Conceptos básicos de la óptica del océano

CONCEPTOS
TEÓRICOS BÁSICOS
DE LA ÓPTICA DEL
OCÉANO
Por:
Stella Patricia Betancur Turizo,
Ph.D.
21 de Agosto de 2015

Contenido
Pág.
Color del Océano. 3
Consideraciones para el uso de los
sensores remotos de color del
océano. 23
Modelos para el estudio de
Propiedades Ópticas Inherentes
(POIs) en el océano. 38
La importancia de la medición de
variables in situ para el estudio de
las POI’s en el océano. 49
Consideraciones del estudio de las
POIs para aguas caso1 y aguas
ópticamente complejas. 70
Caso de estudio de la aplicación
de las POIs: Alto Golfo de
California. 78

Color
Percepción visual que se genera en el cerebro de los humanos y
otros animales al interpretar las señales nerviosas que le envían
los fotorreceptores en la retina del ojo, que a su vez interpretan y
distinguen las distintas longitudes de onda que captan de la
parte visible del espectro electromagnético

Espectro
electromagnético
Ondas electromagnéticas = partículas con una carga
electromagnética que tienen una Longitud de onda (λ) y una
frecuencia (v):
λ = c/v
Donde c es la velocidad de la luz (~300.000 km/s en vacío), de
manera que si c es una constante en un medio dado, entonces,
a mayor longitud de onda menor es la frecuencia.

Color del Océano
Comportamiento
de la luz en un
medio acuático
Óptica Hidrológica
≠ Componentes del
Agua de Mar
La presencia de una diversidad de
componentes orgánicos e
inorgánicos, disueltos y particulados
en el agua de mar, alteran la
calidad espectral del campo de luz
bajo el agua, y su influencia en la
fotosíntesis del fitoplancton.
Brewin et al. (2013)
Océano
Esparcido
Absorbido
Kirk (1994)
Propiedades
Ópticas
Inherentes (POIs)

Color del Océano
Reflectancia espectral del agua de mar en aguas con poco
fitoplancton (a) y con mucho fitoplancton (b).
González-Silvera (Notas de clase)

Color del Océano
Imagen de color del océano, captada por el MODIS Aqua

Color del Océano
Penetración de la luz en el agua de mar dependiendo de la
longitud de onda.
(Instituto de Medio Ambiente y Sostenibilidad de la Comisión
Europea, En: Karpenko y Ganapetyan, 2012)
250
200
150
100
50
0
300 400 500 600 700
Longitud de onda (nm)
Profundidad(m)

Campo de Luz
Teniendo en cuenta que el campo
de luz en la profundidad sufre
cambios en un cuerpo de agua,
entonces primero se deben
considerar cuáles son los atributos
esenciales del campo de luz, en el
que los cambios podrían ser
anticipados (Kirk, 1994).
En términos generales cuando se
hace referencia a la dirección
dentro del campo de luz, se hace
referencia al ángulo zenital (θ) y el
ángulo azimutal (Φ). En el caso de
un haz de luz ascendente, la
dirección se expresa en términos
del ángulo nadir (θa).

Campo de Luz
Procesos físicos que afectan el color
del océano
Flujo radiante, Φ: Es la tasa de tiempo del flujo de energía
radiante, el cual puede ser expresado en W (J s-1) o como
quanta s-1.
Intensidad Radiante, I: Es una medida del flujo radiante por
unidad de ángulo solido en una dirección especificada y tiene
como unidades W o quanta s-1, la cual se expresa así :
I = dΦ/dω
(Kirk, 1994)

Campo de Luz
Radiancia, L(θ, Φ): considera el flujo radiante no sólo por unidad
de ángulo sólido, sino también por unidad de área de un plano
en ángulo recto a la dirección del flujo, lo cual indica que es
una función de la dirección (ángulo zenith (θ) y ángulo de
azimut (Φ)) y se expresa como
L(θ, Φ) = d2Φ / dS cosθ dω
(Kirk, 1994)
Campo de Radiancia en un
punto en el espacio
Campo de Radiancia en un punto
en una superficie
Radiancia superficial

