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Agradecimientos
En primer lugar quiero agradecer a Facundo Orte, Facundo Carmona y Elian Wolfram, mi equipo de trabajo que siempre estuvo al pendiente, orientándome y aconsejándome.
A Raúl Rivas y Martín Bayala del Instituto de Hidrología de Llanuras (IHLLA), que junto a Facundo Carmona me dieron un lugar para tener mi primer contacto con la investigación, y confiaron siempre en mí.
Al Centro de Investigaciones en Láseres y Aplicaciones (CEILAP), que me abrió las puertas para llevar a cabo este trabajo y adquirir conocimientos sobre instrumentos de medición de radiación solar.
A la Japan International Cooperation Agency (JICA), por la financiación de parte del equipamiento utilizado en la red de monitoreo UV que fue de gran utilidad en la realización de este trabajo.
A la Universidad Nacional del Centro de la Provincia de Buenos Aires (UNCPBA) y a la Facultad de Ciencias Exactas (FCEx), por haberme brindado la formación que deseé y abrirme sus puertas del conocimiento. Con mucho orgullo, amor y respeto los representaré.
A todos los profesores que me formaron a lo largo de estos años, especialmente a Rosana Ferrati por su calidad humana.
A mis tíos Julio y Mabel, que junto a mis primos me cuidaron y consintieron para que me sienta siempre cómoda y a gusto en Tandil.
A mi abuela Carola, por acompañarme y apoyarme a lo largo de esta etapa. A mis amigas y amigos de siempre y a los que coseché en mi paso por la universidad, sin ellos no hubiera sido tan especial.
Índice de contenido
Agradecimientos ...2
Índice de Tablas ...5
Índice de Figuras ...6
Lista de Abreviaturas y Símbolos ...8
Resumen ...10
Objetivos ...11
Distribución del trabajo ...11
Capítulo 1: Introducción ...12
1.1 Atmósfera ... 13
1.1.1 Descripción general ... 13
1.1.2 Estructura ... 13
1.1.3 Composición ... 14
1.2 Ozono atmosférico ... 15
1.2.1 Descripción general ... 15
1.2.2 Distribución ... 16
1.2.3 Formación y destrucción ... 17
1.2.4 Dinámica ... 19
1.2.4.1 Circulación de Brewer – Dobson ... 20
1.2.4.2 Corriente polar nocturna ... 20
1.2.4.3 Oscilación cuasi – bianual (QBO) ... 21
1.2.5 Capa de ozono ... 21
1.2.5.1 Agujero de Ozono ... 23
1.3 Radiación UV ... 24
1.3.1 Conceptos básicos ... 24
1.3.2 Índice UV ... 26
1.3.3 Riesgos y beneficios ... 27
1.4 Radiación UV y Ozono ... 28
Capítulo 2: Materiales y Métodos ...31
2.1 Área de estudio ... 32
2.1.1 Río Gallegos ... 33
2.1.3 Trelew ... 33
2.1.4 Buenos Aires ... 33
2.2 Información satelital ... 34
2.2.1 OMI/Aura ... 34
2.2.2 CERES/Aqua+Terra ... 34
2.3 Mediciones de terreno ... 35
2.3.1 Red SAVER-Net ... 35
2.4 Procesamiento de datos ... 36
2.4.1 Índice Ultravioleta ... 36
2.4.2 Selección de casos de bajo ozono y de eventos de transporte ... 38
2.4.2.1 Medidas estadísticas ... 38
2.4.2.2 Criterio establecido para la selección de casos de bajo ozono ... 38
2.4.3 Mapas de transporte de ozono y de IUV ... 39
Capítulo 3: Resultados y Discusión ...40
3.1 Eventos de bajo ozono ... 41
3.2 Transporte de masas de bajo ozono ... 42
3.3 Impacto del transporte de masas de bajo ozono en el IUV ... 46
3.3.1 Introducción a la variación del IUVP debido a variaciones del ozono y del ángulo solar cenital ... 46
3.3.2 Análisis del impacto ... 48
3.4 Influencia de la nube en la atenuación del impacto ... 52
Capítulo 4: Conclusiones ...59
Anexos ...62
5
Índice de Tablas
Tabla 1. Composición de la atmósfera; porcentajes de los constituyentes y tiempo de
permanencia.. ... 15
Tabla 2. Eventos de bajo ozono por año para cada ciudad. La información de la columna total de ozono se obtuvo del instrumento/satélite OMI/Aura. ... 41
Tabla 3. Valores mínimos de concentración de ozono para cada ciudad. ... 42
Tabla 4. Eventos de transporte de masas con bajo ozono por año. ... 43
Tabla 5. Media de la disminución de ozonoen los eventos de transporte. ... 45
Tabla 6. Media del incremento de IUVP respecto de la media del IUVP diario para las ciudades de estudio. ... 48
Tabla 7. Concentración de ozono e IUVP para algunos eventos de estudio. ... 49
Tabla 8. Comparación de IUVP e IUVCERES en los 23 eventos de transporte. ... 54
6
Índice de Figuras
Figura 1. Gradiente térmico de la atmósfera ... 13
Figura 2. Comparación entre molécula de ozono y de oxígeno ... 16
Figura 3. Distribución del ozono en la atmósfera... 16
Figura 4. Distribución vertical del ozono utilizando las ecuaciones de Chapman (línea roja) y observada (línea negra). ... 18
Figura 5. Esquema de circulación meridiana en la atmósfera. ... 20
Figura 6. Curso del contenido total de ozono en la base antártica Halley Bay de 1967 a 1984. Se indica el valor medio y la desviación típica. ... 23
Figura 7. Espectro solar extraterrestre (negro) correspondiente a Kurucz (1992) e irradiancia solar horizontal en la superficie terrestre (gris) en función de la longitud de onda. ... 24
Figura 8. Rango de regiones UV. ... 26
Figura 9. Categorías de exposición a la radiación UV. ... 27
Figura 10. Representación gráfica del ángulo cenital solar (sza) ... 29
Figura 11. Climatología global (1979-1992) de la dosis media diaria eritémica de UV30 Figura 12. (a) Concentración media de Ozono (UD) (b) IUV (para cielo despejado) en Lauder, Nueva Zelanda para los veranos (diciembre a febrero) de 1978-79 a 1999-2000. Los puntos muestran los valores medidos de ozono y el pico UV del verano. ... 30
Figura 13. Sitios de estudio. ... 32
Figura 14. Radiómetros ubicados en Villa Martelli (Buenos Aires). ... 36
Figura 15. Error de la estimación del IUV calculado con el modelo paramétrico en relación con el modelo de transferencia radiativa TUV. ... 38
Figura 16. Casos de ozono bajo para el año 2008. Las líneas de colores presentan la columna total de ozono diaria (OMI) para las diferentes ciudades mientras que la línea blanca y la zona gris representan la media y la desviación estándar, respectivamente. . 43
Figura 17. Caso de ozono bajo ocurrido del 8 al 11 de octubre del año 2005 (evento número 1). Las líneas de colores presentan la columna total de ozono diaria (OMI) para las diferentes ciudades mientras que la línea blanca y la zona gris representan la media y la desviación estándar, respectivamente. ... 44
Figura 18. Evento de transporte de ozono ocurrido del 8 al 11 de octubre de 2005 en Argentina (evento número 1). ... 45
Figura 19. Ángulo solar cenital para el mediodía solar. ... 46
Figura 20. Variación anual del IUVP a diferentes concentraciones de O3. ... 47
Figura 21. Columna total de ozono e IUVP dados en el mes de octubre de 2005 para las 4 ciudades de estudio. Entre líneas punteadas se observa el evento de transporte número 1 (ocurrido del 8 al 11 de octubre de 2005). ... 51
