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APLICACIÓN DE ASPECTOS DE

OCEANOGRAFÍA OPTICA EN

CARACTERIZACIÓN DE AGUAS

TIPO I Y II

LIM-UPC, Barcelona, 27 de mayo de 2004

Nixon Bahamón

CEAB/CSIC

La transferencia de energía radiante en el agua y su influencia en la

producción primaria (por fitoplancton, macrófitas)

La absorción y dispersión de energía radiante lo que hace que la

intensidad y la calidad espectral de radiación varíe

considerablemente con la profundidad

Las propiedades de absorción y dispersión del agua influencian la

cantidad de luz disponible (limitación) para la producción primara

(fitoplancton, macrófitas...). Esto genera un efecto de

retroalimentación (feedback).

UPC, Barcelona, 27 de mayo de 2004

La oceanografía óptica trata sobre...

Para facilitar su estudio, las propiedades de absorción y la

dispersión suelen separarse de acuerdo a la contribución del agua

pura, de la clorofila, de la materia orgánica disuelta coloreada,

etc.

El análisis del flujo de radiación se complica por la dependencia

espectral de las propiedades ópticas del agua pura y de los

constituyentes biológicos.

Los fotones pueden cambiar de dirección en un evento de

dispersión y la acumulación de muchos eventos de dispersión

tienden a ampliarse en los rayos de luz... problema...

Fuentes de variación de propiedades ópticas


La presencia del zooplancton complica aún más el análisis de la

transferencia de radiación en el agua

La oceanografía óptica es multidisciplinaria: requiere acoplar la

física de la transferencia de luz (radiación) -oceanografía física- y el

efecto biológico de la absorción de energía –oceanografía biológica-.


Fuentes de variación de propiedades ópticas

Underwater light field results from influences in aquatic medium

Light from sun goes through atmosphere, hits water surface,

intensity decreases with depth at all wavelengths according to

classical Ed(z) = Ed(0) e -Kdz

Hits water surface, some reflected, some refracted downwards due

to index of refraction difference for water (1.33) vs. air (1.00)

Mueller et al. (2003). Ocean Optics Protocols for satellite ocean color sensor validation, Rev. 4, Vol. I:

Introduction, background and conventions.


Flujo energético

Flujo energético en la superficie del agua

Lw = 2%Ls


Las medidas hechas fuera del agua (v.gr. Sensores remotos) se

pueden usar para inferir el color del océano (espectroradiómetros),

lo que da información sobre las propiedades ópticas cerca de la

superficie

Las medidas hechas en el agua (in situ) a diferentes profundidades

puede ser usadas para determinar las propiedades ópticas en función

de la profundidad

Además...


Jerlov, 1951: evidencia la diferencia en las propiedades ópticas del agua

oceánica (Expedición sueca 1947-1948), sin determinar causas

Caracterización bio-óptica

Preisendorfer (1961, 1976) clarifica las diferencias de de los

parámetros ópticos definiendo las propiedades inherentes y

aparentes del agua.

Propiedades ópticas inherentes (inherent optical properties,

IOPs): son cantidades que caracterizan como un campo de luz

que se propaga a través de un punto dado en el medio es

modificado por los procesos físicos de absorción y dispersión

(dependen solamente de los constituyentes del agua).

Propiedades ópticas aparentes (apparent optical properties,

AOPs) Son las medidas de radiancia e irradiancia espectral que se

propagan a través del medio y dependen de la distribución

geométrica del campo de luz y de las IOPs.

Caracterización bio-óptica - Historia


Scientific Committee on Oceanic Research (SCOR), 1963; Tyler,

1966) Primera integración oficial de biólogos y físicos para

identificar que medidas de irradiancia se requieren para la

determinación de la producción primaria en el océano.

Expedición Discoverer, 1970. Primer gran estudio sobre la

reflectancia (COLOR) del océano.

G. Jerlov and Steemann Nielsen, Posteriores trabajos sobre aspectos

ópticos de la oceanografía (luz y PP).

Smith and Baker, 1978, acuñaron el término “estadio bio-óptico” del

océano. Se reconoció la importancia del fitoplancton, material

particulado y disuelto en el color del mar.