Campo de Luz
Irradiancia, E: Es el flujo radiante por unidad de área de una
superficie con las unidades W m-2 o cuanta (o fotones) s-1m-2, o
mol cuanta (o fotones) s-1 m-2. Este flujo radiante se expresa
como (Kirk, 1994):
E = dΦ / dS
Irradiancia descendente (Ed) y ascendente (Eu): son los valores
de la irradiancia en la parte superior e inferior, respectivamente,
de una superficie horizontal. Por lo tanto, Ed, es la irradiancia que
penetra y Eu es la que emerge y se expresan como:
(Kirk, 1994)

Campo de Luz
Reflectancia espectral, R(z, λ): es la relación de la irradiancia
ascendente sobre la descendente en un punto dado en el
campo (Kirk, 1994):
R = Eu / Ed
Ilustración de los rayos de luz que contribuyen a la Reflectancia
espectral R (Mobley, 2015).

Campo de Luz
Reflectancia espectral del sensor remoto, Rrs(θ,Φ,λ): es una
medida de cuánto de la radiancia descendente que incide
sobre la superficie del agua en cualquier dirección es
eventualmente devuelto a través de la superficie en un
pequeño ángulo sólido ΔΩ centrado en una dirección particular
(θ, Φ):
Rrs(θ,Φ,λ) ≡
Lw(en el aire,θ,Φ,λ)
Ed(en el aire,λ) (𝑠𝑟
− 1)
El argumento “en el aire" indica que Rrs se evalúa mediante la
radiancia resultante de los procesos dentro del agua Lw y la
irradiancia descendente Ed en el aire, justo por encima de la
superficie del agua (Mobley, 2015).

Campo de Luz
Coeficiente de atenuación vertical, K(z): es la relación de la
irradiancia ascendente sobre la descendente en un punto
dado (Kirk, 1994):

Coeficiente de
absorción a(λ)
Función de disperción de
volumen Β(Ψ,λ)
Coeficiente de
esparcimiento
b(λ) = 𝐸
β𝑑Ω
Coeficiente de
atenuación de la luz
c(λ) = a(λ) + b(λ)
Esparcimiento
simple del
albedo
ωo = b/c
Función de fase
β = β/b
Radiancia incidente
Estado del mar
Condiciones de fondo
Ecuación de transferencia radiactiva
cosθ
𝑑𝐿
𝑐 𝑑𝑧
= - L + ωo 𝐸′
β L dΩ’ + S
Condiciones
de contorno
Fuentes
internas S
Distribución de radiancia
L(z, θ, Φ, λ)
Irradiancia
escalar
descendente
E0d = 𝐸 𝑑
𝐿 𝑑Ω
Irradiancia plana
descendente
Ed= 𝐸 𝑑
𝐿|µ|𝑑Ω
Irradiancia plana
ascendente
Eu= 𝐸 𝑢
𝐿|µ|𝑑Ω
Irradiancia
escalar
ascendente
E0u= 𝐸 𝑢
𝐿 𝑑Ω
Radiación fotosintética
disponible
EPAR= ʌ 𝐸
𝐿 𝑑Ω𝑑λ
Coseno
promedio
descendente
µd = Ed/E0d
Reflectancia
espectral
R = Eu/Ed
Coseno
promedio
ascendente
µu = Eu/E0u
Atenuación de la
irrad. escalar
descen.
K0d = -
1
𝐸 𝑜𝑑
𝑑𝐸 𝑜𝑑
𝑑𝑧
Atenuación de la
irrad. plana
descen.
Kd = -
1
𝐸 𝑑
𝑑𝐸 𝑑
𝑑𝑧
Atenuación de la
irrad. plana
asdescen.
Ku = -
1
𝐸 𝑢
𝑑𝐸 𝑢
𝑑𝑧
Atenuación de la
irrad. escalar
asdescen.
K0u = -
1
𝐸0𝑢
𝑑𝐸0𝑢
𝑑𝑧
Atenuación de la luz
K(θ,Φ) = -
1
L(θ,Φ)
dL(θ,Φ)
𝑑𝑧
Atenuación PAR
KPAR = -
1
EPAR
dEPAR
𝑑𝑧
Propiedades Ópticas Inherentes Condiciones Ambientales
Cantidades Radiométricas
Propiedades Ópticas Aparentes
A partir de la teoría de
transferencia radiactiva y
lo expresado por la
ecuación de
transferencia radiactiva,
se ilustra en una
estructura matemática la
unión entre las POI’s y el
ambiente externo de un
cuerpo de agua con las
cantidades radiométricas
y POA’s de dicho cuerpo
de agua (Mobley, 1994).