Figura 22. Relación entre el IUVCERES y el IUVR. ... 53
7
Figura 24. Columna total de ozono, IUVP e IUVCERES dados en el mes de noviembre de
2011 para las 4 ciudades de estudio. Entre líneas punteadas se observa el evento de
transporte número 13 (ocurrido del 17 al 20 de noviembre de 2011). ... 57
Figura 25. Evento de transporte de bajo ozono número 13 (ocurrido del 17 al 20 de noviembre de 2011 en Argentina). ... 58 Figura 26. IUVCERES dado en el evento de transporte número 13 (ocurrido del 17 al 20
8
Lista de Abreviaturas y Símbolos
𝑝: Presión Ω: Columna vertical de ozono
𝑔: Aceleración de la gravedad Ω: Valor medio de la columna vertical de
ozono
𝜌: Densidad 𝜎: Desviación estándar
𝑧: Altura sza: Ángulo cenital solar
λ: Longitud de onda 𝜇0: Coseno del ángulo cenital solar
ℎ: Constante de
Planck ≈ 6,63 x 10−34 J s 𝑇0: Término de transmisión troposférica
𝑣: Frecuencia UV: Ultravioleta
X: Especie química IUV: Índice Ultravioleta
NO: Monóxido de nitrógeno IUVP: Índice Ultravioleta potencial, a cielo
despejado
ClO: Monóxido de cloro IUVCERES: Índice Ultravioleta producto
CERES
OH: Radical hidroxilo IUVR: Índice Ultravioleta obtenido a través
de mediciones de radiómetros
CO2: Dióxido de carbono RG: Río Gallegos
O3: Ozono CR: Comodoro Rivadavia
O2: Oxígeno molecular TW: Trelew
O: Oxígeno atómico BA: Buenos Aires
CFCs: Clorofluorocarbonos UD: Unidades Dobson
SDO: Sustancias Disminuidoras de Ozono OMI: Ozone Monitoring Instrument
NEPs: Nubes Estratosféricas Polares TOMS: Total Ozone Monitoring System
QBO: Oscilación cuasi – bianual DOAS: Espectroscopía de Absorción
Óptica Diferencial
I: Irradiancia CERES: Sistema de Energía Radiante de la
Tierra y de las Nubes
Iλ: Irradiancia solar espectral CEILAP: Centro de Investigaciones en
Láseres y Aplicaciones
SW: Irradiancia solar total de onda corta UNIDEF: Unidad de Investigación y
9
RTMs: Modelos de transferencia radiativa SAVER – Net: Proyecto de Gestión de
Riesgos Medioambientales en Sudamérica TUV: Modelo Troposférico Ultravioleta –
Visible
JICA: Agencia de Cooperación
Internacional del Japón
𝐵 𝜆 : Espectro de acción de McKinlay y
Diffey RAF: Factor de amplificación de radiación
10
Resumen
En los últimos años, se han detectado evidencias claras de que el adelgazamiento de la capa de ozono sobre la Antártida comenzó a revertirse, luego de que los niveles totales de ozono sobre esta zona se redujeran en un 50% durante los años 1980, principalmente durante la primavera. Este cambio sin precedentes en la columna total de ozono incentivó una gran cantidad de investigaciones sobre la dinámica y la química de la atmósfera. De esta manera se crearon diversos modelos teóricos para explicar la disminución de ozono junto con observaciones de las temperaturas Antárticas. Ambos procesos químicos y dinámicos que se daban durante la primavera estaban relacionados con las nubes estratosféricas polares y con la presencia de moléculas que contienen cloro y bromo, provenientes de los clorofluorocarbonos (CFCs).
Así, el estudio del ozono atmosférico comenzó hace más de 100 años, cuando se reconoció por primera vez que la poca incidencia sobre la Tierra de la radiación ultravioleta (UV) se debía a la absorción por el ozono estratosférico. La radiación UV causa cáncer de piel, cataratas y perjuicios a los animales y plantas, por lo que el ozono presenta un papel único e importante en el sistema biológico de la Tierra. Asimismo, en los meses de primavera el agujero de ozono se elonga y deforma, alcanzando latitudes menores y dando como resultado concentraciones muy bajas en la columna total de ozono. Además, diversos estudios de modelización sugieren un ―efecto de dilución‖, donde masas de aire pobres en ozono son transportadas a latitudes menores, cuando el vórtice polar se rompe a finales de la primavera.
En vista de las consideraciones anteriores, se propone el estudio de casos de desplazamiento de masas de bajo ozono hacia latitudes medias, como consecuencia de la formación del agujero de ozono Antártico y su impacto en la radiación solar ultravioleta UV, utilizando un modelo paramétrico, mediciones satelitales y terrestres. Las mediciones de superficie, pertenecientes a la red SAVER – Net, fueron suministradas por la División Atmósfera del CEILAP.
11
Objetivos
El objetivo principal del trabajo final consiste en estudiar el transporte hacia latitudes nortes de masas de aire con poco ozono y el impacto del agujero de ozono sobre la radiación UV en latitudes medias. Esta disminución en el contenido de ozono atmosférico como consecuencia de la contaminación antropogénica induce cambios en los niveles de radiación solar UV que llegan a la superficie, y particularmente pueden ser importantes en los meses de primavera y verano, cuando las elevaciones solares son mayores y cuando la columna total de ozono alcanza situaciones extremas bajas, debido a la dinámica que adquiere en esas fechas el agujero de ozono.
El estudio requiere del análisis de datos satelitales de la columna total de ozono, donde se determinan los eventos de bajo ozono ocurridos y los eventos de transporte de bajo ozono. Además se estudia el impacto que se produce sobre el Índice Ultravioleta a través de un modelo paramétrico, y la influencia que genera la presencia de nubosidad. Para el análisis se utilizó información de los instrumentos/satélites OMI/Aura, CERES/Aqua+Terra y de la red de radiómetros SAVER – Net. Los meses de estudio comprendidos fueron de septiembre a diciembre del año 2005 a 2015 para las ciudades de Río Gallegos, Comodoro Rivadavia, Trelew y Buenos Aires.
Distribución del trabajo
El presente trabajo se ha organizado de la siguiente forma:
En el capítulo 1 se describe el sistema a estudiar, a partir de la
introducción de conceptos básicos sobre la atmósfera. Además se realiza una descripción del ozono y de la radiación ultravioleta, para luego vincularlos.
En el capítulo 2 se describe la zona de estudio y la metodología utilizada.
Se incluye información sobre los satélites y la red de radiómetros, el IUV y los criterios que se tuvieron en cuenta para determinar los casos de estudio, es decir, aquellos eventos de bajo ozono y de transporte de bajo ozono.
En el capítulo 3 se presentan y discuten los resultados obtenidos. Se
representa en tablas y figuras los eventos de bajo ozono y de transporte, y el IUV en situación de cielo despejado y real para los casos de transporte. Conjuntamente se estudia la influencia que genera la nube en la atenuación del impacto debido a masas pobres en ozono en el IUV.
