaciones de Maxwell para obtener la ecuación de onda vectorial en coordenadas esféricas. Mediante la separación de variables de la ecuación de onda se puede expresar la solución de los campos eléctrico y magnético de la onda incidente en forma de polinomios de Legendre y funciones esféricas de Bessel (Stratton, 1941).

Las propiedades ópticas que describen la interacción entre los aerosoles y la radiación solar son los coeficientes de extinción (absorción y dispersión), la función fase de la dispersión simple y el espesor óptico vertical, las cuales son dependientes de la longitud de onda y se derivan de cantidades microfísicas, como el índice de refracción complejo y los modos de distribución del tamaño de los aerosoles de la teoría de Mie, que supone que las partículas son esféricas y homogéneas (Levoni et al., 1997).

Espesor óptico del aerosol

El espesor óptico del aerosol (AOD: Aerosol Optical Depth, por sus siglas en inglés) es una medida cuantitativa de la extinción de la radiación solar, normalizada en la columna atmosférica debido a procesos de dispersión o absorción espectral de las partículas (aerosoles).

Para el caso de aerosoles atmosféricos y de acuerdo con la teoría de Mie (χ ≥ 1), el espesor óptico se define como:

Donde el coeficiente de extinción β_eλ = ρk_eλ, ρ es la densidad, k_eλ es la opacidad y el espesor óptico del aerosol τ es una cantidad adimensional.

La forma espectral del espesor óptico del aerosol puede caracterizarse mediante la relación dentro de la dispersión de Mie (1908), con el parámetro de tamaño (relación entre el tamaño de la partícula y la longitud de onda de la radiación incidente).

Como el espesor óptico depende de la longitud de onda, se parametriza mediante la Ley de Ångström (1929), que describe la distribución del tamaño del aerosol en la columna integrada y que se puede derivar a partir de mediciones simultáneas de espesores ópticos para varias longitudes de onda. Esta ley se expresa como:

donde λ es la longitud de onda en micrómetros (μm), y α y β son dos parámetros de ajuste. El parámetro α es el exponente de Ångström, que está directamente relacionado con la distribución de tamaños de los aerosoles. Este parámetro, en teoría, toma valores de 0 a 4, donde los valores más bajos están asociados con partículas grandes (Wagner y Silva, 2008). El parámetro β es el coeficiente de turbiedad y coincide con el espesor óptico de aerosoles correspondiente a λ = 1 μm.

Sin embargo, el espesor óptico del aerosol no se mide de forma directa sino que debe ser estimado a partir de observaciones de transmisión espectral atmosférica.

Distribución del tamaño

El tamaño de las partículas de los aerosoles se extiende en diferentes órdenes de magnitud, lo que hace apropiado el uso de una escala logarítmica para describir su distribución. El parámetro más usado en la función de distribución del tamaño de las partículas es el volumen de distribución de tamaño n_V(d_p). De acuerdo con Seinfeld y Pandis (1998), n_V(d_p) dd_p es el volumen de las partículas por m³ de aire dentro del rango de diámetros d_p a d_p + dd_p.

Diferentes autores señalan que la distribución del tamaño del aerosol se ajusta a una distribución log-normal (Hess et al., 1998; Remer y Kaufman, 1998):

donde r_m,i es el modo de radio (medio) relacionado con el modo de acumulación o modo grueso (Remer y Kaufman, 1998); V₀ es el volumen de la columna de las partículas por unidad de sección transversal de la columna atmosférica, y σ es la desviación estándar del logaritmo natural del radio. Las unidades de dV/d ln r son [µm³/µm²].

Dentro de la recuperación de la distribución del tamaño de partículas desde mediciones con fotómetros solares en el almicantarat y plano principal, la red AERONET emplea un algoritmo de inversión (Dubovik et al., 2000) para calcular las propiedades ópticas del aerosol.