Consideraciones
para el uso de los
sensores remotos
de color del
océano

Moléculas de aire
Diferentes aerosoles
Reflectancia del
cielo
Partículas suspendidas
Distribución vertical
Brillo solar Espuma Material flotante
Nubes delgadas
Estelas
Materia Orgánica Disuelta
Reflección de fondo
Clorofila
Especies diferentes de fitoplancton
(Doerffer, 2014)

Sensores
Remotos
Geometría
angular
Velocidad del
viento
Profundidad
óptica
Correcciones
atmosféricas

Geometría angular
Ω(10, 20, 30)
Fotones medidos que van mas lejos del Sol (~Esparcimiento hacia
adelante)
Ω(10, 20, 150)
Fotones medidos que van mas cerca del Sol (~Retroesparcimiento)
Lee, 2010 (IOPs Workshop, Anchorage, AK, Oct 25)
θS θv
ψ

Geometría angular
0.009
0.012
0.015
400 nm 640 nm
0.003
0.006
Lee, 2010 (IOPs Workshop, Anchorage, AK, Oct 25)
Radiancia resultante de los procesos dentro del agua (Lw),
dependencia del Zenith (Flechas verdes indican el valor de la
radiancia)

Velocidad del viento
Frouin et al., 2010 En: IOCCG, 2010 Reporte No. 10)
Una relación empírica entre la densidad superficial de los
whitecaps y la velocidad del viento ha sido proporcionada por
Frouin et al. (2010):
Swc = 2.95 x 10-6 U3.52
Donde Swc es la fracción de la superficie del mar cubierta por
whitecaps y U se expresa en m/s.
Cuando la agitación de la
superficial del mar se vuelve
importante, generalmente para
una velocidad del viento superior a
8 m/s, la interface aire-océano
puede estar contaminada por
whitecaps.

Correcciones
Atmosféricas
Absorción1. Nubes・Vapor de agua (moléculas)
2. Aerosoles
3. Ozono
4. Dispersión Rayleigh (moléculas)
Bandas para la
Corrección atmosferica
Brillo solar (Sunglint)

Correcciones
Atmosféricas
(McClain et al., 2014)
Lograr la meta de una exactitud de 0,5% para la Radiancia
TOA a 443nm, es necesaria para lograr una Radiancia
resultante de los procesos dentro del agua (Lw) con una
exactitud del 5% (a 443 nm) y una exactitud del producto de
la clorofila de aproximadamente el 30%.

Doerffer, 2014 (2nd IOCCG Summer Lecture Series July 21-Aug.2.2014, R. Doerffer)
Resumen de causas de incertidumbres descritas por Doerffer
(2014)
1. Sensor: calibración y estabilidad
• Deben ser monitoreados y las incertidumbres deben ser
<1%.
• Ajustes y calibración de Vicarious es necesaria para mejorar
la exactitud de las reflectancias del agua.
2. La Atmosfera es el contribuyente dominante de las Radiancias
TOA (Top of the Atmosphere)
• Cualquier error en la descripción de la atmósfera
(corrección atmosférica) produce un pliegue o un error aún
mayor en las reflectancias del agua.
• Mejoras siguen siendo necesarias
• Pequeñas y delgadas nubes, asi como sombras de nubes
sigue siendo un problema.
• Efecto de adjacencia.