En el capítulo 4 se presentan las conclusiones en base a los objetivos
12
13
Introducción
En el presente capítulo se muestran los conceptos teóricos para comprender la problemática propuesta. En principio se desarrolla el sistema en el cual ocurre el fenómeno; la atmósfera. Se hace una breve introducción repasando su estructura y composición. Seguido a esto, se caracteriza el ozono atmosférico indicando la distribución que presenta sobre la atmósfera, la formación y destrucción, la dinámica, y otros conceptos de interés. Además, se describe la capa de ozono y el fenómeno del agujero de ozono. Luego se realiza una descripción de la radiación UV y del Índice UV, para finalmente relacionarlo con el ozono.
1.1Atmósfera
1.1.1 Descripción general
La atmósfera es un envoltorio gaseoso que rodea a la Tierra, sostenido por la gravedad, tiene su densidad máxima justo por encima de la superficie terrestre y se hace gradualmente menos densa con la distancia desde el suelo, hasta que finalmente es indistinguible del gas interplanetario (Cho 1980).
1.1.2 Estructura
Las características de la atmósfera no son homogéneas. Varían no solo con la altura, sino también con la latitud, estación del año y actividad solar.
Existen diversas clasificaciones para estudiar la estructura vertical de la atmósfera, aunque una de las más antiguas y que se adapta mejor a los estudios de contaminación es la basada en el gradiente de temperatura (Figura 1) (Juan E. Figueruelo 2004).
Figura 1. Gradiente térmico de la atmósfera
(Fuente: NASA e-Book Archive ―Chapter 2: Weather and Climate‖)
14 kilómetros por encima de la superficie. La región más baja de la atmósfera, la tropósfera, se extiende desde la superficie hasta una altitud que varía de 10 a 15 kilómetros, dependiendo de la latitud y la estación del año. En esta capa la temperatura disminuye con la altura en forma aproximadamente lineal con un
valor medio (gradiente vertical normal de temperatura) de 6,4ºC/km. La parte
superior de la tropósfera se llama tropopausa, punto donde se produce una inversión de temperatura. Este comportamiento promedio se debe a que esta región se calienta fundamentalmente por convección del calor liberado por la superficie terrestre, por ello cuanto más alejadas están las capas de aire de la superficie terrestre menos calor reciben de ésta. La tropopausa es frontera con
la siguiente zona denominada estratósfera. Esta región se extiende desde la
tropopausa hasta los ~40 km, y la temperatura crece lentamente al principio y luego con mayor pendiente, a causa de la absorción de radiación UV por parte del ozono, hasta llegar a otro punto de inversión; la estratopausa. Por encima, se extiende la mesósfera, desde los 40 a 80 km, con un cambio de temperatura entre unos 0ºC de la estratopausa a unos -80ºC de la mesopausa, punto donde se inicia la termósfera y se produce una tercera inversión producto de la absorción de radiación solar por parte de las moléculas de nitrógeno y oxígeno.
La presión, en cada nivel, viene dada por el peso de todo el aire sobre la superficie terrestre, por unidad de área;
𝑝 = 𝑔𝜌 𝑑𝑧∞
𝑧 (1)
donde𝜌 es la densidad,𝑔es la aceleración de la gravedad y 𝑧es la altura. El
valor de 𝑔varía lentamente sólo con la altura. Por lo tanto, la presión puede
tomarse como aproximadamente proporcional a 𝜌 𝑑𝑧𝑧∞ , es decir, a la masa
total por encima del nivel 𝑧 (Cho 1980).
1.1.3 Composición
La atmósfera terrestre es una mezcla compleja de diferentes gases: nitrógeno
molecular (N2~ 78% en volumen), oxígeno molecular (O2~ 20,9% en
volumen) y argón (Ar ~ 0,9% en volumen), con cantidades pequeñas y
variables de vapor de agua (H2O de 0 a 4% en volumen) y proporciones aún
menores de dióxido de carbono (CO2), metano (CH4), óxido nitroso (N2O),
ozono (O3) y decenas de otros gases (ver Tabla 1). Aquellos con abundancias
menores al 0,0001% reciben el nombre de componentes traza (Juan E.
15 Tabla 1. Composición de la atmósfera; porcentajes de los constituyentes y tiempo de permanencia. (Adaptada de Holland, 1978)
Constituyente Símbolo Porcentaje (%) Tiempo de
permanencia
Nitrógeno N2 78 4 x 10
8 años
Oxígeno O2 20,9 6 x 10
3 años
Argón Ar 0,9 Permanente
Dióxido de carbono CO2 0,03 10 años
Neón Ne 1 x 10-4 Permanente
Helio He 5 x 10-5 2 x 106 años
Metano CH4 1,5 x 10
-5
5 años
Kriptón Kr 1,1 x 10-5 Permanente
Hidrógeno H2 5 x 10
-6
5 años
Oxido nitroso N2O 3 x 10
-6
50 años
Xenón Xe 8 x 10-7 Permanente
Monóxido de
carbono CO 2-6 x 10
-7
0,5 años
Ozono O3 1-3 x 10
-7
Variable
Vapor de agua H2O <4 Variable
Clorofluorocarbonos CFCl3
CFCl2
1,3 x 10-9
2,3 x 10-9 50 – 100 años
Es posible clasificar a la atmósfera en base a su composición química. Por debajo de los 100 km, los mecanismos de mezcla (principalmente turbulencia y mezclado convectivo) son suficientemente activos para mantener el aire atmosférico bien mezclado. Por lo tanto, la composición del aire, con excepción de ciertos gases traza y vapor de agua, es constante, y por esta
razón esta región se conoce como homósfera. Por encima de 100 km la
situación cambia: no hay substancialmente más mezcla, por lo que la
composición es variable, y por eso se denomina heterósfera.
Sin embargo, existen otros factores que modifican la composición a estos niveles, principalmente la acción fotoquímica de la radiación solar. Por este motivo, debemos mencionar un gas traza de particular importancia; el ozono, que se forma fotoquímicamente en la estratósfera, donde tiene una concentración máxima en la región de 20 a 30 km. En esta región, el ozono absorbe el rango de onda corta de la radiación solar y es responsable del máximo local de temperatura.
1.2Ozono atmosférico
1.2.1 Descripción general
El ozono es una forma de oxígeno, que se compone de tres átomos unidos, y
cuya fórmula química es O3 (ver Figura 2). Es incoloro, y mucho menos
habitual que el O2. De 10 millones de moléculas de aire, alrededor de 2
millones son de O2, pero sólo 3 de ozono (Albritton 1998). Fue descubierto
16 Figura 2. Comparación entre molécula de ozono y de oxígeno
(Fuente: Fahey, 2002)
1.2.2 Distribución
La mayor parte del ozono se produce naturalmente en la estratósfera, en altitudes entre 19 y 30 km por encima de la superficie terrestre, constituyendo más del 91% del ozono total atmosférico (Albritton 1998). Esta zona de aire rico en ozono se conoce como la ―capa de ozono‖, y varía según la estación y la ubicación geográfica (Fahey 2002). El 9% restante se encuentra en la región más baja de la atmósfera, la tropósfera (ver Figura 3), debido a reacciones entre la luz solar y compuestos orgánicos volátiles (COV) y
óxidos de nitrógeno (NOX), algunos de los cuales son producidos por
actividades humanas (―Remarks‖ International CFC and Halon Alternatives Conference 1989). Generalmente se produce en las grandes ciudades, y es un componente del smog.
