OXIDACIÓN FOTOQUÍMICA DE HIDROCARBUROS CLORADOS

OXIDACIÓN FOTOQUÍMICA DE
HIDROCARBUROS CLORADOS: UNA FUENTE
IMPORTANTE DE HCl EN LAS LLUVIAS
TROPICALES REMOTAS
EUGENIO SANHUEZA
l ácido clorhídrico se
encuentra en las lluvias
de las áreas contaminadas y de los ambientes prístinos (marinos
y continentales). Las fuentes globales de
HCl evaluadas hasta ahora se encuentran
en la Tabla I. Con excepción de las emisiones esporádicas de los volcanes, la
fuente más importante de HCl gaseoso en
la atmósfera remota es el desgasamiento
del ácido desde los aerosoles marinos,
debido a su reacción con ácidos fuertes
(Duce, 1969) y/o el radical OH (producido por la fotólisis del O 3) (Keene et al.,
1990). Sin embargo, una fuente no evaluada hasta ahora, es la producción de
HCl en la fotooxidación de clorocarbonos
“reactivos”. La mayoría de estos compuestos tiene una vida media atmosférica
relativamente larga y se encuentran distribuidos mas o menos homogéneamente en
la atmósfera global, sin importar la ubicación de su fuente (Sanhueza et al., 1995;
Kurilo y Rodriguez, 1999). Las principales fuentes de estos clorocarbonos han
sido evaluadas por varios autores (Keene
et al., 1999). El CH3Cl es el compuesto
más abundante, con una contribución natural de 50-70%. Los otros, con la excepción del CHCl3, son principalmente emitidos por fuentes antrópicas (CH2Cl2,
CH3CCl3, CCl2CCl2).
Mediciones en áreas tropicales “remotas”, indican que el HCl en
las lluvias juega un rol importante en el
equilibrio ácido-básico del agua de lluvia
(Sanhueza et al., 1992, 1999). Sin embargo, la procedencia de este ácido, especialmente en las lluvias continentales, no
está establecida. Debido a la remoción simultánea, por la lluvia, del HCl gaseoso
y de las partículas de aerosol marino sin
Cl- (Möller, 1990), la producción de HCl
gaseoso desde los aerosoles marinos (Tabla I), en realidad no representa una
fuente neta de acidez y/o de HCl para las
lluvias, cuando este ácido es medido en
referencia al aerosol marino.
En el presente trabajo,
se hace una revisión crítica de la presencia de HCl en las lluvias tropicales “remotas”. Con el objeto de buscar la posible fuente del HCl presente en las lluvias, también se analizan los mecanismos
de oxidación atmosférica de los clorocarbonos y se estima, para la troposfera tropical, la cantidad de HCl producida por
la degradación de estos compuestos.
Acido Clorhídrico en Lluvias
Tropicales
En las décadas del 80 y
90 se realizaron varios estudios sobre la
química de la lluvia en Venezuela
(Sanhueza et al., 1989; 1992; 1999). En
estos estudios, se hizo notorio que el
HCl contribuye en forma significativa al
equilibrio ácido-básico del agua de lluvia.
En los estudios de química atmosférica, el
HCl es usualmente determinado en la lluvia
como el Cl- que hay en exceso con respecto al aerosol marino (nss- HCl o nss- Cl-),
utilizando el Na+ como referencia:
[nss-HCl] = [nss-Cl-] = [Cl-]muestra [Na+]muestra ([Cl-]aerosol marino/[Na+]aerosol marino)
donde [Cl-]aerosol marino/[Na+]aerosol
igual 1.16 (en eq L-1).
marino
es
Las concentraciones de
nss-HCl determinadas en las regiones “no
contaminadas” de Venezuela se encuentran en la Tabla II. En esta Tabla, también se encuentran los valores dados (o
calculados en este trabajo) para lluvias
recolectadas en la selva Amazónica, la
sabana tropical de Australia, el interior
de Costa Rica y la costa de Puerto Rico.
En todas estas lluvias, las concentraciones de NO3- y nss-SO4-2 son menores que
10 µeq L-1, mostrando que se trata de sitios poco o no afectados por fuentes “locales” de contaminación atmosférica. Debido a una posible contribución de Na+
del suelo, las concentraciones de nss-HCl
podrían estar subestimadas.