Doerffer, 2014 (2nd IOCCG Summer Lecture Series July 21-Aug.2.2014, R. Doerffer)
3. La superficie del agua contribuye a la reflectancia por la
espuma (whitecaps) y por el brillo solar y de cielo
especularmente reflejado.
• La temperatura y Salinidad tienen efecto sobre el índice de
refracción para la corrección del brillo solar.
4. El agua ópticamente pura es variable y parcialmente no es
suficientemente conocida.
• La temperatura, Salinidad y efecto de esparcimiento
Raman causan incertidumbre en un intervalo de 5 a 10%.

Profundidad Óptica
Profundidad de la zona eufótica (Zeu)
PAR (0)
PAR
(Zeu)
Zeu (transparencia del agua)

Profundidad Óptica

zKd
La irradiancia descendente disminuye aproximadamente de
manera exponencial con la profundidad y puede ser
expresada por la ecuación (Kirk, 1994):
Ed (z) = Ed (0) e-Kd z
Donde Ed(z) y Ed(0) son los valores de irradiancia descendente
a una profundidad z m y una profundidad justo por debajo de
la superficie del mar, respectivamente, y Kd es el valor
promedio del coeficiente de atenuación vertical por encima
del intervalo de profundidad de 0 a z m. Entendiendo esto se
define la profundidad óptica ( ) como (Kirk, 1994):

Profundidad Óptica
A partir de la cual se debe considerar lo descrito por Gordon y
McCluney (1975), quienes propusieron que el 90% de la luz
que sale de la columna de agua, proviene de la primera
profundidad óptica. Esta profundidad óptica además, debe
satisfacer la condición 1 = -kd * z:
d
a
K
z
/11 




Profundidad Óptica
Se puede ver que a una profundidad óptica especificada, le
corresponderán diferentes profundidades físicas pero con la
misma disminución general de la irradiancia en aguas de
propiedades ópticas diferentes. Así en un agua turbia
coloreada con un alto Kd, a una profundidad óptica dada le
corresponderá una profundidad real mucho menor que un
agua transparente e incolora con un bajo Kd.

Profundidad Óptica
Diagrama esquemático que muestra los vínculos entre el coeficiente de
atenuación difusa K y la profundidad de la capa de mezcla. Los valores
pequeños de K estarían asociados con un débil gradiente vertical por el
calentamiento solar. Por lo tanto, en igualdad de condiciones los valores bajos de
K favorecerían la mezcla más profunda, en comparación con las aguas donde K
es alta. (Dutkiewicz et al., 2008 En: IOCCG, 2008).

Modelos para el
estudio de
Propiedades
Ópticas Inherentes
(POIs) en el océano

Modelos POIs
Mobley (2014) establece que los algoritmos basados en la
adaptación del espectro, utilizan espectros de Rrs
calibrados radiométricamente y corregidos
atmosféricamente para recuperar simultáneamente la
profundidad del fondo, la reflectancia de fondo (tipo de
fondo), y las propiedades de absorción y dispersión de la
columna de agua por medio de la "igualación del
espectro" en el espectro completo.

Modelos POIs
Tipos básicos de algoritmos “basados en la transferencia
radiactiva” que permiten el ajuste del espectro:
Algoritmos Semi-analíticos:
Comienzan con la teoría de
transferencia radiactiva y derivan
en un modelo de aproximación
analítica relativo a la Rrs de la
profundidad de fondo, reflectancia,
etc., para luego utilizar la imagen
de Rrs, para determinar los valores
de mejor ajuste para los parámetros
del modelo a través de la
optimización no lineal (Lee et al.,
1998, 1999).
Algoritmos numérico - mecanístico:
Este algoritmo utiliza en 1er lugar el
código de transferencia radiactiva
para crear una base de datos de
espectros de Rrs que correspondan
a todas las combinaciones posibles
de las propiedades de a(λ) y bb(λ)
del agua, etc., que se pueden
encontrar en la zona en estudio.
Una vez se cuente con esta base de
datos, se busca la coincidencia de
los espectros de las imágenes con la
base de datos de espectros
(Mobley et al., 2005).

Modelos Semi-analíticos
Según Mobley (2014), los modelos semi-analíticos
tratan de mejorar los modelos estadísticos mediante
la construcción de relaciones conocidas (por
ejemplo, derivadas de la observación o de la RTE)
entre las entradas y salidas.

