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 VADEMECUM  REMER
 Radiación solar

El Sol
       Estructura solar
       Flujos solares
       Ciclo solar
       Distancia Tierra - Sol

Radiación solar
       Distribución espectral de la radiación solar
       Leyes de la radiación
       Maginitudes radiactivas
       Unidades de medida
       Instrumentos de medida
       Normalización
       Constante solar
       Atenuación de la radiación solar
       Radiación incidente sobre la superficie terrestre
       Balance radiactivo

Radiación ultravioleta
       La radiación ultravioleta y sus efectos en la salud

Variación espacio temporal
       Distribución global de la radiación


El Sol 

El sol es la estrella (son los únicos cuerpos del Universo que emiten luz) más próxima a la Tierra y se encuentra a una distancia de 149.597.870 km. Es la principal fuente primaria de luz y calor para la Tierra. Su luz recorre esta distancia en 8 minutos y 19 segundos. Un análisis de su composición en función de su masa establece que contiene un 71% de Hidrógeno, un 27% Helio, y un 2% de otros elementos más pesados. Debido a que el Sol es gas y plasma, su rotación cambia con la latitud: un periodo de 24 días en el ecuador y cerca de 36 días en los polos. La diferencia en la velocidad rotacional conjuntamente con el movimiento de los gases altamente ionizados generan sus campos magnéticos.

El Sol contiene más del 99% de toda la materia del Sistema Solar y se formó entre 4567,9 y 4570,1 millones de años y tiene combustible para 5.000 millones más. Ejerce una fuerte atracción gravitatoria sobre los planetas y los hace girar a su alrededor.

El Sol en Números
Diámetro 1392000 km
Superficie 6,0877 × 1012 km2
Volumen 1,4123 × 1018 km3
Masa (Kg) 1,989 x 1030
Masa (Tierra = 1) 332.830
Radio ecuatorial (km) 695.000
Radio ecuatorial (Tierra = 1) 108,97
Gravedad en su superficie (Tierra=1) 28
Densidad 1411 kg/m3
Período Rotacional (días) En el ecuador: 27 d 6 h 36 min
A 30° de latitud: 28 d 4 h 48 min
A 60° de latitud: 30 d 19 h 12 min
A 75° de latitud: 31 d 19 h 12 min
Energía radiada por su superficie (kw/m2) 63.000
Energía emitida por segundo - Ergios 3,827 x1033
Energía emitida por segundo - Kilovatios 3,96 x 1023
Temperatura media en la superficie 5.800°K
Edad (miles de millones de años) 4,5

Componentes químicos principales Porcentaje
en función del número de átomos
Hidrógeno H 92,1%
Helio He 7,8%
Oxígeno O 0,061%
Carbono C 0,030%
Nitrógeno N 0,0084%
Neón Ne 0,0076%
Hierro Fe 0,0037%
Silicio Si 0.0031%
Magnesio Mg 0,0024%
Azufre S 0,0015%
Otros 0,0015%

  Estructura solar

El Sol se encuentra formado por seis regiones principales:

- Núcleo, es la zona del Sol donde se produce la fusión nuclear debido a la alta temperatura, es decir, el generador de la energía del Sol. Contiene un 40% de la masa del Sol, menos del 2% del volumen total, ocupa un cuarto del radio solar y genera el 90% de su energía, en un proceso de fusión termonuclear en el cual el hidrógeno se transforma en helio. El hidrógeno contenido en el núcleo del Sol se encuentra ionizado como protones, los cuales se fusionan formando núcleos atómicos de helio, liberando energía en el proceso. Su temperatura se estima en 15 millones de grados Kelvin (°K) y su densidad de 150 gm/cm3.

- Zona radiativa, circunda al núcleo; contiene un gas tan denso, que los fotones o radiación electromagnética provenientes del núcleo duran cientos de miles de años atravesando esta zona para poder llegar a la superficie del Sol. La energía generada en el núcleo se difunde a través de la zona radiativa por absorción y emisión atómica. Las temperaturas en esta región alcanzan los 130.000°K. Esta zona está localizada una distancia entre 160.000 km y 485.000 km del centro solar.

- Zona convectiva, es una región con mucha agitación donde circula el plasma y los gases ascienden muy calientes, se enfrían y descienden. Esta circulación es el principal mecanismo de transferencia de energía a la superficie solar. Estos procesos convectivos son observados en la superficie del Sol como pequeños gránulos y supergránulos en forma de celdas de 3.000 km de radio.

- Fotosfera, es la superficie visible del Sol; rodea la zona convectiva; posee un espesor de aproximadamente 300 km, es gaseosa y de baja densidad (10-8 g/cm3). Desde aquí se irradia luz y calor al espacio. Sus gases están fuertemente ionizados y con la capacidad de absorber y emitir radiación. La mayor parte de la radiación solar que nos llega proviene de esta capa, su temperatura es cercana a los 5.800°K. En esta zona se observan áreas oscuras llamadas manchas solares las cuales son las partes más frías de la superficie con temperaturas de 3.800°K. Su tamaño es similar al de un planeta; allí se presentan intensos rizos magnéticos.

- Cromosfera, que está justo sobre la fotosfera, es una fina región de gas que se observa con un color rojizo-anaranjado, de densidad muy baja y de temperatura altísima, de medio millon de grados y de unos 10.000 km de espesor. Sólo puede ser vista en la totalidad de un eclipse de Sol. Es esencialmente transparente a la radiación emitida desde la fotosfera. Esta formada por gases enrarecidos y en ella existen fortísimos campos magnéticos.

- Corona, es la tenue atmósfera exterior compuesta de un halo, el cual, sólo se ve durante los eclipses totales de Sol. capa de gran extensión, temperaturas altas y de bajísima densidad. Está formada por gases enrarecidos y gigantescos campos magnéticos que varían su forma de hora en hora.


Estructural del Sol

El Sol es muy estable, gracias a ello la temperatura en la Tierra es relativamente constante, condición que permanecerá inalterable por mucho tiempo respecto a la escala de la vida humana. Ha cambiado muy poco en los últimos tres mil millones de años y se estima no cambiará mucho en los próximos tres mil millones. Por esta razón se considera que su radiación es una fuente inagotable de energía.

  Flujos solares

Para efecto de utilización de la energía solar, el Sol puede considerarse de manera simplificada como un cuerpo negro a una temperatura de 5.762°K. A esta temperatura el Sol emite energía que se propaga por el espacio a la velocidad de la luz y recorriendo la distancia media Sol-Tierra en 8 minutos 18 segundos; esta notable lentitud del flujo de energía es de gran importancia para la vida en el planeta Tierra, pues asegura un suministro estable de energía, minimizando cualquier variación que pudiera ocurrir en el centro solar. La energía solar que ingresa a la Tierra representa su principal fuente energética; el Sol proporciona el 99,7% de la energía usada para todos los procesos naturales.

La energía solar se crea en el interior del Sol, donde la temperatura llega a los 15.000.000°K, con una presión altísima, que provoca reacciones nucleares. Se liberan protones (núcleos de hidrógeno), que se funden en grupos de cuatro protones para formar partículas alfa (núcleos de helio). Cada partícula alfa pesa menos que los cuatro protones juntos. La diferencia se expulsa hacia la superficie del Sol en forma de energía. En este proceso, cada segundo, una masa aproximada de 4,4 millones de toneladas irradia 3,96 x 1023 kilovatios. Un gramo de materia solar libera tanta energía como la combustión de 2,5 millones de litros de gasolina.

La radiación electromagnética proveniente del Sol se propaga radialmente en el espacio vacío y su intensidad disminuye con el cuadrado de la distancia. Debido a que la densidad de partículas en el espacio es muy pequeña (10-8 Kg/m3), la radiación solar prácticamente no interactúa con la materia en su recorrido hasta la capa exterior de la Tierra.

La energía transmitida por las ondas electromagnéticas no fluye en forma continua sino en forma de pequeños paquetes de energía. A estos conjuntos discretos de energía se les denominan fotones. La cantidad de energía de los fotones es menor o mayor según la longitud de la onda electromagnética. La energía de los fotones de las ondas largas, como las de radio y televisión es muy pequeña. En cambio, la energía de los fotones de las ondas muy cortas, como los rayos X es grande.

En la parte superior de la atmósfera terrestre, sobre una superficie perpendicular a la radiación, se presenta una potencia promedio de 1.367 w/m2, cantidad denominada Constante Solar.