Figura 3. Distribución del ozono en la atmósfera. (Fuente: Fahey, 2002)
17 contrario, en altitudes mucho más altas (estratósfera), el ozono sirve como protector solar natural para el planeta, absorbiendo la radiación ultravioleta del Sol antes de que pueda alcanzar la superficie de la Tierra (Beyond Discovery 2015) (Baird 2001). De acuerdo a las consecuencias que tiene el ozono dependiendo su ubicación, se puede indicar que los efectos del ozono estratosférico sobre la salud son más importantes debido a su influencia sobre la radiación UV (Sivasakthivel T. 2011).
1.2.3 Formación y destrucción
Chapman (1930) propuso una teoría según la cual a cada nivel entre los 10 y los 40 km actuarían simultáneamente un mecanismo de formación y otro de destrucción del ozono hasta alcanzar un régimen estacionario, en el que la producción y la destrucción se compensarían. La producción se debería a la absorción de radiación ultravioleta de longitud de onda λ < 242 nm, que rompe la molécula de oxígeno;
𝑂2 + ℎ𝑣 → 𝑂 + 𝑂 (2)
donde ℎ es la constante de Planck, 𝑣 es la frecuencia, y el producto ℎ𝑣 hace
referencia a la energía del fotón incidente.
Luego, el átomo de oxígeno, en presencia de una molécula M que absorbe la
energía liberada en la reacción, se combina con una molécula de O2;
𝑂2 + 𝑂 + 𝑀 → 𝑂3+ 𝑀 (3)
La destrucción se produciría por descomposición (recuperación de la forma estable) o por fotodisociación (absorción de radiación, también ultravioleta, de longitud de onda 200 nm < λ < 340 nm) según;
𝑂3 + 𝑂 → 2 𝑂2 (4)
𝑂3+ ℎ𝑣’ → 𝑂 + 𝑂2 (5)
18 Figura 4. Distribución vertical del ozono utilizando las ecuaciones de Chapman (línea
roja) y observada (línea negra). (Fuente: Ojeda, 2006)
Al mejorar el conocimiento de las constantes de las reacciones (3) y (4), se ha visto que éstas son insuficientes para explicar la destrucción del ozono: el ritmo de producción sería unas cuatro veces mayor que el de destrucción. El principal mecanismo de destrucción es en realidad una serie de ciclos catalíticos de la forma;
𝑂3+ 𝑋 → 𝑋𝑂 + 𝑂2 (5)
𝑋𝑂 + 𝑂 → 𝑋 + 𝑂2 (6)
con el resultado neto
𝑂3+ 𝑂 → 𝑂 + 2𝑂2 (7)
donde las especies químicas X son, por orden de importancia, los monóxidos de nitrógeno NO y de cloro ClO mientras que en la alta estratósfera y mesósfera el más importante es el radical hidroxilo OH. No obstante, estas reacciones sólo explican el proceso natural de formación y destrucción del ozono, pero no el «agujero» porque la concentración de oxígeno atómico O es tan baja que hace la reacción (6) insuficiente (Zanón 1998).
19 Disminuidoras de Ozono (SDO). La contribución de compuestos bromados, es menor, de unas decenas por ciento, aunque la incertidumbre en la magnitud de la producción natural es alta (Ojeda 2006).
Los CFCs, comercialmente se conocen con el nombre de freones y sus aplicaciones son múltiples: como propelentes en aerosoles (25%), como refrigerantes (17%), en la fabricación de recipientes desechables (14%) y como limpiadores de mecanismos electrónicos (Monatersky 1988). Una vez sueltos en la atmósfera, son químicamente inertes en la tropósfera y baja estratósfera. De la circulación media ellos son suavemente transportados a altas altitudes (>40km) donde se fotolizan mediante radiación UV (λ<230 nm) y generan cloruros. Después, estos son llevados hacia alturas menores (20 – 25 km) y alcanzan la capa de ozono donde destruyen catalíticamente el ozono (Posso 1999).
Sin embargo, debido a la creciente preocupación sobre la gravedad del aumento de cloro en la atmósfera se han tomado diferentes medidas para la reducción de los CFCs. El punto de partida fue en 1987, en la conferencia de Montreal, en Canadá, que dio lugar al Protocolo de Montreal; este acuerdo fue más tarde consolidado por decisiones acordadas en conferencias que siguieron, como la de Londres en 1990, Copenhague en 1992, Viena en 1995, Montreal nuevamente en 1997 y Pekín en 1999. Como resultado de este acuerdo internacional, se prohibió la utilización de todos los compuestos destructores de ozono en todas las naciones, y se creyó que si todos cumplían con los objetivos propuestos dentro del tratado, la capa de ozono podría recuperarse para el año 2050 (Baird 2001). Sin embargo, investigaciones recientes afirman a través de diferentes modelos que la recuperación total a los niveles de 1980 ocurrirá alrededor del 2068, y una disminución estadísticamente significativa del área no ocurrirá hasta aproximadamente 2024(P. A. Newman 2006).
1.2.4 Dinámica
La distribución de ozono en la atmósfera no sólo depende de las producciones y pérdidas químicas, sino también de las variaciones producidas por los procesos de transporte como vientos meridionales, zonales o verticales (Holton, 2003).
Para el caso del ozono, la cantidad de radiación UV en la estratósfera es suficiente como para mantener el tiempo de vida medio químico mucho menor que el tiempo de vida medio dinámico y los efectos de la dinámica no se dejan notar (equilibrio fotoquímico). Pero, en la baja estratósfera, donde la radiación UV escasea, el transporte juega un papel fundamental en la distribución de ozono (Roelofs 1997).
20
1.2.4.1Circulación de Brewer – Dobson
Consta de tres etapas fundamentales (Brewer 1949) (Baldwin 2001). La primera es un movimiento ascendente en las regiones tropicales, desde la tropósfera a la estratósfera; la segunda, un movimiento hacia los polos a lo largo de la estratósfera; y la tercera, un descenso, en la tropósfera en latitudes medias, y en la estratósfera y tropósfera en las regiones polares.
Ésta circulación (ver Figura 5) se origina por el calentamiento solar en los trópicos y las temperaturas más bajas de las regiones polares, produciendo el transporte meridional desde las fuentes (aire caliente), a los sumideros (aire frío). El aire que abandona la tropósfera camino de la estratósfera en la región tropical es muy seco y pobre en ozono, pero muy rico en CFCs. Éstos son transportados a latitudes medias-altas, donde la radiación UV los disocia. Dan lugar así a las especies reactivas de Cl y Br que intervienen en los ciclos catalíticos que producen la destrucción del ozono.
El descenso en las regiones extratropicales produce una acumulación de ozono en la baja estratósfera. Efecto que se ve favorecido por la larga vida media del ozono en esas regiones (López 2006).
Figura 5. Esquema de circulación meridiana en la atmósfera. (Fuente: Ojeda, 2006)
1.2.4.2Corriente polar nocturna
21 aislamiento de la región polar del resto de la atmósfera producido por la corriente polar nocturna. Además, evita la llegada de aire caliente y rico en ozono procedente de los trópicos, lo que favorece el descenso de temperaturas y la consiguiente formación de las nubes polares estratosféricas (a temperaturas inferiores a 192 ºK). En verano, estas corrientes desaparecen
debido a la presencia de la luz solar y de las mayores concentraciones de O3,
que suavizan los gradientes de temperatura y provocan la inversión de la corriente de aire que se dirige hacia el este.