Morel and Prieur, 1977: Nueva clasificación del agua oceánica:

Aguas Tipo I. Agua del mar abierto. Cuando la absorción y la

dispersión pueden estar correlacionadas con la concentración de

clorofila (cerca del 98% de las aguas oceánicas desde oligotróficas

hasta eutróficas). Predomina dispersión, poca absorción

Aguas Tipo II. Principalmente las aguas costeras en donde dichas

correlaciones no son claras o no existen. Generalmente se debe a

la presencia de sedimentos, sustancias amarillas. Predomina la

absorción, poca dispersión



Irradiancia: Flujo de energía que se propaga por unidad de área, sin

importar de donde de dónde proviene (desde todas las direcciones)

unidades= µW cm-2.

La irradiancia espectral descendente o ascendente (W m-2 nm-1), por ejemplo,

la energía que cruza una unidad de área a una profundidad determinada en un

intervalo de longitud de onda específico, que se mide con un detector “coseno”

(o lámina plana)

Radiancia: Es la energía que se propaga por unidad de área por en

la hemisfera por encima de la superficie unidad de ángulo sólido

teniendo en cuenta la dirección del flujo (µW cm-2 sr)

sr=estereorradián.

La radiancia espectral puede expresarse en W m-2 sr-1 nm-1: la energía que

cruza una unidad de área a una profundidad dada, en una dirección particular

e intervalo de longitud de onda. Se mide con un sensor de campo de visión

angosto (narrow field-of-view detector)

Definiciones y unidades


Espectro de radiación


PAR=Photosynthetically Available Radiation= intervalo del espectro de

luz ( 400-700 nm) de donde la clorofila puede absorber y utilizar

fotones para la fotosíntesis. Es por tanto, la fracción del espectro de

energía solar más importante para la producción primaria

PAR es el rango típico para visión humana y está en el pico del

espectro de energía del sol. Por esta razón la palabra “luz” suele

reemplazar la palabra “energía” cuando se describe la transferencia de

luz en el agua (o mejor, energía lumínica)

Longitudes de onda inferiores a 400 nm, cercanos al UV se absorben

rápidamente cerca de la superficie (excepto en aguas muy claras)



PAR se expresa en

1 photon s-1 m-2 = 1 quanta s-1 m-2

1 Einstein s-1 m-2 6.03 x 1023 quanta s-1 m-2

1 Watios m-2 4.6 µE s-1 m-2

Ejercicio:

Se ha estimado que el máximo profundo de clorofila en el Atlántico

Norte subtropical se encuentra a una profundidad en que la radiación

es aprox. 20 W m-2. ¿Cuál es su equivalencia en quanta s-1 cm-2?


Brock,TD. 1981. Calculating solar radiation for ecological studies. Ecological Modelling 14, 1-19.

Pickard & Emery. 1990. Descriptive physical oceanography. An Introduction. Pergamon P. Oxford. 320 pp


Specific light absorption by pigments in photosynthetic apparatus of phytoplankton cells


100 %

1.0 %

0.1%

Water extinction

+

Phytoplankton self-

shadingDep

th

365

N 2 sinP1P0PAR(0) π (4.5)

L1

L1tcosPAR(0)t)PAR(0,

1221 (4.6)

zD PHY(i) ckwk -

exp t)1,-PAR(it)PAR(i, (4.7)

The depth variation of PAR


Modelled spectra of downward attenuation coefficient


Attenuation (c ) and scattering (b) coefficients

Atenuación de PAR- Zona fótica

Bahamon et al. 2003

-75° -70° -65° -60° -55° -50° -45° -40° -35° -30° -25° -20°

West Longitude

-450

-400

-350

-300

-250

-200

-150

-100

-50

De

pth

(m

)

Station 101 12035506783 122742597590

0.05

0.10

0.15

0.20

0.25

0.30

0.35

0.40

0.45

0.55

1.00

Chlorophyll a (mg m-3

)

Chl a

(mg m-3)

CDOM = yellow matter = gilving = gelfstoffe

La evaluación de la contribución relativa de CDOM, fitoplancton

y otras partículas en el color del océano es uno de los objetivos

fundamentales de la oceanografía óptica

Los componentes “coloreados” de CDOM absorben fuertemente

en el espectro cercano a UV y violeta a verde-azul, afectando

significativamente el color del océano, particularmente las

regiones costeras (Kirk, 1994)

La variabilidad temporal en la absorción de CDOM y absorción

UV se suele determinar en dos sitios de muestreo con y sin

influencia de zonas costeras (e.g., Nelson and Guarda, 1995),

Materia orgánica disuelta


Detección y cuantificación de luz. Uso de fluorómetro. Uso del

espectroirradiómetro para determinar posibles canales de absorción

de luz por CDOM.