Flujos e índices usados para la previsión de la propagación

Flujo Solar /SFI)

El flujo solar técnicamente se mide por la cantidad de radiación ultravioleta en la banda de 10.7cm (2800 Mhz), la cual es necesaria para crear la ionosfera. El mínimo posible del flujo solar es 63.75 Se puede decir que la propagación empieza a 70 en latitudes bajas.

Pero para entendernos, el flujo solar viene determinado por la cantidad de manchas solares existentes en la cara visible del sol (desde la tierra). Cuantas más manchas haya, mayor es el SFI, y por consiguiente mejor la propagación.

Se desconoce el máximo de SFI posible, pero en los últimos ciclos los picos han llegado hasta 290, y al parecer en los años 70 se llegaron a índices de hasta 400. Era cuando esos privilegiados radioaficionados suelen contar con orgullo sus maravillosos QSO's de más de 15000 Km con tan solo 12 w y una vertical ...

Nivel de Rayos-X

Los satélites que monitorizan permanentemente la actividad solar, tienen medidores de rayos X, para controlar cada vez que se produce una erupción solar (conocidas como CME). La información llega desde el sol en cuestión de minutos, mientras que el plasma expulsado en una de esas erupciones suele llegar a la tierra alrededor de las 48 horas.

Los CME (Coronal Mass Ejection) pueden variar desde B (muy bajo), C (bajo a moderado), M (moderado a alto) hasta X (alto a extremadamente alto). Cuanto más alto sea el número que acompaña a la letra, más alta es la radiación de rayos-X. Es decir, un X0.1 es superior a un M9.9. Grandes cantidades de radiación de rayos-X causan provocan una fuerte absorción de las señales de HF, por lo que a menudo la propagación desaparece por un espacio de tiempo (minutos u horas, dependiendo de la magnitud del CME) en todas las bandas.

Las radiaciones se miden por la cantidad de radiación de rayos-X.

Índices A y K

Cuando un CME impacta en la tierra, llegan grandes cantidades de iones procedentes del sol, y se concentran alrededor de los polos magnéticos provocando auroras boreales/australes.

Los índices A y K son los índices de la actividad geomagnética de la Tierra, y miden dicha radiación solar en nuestro planeta.

Índices altos (K: >5 y A: >20). Cuanto más altos, más inestable es la propagación e incluso pueden darse desvanecimientos temporales de la misma. Especialmente en las latitudes más altas y sobre todo en regiones polares, donde el campo geomagnético es más débil, la propagación puede desaparecer totalmente.

Índices extremadamente altos provocan la denominada propagación de aurora, con una propagación de larga distancia fuertemente degradada, siempre alrededor de los polos, aunque excepcionalmente se han dado casos de aurora incluso en España.

Índices bajos suponen relativamente buena propagación. Se nota especialmente en las latitudes más altas y es cuando los pasos (paths) transpolares pueden abrirse.

La propagación Esporádica E (Es) también es más fuerte.

El máximo a que puede llegar el índice K es 9, mientras que el índice A puede sobrepasar 100 durante condiciones de tormenta solar muy severas, no existiendo así un máximo.

  Ciclo solar

La energía producida por el Sol no se emite uniformemente a través de su superficie sino que sufre variaciones, con épocas de emisión máxima y otras de mínima, con un período aproximado de 11 años. Este período se conoce como el Ciclo Solar.

En la fotosfera (capa exterior del sol que se ve), se forman las manchas solares, que son regiones de la superficie solar representadas por zonas oscuras, frías, extremadamente magnetizadas y efímeras (una mancha solar sólo dura unos pocos días o semanas antes de desaparecer. Tan pronto como una de ellas desaparece, otra emerge y toma su lugar), cuyo diámetro puede superar los 130.000 Km y con temperaturas del orden de los 3.800 a 4.000°K. En las manchas solares las líneas de los potentes campos magnéticos del sol emergen de la fotosfera y forman en el exterior extensos bucles magnéticos locales. Estas erupciones se deben a que la parte ecuatorial de la superficie solar gira más rápido que en las otras latitudes. Los potentes campos magnéticos presentes en las manchas inhiben el flujo local de calor procedente de las capas inferiores, de forma que son unos 1.500°K más frías y por tanto más oscuras que el resto de la superficie visible. El número de manchas solares en el Sol no es constante y cambia en el período de 11 años en promedio, estando la actividad solar directamente relacionada con este ciclo.


Promedio anual del numero de manchas solares para el periodo 1750-2010

Los extremos del ciclo son el mínimo solar y el máximo solar. El ciclo solar no es exactamente de 11 años. Su longitud, medida desde el mínimo hasta el máximo, varía: el más corto puede ser de 9 años, y el más largo de 14. En el máximo, el Sol se encuentra salpicado con manchas, llamaradas, y arroja miles de millones de toneladas de nubes y gas electrificado hacia la Tierra. Es un buen momento para observar las auroras. Fluctuaciones en la potencia eléctrica, satélites inutilizados, defectos en el funcionamiento de los dispositivos de los GPS, son ejemplos de lo que puede pasar durante el máximo de actividad solar.

El mínimo solar es diferente. Las manchas solares son pocas, a veces, pueden pasar días o semanas sin una mancha. Las llamaradas solares disminuyen. Cuando desaparecen las manchas solares, se produce un rompimiento de las líneas magnéticas que generan el desprendimiento local y explosivo de enormes cantidades de energía que transporta calor y gases de hidrogeno, eléctricamente cargados y luminosos.

El número de manchas solares es el mejor indicador conocido de la actividad solar y sirve para predecir, con años de anticipación, cuando aparecerán los próximos picos y valles.

La relación entre el clima y la actividad solar es fuerte y la variabilidad solar es tomada como la principal y única fuente natural de la variabilidad del clima de la Tierra. Se han efectuado relaciones entre el ciclo de once años de las manchas solares con el clima y parece existir una respuesta en el comportamiento de algunos parámetros climáticos, como la cantidad de ozono estratosférico y la temperatura de la Tierra y su atmósfera. Algunas medidas y modelos indican que el ciclo solar es responsable de la variación máxima de la temperatura estratosférica, aproximadamente entre 2 y 3°K en la estratopausa, y de una variación del orden del 5% del ozono en la alta estratosfera, a 43 km de altitud.

Actualmente el Sol se estudia desde satélites, como el Observatorio Heliosférico y Solar (SOHO), dotados de instrumentos que permiten apreciar aspectos que, hasta ahora, no se habían podido estudiar.

Además de la observación con telescopios convencionales, se utilizan: el coronógrafo, que analiza la corona solar; el telescopio ultravioleta extremo, capaz de detectar el campo magnético, y los radiotelescopios, que detectan diversos tipos de radiación que resultan imperceptibles para el ojo humano.

  Distancia Tierra - Sol

La Tierra en su movimiento alrededor del sol describe una órbita elíptica, algo desproporcionada, con uno de sus extremos un poco más cerca del Sol que el otro y en la cual la distancia promedio Tierra - Sol es de aproximadamente 149,46 x 106 Km, valor llamado Unidad Astronómica (U.A.). La excentricidad de la órbita de la Tierra es del 1,7%.

La orbita de la Tierra se puede describir en coordenadas polares mediante la siguiente expresión:

Donde:
R = distancia Tierra-Sol
UA = Unidad Astronómica
e = excentricidad de la órbita terrestre (e = 0,01673)
a = posición angular de la Tierra en la órbita, la cual se obtiene mediante la siguiente expresión:

nd = número del día del año


Movimiento de la Tierra alrededor del Sol

En la figura Movimiento de la Tierra alrededor del Sol, se muestra la posición angular (a) de la Tierra en la órbita. Cuando a = 0º la Tierra se encuentra más cerca del Sol (Perihelio), esto ocurre en enero y la distancia Tierra-Sol es de R = UA (1-e) = 0,983UA = 147,5 millones de km. En julio, cuando a = 180º, la Tierra se encuentra en la posición más alejada del Sol (Afelio), con una distancia Tierra-Sol de R = UA (1+e) = 1,017 UA = 152, 6 millones de km.

Un Sol distante significa menos radiación solar para nuestro planeta. Promediado sobre el globo, la radiación del Sol sobre la Tierra durante el afelio es aproximadamente un 7% menos intensa de lo que es durante el perihelio.