1.2.4.3Oscilación cuasi-bianual (QBO)
La principal fuente de la variabilidad interanual del ozono se debe a la QBO (García 1987), que afecta a la estructura térmica de la estratósfera y, por tanto, al balance fotoquímico de la misma, con mucha influencia sobre la circulación de Brewer – Dobson.
Se genera por los efectos inherentes a la propagación de las ondas de gravedad tropicales desde la tropósfera hasta la baja estratósfera (Dunkerton 1997). Normalmente se observa entre 16 – 32 km (con un mayor efecto sobre el ecuador a unos 26 km).
El fenómeno consiste en una alternancia, casi periódica, en la dirección de los vientos zonales ecuatoriales del este y del oeste en la estratósfera tropical, con un periodo de 26 – 28 meses. Dicha alternancia en la dirección de los vientos se propaga hacia abajo con un ritmo de 1 km/mes antes de ser disipados en la tropopausa. Los vientos del este son generalmente más fuertes y permanecen durante más tiempo en niveles superiores. Para los del oeste ocurre lo contrario, descienden más rápido en tiempo y persiste más tiempo en niveles inferiores.
La QBO no solo afecta a la circulación en los trópicos, sino que también afecta, indirectamente, a través de la circulación de Brewer – Dobson a latitudes altas. Por debajo de 30 km el tiempo de vida medio dinámico del ozono es mucho menor que el fotoquímico y en su distribución se dejan notar los efectos de la QBO. Por encima de 30 km la fotoquímica es la que domina y la QBO produce perturbaciones en la estructura de la temperatura.
En el periodo de descenso de los vientos del oeste se induce un movimiento de descenso en el ecuador y de ascenso en las regiones sub-tropicales. Durante esta fase se mantienen temperaturas más calientes en las capas superiores con vientos del oeste que en las inmediatamente inferiores con vientos del este. Así, la circulación de Brewer – Dobson se ve entorpecida durante esta fase. Todo lo contrario ocurre cuando domina la fase de descenso del este durante la que se favorece la circulación meridional (López 2006).
1.2.5 Capa de ozono
22 atmosféricos que ha contribuido para crear un entorno ambiental idóneo para el desarrollo de la vida. Como se ha mencionado anteriormente, el límite inferior de la capa de ozono se ubica alrededor de los 15 km a bajas latitudes y en 9 km en latitudes altas. Por otra parte, el límite superior está ubicado alrededor de los 45 km. La concentración de la capa de ozono aumenta con la altitud, hasta alcanzar un máximo entre los 20 – 25 km, aproximadamente, decreciendo luego.
Con respecto a su origen, este se remonta al propio origen de la atmósfera primitiva de la Tierra, y es producto del equilibrio dinámico entre diferentes mecanismos de intercambio energético, en especial la fotosíntesis y la respiración. La capa de ozono no deja pasar la radiación UV solar con una longitud de onda menor a 200 nm. Al mismo tiempo, la absorción del ozono
en la parte infrarroja del espectro se ubica en ≈9600 nm y causa que un 20%
de la radiación no traspase la capa de ozono (Posso 1999)(Salby 1996).
El término ―columna de ozono‖ se refiere a cuántas moléculas de ozono hay en el aire sobre cierto punto en la tierra y esta cantidad se expresa en ―Unidades Dobson‖ (UD) (Sánchez 2006).
Si se trajera la capa de ozono a la superficie de la Tierra a temperatura y presión estándar, ésta mediría 3 mm de grosor. A esta medida de 3 mm, se le asignó, arbitrariamente, el valor de 300 UD que corresponde, aproximadamente, al promedio global de la columna de ozono (P. Newman 2005) (De Gruijl FR. 2000).
En los últimos treinta años, el ozono de la estratósfera ha sido estudiado con dedicación y se encontró que la capa de ozono presenta un comportamiento extremadamente dinámico y su grosor varía constantemente. Por este motivo, el valor promedio de 300 UD debe ser considerado como un marco de referencia, ya que los niveles de la columna de ozono dependen de a) la ubicación geográfica: la capa de ozono es más delgada en el Ecuador que en latitudes medias y, en general, en el hemisferio sur los valores de la columna de ozono son más bajos que en el hemisferio norte, b) las estaciones: los niveles más bajos se presentan a fines del invierno e inicio de primavera y los más altos a fines del verano e inicio de otoño en ambos hemisferios. Los registros más bajos de todo el planeta se dan sobre la Antártida en los meses de septiembre y octubre, y c) fenómenos naturales: actividad solar, explosiones volcánicas que aportan gases que destruyen el ozono y las corrientes de aire de la estratósfera, responsables del desplazamiento de las moléculas de ozono (Urbach 1997).
23
1.2.5.1Agujero de Ozono
En 1985, J. Farman, B. Gardiner y J. Shanklin reportaron en la revista Nature registros de niveles muy bajos de ozono, con disminuciones de más de 50% durante la primavera Antártica desde 1980 hasta la publicación (Farman J. 1985a). Como bien se sabe, este fenómeno se ha seguido registrando regularmente sobre la Antártida en los meses de septiembre y octubre hasta la fecha (ver Figura 6). Los medios de comunicación bautizaron el suceso como el agujero de ozono. Es un nombre poco preciso, ya que la capa de ozono no desaparece sino que se adelgaza considerablemente. Se habla de agujero de ozono cuando los valores de la columna de ozono son menores a 220 UD (P. Newman 2005).
Figura 6. Curso del contenido total de ozono en la base antártica Halley Bay de 1967 a 1984. Se indica el valor medio y la desviación típica.
(Adaptada de Farmant, 1985.)
Este fenómeno ocurre sólo en la Antártida y se produce por las condiciones climáticas excepcionales que se dan a fines del invierno Antártico. Estas condiciones hacen que temporalmente el cloro se active y origine una gran disminución anual de ozono. Además, concentraciones muy bajas de ozono suelen darse en latitudes menores, debido a que en primavera el agujero de ozono se deforma y se elonga.
Las frías y fuertes corrientes de aire, menores a –80ºC de este a oeste, permiten la formación de Nubes Estratosféricas Polares (NEPs) en cuya superficie se forman cristales de hielo que facilitan la destrucción acelerada de ozono, incluso por gases que en otras condiciones no reaccionarían con esta molécula.
24 rotación de la Tierra, produce un vórtex que es una masa de aire rotante en la cual las velocidades del viento pueden exceder los 300 km/h. Puesto que la materia no puede penetrar el vórtex, el aire en su interior queda aislado y permanece muy frío durante varios meses. En el momento en que disminuye la temperatura, las primeras partículas en formarse son pequeñas y se las denomina Tipo I. Cuando la temperatura del aire disminuye unos pocos grados, por debajo de -80ºC, se puede formar también un cristal diferente y mayor denominado de Tipo II (Baird 2001).
La destrucción catalítica del ozono es tan rápida que en pocas semanas se puede destruir más de 70% del ozono sobre la Antártida (Urbach 1997) (P. Newman 2005). Solamente cuando las NEPs y el vórtex se han desvanecido el cloro se transforma predominantemente, a la forma inactiva.
1.3Radiación UV
1.3.1 Conceptos básicos
El Sol es una estrella que se comporta como un cuerpo negro cuya superficie se encuentra a una temperatura media de 5790 ºK (de la Casinière 2008), emitiendo todo un espectro de irradiación de acuerdo con la Ley de Planck. La irradiancia (I) es la potencia radiativa incidente por unidad de superficie, que corresponde al área bajo la curva del espectro de irradiación.