Albedo de dispersión simple

El espesor óptico de aerosoles considera la extinción de la radiación incidente sin considerar si ésta se produce por absorción o dispersión. El albedo de dispersión simple determina la relación existente entre la extinción debida sólo a la dispersión y la debida a la dispersión más la absorción, y se define como (Seinfeld y Pandis, 1998):

El albedo de dispersión simple es un indicador de la capacidad absorbente del aerosol que depende de su composición química, forma y tamaño, tomando valores de entre 0 (partículas muy absorbentes) y 1 (partículas poco absorbentes).

Índice de refracción complejo

El índice de refracción es un parámetro óptico asociado con el cambio de velocidad de las ondas electromagnéticas en un medio con respecto al vacío y forma parte de la teoría de Mie (1908). Además es una característica óptica de un medio, es decir, cuando la radiación electromagnética atraviesa una capa plano-paralela absorbente que contiene núcleos de dispersión aleatoriamente distribuidos, en este caso aerosoles, las propiedades ópticas del medio pueden caracterizarse por medio de un índice de refracción complejo (m), que se expresa como:

El índice de refracción es una cantidad de especial importancia para evaluar la absortividad del componente del aerosol. Si la parte imaginaria (k) es diferente de cero, las partículas del aerosol absorben la radiación solar y si no hay absorción, entonces la radiación sólo será extinguida por la dispersión.

Metodología

Por efecto de los vientos alisios que predominan sobre el sureste de México, los aerosoles generados por quema de biomasa, principalmente en la región de la selva Lacandona en Chiapas y noroeste de Guatemala (Polanco-Martínez, 2003), son conducidos por advección hacia el oeste, cruzando los estados de Tabasco y Chiapas. Por tal motivo, se instalaron dos estaciones de monitoreo de aerosoles (AERONET, Holben et al., 1998): Tenosique en el estado de Tabasco y Tuxtla Gutiérrez en el estado de Chiapas.

Tenosique fue la primera estación en instalarse durante el mes de enero del año 2005, al sureste de México; se ubicó en el municipio de Tenosique, Tabasco (17.488º N, 91.426º O), a una altitud de 20 msnm. Casi al mismo tiempo se instaló la estación Tuxtla Gutiérrez en el municipio de Tuxtla Gutiérrez, Chiapas (16.755º N, 93.152º O), a una altitud de 150 msnm (figura 2).

La estación de Tenosique sólo operó durante el año 2005, mientras que la de Tuxtla Gutiérrez funcionó durante el periodo 2005-2010 (cuadro 2).

Cada estación AERONET cuenta con un radiómetro espectral CIMEL Electronique, un registrador de datos (data logger) Stevens, un transmisor-registrador satelital SATLINK y dos paneles solares SPS y ASP (ver figura 1).

La obtención de la distribución del tamaño, la función fase y el espesor óptico del aerosol se obtienen mediante algoritmos de inversión de Dubovik y King (2000), y Nakajima et al. (1996). Posteriormente se emplean los coeficientes de calibración para transformar las señales de las radiancias en cantidades físicas, como el espesor óptico del aerosol, exponente de Ångström (1929), etcétera.

El espesor óptico, por ejemplo, se calcula mediante la extinción espectral de la radiación directa en cada longitud de onda basada en la Ley de Beer-Bouguer-Lambert (ecuación de la transferencia de radiación en la atmósfera). Luego, la atenuación debida a la dispersión de Rayleigh y la absorción por ozono (del atlas climatológico interpolado de ozono) y contaminantes gaseosos se estiman y remueven para aislar el espesor óptico del aerosol. Los datos registrados en cada estación AERONET incluyen el espesor óptico del aerosol y el parámetro de Ångström, entre otros (cuadro 3).

Una vez seleccionadas las variables de interés, los datos se encuentran disponibles en tres tipos de formatos, tal como se muestra en el cuadro 3.

Los datos descargados se extraen en archivos comprimidos zip, en formato de texto, que puede posteriormente importarse a hojas de cálculo de Excel, por ejemplo.