La fluorescencia porque aprovecha la fluorescencia natural de

absorber UV y producir luz azul fluorescente.

Los datos de fluorescencia de CDOM se usan para calcular el

rendimiento cuántico que luego se usa para determinar el

coeficiente de absorción de CDOM.

Las medidas de fluorescencia de CDOM se consideran de relevancia

para la creación de algoritmos que permitan estimarlos a partir de

mediciones remotas (e.g. Hodge et al.,1993).

Medidas in situ


El color del océano.Sensores remotos

En 1978-1986, el Costal Zone Colour Scanner (CZCS) tomó un

amplio conjunto de imágenes

En la actualidad existen varios instrumentos instalados en satélites

con el fin de medir el color de la superficie del mar:

Sea-viewing Wide Field-of-view Sensor (SeaWiFS) (en el

satélite ORBIMAGE) (Sept. 1997 - )

Dos Moderate Resolution Imaging Spectroradiometers

(MODIS) (en satélites Terra (Feb 2000 -) y Aqua (Jun 2002 -)

Medium Resolution Imaging Spectrometer (MERIS) en

ENVISAT, Abril 2002 -)

Color del océano – sensores remotos


Los instrumentos instalados en satélites miden la radiancia espectral

que proviene de la atmósfera en longitudes de onda visible y cercana

al infrarrojo.

Despues de corregir la contribuón de luz por la atmósfera, se

realizan estimativos de la radiancia expectral en la superficie del

océano (Lwn, Rrs).

Lwn, Rrs pueden ser usados para estimar datos geofísicos como la

concentración de clorofila a mediante la utilización de algoritmos

bio-ópticos.

Se utiliza para monitorear cambios temporales en el ecosistema

marino y para investigar el papel de la fotosíntesis y la producción

primaria neta en el balance global del carbono. (Behrendfeld et a.,

2001).



También se determina el grosor de la capa de aerosoles a 865 nm para investigar la formación de nubes y cambios climáticos.

La resolución de las observaciones satelitales pueden alcanzar 1 km2.

La medición in situ es fundamental para calibrar sensores remotos. Problema: existen pocos datos coincidentes.

Pueden tomarse uno o varios pixels... (5x5; 3x3...) para comparar con datos in-situ

Lwn del SeaWiFS presenta menos del 14% de error con observaciones, esp. 443 nm.... (con excepciones, p.ej. NW Mediterranean).

SeaWiFS pretende mejorar precisión hasta el 5% con las mediciones radiométricas in-situ.

De la clorofila se espera una precisión superior al 35%



Winter-spring period with of enhanced exchange across the mid-shelf region of the South

Atlantic Bight. Lower salinity coastal waters off Georgia are typically turbid with relatively high

concentrations of colored dissolved organic matter (CDOM), providing optical tracers of coastal

water. SeaWiFS K490 imagery (attenuation in the blue-green) from March 7, 2000 showed a

distinct plume-like feature through the tower grid. A week later the feature had dissipated, but a

seaward bulge in the coastal turbid zone was still evident (March 14, 2000 image). A plot of

temperature, salinity, and CDOM fluorescence at R2 during this period showed that CDOM

fluorescence was a sensitive indicator of lower salinity coastal water.

Coeficiente de

extinción en una

zona costera y mar

abierto

South Atlantic Bight

(Morel and Berthon, 1989)6.4/%1 PARdepthZpd

kZpd /1 (Clark, 1997)

Zpd = 10% PAR depth (Garver et al., 1994, Gordon

and Morel, 1983)

The optical depth (Zdp)


Zpd

Zpd

dzkz

dzkzzCC

0

0

)2exp(

)2exp()(

Weighted mean Chl a

K=attenuation coefficient for downwelling PAR


Non weighted surface Chl a is also used for calibration/Validation studies

)1)(,0(),0( EdEd

Ed is also extrapolated through the surface using:

with =0.043 representing the Fresnel reflection albedo for irradiance from sun

and sky.