La contribución del HCl
a la acidez de las aguas de lluvia, calculado como la fracción del nss-HCl sobre
la suma de cationes ácidos H+ y NH4+, es
de 10%-40%, mostrando la importancia
de este ácido en la química atmosférica
de estas regiones del mundo. Es impor-
PALABRAS CLAVE / Química de la Lluvia / Atmósfera Tropical / HCl Atmósferico / Fotooxidación de Clorocarbonos /
Eugenio Sanhueza. Doctor en Ciencias, Universidad de Chile. Postdoctorado en el “Center
for Air Environmental Studies”, Universidad del Estado de Pensilvania (USA). Co-autor del “1991 Ozone Assessment” y
autor líder del “1994 Ozone Assessment” (WMO/UNEP). Investigador Titular del Instituto Venezolano de Investigaciones
Científicas (IVIC). Investigador colaborador, Max Planck Institute de Química (Alemania). Asesor/Profesor de la Carrera
de Química Ambiental, Facultad de Ciencias, Universidad de Chile. Dirección: Laboratorio de Química Atmosférica, IVIC.
Apartado Postal 21827, Caracas 1020-A, Venezuela. e-mail: [email protected]
186
0378-1844/00/04/186-05 $ 3.00/0
JUL 2000, VOL. 25 Nº 4
tante señalar que en la mayoría de estos
sitios se ha establecido que los principales ácidos que contribuyen a la acidez libre son el ácido fórmico y acético, los
cuales son de origen natural (Sanhueza y
Santana, 1994; Sanhueza et al., 1996).
Utilizando la cantidad
de lluvia anual que se produce en los
distintos sitios listados en la Tabla II y el
rango de concentraciones de HCl observado (1,5 y 3,2 µeq L-1), se obtiene una
deposición de HCl para la región tropical
de 2000-5000 µeq m-2 año-1. Asumiendo
una altura de la troposfera tropical de 18
km, se estima que la emisión y/o producción de HCl en la región, debe fluctuar
entre 2,8 y 7 ppbv año-1.
Oxidación Fotoquímica de Compuestos
Organoclorados Atmosféricos
TABLA I
FUENTES GLOBALES DE HCL TROPOSFÉRICO
TgCl/año
Referencias
Declorinación de
aerosoles marinosa
50b
Graedel and Keene (1995)
Keene et al. (1999)
Combustión de Carbón
4,6 ± 4,3
McCulloch et al. (1999)
Quema de Basura
2 ± 1,9
McCulloch et al. (1999)
Volcanes
0,4-11
2
Symonds et al. (1988)
Keene et al. (1999)
Quema de Biomasa
<6
Keene et al. (1999)
Transporte desde
la Estratosfera
0,3
Keene et al. (1999)
a
Reacción con ácidos inorgánicos fuertes y/o radical OH.
Möller (1990) estima una emisión mucho más alta de 200-400 Tg/año y
Erickson et al., (1999) una mucho más baja de 7.6 Tg/año.
b
Existen muchos compuestos organoclorados “reactivos” que son
emitidos a la atmósfera, aquí sólo se considerarán los más relevantes al problema
planteado (i.e., producción significativa de
HCl atmosférico). Las fuentes globales de
estos compuestos han sido recientemente
revisadas (compendiadas) por Keene et al.
(1999). Las concentraciones troposféricas,
en la región tropical, se encuentran en la
Tabla III.
Los compuestos organoclorados reactivos son removidos de la
atmósfera principalmente por su reacción
con el radical OH, el cual es producido
en la fotólisis del ozono:
O3 + hν (λ ≤ 310 nm) → O (1D) + O2
O (1D) + H2O → 2 OH
Sólo alrededor del 2%
del O (1D) reacciona con H2O, el resto es
desactivado a O (3P) por la reacción con
N2 y O2. El O (3P) reacciona con el O2
para regenerar el O3.
CH3Cl: El mecanismo
de oxidación propuesto para el clorometano (cloruro de metilo) es el siguente:
CH3Cl + OH → CH2Cl + H2O
CH2Cl + O2 → CH2ClO2
CH2ClO2 + NO → CH2ClO + NO2
CH2ClO2 + HO2 → CH2ClO2H + O2
CH2ClO2 + HO2 → CHClO + H2O + O2
CH2ClO + O2 → CHClO + HO2
CH2ClO2H + OH → CH2ClO2 + H2O
CH2ClO2H + hν → CH2ClO + OH
El destino atmosférico del
CHClO no está bien establecido. Su tiempo
de vida atmosférico, con respecto a la fotólisis y reacción con el radical OH, es de 3
años y >36 días, respectivamente (Cox et
al., 1995). No existe información acerca
JUL 2000, VOL. 25 Nº 4
de su remoción por procesos heterogéneos (hidrólisis en hidrometeoros). Experimentos de laboratorio indican una relativamente rápida descomposición térmica
a temperatura ambiental (Sanhueza et al.,
1976), sugiriendo que este compuesto se
descompondría en la troposfera, produciendo CO y HCl
CHClO → HCl + CO
En caso que la reacción
con OH fuera significativa, también se
formaría HCl:
CHClO + OH → H2O + CO + Cl
Cl + RH → HCl + R
En donde RH es un hidrocarburo reactivo. Por lo tanto, por cada
molécula de CH3Cl que es removida por
reacción química en la atmósfera, se produce una molécula de HCl en fase gaseosa.