En la Figura 7 se observa la irradiancia solar espectral (Iλ), extraterrestre
(irradiancia solar que llega al tope de la atmósfera) y en la superficie terrestre, en
función de la longitud de onda (𝜆). La irradiancia solar presenta sus valores
máximos entre 400 y 720 nm, que corresponde con la región llamada visible, a
las que pertenecen las longitudes de onda que es capaz de apreciar el ojo humano. La región con longitudes de onda menores de 400 nm se conoce como
ultravioleta (UV) y a la de longitudes mayores de 720 nm como infrarrojo (IR).
Figura 7. Espectro solar extraterrestre (negro) correspondiente a Kurucz (1992) e irradiancia solar horizontal en la superficie terrestre (gris) en función de la longitud de
onda.
(Fuente: Diez, 2014)
25 solar es atenuada al cruzar la atmósfera mediante procesos de absorción selectiva de gases, o procesos de dispersión o ―scattering‖ con partículas presentes en la atmósfera. Por ejemplo, en la Figura 7 se pueden observar bandas de absorción del vapor de agua alrededor de 1100 nm y 1400 nm que atenúan en gran parte la irradiancia en superficie para esas longitudes de onda. Si se integra el espectro, tanto extraterrestre como en superficie, respecto a la longitud de onda, se obtiene la irradiancia solar total de onda corta (SW). La irradiancia SW extraterrestre
que incide perpendicularmente sobre la Tierra es de 1366,1 Wm-2, y se la conoce
como constante solar.
La Tierra, comportándose como un cuerpo negro a una temperatura determinada, también emite un espectro de radiación, aunque diferente al del Sol debido a que sus temperaturas no son las mismas. Siguiendo la Ley de Wien y considerando una temperatura media de 15ºC, el espectro de radiación que emite la superficie terrestre tiene su máximo cerca de los 10 μm, que corresponde a la región del IR.
La radiación solar UV es la más energética que alcanza la superficie terrestre, abarca las longitudes de onda más cortas del espectro solar y es responsable de diferentes procesos biológicos en los seres vivos y físico-químicos en la atmósfera (UNEP 2003).
Están definidas tres bandas dentro de la radiación UV según los efectos que producen (P. R. Koepke 2002) (Román 2013): La radiación UV-C (200 – 280 nm) que es la más energética y nociva para los organismos vivos, pero que no alcanza la superficie de la Tierra debido a que es completamente absorbida por el ozono, el oxígeno molecular y otros gases de la atmósfera; la radiación UV-B (280 – 320 nm) que es la radiación solar de mayor frecuencia que llega a la superficie, ya que solamente es absorbida y dispersada parcialmente por la atmósfera; y la radiación UV-A (320 – 400 nm), débilmente afectada por el ozono, la cual es también peligrosa para la piel humana, pero el efecto que
produce por Wm-2 es del orden de mil veces menor que el producido por la
UV-B (Serrano 2006). La irradiancia UV-UV-B y UV-A extraterrestre son
aproximadamente 17,76 Wm-2 y 86,91 Wm-2, que corresponden a un 1,3% y un
6,4% de la irradiancia solar total, respectivamente (Diez 2014).
26 Figura 8. Rango de regiones UV.
(Fuente: Jagger, 1985)
1.3.2 Índice UV
El Índice Ultravioleta (IUV) es una medida de la intensidad de la radiación UV que alcanza la superficie de la Tierra y se define de la siguiente de manera:
𝐼𝑈𝑉 = (40𝑚2𝑊−1) 𝐵 𝜆 𝐼(𝜆) 𝑑𝜆 (8)
Donde 𝐼(𝜆) es la irradiancia espectral solar expresada en (W m-2 nm-1) en la
superficie de la Tierra, 𝐵 𝜆 es el espectro de acción de McKinlay y Diffey
(McKinley 1987) para la inducción del eritema en los seres humanos, y 𝜆es la
longitud de onda (Madronich 2007). Un espectro de acción describe la eficacia relativa de las diferentes longitudes de onda en la generación de una respuesta biológica particular, en este caso la inducción a eritema en seres vivos.
Originalmente, el Índice Ultravioleta (IUV) fue formulado de manera independiente en varios países y utilizado en programas de información pública. Su definición se ha normalizado y publicado posteriormente como una recomendación conjunta de la Organización Mundial de la Salud (OMS), la Organización Meteorológica Mundial (OMM), el Programa de las Naciones Unidas para el Medio Ambiente (PNUMA) y la Comisión Internacional sobre Radiaciones No Ionizantes (ICNIRP). El Índice UV se recomienda como un vehículo para sensibilizar al público acerca de los posibles efectos perjudiciales para la salud de la exposición a la radiación solar UV y para alertar a la gente de la necesidad de adoptar medidas de protección (Karel Venicek 1999).
27 la información, facilitar la interpretación de niveles altos y bajos de radiación, y definir un color básico para cada categoría (OMS 2003).
Figura 9. Categorías de exposición a la radiación UV.
PMS (Pantone Matching System): Sistema de identificación, comparación y
comunicación del color. (Fuente: OMS, 2003)
Los pronósticos del IUV se basan en el uso de modelos de transferencia radiativa en relación con los valores previstos de los parámetros atmosféricos pertinentes (P. Koepke 1998).
1.3.3 Riesgos y beneficios
El aumento de la radiación UV recibida en la superficie de la Tierra conduce diversos efectos sobre la salud humana y el medio ambiente.
Por un lado la exposición solar limitada junto a una adecuada alimentación y la administración de suplementos, cuando sea necesario, son los factores que influyen para tener niveles saludables de vitamina D. La misma, aumenta la salud musculo esquelética y reduce la mortalidad asociada a problemas óseos en algunos grupos de población. A pesar de que exista una mayor sensibilización por parte de los habitantes sobre los daños de la radiación UV, por lo que se han implementado medidas foto protectoras para evitar la sobreexposición solar, expertos de la UNEP (Andrady 2007) plantearon una gran controversia en la comunidad científica, donde algunos investigadores consideran que se están sobreestimando los efectos adversos de la radiación UV-B y subestimando los beneficiosos como la síntesis y acumulación de vitamina D. Sin embargo, de acuerdo a las recomendaciones de las Academias de Dermatología Australiana y Americana, lo más cauto es advertir a la población de que no se debe tomar el Sol como fuente primordial de vitamina D, puesto que se tiene certeza de que la radiación UV es un carcinógeno cutáneo, sino que lo saludable es combinar una exposición limitada, junto a una adecuada alimentación y suplementos cuando sea necesario (Gilaberte 2011).
28 daña la córnea y el cristalino del ojo, puede conducir a cataratas, y afectar negativamente el sistema inmune causando una serie de enfermedades infecciosas. Además, en poblaciones humanas de piel clara, es propenso a desarrollar cáncer de piel no melanoma (CPNM).
Los procesos fisiológicos y de desarrollo de las plantas también se ven afectados por la radiación UV – B. El aumento de la misma en diferentes bosques y pastizales da lugar a variaciones en las especies (mutaciones), alterando así la biodiversidad en diferentes ecosistemas (Stedman 1981). Afecta indirectamente a comunidades de plantas, con cambios en cuanto a las formas, metabolismo secundario, etc. Los mismos pueden tener implicaciones importantes para el balance de la competencia entre plantas, patógenos y los ciclos biogeoquímicos.