Cuando se analiza el movimiento de rotación y translación de la Tierra se encuentra que su eje de rotación, con respecto al plano de translación alrededor del Sol, tiene una inclinación de aproximadamente 23,45º. Los patrones climáticos de las estaciones se originan principalmente por la inclinación del eje de rotación. El ángulo formado entre el plano ecuatorial de la Tierra y la línea Tierra-Sol se denomina declinación solar (δ), como se aprecia en la figura.


Declinación solar

El signo de la declinación es positivo (+) cuando el Sol incide perpendicularmente sobre algún lugar en el hemisferio sobre algún lugar en el hemisferio sur.

Debido al movimiento de la Tierra alrededor del Sol, el valor de este ángulo varía durante el año. Su valor varía entre -23,45°, cuando el Sol se encuentra en la parte más baja del hemisferio sur en el Solsticio de invierno (22 de diciembre) y +23,45º cuando se halla en la parte más alta del hemisferio norte, en el Solsticio de verano (21 de junio), siendo el día más largo del año. Dos veces durante el año toma valor cero, cuando el sol pasa sobre el Ecuador terrestre, durante los equinoccios (de otoño el 23 de septiembre, y el de primavera el 21 de marzo). En el equinoccio la noche y el día tienen la misma duración en todos los lugares de la Tierra.

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Radiación solar 

Medir la radiación solar es importante para un amplio rango de aplicaciones, en el sector de la agricultura, ingeniería, entre otros, destacándose el monitoreo del crecimiento de plantas, análisis de la evaporación e irrigación, arquitectura y diseño de edificios, generación de electricidad, diseño y uso de sistemas de calentamiento solar, implicaciones en la salud, modelos de predicción del tiempo y el clima, y muchas otras aplicaciones más.

La radiación solar nos proporciona efectos fisiológicos positivos tales como: estimular la síntesis de vitamina D, que previene el raquitismo y la osteoporosis; favorecer la circulación sanguínea; actúa en el tratamiento de algunas dermatosis y en algunos casos estimula la síntesis de los neurotransmisores cerebrales responsables del estado anímico.

La radiación solar es la energía emitida por el Sol, que se propaga en todas las direcciones a través del espacio mediante ondas electromagnéticas. Esa energía es el motor que determina la dinámica de los procesos atmosféricos y el clima. La energía procedente del Sol es radiación electromagnética proporcionada por las reacciones del hidrogeno en el núcleo del Sol por fusión nuclear y emitida por la superficie solar.

El Sol emite energía en forma de radiación de onda corta. Después de pasar por la atmósfera, donde sufre un proceso de debilitamiento por la difusión, reflexión en las nubes y de absorción por las moléculas de gases (como el ozono y el vapor de agua) y por partículas en suspensión, la radiación solar alcanza la superficie terrestre oceánica y continental que la refleja o la absorbe. La cantidad de radiación absorbida por la superficie es devuelta en dirección al espacio exterior en forma de radiación de onda larga, con lo cual se transmite calor a la atmósfera.

La radiación es emitida sobre un espectro de longitud de ondas, con una cantidad específica de energía para cada longitud de onda, la cual puede ser calculada usando Ley de Planck:

Donde, es la cantidad de energía (W/m2 m) emitida a longitud de onda (λm) por un cuerpo con una temperatura T (en grados Kelvin). Asumiendo que el Sol es un cuerpo negro, por diferenciación de la ecuación es posible determinar la longitud de onda máxima de emisión de radiación procedente del sol:

λm = 2884/T


Esta ecuación es conocida como la Ley de Wien. Para una temperatura de 5.800°K (temperatura de la superficie solar) la longitud máxima de energía es aproximadamente 0,5 µ (equivalente a 1 x 10-6m). Esta longitud de onda corresponde a radiación en la parte del espectro visible.


Energía radiada por el Sol y la Tierra

A través de la integración de la primera ecuación resulta la ley de Stefan-Boltzmann, por medio de la cual, se puede determinar el total de energía emitida por el Sol:

ETotal = σT4


Donde K es la constante de Stefan_Boltzmann (dentro de la radiación como mecanismo básico de la trnsmisión de calor su valor es: 5,6697 x 10-8 W/m2°K4). Resolviendo la ecuación de ETotal para una temperatura solar de 5.800ºK, la energía total de salida es de aproximadamente 64 millones W/m2, de la cual, la Tierra solo intercepta 1.367 W/m2.


Espectro de radiación solar fuera de la atmósfera de la Tierra (curva 1) y
a nivel del mar para condiciones de cielo despejado (curva 2).

En la figura Espectro de radiación solar fuera de la atmósfera de la Tierra (curva 1) y a nivel del mar para condiciones de cielo despejado (curva 2), la curva 1 representa la solución ideal de la Ley de Plank de la radiación solar que llega al tope de la atmósfera, donde el punto más alto de la curva representa la longitud de onda con la mayor energía espectral (0,5µm), de acuerdo con la Ley de Wien y la curva 2 constituye el espectro de la radiación solar después de la absorción atmosférica debida a diferentes gases.

El estudio del espectro de la radiación solar que llega a la superficie del suelo permite establecer que la radiación de longitud de onda menor que 0,2 µm debe ser absorbida totalmente por la atmósfera. Esta energía es absorbida principalmente en la atmósfera por el oxígeno molecular (O2), ozono (O3), y el vapor de agua (H2O).

  Distribución espectral de la radiación solar

La energía solar llega en forma de radiación electromagnética o luz. La radiación electromagnética, son ondas producidas por la oscilación o la aceleración de una carga eléctrica. Las ondas electromagnéticas no necesitan un medio material para propagarse, por lo que estas ondas pueden atravesar el espacio interplanetario e interestelar y llegar a la Tierra desde el Sol y las estrellas. La longitud de onda (λ) y la frecuencia (µ) de las ondas electromagnéticas, relacionadas mediante la expresión λµ = C (donde C es la velocidad de la luz), son importantes para determinar su energía, su visibilidad, su poder de penetración y otras características. Independientemente de su frecuencia y longitud de onda, todas las ondas electromagnéticas se desplazan en el vacío a una velocidad de C = 299.792 km/s.

Los distintos colores de luz tienen en común el ser radiaciones electromagnéticas que se desplazan con la misma velocidad. Se diferencian en su frecuencia y longitud de onda. Dos rayos de luz con la misma longitud de onda tienen la misma frecuencia y el mismo color. La longitud de onda de la luz es tan corta que suele expresarse en nanómetros (nm), que equivalen a una milmillonésima de metro, o una millonésima de milímetro.

La radiación electromagnética se puede ordenar en un espectro en diferentes longitudes de onda, como se muestra en la figura del Espectro electromagnético de la radiación solar, que se extiende desde longitudes de onda corta de billonésimas de metro (frecuencias muy altas), como los rayos gama, hasta longitudes de onda larga de muchos kilómetros (frecuencias muy bajas) como las ondas de radio. El espectro electromagnético no tiene definidos límites superior ni inferior y la energía de una fracción diminuta de radiación, llamada fotón, es inversamente proporcional a su longitud de onda, entonces a menor longitud de onda mayor contenido energético.

El Sol emite energía en forma de radiación de onda corta, principalmente en la banda del ultravioleta, visible y cercano al infrarrojo, con longitudes de onda entre 0,2 y 3,0 micrómetros (200 a 3.000 nanómetros):


Espectro electromagnético de la radiación solar

La Región visible (400 nm < λ < 700 nm) corresponde a la radiación que puede percibir la sensibilidad del ojo humano e incluye los colores: violeta (0,42 µm ó 420 nm), azul (0,48 µm), verde (0,52 µm), amarillo (0,57 µm), naranja (0,60 µm) y rojo (0,70 µm). La luz de color violeta es más energética que la luz de color rojo, porque tiene una longitud de onda más pequeña. La radiación con las longitudes de onda más corta que la correspondiente a la luz de color de violeta es denominada radiación ultravioleta.

La región del ultravioleta entre los 100 y los 400 nanómetros.

La región del infrarrojo entre los 700 y los 3000 nanómetros.

A cada región le corresponde una fracción de la energía total incidente en la parte superior de la atmósfera distribuida así: 7% al ultravioleta; 47,3% al visible y 45,7% al infrarrojo.

Las ondas en el intervalo de 0,25 µm a 4,0 µm se denominan espectro de onda corta, para muchos propósitos como en aplicaciones de celdas solares y en el proceso de la fotosíntesis.