Resultados

Se consideraron cuatro casos de estudio correspondientes a días que registraron los máximos espesores ópticos del aerosol en la longitud de onda de 500 nm (longitud de onda ampliamente usada en la caracterización de aerosoles atmosféricos por quema de biomasa) (Eck et al., 2003).

Cuadro 5. Casos de estudio y las principales características ópticas de los aerosoles asociados

De los casos de estudio se observó que el caso 1 (Tenosique) registró el mayor AOD y el mayor contenido de agua, mientras que Tuxtla Gutiérrez, el caso 2, registró el máximo espesor óptico del aerosol; ambos casos se registraron durante el año 2005.

Existe una dependencia de la longitud de onda con el AOD que se debe principalmente a la distribución del aerosol y, en menor grado, a las características de absorción del aerosol. Esta dependencia se puede observar al comparar el coeficiente de Ångström para cada caso, el cual se calcula mediante la regresión lineal del logaritmo del espesor óptico en función de la longitud de onda. Por su parte, el contenido de vapor de agua es un indicador de la caracterización regional del aerosol, indicando que si el contenido de vapor de agua es alto, se trata de aerosoles de arena del desierto, pero si es bajo, entonces se trata de aerosoles bioactivos (orgánicos).

La figura 3 muestra la distribución del espectro del espesor óptico para los casos de estudio dentro del rango de 380 a 1 020 nm. Para todos los casos de estudio se identificaron espesores ópticos del aerosol mayores a 1.4 unidades y con valores del coeficiente de Ångström de 0.8 a 1.8.

Además de la magnitud y variación espectral del AOD, se requiere de otras propiedades físico-radiativas de gran importancia en la caracterización del aerosol, como la distribución de tamaño del aerosol, el albedo de dispersión simple y el índice de refracción (parte imaginaria).

Los radios más pequeños se observaron en la estación de Tuxtla Gutiérrez durante el año 2005 (caso 2), con un radio mínimo de 0.16 μm para el pico del volumen modal del radio. Por otro lado, el radio más grande, r = 0.34 μm, se registró en Tenosique (caso 1).

Esta distribución de tamaños en los radios permite identificar que los aerosoles encontrados se asocian con aerosoles por quema de biomasa, ya que el rango de tamaños coincide con valores encontrados en estudios previos sobre la caracterización de aerosoles por quema de biomasa (Eck et al., 2003).

Para conocer si la extinción del aerosol por quema de biomasa se debe a partículas absorbentes o dispersivas, se emplea el albedo de dispersión simple (ω₀). El albedo de dispersión simple asociado con aerosoles por quema de biomasa tiene una gran influencia en la atenuación de la radiación solar y, por tanto, disminuye la irradiancia incidente en la superficie de la Tierra, como resultado de la absorción dentro de la capa atmosférica de aerosoles (Sundar et al., 2000).

La figura 5 muestra la distribución espectral del albedo de dispersión simple para cada caso de estudio.

También para el caso 1 se encontraron los valores de ω₀ máximos (cercanos a 1 y que indican poca absorción), que relacionan el tamaño de partículas más grandes (figura 5, caso 1) y los valores más pequeños de la parte imaginaria del índice de refracción (cuadro 6).

El análisis de estos parámetros es de gran importancia para el adecuado cálculo de la contribución radiativa de los aerosoles, ya que ellos determinan cuánto de la radiación es dispersada de vuelta al espacio y cuánta es absorbida en la capa de aerosoles.

Conclusiones

La comparación de los diferentes espectros del espesor óptico del aerosol para los dos casos de estudio en donde la carga del aerosol era alta (τ a 500 nm) mostraron altos valores el exponente de Ångström (α 440-870) de 1.4 a 2.1, como resultado de diferencias en el tamaño de las partículas de modo fino e índices de refracción.

La caracterización del aerosol permitió identificar la distribución del aerosol en la atmósfera, con modos finos del aerosol, asociado alto contenido de vapor de agua y con baja absorción con las características propias de los aerosoles, generado por quema de biomasa en estudios en regiones como el Amazonas (Eck et al., 2003).

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Publicado por invitación