Analítico significa derivado. Utiliza diversas
aproximaciones, simplificaciones o suposiciones. El
modelo matemático todavía tiene varios parámetros
desconocidos, que deben ser determinados antes
que el modelo pueda ser utilizado por el problema
de inversión de Rrs para obtener lo que se quiere.
Los parámetros desconocidos son determinados
forzando el modelo para ajustar los datos que
contienen tanto las entradas (Rrs) como las salidas
(Chl, profundidad del agua, etc), por lo tanto lo
"semi" analítico obedece a una parte analítica y una
parte estadística.
Mobley (2014)

Después de que los parámetros se han determinado
mediante entradas y salidas conocidas, el modelo
con los mismos valores de los parámetros puede ser
aplicado a los nuevos datos de entrada y así obtener
nuevos resultados.
Mobley (2014)

Modelos Numéricos
Pueden simular cualquier tipo de cuerpo de agua sin
dificultad.
Utilizan como entrada las POIs y reflectancias de
fondo.
Su dificultad radica en conocer los constituyentes
típicos, concentraciones y masa específica de las
POIs y la reflectancia de fondo en aguas someras.
Mobley (2014)

Modelos Numéricos
El modelo Hydrolight per se es un modelo de
transferencia radiativa, no un modelo de las
propiedades ópticas oceánicas.
El usuario, debe proporcionar las POI’s y las
condiciones de contorno para el código nucleo del
Hydrolight.
El Hydrolight no conoce las POIs, o el perfil de
clorofila, o la profundidad, o cualquier otra cosa del
cuerpo de agua de interés. Él usuario debe
proporcionar esta información
Mobley (2014)

Modelos Numéricos
Los diferentes modelos de POIs, funciones de fase,
conjuntos de datos de Clorofila, conjunto de datos
de ac-9, etc. que vienen con Hydrolight son ejemplos
de cómo proporcionar las POI’s u otra información
para dicho modelo, pero el usuario tendrá que
reemplazar estas rutinas de ejemplo y el conjunto de
datos con información propia, con el fin de simular el
cuerpo de agua de interés.
Mobley (2014)

Modelos POIs
Comparación entre las entradas de los dos tipos modelos:
• Rrs a diferentes longitudes de
onda, dependiendo del sensor.
• Considera valores
preconfigurados de angulo
zenith, velocidad del viento,
salinidad, temperatura, la forma
de funcion de fase siguiendo los
valores definidos por Gordon et
al., (1998).
• POI’s del agua de mar:
• El estado de la superficie del mar
por el viento: Velocidad del
viento (m/s, knots o mph), Indice
real de refracción n del agua.
• Distribución de la Radiancia
espectral del cielo: permite usar
dos opciones el modelo de cielo
semi-empírico (pide ángulo solar
al zenith o la hora y localización,
y el porcentaje de cobertura de
nubes) o modelo de cielo
idealizado.
• La naturaleza de las condiciones
de contorno del fondo.

Modelos POIs
Comparación entre las salidas de los dos tipos modelos:
• Coeficienites de Absorción a(λ) a
partir del cual calcula los
coeficientes adg(λ) y aphy(λ)
• Coeficiente de retroesparcimiento
bbp (λ)
• Reflectancia de fondo ρ
• Profundidad de fondo H
• Coeficientes de absorción y de
esparcimiento.
• Irradiancias.
• Reflectancias.
• Cosenos medios.
• Funciones K de irradiancias
• Radiancias al Zenith y Nadir

La importancia de
la medición de
variables in situ
para el estudio de
las POI’s en el
océano.

CDOM
(Nelson y Siegel, 2013)
CDOM = Chromophoric Dissolved Organic Matter
Materia Orgánica Disuelta Cromofórica

CDOM
Definición operativa: Componente que pasa por un filtro
submicrónico, absorbe la luz en bandas de frecuencia solares.
Alguna fracción es fluorescente (absorbe en el UV, emite luz
azul), lo cual es importante para la caracterización.
¿De qué está hecha?
En gran parte sin caracterizar. Incluye proteínas/aminoácidos,
posiblemente productos de degradación de pigmentos,
"materiales húmicos" y metabolitos secundarios como los fenoles
lignina.
¿Qué es el CDOM?