  Leyes de la radiación

Para entender mejor cómo la energía radiante del Sol interactúa con la atmósfera de la tierra y su superficie, se deben conocer las leyes básicas de radiación, que son las siguientes:

1. Todos los objetos con temperatura mayor a 0°K emiten energía radiante.
2. Los objetos con mayor temperatura radian más energía total por unidad de área que los objetos más fríos (ver figura Distribución Espectral de la energía radiada a partir de cuerpos negros a diferentes temperaturas). Por ejemplo, el Sol con una temperatura media de 5.800°K en su superficie emite aproximadamente 64 millones W/m2, 165.000 veces más energía que la Tierra (la cual emite cerca de 390 W/m2) con una temperatura media en superficie de 288°K = 15ºC, cifra obtenida al utilizar la ley de Stefan-Boltzmann relacionando estas temperaturas (5.800/288) elevadas a la cuarta potencia.
3. Los cuerpos con mayor temperatura emiten un máximo de radiación en longitudes de ondas, más cortas.


Distribución Espectral de la energía radiada a partir de cuerpos negros a diferentes temperaturas

4. Los objetos que son buenos absorbedores de radiación son también buenos emisores. Este es un principio importante para comprender el calentamiento en la atmósfera, porque sus gases son absorbedores y emisores selectivos en longitud de onda. Así, la atmósfera es aproximadamente transparente (no absorbe) a ciertas longitudes de onda de radiación y aproximadamente opaca (buen absorbedor) en otras longitudes de onda.

Un absorbedor perfecto se llama “cuerpo negro”, que se define como un objeto ideal que absorbe toda la radiación que llega a su superficie. No se conoce ningún objeto así, aunque una superficie de negro de carbono puede llegar a absorber aproximadamente un 97% de la radiación incidente. El Sol, la Tierra, la nieve, etc., bajo ciertas condiciones se comportan como un cuerpo negro. En teoría, un cuerpo negro sería también un emisor perfecto de radiación, y emitiría a cualquier temperatura la máxima cantidad de energía disponible.

  Magnitudes radiativas

Las magnitudes radiativas se clasifican en dos grupos según su origen, a saber, la radiación solar y la radiación terrestre.

Radiación solar: Es la energía emitida por el Sol.
Radiación solar extraterrestre: Es la radiación solar que incide en el límite de la atmósfera terrestre.
Radiación de onda corta: la radiación solar extraterrestre se halla dentro del intervalo espectral comprendido entre 0,25 y 4,0 µm y se denomina radiación de onda corta. Una parte de la radiación solar extraterrestre penetra a través de la atmósfera y llega a la superficie terrestre, mientras que otra parte se dispersa y/o es absorbida en la atmósfera por las moléculas gaseosas, las partículas de aerosoles y las gotas de agua y cristales de hielo presentes en las nubes.
Radiación solar directa: La radiación solar directa se mide por medio de pirheliómetros. Merced al empleo de obturadores, solamente se mide la radiación procedente del sol y de una región anular del cielo muy próxima al astro. En los instrumentos modernos, esta última abarca un semiángulo de 2.5º aproximadamente a partir del centro del Sol.
Radiación solar global: Es la cantidad de energía solar que incide sobre una superficie. La radiación solar global diaria es la cantidad de radiación global entre las seis de la mañana y las seis de la tarde y sus valores oscilan entre 500 y 10.000 W * h/m2 al día.
Radiación solar reflejada: Radiación solar dirigida hacia arriba, tras haber sido reflejada o difundida por la atmósfera y por la superficie terrestre.
Radiación terrestre: La radiación terrestre es la energía electromagnética de onda larga emitida por la superficie terrestre y por los gases, los aerosoles y las nubes de la atmósfera, y es también parcialmente absorbida en la atmósfera. Para una temperatura de 300ºK, el 99,99 por ciento de energía de la radiación terrestre posee una longitud de onda superior a los 5,0 µm y el intervalo espectral llega hasta los 100 µm. Para temperaturas inferiores, el espectro se desvía hacia ondas de longitud mayor. Teniendo en cuenta que las distribuciones espectrales de la radiación solar y terrestre apenas se superponen, con frecuencia, se las puede tratar por separado en mediciones y cálculos.
Radiación Ultravioleta: La Radiación Ultravioleta cubre el rango espectral desde los 100 a los 400 nm. Se divide en:

Ultravioleta C de 100 a 280 nm. absorbida totalmente por el ozono.
Ultravioleta B de 280 a 320 nm. absorbida parcialmente por el ozono.
Ultravioleta A de 320 a 400 nm. apenas absorbida por el ozono.

Aunque tan sólo representa el 7% de la radiación total, los efectos que provoca sobre los seres vivos y el medio ambiente hace que sea muy importante.
Así las variaciones tiene una influencia relevante sobre la salud (cáncer de piel, cataratas), el clima (variación del balance energético terrestre), procesos biológicos (fotosíntesis), ecológicos (modificación de ecosistemas) y fotoquímicos (formación y descomposición de contaminantes). Todo esto unido a una posible disminución de la capa de ozono, provocando una mayor cantidad de radiación UV, resultaría muy dañino sobre todo para la salud humana.
Por todo esto la Organización Mundial para la Salud puso en marcha la medida sistemática de la radiación UVB. En este sentido la Unión Europea puso en marcha en 1996 la acción COST para estandarizar la medida de la radiación UVB en Europa.
Se define un estándar de peligrosidad de la radiación UV, que es el UVI (Indice Ultravioleta), que se calcula multiplicando la irradiancia eritemática en W/m2 por 40. Con unos intervalos de peligrosidad según el índice:

0-3 Riesgo Bajo
4-6 Riesgo Medio
7-9 Riesgo Alto
>10 Riesgo Extremo

Radiación Infrarroja: Radiación cuya longitud de onda es superior a 800 nm.

  Unidades de medida

Radiación solar global

Las cantidades de radiación son expresadas generalmente en términos de exposición radiante o irradiancia, siendo esta última una medida del flujo de energía recibida por unidad de área en forma instantánea como [Energía / Area Tiempo] y cuya unidad es el vatio por metro cuadrado (W/m2). Un vatio es igual a un Joule por segundo.

La exposición radiante es la medida de la radiación solar, en la cual la irradiancia es integrada en el tiempo como [Energía / Area] y cuya unidad es el kWh/m2 por día (si es integrada en el día) ó MJ/m2 por día.

Conversiones útiles para radiación
Unidad Equivalencia
1 vatio (W) 1 Joule/segundo (J/s)
1 W * h 3.600 J
1 KW * h 3,6 MJ
1 W * h 3,412 Btu
1 Caloría 0.001163 W * h
1 Caloría 4,187 Joule
1 cal/cm2 11,63 W * h/m2
1 MJ/m2 0,27778 kW * h/m2
1 MJ/m2 277,78 W*h/m2
1 MJ/m2 23,88 cal/cm2
1 BTU 252 calorías
1 BTU 1,05506 KJ
1 cal/(cm2 * min) 60,29 MJ/m2 por día

Radiación visible y ultravioleta

Para algunas bandas espectrales, como la visible y la ultravioleta se utilizan las siguientes unidades, en particular:
. Radiación visible o radiación activa en fotosíntesis (PAR, por sus siglas en inglés): instantánea (µE/cm2seg: donde E = Einsten) y la integrada (µEh/cm2).
. Radiación ultravioleta: instantánea (µW/cm2nm) y la integrada (µWh/cm2nm), en cada longitud de onda medida.

Conversiones útiles para radiación visible y ultravioleta
Unidad Equivalencia
1 µW/cm2 0,01 W m-2
1 klux 18 µmol m-2 s-1
1 klux 4 W m-2
1 klux 18 µE m-2 s-1
1 W m-2 4.6 µmol m-2 s-1
1 W m-2 4.6 µE m-2 s-1
1 µmol m-2 s-1 1 µE m-2 s-1

  Instrumentos de medida

Radiación solar

La radiación solar posee un amplio espectro que se puede clasificar en tres rangos ultravioleta para longitudes de onda desde 0,3 a 0,4 µm, visible desde 0,4 a 0,7 µm e infrarrojo en el intervalo de 0,7 a 5 µm. Los instrumentos de radiación solar miden la potencia incidente por unidad de superficie, integrando la energía de las diferentes longitudes de la onda.