CH2Cl2: En el caso del
diclorometano el radical haloalcóxido formado es CHCl2O, el cual se descompone
produciendo CHClO y átomos de Cl (Sanhueza y Heicklen, 1975):
CHCl2O → CHClO + Cl
El CHClO y el Cl reaccionarían como se indicó mas arriba, produciéndose dos moléculas de HCl gaseoso por cada CH2Cl2 oxidado. Sidebottom
y Franklin (1996) han confirmado que el
único producto final clorado, en la degradación atmosférica del CH2Cl2, es HCl.
CHCl3: La reacción del
triclorometano (cloroformo) con el OH pro-
duce radicales CCl3, los cuales son oxidados en forma similar al indicado para el radical CH2Cl, produciéndose en este caso
CCl2O (fosgeno) y HCl. El fosgeno prácticamente no reacciona con OH, su tiempo
de vida atmosférico, debido a fotólisis, es
de ~16 años, siendo, por lo tanto, este
compuesto mayormente transferido a la
fase acuosa (nubes), en donde es hidrolizado:
→ CCl O
CCl2O(g) ←
2 (aq)
CCl2O(aq) + H2O → 2HCl(aq) + CO2
El tiempo de vida del
CCl2O debido a hidrólisis ha sido estimado
entre ~1 semana (Helas y Wilson, 1992) y
70 días (Kindler et al., 1995). Por lo tanto,
en la oxidación del CHCl3 se produce una
molécula de HCl en fase gaseosa y dos
moléculas directamente en la fase acuosa.
CH3CCl3: El radical
alcóxido formado en la oxidación atmosférica del 1,1,1 tricloroetano (metil cloroformo) es CCl3CH2O, el cual reacciona
con oxígeno molécular para producir
CCl3CHO (Sidebottom y Franklin, 1996):
CCl3CH2O + O2 → CCl3CHO + HO2
El haloaldehido formado
es fotolizado por la radiación solar, produciéndose radicales CCl3:
CCl3CHO + hν → CCl3 + CHO
Como en el caso del
HCCl3, la oxidación del CCl3 produce CCl2O
y HCl, con un rendimiento cuántico de uno
187
(Kindler et al., 1995). Luego, por cada
CH3CCl3 se produce un HCl en fase gas y
dos en fase líquida.
CH2ClCH2Cl: Al parecer no existen estudios sobre la degradación del 1,2 dicloroetano. El producto
inicial de la oxidación debería ser
CH2ClC(O)Cl, el cual podría fotolizar
(tiempo de vida ~30 días; Cox et al.,
1995), produciendo CO, átomos de Cl y
radicales CH2Cl:
TABLA II
ACIDO CLORHÍDRICO EN LLUVIAS TROPICALES “REMOTAS”
Lugar
Lluvia
(mm/yr)
Lago Calado, Brasil
3º15' S, 60 o34' W
pH
Na+
µeq/L
HCla
µeq/L
Referencias
4,9
2,5
1,8
(9%)b
Lesack & Melack, 1991
4,77
2,4
1,8
(9%)
Williams et al., 1997
4,3
2,7
(14%)
Likens et al., 1987
Lago Calado, Brasil
2754
Katherine, Australia
14º28’S, 132o18’E
1044
Jabiru, Australia
12o40’S, 132o53’E
1180
4,9
3,8
3,1
(21%)
Gillett et al., 1990
o podría hidrolizarse en la fase líquida:
CH2ClC(O)Cl(aq)+H2O→CH2ClCOOH(aq)+HCl(aq)
Turrialba, Costa Rica
9º53’N, 83o40W
2110
5,45
10,9
1,5
(21%)
Hendry et al., 1984
El radical CH2Cl reaccionaría como en el caso del clorometano, produciendo HCl gaseoso. Dependiendo de la vía de reacción del CH 2ClC
(O)Cl, fotólisis o hidrólisis, se producirían dos moléculas de HCl gaseoso o una
molécula en fase acuosa, respectivamente.