Del mismo modo, los ciclos biogeoquímicos terrestres y acuáticos se ven perjudicados, alterándose las fuentes y los sumideros del efecto invernadero, y
gases traza importantes, como por ejemplo el dióxido de carbono (CO2). Otros
efectos incluyen los cambios en la producción y descomposición de materia vegetal, la reducción de los cambios en la producción primaria en la absorción y liberación de gases atmosféricos importantes, la reducción del crecimiento del bacterioplancton en la parte superior del océano, y el aumento de la degradación de la materia orgánica disuelta acuática (DOM), entre otros.
La reducción del ozono estratosférico y el incremento de la radiación UV – B da como resultado un aumento en la foto disociación de gases traza claves que controlan la reactividad química de la tropósfera. Esto puede aumentar la producción y la destrucción del ozono y de oxidantes relacionados como el peróxido de hidrógeno, que tiene efectos adversos sobre la salud humana, las plantas terrestres y los materiales exteriores. Los cambios en las concentraciones atmosféricas del radical hidroxilo (OH) pueden cambiar los tiempos de vida atmosférica de gases importantes como el metano y sustitutos de los CFCs.
También se dan efectos adversos sobre los polímeros sintéticos, biopolímeros de origen natural y otros materiales de interés comercial. La radiación UV – B acelera las tasas de foto degradación de estos materiales limitando sus ciclos de vida. Los daños típicos varían de decoloración a la pérdida de integridad
mecánica (Sivasakthivel T. 2011).
1.4 Radiación UV y Ozono
El agotamiento de la capa de ozono conduce, en promedio, a un aumento de la radiación UV sobre la superficie, debido a que el ozono es un absorbente eficaz de la misma, como se vio en la sección 1.2.3(Lusi A. 2017). También, en la sección 1.3.1 se señaló que el Sol emite radiación sobre una amplia gama de energías, con alrededor del 2% en forma de radiación UV, y que algunas de estas radiaciones como la UV – B son especialmente efectivas en causar daños a los seres vivos.
29 Durante los últimos años se han realizado mediciones simultáneas de la radiación UV y del ozono total en varias estaciones Antárticas. Por ejemplo, a finales de la primavera la radiación UV – B en zonas del continente Antártico puede exceder a la de San Diego, California, donde el Sol está mucho más arriba del horizonte.
Sin restarle importancia, se debe aclarar que la variabilidad en el ozono no es el factor determinante que afecta a la radiación UV – B recibida en la superficie. También se debe considerar el ángulo incidente de la radiación proveniente del Sol, conocido como ángulo cenital solar (sza) (Figura 10). Cuando el sza es pequeño el camino de la luz a través de la atmósfera es más chico que para sza mayores, por lo que la absorción es menor. Por esta razón, las radiaciones UV – B máximas se producen en los trópicos en momentos en que el Sol está en el cenit. En estas regiones, las cantidades de ozono son también relativamente bajas. En las latitudes medias y altas, la incidencia de la radiación UV – B en invierno es mucho más pequeña que en verano. Por lo tanto, incluso con cantidades de ozono extremadamente bajas, como las que se dan en el agujero de ozono en la Antártida, los niveles de radiación UV – B raramente alcanzan los niveles normales de los trópicos (Abarca J. F. 2002) (Diaz S. B. 2001).
Figura 10. Representación gráfica del ángulo cenital solar (sza)
La variabilidad en la cobertura de nubes es el segundo factor que influye en la radiación UV – B que llega a la superficie. La importancia se ilustra de manera clara por los resultados de una red de sensores UV eritémicos que cubren una amplia gama de latitudes en Argentina (Cede A. 2002) y de análisis globales basados en datos de satélite (ver Figura 11).
30 Figura 11. Climatología global (1979-1992) de la dosis media diaria eritémica de UV
(Fuente: Richard L. McKenzie, 2003)
En la Figura 12, se puede observar la detección de un aumento en el pico de UV en respuesta a la disminución del ozono en Nueva Zelanda. Sin embargo, la tendencia no continuó a lo largo del tiempo. Esto se debió a que las cantidades de ozono fueron más altas, y a que se dio una mayor presencia de nubes. De esta manera queda demostrada la variabilidad interanual que suele darse por la presencia de las mismas, teniendo un efecto significativo.
Figura 12. (a) Concentración media de Ozono (UD) (b) IUV (para cielo despejado)
en Lauder, Nueva Zelanda para los veranos (diciembre a febrero) de 1978-79 a 1999-2000. Los puntos muestran los valores medidos de ozono y el pico UV del verano.
31
Capítulo 2
32
Materiales y Métodos
2.1 Área de estudio
Para estudiar la dinámica del ozono se tuvieron en cuenta mediciones de la columna total de ozono de diferentes puntos de Argentina. Desde la latitud más alta, los sitios involucrados fueron las ciudades de Río Gallegos (51°38′S 69°14′O), Comodoro Rivadavia (45°52′S 67°30′O), Trelew (43°15′12″S 65°18′34″O) y Buenos Aires(34°35′59″S 58°22′55″O), capital de la Argentina (ver Figura 13).
Figura 13. Sitios de estudio.
33 CONICET)) donde la División Atmósfera lleva registro de las mediciones de terreno.
2.1.1 Río Gallegos
Río Gallegos es la capital de la provincia de Santa Cruz, ubicada en el extremo sur del territorio continental. Es cabecera del departamento más austral; Güer Aike, y posee una población de 97742 habitantes (según datos del censo del año 2010), convirtiéndose en la ciudad más poblada de la provincia. En los alrededores de la misma se puede apreciar una gran diversidad de plantas nativas. El clima suele ser ventoso, seco y frío, con algunas nevadas durante el invierno, y una temperatura media anual de 7,6ºC (Clarín, Argentina Pueblo a Pueblo 2006) (Merkel, Climate-Data 2016).
2.1.2 Comodoro Rivadavia
Comodoro Rivadavia es la ciudad más importante de la provincia de Chubut, la cual limita al norte con Río Negro, al sur con Santa Cruz, al oeste con Chile y al este con el Mar Argentino. Tiene un gran movimiento comercial y creció gracias a la explotación petrolera. Su población es de 218038 habitantes según el censo del año 2010, y pertenece al departamento de Escalante, ubicado en el sudeste de la provincia, sobre la costa atlántica. Su geografía se caracteriza por dunas, mucho viento, y una rica variedad de especies animales. La temperatura media anual es de 13,1ºC y la humedad relativa promedio anual es de 51% (Clarín, Argentina Pueblo a Pueblo 2006) (Weather Atlas 2017).
2.1.3 Trelew
Se ubica en la provincia de Chubut, al igual que Comodoro Rivadavia, pero pertenece al departamento de Rawson. Trelew se considera la segunda ciudad de la provincia, y se caracteriza por la pujanza de su industria textil. Su población actual es de 99430 habitantes, según el censo del año 2010. El clima es desértico, con precipitaciones muy escasas, alta luminosidad y evaporación, marcadas amplitudes térmicas y anuales. La temperatura media anual es de 13,5ºC y su humedad relativa promedio anual es de 54% (Clarín, Argentina Pueblo a Pueblo 2006) (Merkel, Climate-Data 2016).