La radiación solar se mide en forma directa utilizando instrumentos que reciben el nombre de radiómetros y en forma indirecta mediante modelos matemáticos de estimación que correlacionan la radiación con el brillo solar. Los radiómetros solares como los piranómetros o solarímetros y los pirheliómetros, según sus características (ver tabla), pueden servir para medir la radiación solar incidente global (directa más difusa), la directa (procedente del rayo solar), la difusa, la neta y el brillo solar.

Los radiómetros se pueden clasificar según diversos criterios: el tipo de variable que se pretende medir, el campo de visión, la respuesta espectral, el empleo principal a que se destina, etc.

Instrumentos meteorológicos para la medida de la radiación
Tipo de Instrumento Parámetro de Medida Características Empleo principal Ángulo de visión (sr)
Piranómetro

i) Radiación Global,
ii) Radiación directa,
iii) Radiación difusa,
iv) Radiación solar reflejada.

Es el instrumento más usado en la medición de la radiación solar. Mide la radiación semiesférica directa y difusa (global) que se mide sobre una superficie horizontal en un ángulo de 180 grados, obtenida a través de la diferencia de calentamiento de dos sectores pintados alternativamente de blanco y negro en un pequeño disco plano. Cuando el aparato es expuesto a la radiación solar, los sectores negros se vuelven más cálidos que los blancos. Esta diferencia de temperatura se puede detectar electrónicamente generándose un voltaje eléctrico proporcional a la radiación solar incidente. En la variación de la temperatura puede intervenir el viento, la lluvia y las pérdidas térmicas de la radiación al ambiente. Por lo tanto, el piranómetro tiene instalado una cúpula de vidrio óptico transparente que protege el detector, permite la transmisión isotrópica del componente solar y sirve para filtrar la radiación entre las longitudes de onda que oscilan aproximadamente entre 280 y 2.800 nm. Un piranómetro acondicionado con una banda o disco parasol, que suprime la radiación directa, puede medir la radiación difusa.
De acuerdo a las especificaciones de la OMM existen varias clases de piranómetros, los cuales son clasificados por la ISO 9060 en: patrones secundarios, de primera y segunda clase. En la tabla se presentan sus características. Generalmente los de primera clase y los patrones secundarios emplean una termopila como elemento de detección. Los de segunda clase emplean típicamente las fotocélulas como el elemento de detección, son menos costosos que los otros tipos de piranómetros, pero la respuesta espectral del piranómetro fotovoltaico se limita al espectro visible. Los piranómetros de primera clase y los patrones secundarios normalmente son los utilizados para medir la radiación solar global.

Clasificación y características de los piranómetros
Características Patrón Secundario 1ª Clase 2ª Clase
Sensibilidad (W/m-2) ± 1 ± 5 ± 10
Estabilidad (% año) ± 0.8 ± 1.8 ± 3
Temperatura (%) ± 2 ± 4 ± 8
Selectividad (%) ± 2 ± 5 ± 10
Linearidad (%) ± 0.5 ± 1 ± 3
Constante de tiempo < 15s < 30s < 60s
Respuesta coseno (%) ± 0.5 ± 2 ± 5
Se pueden usar filtros en lugar de la bóveda de cristal para medir la radiación en diversos intervalos espectrales. Para las aplicaciones que requieran datos de radiación ultravioleta no se deben emplear los piranómetros de principio fotovoltaico debido a que estos instrumentos no son sensibles a la radiación UV.
i) Patrón secundario
ii)Red de medidas
2 Π
Piranómetro espectral

Radiación Global en intervalos espectrales de banda ancha

Radiómetro para medir la radiación solar en gamas reducidas de longitudes de onda.

Red de medidas 2 Π
Pirheliómetro absoluto

Radiación Directa

El instrumento posee dos cavidades cónicas idénticas, una externa, que se calienta al estar expuesta a la radiación solar, mientras la otra cavidad, oculta en el interior del instrumento, se calienta utilizando energía eléctrica hasta obtener una temperatura igual a la cavidad externa, asignándose el valor de la energía eléctrica consumida como el valor de la radiación solar incidente.

Características de Pirheliómetros absolutos
Sigla Tipo de cavidad Sensor de temperatura
ACR Cono de 30º Resistencias de platino
CROM Cilindro Termopila
PACRAD Cilindro/cono Termopila
PMO Cono invertido Resistencia de cobre en diseño reciente
Patrón primario 5 x 10-3
Pirheliómetro de incidencia normal

Radiación Directa

Instrumento que mide la energía de un rayo solar; generalmente mide la radiación que choca contra un blanco situado en el fondo de un tubo equipado con un obturador y pantallas de desviación para colimar el haz.

i) Patrón secundario para calibración
ii) Red de medidas
5 x 10-3 a 2.5 x 10-2
Pirheliómetro (con filtros)

Radiación directa en bandas espectrales anchas

Red de medidas 5 x 10-3 a 2.5 x 10-2
Actinógrafo

Radiación Global

Es un instrumento para registrar la radiación global que funciona mediante un sensor termomecánico, protegido por una cúpula en vidrio. Está conformado por un arreglo bimetálico de dos superficies, una pintada de color negro para que absorba las ondas electromagnéticas de la radiación solar y la otra de blanco para que las refleje y así ocasionar diferencia de temperatura que permite formar curvatura en la placa negra que se amplifica por medio de palancas y se transmiten a un tambor movido por un mecanismo de reloj para describir una gráfica que registra los valores de radiación global. La precisión de los valores de la radiación global que se obtienen con este instrumento es del orden de ± 8%. Estos instrumentos requieren de una calibración con un patrón secundario una vez por año. El actinógrafo se diferencia de un piranómetro por que el sensor es una lámina bimetálica y el del piranómetro es una termopila.

   
Pirgeómetro

Radiación Difusa

Radiómetro para medir la irradiancia de onda larga recibida en una superficie plana.
Un pirgeómetro mide la radiación en la franja de 4,5 a 40µm (infrarrojo). La radiación nocturna neta se refleja en W/m2 (al igual que la radiación diurna). El sensor es de alta precisión con una diferencia estándar de sólo un 1%.
Nota. La gama espectral es similar a la de la radiación atmosférica de onda larga, y es solo un valor indicativo. La respuesta espectral de un pirgeómetro depende en gran parte del material empleado en el o los domos que protegen su superficie receptora.

Red de medidas 2 Π
Radiómetro neto ó piranómetro diferencial

Radiación Neta

Diseñado para medir la diferencia entre la radiación ascendente y la descendente, a través de una superficie horizontal. La aplicación básica de un radiómetro neto es determinar la radiación diurna y nocturna como un indicador de la estabilidad. Las categorías de estabilidad nocturnas generalmente usadas en los estudios de contaminación del aire se basan en la velocidad del viento, la radiación neta y el aspecto del cielo.

   
Heliógrafo

Brillo Solar

Es un instrumento registrador que proporciona las horas de sol efectivo en el día (insolación o brillo solar). Registra los periodos de tiempo de radiación solar directa que superan un valor mínimo. Opera focalizando la radiación solar mediante una esfera de vidrio a manera de lente convergente, en una cinta con escala de horas, que, como resultado de la exposición a la radiación solar directa, se quema formando líneas, cuya longitud determina el número de horas de brillo del Sol.
En localidades donde no se mida directamente la radiación solar global, es posible obtenerla a partir de los valores de horas de brillo solar, mediante un modelo de regresión lineal simple llamado Ångström Modificado. El modelo se aplica a estaciones de brillo solar de la misma zona geográfica donde se mida simultáneamente radiación y brillo solar.

   
Fotómetro solar

Radiación solar directa en bandas espectrales estrechas

Los fotómetros solares son usados para conocer el cambio de intensidad solar por la presencia de partículas que pueden afectar la visibilidad y calidad de la atmósfera.

i) Patrón de calibración
ii) Red de medidas
1 x 10-3 a 1 x 10-2

Medición de la radiación solar difusa: Las mediciones de la radiación difusa se realizan con iranómetros cuyo sensor es sombreado por una banda o disco, de manera que no deja pasar radiación solar directa. El más tradicional utiliza la banda de sombra en forma de aro o semiaro, puesto de acuerdo con la declinación del Sol y la latitud del lugar. De esta manera, el sensor se protegerá de la radiación directa durante el día.