El Verde, Pto. Rico
18º19’N, 65o48’W
3407
5,1
66
~5,0
(44%)
McDowell et al., 1990
La Paragua, Venezuela
6º50’N, 63o20’W
1600
4,7
3,5
3,2
(15%)
Sanhueza et al., 1989
J. del Tigre, Venezuela
9º0’N, 63o20’W
1000
5,1
5,5
3,2
(30%)
Sanhueza et al., 1992
CHClCCl2: En la adición de OH al tricloroetileno se pueden
formar dos radicales distintos, de cuya
oxidación se producen: OCHClCCl2OH y
HOCHClCCl2O. Estos oxi-radicales se
pueden descomponer con rompimiento
del enlace C-C, produciendose COCl2 y
CHClO:
Chaguarama, Venezuela 920
9º23’N, 66o15’W
5,4
8,1
2,4
(13%)
Sanhueza et al., 1992
Guri, Venezuela
7º51’N, 62o57W
1300
4,6
1,34
1,9
(7%)
Sanhueza et al., 1992
Auyantepuy, Venezuela 2496
5º46’N, 62o32’W
5,3
≤0,22
2,4
(44%)
Sanhueza et al., 1999
Canaima, Venezuela
6º15’N, 62o52’W
4,8
≤0,21
1,44
(10%)
Sanhueza et al., 1999
CH2ClC(O)Cl + hν → CH2Cl + CO + Cl
i) OCHClCCl2OH → CHClO + HOCCl2
HOCCl2 + O2 → CCl2O + HO2
ii) HOCHClCCl2O → CCl2O + HOCHCl
HOCHCl + O2 → CHClO + HO2
En experimentos de cámara de smog, Tuazon et al., (1988) obtuvieron un rendimiento de CCl2O de
0,40 ± 0,06, pero el rendimiento de
CHClO fue de sólo 0,067 ± 0,01. Esto se
podría explicar por la formación de moléculas de CHClO “calientes”, las cuales
siempre se descompondrían a CO y HCl
(Sanhueza et al., 1976).
Por otra parte, datos
cinéticos indican que en la reacción del
CHClCCl2 con OH se producen átomos
de cloro con un rendimiento cuántico de
1,2 ± 0,9 (Edney et al., 1986), indicando
que parte de los radicales OCHClCCl 2OH
y HOCHClCCl2O se descompondrían por
rompimiento del enlace C-Cl:
OCHClCCl2OH → HOCCl2COH + Cl
HOCHClCCl2O → HOCHClCOCl + Cl
Estos compuestos carbonílicos muy probablemente fotolizan o se
hidrolizan, produciendo moléculas adicionales de HCl.
188
2559
a
Determinado como nss-HCl (ver texto).
Contribución a la acidez calculado como: 100 x [nss-HCl/(H++NH4+)]
b
Sin duda existe mucha
incertidumbre sobre el mecanismo de reacción de esta olefina en la atmósfera y
sobre sus productos finales, pero en primera aproximación podemos especular
que ~50% de los radicales etóxidos se
descomponen por rompimiento C-C y
~50% por rompimiento C-Cl, produciéndose entre dos y tres moléculas de HCl
por molécula de CHClCCl2 oxidada.
CCl2CCl2: La reacción
del tetracloroetileno con el átomo de cloro es ~300 veces más rápida que la adición del OH y se ha estimado que, a escala global, ~13% del CCl2CCl2 reacciona con Cl para producir radicales CCl 3
CCl2, los cuales llevan a la formación de
CCl3COCl y posteriormente, por hidrólisis, a ácido tricloroacético como producto final (Sidebottom y Franklin, 1996):
CCl3COCl(g) → CCl3COCl(aq) (+ H2O) →
CCl3COOH(aq) + HCl(aq)
Por otra parte, los productos de la oxidación iniciada por la
adición de radicales OH no están bien establecidos. Tuazon et al. (1988), en su
experimento en cámara de smog, encontraron CCl2O como único producto, pero
con un rendimiento de sólo ~0,45.
HOCCl2CCl2O → CCl2O + HOCCl2
HOCCl2CCl2O → ????