Estimating downwelling spectral irradiance just above the surface

Tratamiento de datos a partir del perfil de radiancia e irradiancia:

• Calcular el logaritmo natural del perfil Ed, Lu

• Regresión lineal (para calcular el intercepto)

• Calcular e (2,718) elevado a la potencia del intercepto) para recuperar el

valor Ed-, Lu-.

In order to compute surface chlorophyll from upwelling radiance and

downwelling irradiance, the remote sensing reflectance (Rrs) just

above the surface can be calculated following the equations:

),0(),0(),0( EdLwRrs

)(),(1 ),0(),0( 2

wuLLw

),( )(w

where Lw is the upwelling spectral radiance propagated through the surface using:

with = 0.021, the Fresnel reflectance index of seawater, and =

1.345, the Fresnel refractive index of seawater.

Estimating remote sensing reflectances


)(

)()( 0

Ed

FLwLwn

F0( ) = the mean extraterrestrial solar irradiance

Normalised water-leaving radiance (Lwn)

),0()( LwLw

Estimating normalized leaving-water radiance


Bio-optical equations

nmRrs

nmRrsR

C RRR

555

490log

0929.010

10

)0077.08358.0429.22974.0( 32

nmRrs

nmRrsR

C RRR

555

490log

035.010

10

)297.0704.0728.2217.0( 32

1

42.1

1560

44315.1 lgC

nmLwn

nmLwnC

(D’Ortenzio et al., 2002)

(Gordon et al., 1988)

(O’Reilly et al.,1998)

1

62.2

1560

50064.3 lgC

nmLwn

nmLwnC

Case 1+2 waters

Cases 1+2 waters

Case 1 waters

Time evolution of chlorophylls

Case 1 waters

Time evolution of remote sensing reflectances

Case 1 waters

140 160 180 200 220 240 260 280 300

Julian day

-175

-150

-125

-100

-75

-50

-25

0

De

pth

(m

)

0.05

0.10

0.15

0.20

0.25

0.30

0.40

0.50

Case 1 waters: The Blanes Canyon Head, Catalan Sea

Time evolution of light, chlorophylls and density

Bahamón et al. unpublished

Spring Summer

0.10

0.15

0.20

0.25

0.30

Surf

ace C

hl a (

µg l

-1)

Spring+Summer

261

140

140

Surface variation of chlorophyll a

Julian day

140 160 180 200 220 240 260 280 300

Su

rface / T

ota

l C

hl

a

(%)

0

5

10

15

20

25

30

The surface chlorophyll a represents a fraction between 7 and 29% of the chlorophyll inventory in the

upper 200 m depth.

Surface to total Chl a ratio

Julian day

140 160 180 200 220 240 260 280 300

De

pth

(m

)

0

25

50

75

100

125

150

175

200

Thermocline

0.5 – 1.0 µM Nitrate

Chlorophyll a maximum

Julian day

140 160 180 200 220 240 260 280 300

De

pth

(m

)

0

25

50

75

100

125

150

175

200

Thermocline

0.5 – 1.0 µM Nitrate

Chlorophyll a maximum

Thermocline, nitracline and chlorophyll maximum depths

Julian day

140 160 180 200 220 240 260 280 300

RS

R-L

u(0

+)/

Ed

(0+

)

0.000

0.001

0.002

0.003

0.004

0.005

0.006

0.007

412 nm

446 nm

489 nm

510 nm

560 nm

620 nm

665 nm

140 160 180 200 220 240 260 280 300

0.10

0.15

0.20

0.25

0.30

Su

rfac

e C

hla

(µ

g l

-1)

Su

rface

Ch

la (µ

g l -1)

Remote sensing reflectances

Case 1 waters:Catalan Sea

Case 2 waters

In situ Chl a (µg l-1)

0.0 0.2 0.4 0.6

Bio

-optica

l C

hl a (

µg l-1

)

0.0

0.2

0.4

0.6

D' Ortenzio et al., 2002

Linear fitting

Gordon et al., 1988

Linear fitting

O'Reilly et al., 1998

Linear fitting

Retrieval of surface chlorophyll using three bio-optical equations based on the remote sensing reflectance

(D’Ortenzio et al., 2002; O’Reilly et al., 1998) and normalised water-leaving radiance (Gordon et al.,

1988).