  Normalización

Los Centros Radiométricos Mundiales, Regionales y Nacionales de la OMM, tienen la responsabilidad de calibrar los instrumentos radiométricos. Además, el Centro Radiométrico Mundial de Datos está encargado del mantenimiento de la referencia básica, o sea el Grupo Mundial de Normalización (GMN) de instrumentos, que se utiliza para establecer la Referencia Radiométrica Mundial (RRM). En el curso de las comparaciones internacionales, que se organizan cada cinco años, los instrumentos patrón de los centros regionales se comparan con el GMN, y sus factores de calibración se ajustan a la RRM. Éstos, a su vez, se utilizan para transferir la RRM periódicamente a los centros nacionales, que calibran los instrumentos de su red utilizando sus propios instrumentos de referencia.

Definición de la Referencia Radiométrica Mundial (RRM) o World Radiometric Reference (WRR)

En el pasado, se utilizaron en meteorología diversas referencias o escalas radiométricas, a saber: la Escala de Ángstrom de 1905, la Escala Smithsoniana de 1913 y la Escala Pirheliométrica Internacional de 1956 (IPS). Gracias al progreso alcanzado en el ámbito de la radiometría absoluta, se ha mejorado mucho la exactitud de las mediciones de la radiación. Los resultados de numerosas comparaciones efectuadas entre 15 pirheliómetros absolutos de 10 tipos diferentes sirvieron de base para definir una RRM. Las antiguas escalas pueden transformarse en la RRM utilizando los siguientes factores de conversión:

RRM / Esala de Ángstrom de 1905 = 1.026
RRM / Escala Smithsonlana de 1913 = 0.977
RRM / IPS de 1956 = 1.022

Para verificar los criterios de estabilidad, los instrumentos se comparan entre sí al menos una vez al año. Estos instrumentos se encuentran en el Centro Radiométrico Mundial, en Davos (Suiza).

Cálculo de los Valores de la RRM

Para calibrar un instrumento radiométrico se utilizan como referencia las lecturas de uno de los instrumentos, o las de otro que se haya calibrado directamente con uno de los instrumentos del Grupo. En las comparaciones internacionales, el valor representativo de la RRM se obtiene calculando la media de las mediciones de al menos tres instrumentos del centro. Los valores de la RRM se establecen aplicando a las lecturas de cada instrumento del centro el factor de corrección que le fue asignado al ser incorporado al Grupo.


Red Radiométrica Nacional de la Agencia Estatal de Meteorología

  Constante solar

En el tope de la atmósfera, a una distancia promedio de 150 x 106 Km del sol, el flujo de energía de onda corta interceptada por una superficie normal a la dirección del sol en vatios por metro cuadrado (W/m2) es llamada constante solar. Midiendo su variabilidad en el espacio y en el tiempo sobre el globo se puede definir el forzamiento radiativo básico del sistema climático. Este valor da una idea de los valores que se registran en el tope de la atmósfera y de los valores que finalmente llegan a la superficie de la tierra durante el día como consecuencia de las “pérdidas” de radiación por fenómenos (procesos de atenuación) como la reflexión, refracción y difracción durante su trayectoria.

Según el Centro de Referencia Radiométrica Mundial (World Radiometric Reference - WRR) del Centro Mundial de Radiación (World Radiation Center - WRC), la constante solar tiene un valor aproximado de:

Io = 1.367 W/m2 = 433.3 Btu/(ft2 * h) = 1,96 cal/(cm2 * min)

con una desviación estándar de 1,6 W/m2 y una desviación máxima de ± 7 W/m2.

  Atenuación de la radiación solar

El Sol es la principal fuente de energía para todos los procesos que ocurren en el sistema tierra - atmósfera - océano. Más del 99.9% de la energía que este sistema recibe proviene del Sol. La radiación solar al pasar por la atmósfera sufre un proceso de debilitamiento por la dispersión (debida a los aerosoles), la reflexión (por las nubes) y la absorción (por las moléculas de gases y por partículas en suspensión), por lo tanto, la radiación solar reflejada o absorbida por la superficie terrestre (océano o continente) es menor a la del tope de la atmósfera. Esto depende de la longitud de onda de la energía transmitida y del tamaño y naturaleza de la sustancia que modifica la radiación. La superficie de la Tierra, suelos, océanos, y también la atmósfera, absorbe energía solar y la vuelven a irradiar en forma de calor en todas direcciones.

Los procesos de atenuación que sufre la radiación solar en su trayectoria hacia la tierra son:

Dispersión

La radiación solar viaja en línea recta, pero los gases y partículas en la atmósfera pueden desviar esta energía, lo que se llama dispersión. La dispersión ocurre cuando un fotón afecta a un obstáculo sin ser absorbido cambiando solamente la dirección del recorrido de ese fotón. La dispersión depende de la longitud de onda, en el sentido de que cuanto más corta sea ésta, tanto mayor será la dispersión. Moléculas de gas con tamaños relativamente pequeño comparadas con la longitud de onda causan que la radiación incidente se disperse en todas las direcciones, hacia adelante y hacia atrás, este fenómeno es conocido como dispersión de Rayleigh. Aerosoles cuyos tamaños son comparables o exceden a las longitudes de onda de la radiación incidente, hacen que ésta no se disperse en todas las direcciones sino mayormente hacia adelante, fenómeno llamado dispersión de Mie.

El proceso de la dispersión explica cómo un área con sombra o pieza sin luz solar está iluminada, le llega luz difusa o radiación difusa. Los gases de la atmósfera dispersan más efectivamente las longitudes de onda más cortas (violeta y azul) que en longitudes de onda más largas (naranja y rojo). Esto explica el color azul del cielo y los colores rojo y naranja del amanecer y atardecer. Salvo a la salida y a la puesta del Sol, todos los puntos del cielo son fuentes de difusión de luz azul para un observador ubicado en la superficie terrestre; al amanecer y en el crepúsculo, los rayos deben recorrer un camino más largo a través de la baja atmósfera; esto hace que casi toda la luz azul haya sido difundida antes de llegar al observador. Es por eso que la luz reflejada por las nubes o la difundida por las capas brumosas hacia el observador aparece rojiza.

Reflexión (Albedo)

La capacidad de reflexión o fracción de la radiación reflejada por la superficie de la tierra o cualquier otra superficie se denomina Albedo. El albedo planetario es en promedio de un 30%. Esta energía se pierde y no interviene en el calentamiento de la atmósfera.

El albedo es variable de un lugar a otro y de un instante a otro, depende de la cobertura nubosa, naturaleza de la superficie, inclinación de los rayos solares, partículas en el aire, etc. La Luna tiene sólo un 7% de albedo, porque no tiene atmósfera y en las noches de luna llena da un buen brillo.

En la siguiente figura se presenta el albedo medio para algunos meses del año obtenidos a partir del Experimento del Balance de Radiación de la Tierra (ERBE), elaborado por la NASA.


Albedo planetario medio mensual obtenido a partir del Experimento del Balance de Radiación de la Tierra (ERBE), elaborado por la NASA

El albedo medio anual de los hemisferios septentrionales y meridionales es casi el mismo, demostrando la influencia importante de las nubes. Se destaca el alto albedo en la costa occidental de Sudamérica, ya que en esta región persisten las nubes bajas de tipo estrato. El ciclo anual del albedo sigue el ciclo anual de la posición del Sol.

En los mapas (Albedo planetario medio mensual obtenido a partir del Experimento del Balance de Radiación de la Tierra (ERBE), elaborado por la NASA) se observa que las regiones oceánicas con poca nubosidad tienen albedos bajos, mientras que los desiertos tienen albedos con valores del orden de 30% a 40%. En las regiones tropicales la variación del albedo está influenciada por perturbaciones del tiempo y la distribución de nubes asociadas. En las regiones polares, las variaciones estacionales del albedo están relacionadas con la distribución de las capas de hielo y el decrecimiento del ángulo de elevación solar con la latitud.

En general, las superficies oscuras y quebradas reflejan menos que las claras y lisas. Al aumentar la humedad del suelo, este absorbe mayor cantidad de radiación global, lo que influye en el régimen térmico de las superficies regadas.

El albedo del suelo en general está comprendido entre el 10% y el 30%, el barro húmedo baja su valor hasta un 5%, en el caso de arena seca eleva su valor a un 40%. El albedo de los sembrados y bosques está entre 10% y 25% y la nieve reciente alcanza un valor de 80 a 90%.

El albedo del agua en promedio es menor que el del suelo, esto se debe a que los rayos solares penetran en el agua más que en la tierra. En el albedo del agua influye el grado de turbiedad; en el agua sucia el albedo aumenta con respecto al agua limpia.