HOCCl2 → → CCl2O
Como en el caso del tricloroetileno, hay una gran incertidumbre
sobre el mecanismo de reacción del
tetracloroetileno. Al parecer, sólo se produciría ~10% de HCl en fase gaseosa (reacción iniciada por Cl). También se puede especular que en ~45% se produce
CCl2O (por hidrólisis de HCl) y que el
otro 45% de los productos no está determinado, pero no produciría HCl.
JUL 2000, VOL. 25 Nº 4
CHClF2: El oxiradical
formado en la oxidación de este compuesto (HCFC-22) es CF2ClO, el cual se
descompone en un 100% para producir
CF2O y átomos Cl (Sanhueza, 1977). Por
lo tanto, por cada molécula de CHClF 2
oxidada en la troposfera, se produce una
molécula de HCl gaseoso.
TABLA III
PRODUCCIÓN DE HCl POR OXIDACIÓN FOTOQUÍMICA DE CLOROCARBONOS.
Compuesto
CH3Cl
Discusión y Conclusiones
El ácido clorhídrico tiene una vida atmosférica corta (<3 días) y
las emisiones por combustión de carbón
y por quema de basura, las cuales se producen en las zonas urbanas o industriales, no deberían contribuir con el nss-HCl
medido en las lluvias de áreas remotas
(Tabla II). Los volcanes están ubicados
en forma “irregular” en el mundo, además su actividad temporal es muy variable; tanto la selva Amazónica como la
sabana Venezolana no están afectadas por
emisiones de volcanes. La quema de
biomasa en los trópicos, ocurre durante la
época seca y los niveles de nss-HCl dados en la Tabla II corresponden a lluvias
recolectadas durante la época de lluvia,
cuando prácticamente no ocurren incendios de vegetación. Sin duda que la fuente más importante de HCl gaseoso en la
atmósfera remota es el desgasamiento del
ácido desde los aerosoles marinos, debido
a su reacción con ácidos fuertes (Duce,
1969) y/o el radical OH (Keene et al.,
1990). Sin embargo, debido a la remoción simultánea por la lluvia del HCl gaseoso y de las partículas del aerosol marino sin Cl-, ésto no representa una fuente
neta de nss-HCl para las lluvias. Por lo
tanto, ninguna de las fuentes importantes
de HCl, listadas en la Tabla I, puede explicar las concentraciones de nss-HCl en
las lluvias de áreas tropicales remotas.
Es importante señalar
que, hasta donde sabemos, no existen
mediciones de HCl en fase gaseosa en la
atmósfera de las áreas remotas tropicales
y que su presencia es deducida del estudio de la composición química del agua
de lluvia. Sería recomendable hacer mediciones del HCl gaseoso con el objeto de
confirmar la hipótesis presentada en este
trabajo.
Las concentraciones atmosféricas de los compuestos clorados en
el trópico y sus correspondientes constantes de velocidad con el radical OH, para
una temperatura troposférica promedio de
263ºK (Class y Ballschmiter, 1987), se
encuentran en la Tabla III. Basado en estos datos y en los mecanismos de oxidación presentado en la sección anterior, se
estima la producción de HCl en fase gaseosa y acuosa. Para el cálculo se usó,
como promedio diario, un rango de con-
JUL 2000, VOL. 25 Nº 4
kOH (263oK)a
x 1014
cc/molec/s
Conc.
Trópicox
pptv
620b
c
-dRCl/dt
ppbv/año
Prod. HCl
fase gas
ppbv/año
Prod. HCl
fase acuosa
ppbv/año
2,63
0,77-1,54
0,77-1,54
0
8,8
0,19-0,37
0,37-0,75
0
CH2Cl2
HN: 40-50
HS: 15-20
CHCl3
HN:17,3 d
HS: 9,7
6,4
0,05-0,11
0,05-0,11
0,11-0,22
CH3CCl3
160e
0,56
0,04-0,08
0,04-0,08
0,08-0,17
CH2ClCH2Cl
12f
14f
0,08-0,16
0,08-0,16
?
CHClCCl2
HN:2g
HS: 0,5
284
0,27-0,54
0,27-0,54
0,27-0,54
CCl2CCl2
HN:7h
HS: 2,2
9,8
0,03-0,06
?
0,03-0,06
CHF2Cl
117c
0,23
0,013-0,025
0,013-0,025
0
Total
1,68-3,37
0,5-1,0
HN: Hemisferio Norte; HS: Hemisferio Sur.
a
Atkinson (1986); bKhalil y Rasmussen (1999a); cKurilo y Rodriguez (1999); dKhalil y
Rasmussen (1999b); eSanhueza et al., (1995); fClass y Ballschmiter (1987); gKindler et al.,
(1995); hWiedmann et al., (1994).
centraciones para el radical OH, que fluctúa entre 1,5 y 3 x 106 moléculas cm-3
(Crutzen et al., 1994; Crutzen, 1996).