The fluorometric surface chlorophyll a ( ) was computed following the

formulation:

C

ZdpZdp

dzkzdzkzzCC00

)2exp()2exp()(

where Zdp is 10% PAR depth (Garver and Siegel, 1994; Gordon

and Morel, 1983), and k is the diffuse attenuation coefficient for

downwelling PAR.

Estimated error by bio-optical equations used to retrieve surface chlorophyll in comparison with in situ

chlorophyll a data. The horizontal black line in the boxes indicates the median and boxes involve 50% of the

estimated errors. Black points show atypical days with errors above or below the median.

D'Ortenzio Gordon O'Reilly

Err

or

(%)

-300

-200

-100

0

100

200

261

217

261261

233

268

268268233

217 217233

situ

modsitu

C

CCE 100%

35%E

Comparison of in situ bio-optical and fluorescence chlorophyll a against MERIS (bio-optical) derived

chlorophyll a.

In situ Chl a (mg m-3

)

0.0 0.2 0.4 0.6 0.8 1.0

Sate

llit

e d

eri

ved

Ch

l a

(W

eeks e

t al.

2003)

0.0

0.2

0.4

0.6

0.8

1.0

In situ Bio-optical Chl a (D'Ortenzio eq.)

In situ Fluorescence Chl a

ME

RIS

der

ived

Ch

l a

(Wee

ks

et a

l., 2003)

0 .0 0 0

0 .2 0 0

0 .4 0 0

0 .6 0 0

0 .8 0 0

1 .0 0 0

0 .0 0 0 0 .2 0 0 0 .4 0 0 0 .6 0 0 0 .8 0 0 1 .0 0 0

In -s itu ch lo r o p h yll (m g m -3)

Sa

tell

ite

de

riv

ed

ch

loro

ph

yll

S in g le p ix e l

M e a n o f 9

Comparison of in situ bio-optical and fluorescence chlorophyll a against MERIS (bio-optical) derived

chlorophyll a. (Weeks et al., 2003)

2D Graph 5

Surface Chlorophyll a (µg l-1)

0.10 0.15 0.20 0.25 0.30

Rrs

Lu(0

+)/

Ed(0

+)

0.000

0.001

0.002

0.003

0.004

0.005

0.006

Remote sensing reflectance better fitting the surface chlorophyll a: Rrs 510 nm (black circles;

n=18; r2=0.72); Rrs 560 nm (white circles; n=18; r2=0.85), Rrs 620 nm (grey triangles; n=18;

r2=0.75). Solid lines represent linear regressions and dashed lines indicate 95% confidence

intervals.

Blanes Canyon head, NW Mediterranean, 2002

Referencias

J.T.O. Kirk, 1994: Light and Photosynthesis in Aquatic Ecosystems, 2nd ed. (Cambridge)

C.D. Mobley, 1994: Light and Water, Radiative Transfer in Natural Waters (Academic)

R.W. Spinrad, K.L. Carder, and M.J. Perry, 1994: Ocean Optics (Oxford)

K.S. Shifrin, 1988: Physical Optics of Ocean Water (American Institute of Physics).

H.R. Gordon and A.Y. Morel, 1983: Remote Assessment of Ocean Color for Interpretation of Satellite Visible

Imagery, A Review (Springer-Verlag).

Limnology and Oceanography, Vol. 34, No. 8: the December 1989 special issue on Hydrologic Optics

Journal of Geophysical Research, Vol. 100, No. C7: the July 15, 1995 special issue on Advances in Ocean

Optics: Issues of Closure

Fin

La extinción de luz en cierta distancia es proporcional a la radiancia

o irradiancia de luz:

Propiedades bio-ópticas

cIdx

dI

c=coeficiente de atenuación, x=distancia a lo largo del haz de luz,

I=radiancia o irradiancia

• Aproximación del coeficiente de atenuación (extinción) de la

irradiancia (at) descendente (downwelling irradiance) a partir del

coeficiente de absorción at

at = Kd µd

µ= 0.7 – 0.89 (coseno del ángulo solar cenit en la subsuperficie)

Julian day

140 160 180 200 220 240 260 280 300

Lw

n-L

u(0

+)/

Ed

(0+

)

0.0

0.2

0.4

0.6

0.8

1.0

1.2

412 nm

443 nm

489 nm

510 nm

560 nm

620 nm

665 nm

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