CDOM
CDOM = Chromophoric Dissolved Organic Matter
Materia Orgánica Disuelta Cromofórica
El CDOM es mas bien una característica de la Materia Orgánica
Disuelta (DOM - Dissolved Organic Matter) que una discreta
familia de compuestos:
• El CDOM es una parte de la piscina de DOM del océano
abierto.
¿Qué es el CDOM?

CDOM
El CDOM es el principal responsable de la absorción de luz y en
algunas regiones se considera como el mayor factor determinante
de las propiedades ópticas de un cuerpo de agua.
La absorción del CDOM disminuye exponencialmente hacia
longitudes de onda más largas y puede ser descrito por la
ecuación exponencial :
aCDOM(λ) = aCDOM(λ0)e-S(λ- λ0) (Kirk, 1994)
Donde aCDOM(λ) es el coeficiente de absorción a una longitud de
onda λ, λ0 es la longitud de onda de referencia y S es el
coeficiente de la pendiente (la exponencial disminuye el espectro
de absorción en un intervalo de longitud de onda dada).
(Kowalczuk et al., 2009)

CDOM
Domina la disponibilidad de luz para λ < 450nm:
• Enorme papel en los foto-procesos marinos
CDOM se relaciona a menudo con el DOC en muchos mares
costeros, pero NO en el océano abierto
Precursor de compuestos fotoquímicos
• Emisión de gases traza (DMS, COS, CO, CO2)
• La biodisponibilidad de los metales traza (Fe, Mn, Cu, etc.)
Un trazador natural de intercambio de masa de agua:
• CDOM puede ser un buen índice del DOM en estado
diagénico.
¿Por qué debemos preocuparnos por CDOM?

CDOM
El interes en el CDOM y su caracterización ha incrementado
recientemente por las siguientes razones:
• Los sensores remotos de color del océano, están relacionados
con el ciclo del carbono orgánico.
• La clorofila-a por sensores remotos es considerada como
indicador de la productividad primaria y las posibles
interferencias en su medición son debidas al CDOM.
• Intercambio océano-atmósfera de importantes gases trazas,
denominados CO, CO2 y COS.

CDOM
• La formación de especies de oxígeno reactivo y su potencial
impacto sobre los procesos biológicos y ciclos biogeoquímicos.
• Como trazador del ingreso ribereño de carbono orgánico al
océano y ciclo del carbono en aguas costeras.
• Atenuación de la luz ultravioleta en aguas superficiales.
• Debido a sus efectos en la radiación solar bajo el agua, el
CDOM puede estimular o dificultar la actividad biológica.

CDOM
Promedios de espectros
tomados en diferentes
superficies del mundo. El área
sombreada representa un
intervalo de confianza del 95%
para estas estimaciones (Datos
son de Nelson et al. (1998, 2010)
y Swan et al. (2009) En: Nelson y
Siegel, 2013).

Esparcimiento
(Kirk, 1994)
Esparcimiento de la luz por una partícula: procesos de
reflección y refracción.

Esparcimiento
Decimos que un fotón es esparcido cuando este interactúa con
algún componente del medio y esto causa una divergencia de su
trayectoria original. Hay dos tipos de esparcimiento que deben
ser considerados:
Esparcimiento por la fluctuación de densidad: No aplica en
líquidos sino en un medio gaseoso como el aire. Este proceso esta
definido por la Teoría de esparcimiento molecular Rayleigh
Esparcimiento por partículas: Las teorías de espacimiento Rayleigh
y Einstein-Smoluchowski aplican solo cuando los centros de
esparcimiento son relativamente mas pequeños que la longitud
de onda de la luz.
(Kirk, 1994)
¿Qué entendemos por Esparcimiento?

Esparcimiento
b = bb + bf

Esparcimiento
¿Porqué medir bb?
Se relaciona con el tipo
de material en el agua
(cantidad y composición)
Dice sobre el tamaño de
las particulas en el agua.