Los resultados de la Tabla III muestran
que la producción total de HCl en fase
gaseosa es de 1,7-3,4 ppbv año-1 y de
0,5-1,0 ppbv año-1 en fase acuosa (hidrólisis de CCl2O).
La producción de HCl
en fase acuosa, debido a la hidrólisis del
CCl2O, puede ser estimada de una forma
independiente, a partir de la concentración de este gas en la troposfera y su velocidad de remoción. El tiempo de vida
troposférico del fosgeno ha sido estimado
en ~7 días por Helas y Wilson (1992) y
en 70 días por Kindler et al. (1995), lo
que sugiere una constante de remoción,
pseudoprimer orden, que fluctúa entre 1,6
x 10-7 s-1 y 1,6 x 10-6 s-1. Considerando
que la concentración de CCl2O es ~20
pptv (Kindler et al. 1995) y que por cada
molécula de fosgeno se producen dos
moléculas de HCl, se obtiene una producción anual de 0,2-2,0 ppbv HCl. Teniendo en cuenta la alta incertidumbre
que tienen estas estimaciones, esta formación de HCl concuerda en buena forma
con la estimación dada en la Tabla III
(0,5-1,0 ppbv año -1).
Si asumimos que 30%
del HCl gaseoso (Tabla III) sale de la atmósfera por deposición seca y que el resto es removido por la lluvia, tenemos que
la cantidad de HCl, producido en la oxidación de compuestos clorocarbonados,
que se deposita en la lluvia es de 1,7-3,4
ppbv año-1. Este valor es ligeramente mas
bajo que el valor obtenido en una sección anterior (2,8-7 ppbv año -1), calculado a partir de la concentración de nssHCl en las lluvias y la cantidad de precipitación. La diferencia de los dos estimados podría deberse a que: i) en las regiones continentales tropicales existe otra
fuente adicional de HCl, diferente a la
oxidación de clorocarbonos, ii) la producción de HCl a partir de los clorocarbonos
evaluados fue subestimada (Tabla III) y/o
a la no inclusión de algún compuesto aun
no identificado y iii) la deposición “total” de nss-HCl en las lluvias fue sobre
estimada; e.g, no se disponen de mediciones en los océanos. Es importante señalar que las lluvias utilizadas en el análisis (Tabla II), fueron recolectadas en
áreas continentales, en cambio, la mayoría de las mediciones de las concentraciones atmosféricas de clorocarbonos (Tabla
III) fueron hechas sobre los océanos.
En conclusión, los resultados de este análisis indican que es muy
posible que el nss-HCl que se encuentra
en las lluvias de las áreas continentales remotas del trópico, provendría, en gran parte, de la oxidación fotoquímica de los
compuestos organoclorados. Una fracción
importante de los clorocarbonos, utilizados
189
en esta evaluación, son emitidos por fuentes antrópicas (~50%) (Keene et al.,
1999), mostrando que la acidez inorgánica
observada en las lluvias de las áreas “prístinas” continentales del trópico se debe en
parte a la actividad humana.
AGRADECIMIENTOS
Los estudios sobre los
ciclos biogeoquímicos que realiza el Laboratorio de Química Atmosférica están
parcialmente financiados por el Consejo
Nacional de Investigaciones Científicas y
Tecnológicas (CONICIT) de Venezuela,
proyecto No G-98001124.
REFERENCIAS
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the gas-phase reactions of the hydroxyl radical with organic compounds under atmospheric conditions, Chem. Rev., 86:69-201.
Class Th, Ballschmiter K (1987) Global baseline
pollution studies, X. Atmospheric halocarbons: global budget estimations for tetrachloroethane, 1,2-dichloroethane, 1,1,1,2-tetrachloroethane, hexachloroethane and hexachlorobutadiene, Fresenius Z. Anal. Chem., 327:
198-204.
Clegg SL, Brimblecombe P (1985) Potential degassing of hydrogen chloride from acidified
sodium chloride droplets, Atmos. Environ.,
19:465-470.
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degradation of halocarbons substitutes, en Scientific Assessment of Ozone Depletion: 1994,
WMO/UNEP, WMO Report No 37, pp. 12.112.23.
Crutzen PJ (1996) My life with O3, NOx, and
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