Albedo de algunas superficies comunes
Superficie Albedo (%)
Nieve fresca 80-85
Arena 20-30
Pasto 20-25
Bosque 5-10
Suelo seco 15-25
Agua (sol cerca del horizonte) 50-80
Agua (sol cerca del cenit) 3-5
Nube gruesa 70-80
Nube delgada 25-30
Tierra y atmósfera global 30

En los siguientes mapas (Albedo planetario medio mensual (con cielo despejado) obtenido a partir del Experimento del Balance de Radiación de la Tierra (ERBE), elaborado por la NASA) se presenta el albedo medio mensual con cielo despejado para enero y julio a partir del experimento ERBE de la NASA, observándose una gran relación con los datos reportados en la tabla anterior, así como la influencia del ciclo anual de la posición del Sol.


Albedo planetario medio mensual (con cielo despejado) obtenido a partir del Experimento del Balance de Radiación de la Tierra (ERBE), elaborado por la NASA.

Absorción por moléculas de gases y partículas en suspensión

La absorción de energía por un determinado gas tiene lugar cuando la frecuencia de la radiación electromagnética es similar a la frecuencia vibracional molecular del gas. Cuando un gas absorbe energía, esta se transforma en movimiento molecular interno que produce un aumento de temperatura.

La atmósfera es un fluido constituido por diferentes tipos de gases y cada uno de ellos se comporta de manera diferente, de manera tal, que absorben la energía selectivamente para diferentes longitudes de onda y en algunos casos son transparentes para ciertos rangos del espectro. La atmósfera principalmente tiene bajo poder de absorción o es transparente en la parte visible del espectro, pero tiene un significativo poder de absorción de radiación ultravioleta o radiación de onda corta procedente del sol y el principal responsable de este fenómeno es el ozono, así mismo, la atmósfera tiene buena capacidad para absorber la radiación infrarroja o de onda larga procedente de la Tierra y los responsables en este caso son el vapor de agua, el dióxido de carbono y otros gases traza como el metano y el óxido nitroso.

Los gases que son buenos absorbedores de radiación solar son importantes en el calentamiento de la atmósfera, por ejemplo, la absorción de radiación solar por el ozono proporciona la energía que calienta la estratosfera y la mesosfera.

La absorción de radiación infrarroja procedente de la Tierra es importante en el balance energético de la atmósfera. Esta absorción por los gases traza, calienta la atmósfera, estimulándolos a emitir radiación de onda más larga. Parte de esta radiación es liberada al espacio, en niveles muy altos y otra parte es irradiada nuevamente a la Tierra. El efecto neto de este fenómeno permite que la Tierra almacene mas energía cerca de su superficie que la cantidad que podría almacenar si la Tierra no tuviera atmósfera, consecuentemente, la temperatura es más alta, del orden de 33°C más. Este proceso es conocido como el efecto de invernadero natural. Sin el efecto invernadero la temperatura promedio en la superficie seria aproximadamente de 18°C bajo cero y la vida en el planeta no seria posible.

Consecuentemente, los gases en la atmósfera que absorben la radiación infrarroja procedente de la Tierra o radiación saliente son conocidos como gases de efecto invernadero, entre ellos se encuentran el dióxido de carbono, vapor de agua, óxido nitroso, metano y ozono. Todos los gases tienen moléculas cuya frecuencia vibracional se localiza en la parte infrarroja del espectro.

En la siguiente gráfica (absorción de radiación por tipo de gas), se muestra la absorsibidad de diversos gases en la atmósfera para diferentes longitudes de onda. Se observa que el nitrógeno es mal absorbedor de radiación solar; el oxigeno y el ozono son buenos absorbedores de radiación ultravioleta en λ< 0,29 µm; el vapor de agua y el dióxido de carbono son buenos absorbedores en longitudes de onda mas larga (infrarrojo). El vapor de agua absorbe aproximadamente cinco veces más radiación terrestre que todos los otros gases combinados, contribuyendo a elevar la temperatura de la baja troposfera, lugar donde se desarrolla la vida. En la banda entre 8 y 11 µm la atmósfera absorbe muy poca radiación de onda larga, como también el vapor de agua y el dióxido de carbono. Esta región se llama “ventana atmosférica” debido a que en esa longitud de onda la atmósfera no absorbe radiación, la que se escapa al espacio exterior.


Absorción de radiación por tipo de gas

Para la atmósfera total ningún gas es un efectivo absorbedor de radiación en longitudes de onda entre 0,3 y 0,7 µm, por lo que se tiene un vacío en la región de luz visible, que corresponde a una gran fracción de la radiación solar. Esto explica porqué la radiación visible llega a la Tierra y se dice que la atmósfera es transparente a este tipo de radiación.

En la siguiente gráfica, la curva roja representa la radiación solar que llega al tope de la atmósfera y a nivel marino para condiciones de cielo claro, en donde el punto más alto es la longitud de onda con la mayor energía espectral (0.5 µm), el área bajo la curva representa la cantidad total de energía recibida (1.367 W/m2); mientras que la curva azul constituye el espectro de la radiación solar después de sufrir el proceso de debilitamiento.


Distribución espectral de la radiación solar

  Radiación incidente sobre la superficie terrestre

Es muy grande la cantidad de energía solar que fluye hacia y desde la Tierra y la atmósfera. Una comparación que permite apreciar la cantidad de energía solar que cada año incide sobre la Tierra es que equivale a cerca de 160 veces la energía de las reservas mundiales de energía fósil o que es similar a más de 15.000 veces la energía anual usada de los combustibles fósiles y nucleares y de las plantas hidráulicas.

Una aproximación de la cantidad de energía incidente en la Tierra y de cómo se transforma en la atmósfera y la superficie terrestre se puede establecer de la siguiente manera: de la radiación total incidente, 173.000 Teravatios, el 30% es reflejado al espacio exterior. La mayor parte del 70% restante calienta la superficie terrestre, la atmósfera y los océanos (47%) o se absorbe en la evaporación de agua (23%). Relativamente, muy poca energía es usada y dirigida al viento y las olas o para ser absorbida por las plantas en la fotosíntesis. En realidad prácticamente toda la energía es radiada al espacio exterior en forma de radiación infrarroja.

El efecto de atenuación de la radiación solar al atravesar la atmósfera se muestra en la siguiente figura. La radiación que finalmente llega a la superficie de la tierra se clasifica en radiación directa, difusa y global.


Atenuación de la radiación solar por la atmósfera terrestre

Radiación directa (Hb)

Es la radiación solar que llega a la superficie de la Tierra en forma de rayos provenientes del Sol sin haber sufrido difusión, ni reflexión alguna.

Sobre la superficie de la tierra, el flujo de la radiación directa depende de los siguientes factores:
a) Constante solar.
b) Altura del sol sobre el horizonte (h).
c) Transparencia atmosférica en presencia de gases absorbentes, nubes y niebla.

Radiación difusa (Hd)

Es la componente de la radiación solar que al encontrar pequeñas partículas en suspensión en la atmósfera en su camino hacia la tierra e interactuar con las nubes, es difundida en todas las direcciones; el flujo con el cual esta energía incide sobre una superficie horizontal por segundo es lo que llamamos radiación solar difusa. También es definida como la cantidad de energía solar que incide sobre una superficie horizontal desde todos los lugares de la atmósfera diferente de la radiación solar directa. Cuando no hay nubes en el cielo, la radiación difusa se produce por medio del proceso de difusión a través de partículas atmosféricas.

La radiación solar difusa diaria es la cantidad de radiación difusa entre las seis de la mañana y las seis de la tarde y sus valores oscilan entre 300 y 5.500 W x h/m2 al día.

Sobre la superficie de la tierra la radiación difusa depende de:
a) La altura del Sol sobre el horizonte. A mayor altura, mayor es el flujo de radiación difusa.
b) Cantidad de partículas en la atmósfera. A mayor cantidad de partículas, mayor es la componente difusa; por consiguiente aumenta con la contaminación.
c) Nubosidad. Aumenta con la presencia de capas de nubes blancas relativamente delgadas.
d) Altura sobre el nivel del mar. Al aumentar la altura, el aporte de la radiación difusa es menor debido a que disminuye el espesor de las capas difusoras en la atmósfera.