2.1.4 Buenos Aires
La Ciudad Autónoma de Buenos Aires, es la Capital Federal de la República Argentina. Sus límites son la avenida General Paz, el Riachuelo y el Río de la Plata. Su población, según el censo del año 2010, es de 2890151 habitantes, convirtiéndolo en el cuarto distrito más habitado del país, sobre una superficie de
203 km2 y densidad poblacional de 13639,3 habitantes por km2. El río es el
34 relieve es llano a levemente ondulado y se caracteriza por su aspecto de meseta que finaliza con barrancas más o menos empinadas (Clarín, Argentina Pueblo a Pueblo 2006).
2.2Información satelital 2.2.1 OMI/Aura
El Ozone Monitoring Instrument (OMI), a bordo del satélite Aura de la NASA, es un espectrómetro diseñado para registrar la cantidad de ozono y otras especies químicas en la atmósfera (Levelt P.F. 2006). OMI es el sucesor del Total Ozone Monitoring System (TOMS), y continúa su registro de la concentración de ozono en columna vertical total, aerosoles y radiación solar UV (Marchetti 2016).
El satélite Aura, que lleva a bordo el instrumento OMI, describe una órbita helio-sincrónica con hora de paso por el Ecuador de 13:45 ±15 minutos. Este instrumento mide la radiación solar reflejada y la retrodispersada en el rango espectral 270 – 500nm con una resolución espectral de 0,55 nm en el UV y 0,63 nm en el visible. Tiene un ancho de barrido de 2600 km que permite una cobertura global diaria con una resolución espacial de 13×24 km en nadir. Los productos de OMI, como se dijo anteriormente, incluyen ozono, aerosoles, nubes, radiación UV
y gases traza (NO2, SO2, HCHO, BrO, OClO) (Levelt P.F. 2006).
En el presente trabajo la columna de ozono total se descargó del sitio web
http://avdc.gsfc.nasa.gov, que contiene la base de datos del instrumento OMI, siendo la información de libre acceso. El producto de datos utilizado fue el OMDOAO3 L2, el cual utiliza un algoritmo que aprovecha las capacidades hiperespectrales del instrumento OMI basándose en la Espectroscopía de Absorción Óptica Diferencial (DOAS). El algoritmo consta de tres pasos. En primer lugar, se utiliza el método DOAS para ajustar la sección transversal de absorción diferencial de ozono al espectro de radiancia de la Tierra normalizado por el Sol, para obtener la densidad de columna inclinada. En el segundo paso, la densidad de la columna inclinada se traduce en la densidad de la columna vertical utilizando un factor de masa de aire. El tercer paso consiste en una corrección de los efectos de las nubes, para tener en cuenta el ozono que está oscurecido por las mismas (Veefkind J. P. 2006).
Además de contener las concentraciones de ozono integradas en columnas geolocalizadas, OMDOAO3 también contiene resultados intermedios, como por ejemplo información de nubes. OMDOAO3 fue validado por varios grupos usando diversos datos de referencia (Balis D. 2007) (McPeters R. 2008) (Kroon M. 2008) (Anton M. 2008).
2.2.2 CERES/Aqua+Terra
35 El Sistema de Energía Radiante de la Tierra y de las Nubes (CERES), se dedica a proporcionar datos valiosos sobre el balance de radiación de la Tierra a la comunidad científica, y es uno de los instrumentos de más alta prioridad. Compuesto por dos radiómetros de banda ancha, del espectro visible al infrarrojo (bandas entre 0,3 y 0,5 µm y entre 8 y 12 µm), mide el equilibrio energético de la atmósfera, así como la radiación ultravioleta solar que es reflejada y absorbida por la superficie, la atmósfera y las nubes (Loeb 2017).
La columna de ozono, así como el Índice Ultravioleta, se obtuvieron al descargar un producto derivado de los datos CERES a bordo de los satélites Aqua y Terra, e información complementaria, pertenecientes a la NASA. Los datos se descargaron
del sitio web https://ceres.larc.nasa.gov/, donde la información es de libre acceso.
En este trabajo se utilizó la versión Ed3A del producto CERES_SYN1deg. El término ―SYN‖ (Synoptic Radiative Fluxes and Clouds) indica que esta versión proporciona datos de radiación en condiciones de cielo despejado y nublado, y ―1deg‖ indica que tiene una resolución espacial de 1 grado de latitud/longitud (Smith 2011). La versión Ed3A proporciona diferente tipo de información como datos de los flujos de energía observados al tope de la atmósfera (flujo de onda larga, flujo de onda corta y el flujo en la región de la ventana atmosférica), o sobre flujos de energía calculados (los cuales se basan únicamente en el estado de la atmósfera, la superficie y la radiación solar entrante). También se puede obtener información de flujos calculados en superficie y en la atmósfera, así como parámetros de nubes, aerosoles e información auxiliar, donde están incluidos los datos de la columna total de ozono.
Luego de seleccionar el parámetro de interés, se debe determinar la resolución temporal en la cual se solicitarán los datos (mensual, mensual cada 3 horas, diaria o diaria cada tres horas), la resolución espacial y por último el intervalo de tiempo. En el presente trabajo, se solicitaron datos diarios cada tres horas, para el periodo comprendido del estudio, y para toda la extensión del país.
2.3Mediciones de terreno 2.3.1 Red SAVER-Net
Los datos medidos desde tierra fueron registrados por radiómetros YES modelo UVB – 1 de banda ancha (280 – 315nm). Los mismos están ubicados en las ciudades de Villa Martelli (Buenos Aires), Comodoro Rivadavia (Chubut) y Río Gallegos (Santa Cruz) y forman parte de la red de monitoreo de radiación solar en superficie en el marco del Proyecto de Gestión de Riesgos Medioambientales en Sudamérica (red SAVER – Net) que el Centro de Investigaciones en Láseres y Aplicaciones CEILAP – UNIDEF (CITEDEF – CONICET) lleva adelante conjuntamente con Chile y Japón con la colaboración de la JICA (Agencia de
36 Figura 14. Radiómetros ubicados en Villa Martelli (Buenos Aires).
(Fuente: Savernet - South American Enviroment Risk Network)
Los radiómetros YES modelo UVB – 1 son instrumentos de banda ancha que registran la radiación global solar en el rango UV. Los registros son adquiridos en valores de voltaje por un registrador de datos con una resolución temporal de 1 minuto, y estos valores son convertidos a irradiancia eritémica, afectando el valor registrado por la constante de calibración provista por la fábrica y un factor de respuesta de la piel a este tipo de radiación establecida para esta clase de instrumentos.
2.4Procesamiento de datos 2.4.1 Índice Ultravioleta
El IUV indica la intensidad de la radiación UV del Sol y el riesgo que ésta radiación puede presentar sobre la salud. Además, como se indicó en la Ecuación 8 en la sección 1.3.2, el IUV se define como la irradiancia efectiva obtenida al integrar el espectro de acción de referencia.
Existen diversos modelos de transferencia radiativa (RTMs) para estimar el Índice Ultravioleta. Cada uno posee diferente complejidad y, por lo tanto, diferente calidad en los resultados, en las técnicas para ejecutar los modelos y en los tiempos de cálculo. Los RTMs que tienen en cuenta la absorción atmosférica
y la dispersión se usan típicamente para calcular 𝐼(𝜆) a diferentes longitudes de
onda discretas en la región espectral UV. Los valores de 𝐼(𝜆) dependen