Esparcimiento
¿Qué materiales afectan bb?
• Moléculas de agua
• Sales y otros materiales disueltos
• Partículas orgánicas e inorgánicas
• Burbujas

Esparcimiento
Ventajas y descubrimientos del bbp
Rudorff y Kampel (2012)
• Independiente de las variaciones fisiológicas de los
pigmentos fisiológicas, se puede proporcionar una
mejor estimación de la biomasa.
Limitaciones:
• La Teoría de Mie sólo puede explicar partículas
esféricas y homogéneas.
• Naturales: mezcla de diferentes tipos de partículas;
agregados; morfologías complejas (grandes
diatomeas); diferente función de volumen de
esparcimiento; variando el índice de refracción;
partículas desconocidas.

Esparcimiento
Rudorff y Kampel (2012)
• Mediciones in situ indirectas.
• Para muestras naturales no se puede diferenciar el
fitoplancton de otras partículas y que se necesita
asumir que ellas son contribuyentes dominantes de bbp
en su rango de tamaño o que la masa de la partícula
co-varia con su estructura de tamaño.

Esparcimiento
¿Como afectaría la ausencia de datos de estas variables sobre los
algoritmos bio-ópticos obtenidos?

Esparcimiento
Modelo
adg (443)
aph (443)
ap (443)
bbp (443)
Datos In situ
ad (443) + aCDOM (443)
aph (443)
ap (443)
bbp (470) - bbp (532)
Rrs

Esparcimiento
Aguas Caso 1: Agua Azul
Roesler, 2014 (IOCCG Course, Villefranche-sur-Mer, France, July 2014)
Aguas Caso 1: Aguas Verdes
tipo-V dominadas por Chla
Aguas Caso 2: Aguas Verdes tipo-U
dominadas por Sedimentos

Consideraciones
del estudio de las
POIs para aguas
caso1 y aguas
ópticamente
complejas

Caso1-Caso2
Mobley et. Al., 2004
¿Qué son Aguas Caso 1 y Caso 2?
Morel y Prieur (1977) iniciaron con la definición de una
clasificación de las aguas oceánicas. Ellos expresaron lo siguiente
como punto de partida para esta discusión:
…Dos casos extremos pueden ser identificados y separados.
Caso1 se refiere a aguas con una alta concentración de
fitoplancton en comparación con otras partículas.... En contraste,
las partículas inorgánicas son dominantes en las aguas Caso2... En
ambos casos, las sustancias amarillas disueltas están presentes en
cantidades variables.... Un ideal de las aguas Caso1 debería ser
un cultivo puro de fitoplancton y un ideal para las aguas Caso2 es
material no-vivo en suspensión con cero concentración de
pigmentos.

Caso1-Caso2
Morel y Prieur et al., 1977
Caso1 Caso2vs
[ ] Fito >> Otras particulas
Particulas Inorgánicas son
dominantes
sustancias amarillas disueltas
Ideal = Solo
Fito
Ideal = Solo
material no
vivo en
suspención +
0 fito
NO EXISTE EN NATURALEZA

Caso1-Caso2
Morel y Prieur et al., 1977
Se sugiere que altos o bajos valores de la razón
[ ] pigmento : bb permite discriminar aguas
Caso1 y Caso2
Aunque no hay valores específicos de
esta razón, los autores proponen
[ ] Chla (mg/m3): Coef. bb (550nm) m-1es > 1 son Caso1
[ ] Chla (mg/m3): Coef. bb (550nm) m-1es < 1 son Caso2
[ ] Chla (mg/m3): Coef. bb (550nm) m-1 entre 1 y 2.2 son Aguas
Intermedias

Lee, 2014 (IOCCG Course, Villefranche-sur-Mer, France, July 2014)
Algunas propuestas para general el espectro de aph(λ)
mediante modelos Bio-ópticos
Una variable:
Dos variables:

Caso de estudio
de la aplicación
de las POIs: Alto
Golfo de
California
H3 – R1 – E3

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