Radiación global (H)

La radiación global es toda la radiación que llega a la tierra que se mide sobre una superficie horizontal en un ángulo de 180 grados, resultado de la componente vertical de la radiación directa más la radiación difusa. El aporte de cada componente a la radiación global, varía con la altura del Sol, la transparencia de la atmósfera y la nubosidad.

Su evaluación se efectúa por el flujo de esta energía por unidad de área y de tiempo sobre la superficie horizontal expuesta al sol y sin ningún tipo de sombra.

La radiación solar global diaria es el total de la energía solar en el día y sus valores típicos están dentro del rango de 1 a 35 MJ/m2 (megajoules por metro cuadrado).

  Balance radiactivo

Los métodos de transferir energía en la atmósfera incluyen la conducción, la convección, el calor latente, la advección y la radiación. El método de transferencia de energía a través de procesos radiativos es diferente de los otros mecanismos ya que en este proceso no intervienen moléculas. La Tierra intercambia energía con su ambiente (el sistema solar) por medio de la radiación. El balance radiativo del planeta es un parámetro fundamental ya que determina nuestro clima (la atmósfera se calienta o se enfría dependiendo de sí recibe más o menos energía). Este balance incluye la energía solar, que es la principal fuente de energía para el planeta, igualmente, la atmósfera y el océano pueden trasladar excesos de energía de una región a otra diferente en el globo.

La energía proveniente del sol puede ser absorbida por el suelo, difundida en la atmósfera o reflejada. De la energía absorbida por el suelo, parte penetra en el terreno, parte se utiliza en la evaporación del agua existente en el suelo y luego es transportada en la atmósfera en forma de calor latente y la ultima parte, viene cedida por contacto, a la atmósfera, que la distribuye en su interior mediante un mecanismo de convección turbulenta. En el balance energético global interviene también la radiación de onda larga emitida por la tierra.

Considerando, que al tope de la atmósfera llega un 100% de radiación solar, sólo un 25% llega directamente a la superficie de la Tierra y un 25% es dispersado por la atmósfera como radiación difusa hacia la superficie, esto hace que cerca de un 50% de la radiación total incidente llegue a la superficie terrestre. Un 20% es absorbido por las nubes y gases atmosféricos (como el ozono en la estratosfera). El otro 30% se pierde hacia el espacio, de este porcentaje, la atmósfera dispersa un 6%, las nubes reflejan un 20% y el suelo refleja el otro 4%.

El flujo medio incidente en el tope de la atmósfera es un cuarto de la constante solar, es decir, unos 342 w/m2 y queda reducida en superficie (por reflexión y absorción) a unos 170 w/m2.

La siguiente figura (esquema de la distribución de la radiación en el sistema tierra – atmósfera) se muestra los flujos verticales medios de energía en el sistema terrestre (atmósfera y superficie), en vatios por metro cuadrado. Los más importantes son los 342 W/m2 de energía solar que entran por el tope de la atmósfera y los 390 W/m2 que salen del suelo en ondas infrarrojas. Tanto en superficie como en el tope de la atmósfera el balance entre lo entrante y lo saliente es nulo.


Esquema de la distribución de la radiación en el sistema tierra – atmósfera

A partir de la energía terrestre emitida por la superficie, 390 W/m2, solo 40 W/m2 escapan directamente al espacio por la ventana atmosférica. El exceso de energía recibida por la superficie es compensado por procesos no-radiativos tales como la evaporación (flujo de calor latente de 80 W/m2) y la turbulencia (flujo de calor sensible de 24 W/m2).

La diferencia entre la emisión radiativa de la superficie de la Tierra (390 W/m2) y el total de emisión infrarroja al espacio (40 + 200 = 240 W/m2) representa la energía atrapada en la atmósfera (150 W/m2) por el efecto de invernadero. La parte del efecto invernadero causado por el aumento de CO2 debido a las emisiones antrópicas supone en la actualidad un incremento radiativo de 1,4 W/m2.

La Tierra tiene una temperatura media constante en el tiempo, por la existencia del balance entre la cantidad de radiación solar entrante y la radiación terrestre saliente, sino se calentaría o enfriaría continuamente. Por otra parte algunas regiones del planeta reciben mas radiación solar que otras, pero la radiación terrestre saliente es aproximadamente la misma en cualquier lugar del planeta. Por lo tanto, el balance de calor, debe producirse en dos formas:

En resumen, la energía recibida y emitida por el sistema tierra – atmósfera es la misma, hay ganancia de energía entre los trópicos y pérdida en zonas polares, el exceso y déficit es balanceado por la circulación general de la atmósfera y de los océanos. Además el balance de radiación de un lugar dado sufre variaciones con la cobertura nubosa, composición de la atmósfera, el ángulo de incidencia del Sol y la longitud del día. Así las áreas de exceso y déficit de energía migran estacionalmente con los cambios en la longitud del día y del ángulo de inclinación del Sol. En la siguiente tabla se resume el balance de radiación en unidades de energía.

Balance de radiación en W/m2
Entrante Saliente
Balance de calor de la superficie de la tierra
Radiación solar 170 Radiación terrestre 390
Radiación atmosférica 324 Evaporación 80
    Conducción y Convección 24
Total 494 Total 494
Balance de calor de la atmósfera
Radiación solar 70 Radiación al espacio 200
Condensación 80 Radiación a la superficie 324
Radiación terrestre 390 Radiación de la tierra al espacio 40
Conducción 24    
Total 564 Total 534
Balance de calor planetario
Radiación solar 342 Reflejada y dispersada 102
    Radiación de atmósfera y nubes al espacio 200
    Radiación de la tierra al espacio 40
Total 342 Total 342

Los experimentos para la determinación del balance radiativo de la Tierra han utilizado satélites para medir los parámetros fundamentales de la radiación (la cantidad de energía solar recibida por el planeta, el albedo planetario, la radiación terrestre emitida -referida como la Radiación saliente de Onda Larga ó ROL- y el balance planetario de energía neto -diferencia entre la energía solar absorbida y el ROL-). El experimento más reciente para medir estos parámetros es el Experimento del Balance de la Radiación de la Tierra de la NASA (ERBE).

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Radiación ultravioleta 

  La radiación ultravioleta y sus efectos en la salud

El Sol emite una gran cantidad de energía a la Tierra, de la cual sólo un 7% corresponde a la radiación ultravioleta (UV). Esta radiación ultravioleta (UV) es una forma de energía radiante invisible que cubre el rango de longitudes de onda entre los 100 y los 400 nanómetros y usualmente es clasificada en tres categorías de acuerdo con la longitud de onda:

UV-A entre 315 y 400 nm
UV-B entre 280 y 315 nm
UV-C entre 100 y 280 nm

La radiación solar viaja a través de la atmósfera terrestre antes de llegar a la superficie y en este recorrido toda la radiación UV-C y el 90% de la UV-B es absorbida por gases como el ozono, vapor de agua, oxígeno y dióxido de carbono, mientras que, la radiación UV-A es débilmente absorbida en la atmósfera. Debido a lo anterior, la radiación UV que alcanza la superficie de la tierra está compuesta en gran parte por la radiación UV-A (en un 98%) y en menor grado por la UV-B (2%). Mientras más corta sea la longitud de onda de la radiación UV, biológicamente es más dañina.

Radiación UV-A

La radiación UV-A es la forma menos dañina de la radiación ultravioleta y es la que llega a la Tierra en mayores cantidades. Los rayos UV-A penetran en el tejido conectivo y son la causa fundamental de la inmunosupresión y las lesiones crónicas inducidas por la luz, como el envejecimiento prematuro de la piel. También son responsables de la formación de radicales libres y de reacciones tanto fototóxicas como fotoalérgicas (tales como las alergias solares denominadas fotodermatitis poliforma). Los radicales libres son compuestos químicos con electrones libres, que poseen una reactividad elevada y pueden dañar las células de la epidermis y la dermis. La acumulación de estos procesos lleva gradualmente, en el transcurso de los años, al perfil de lesión crónica, inducida por la luz. La radiación UV-A también puede dañar pinturas y plásticos que se encuentren a la intemperie.

Radiación UV-B

La radiación UV-B, que llega a la superficie de la Tierra es potencialmente dañina, ya que reduce el crecimiento de las plantas y la exposición humana prolongada a este tipo de radiación puede causar daños a la salud, tales como: cataratas (producidas cuando el cristalino, el cual enfoca la luz hacia la retina, se nubla); reacciones inflamatorias del ojo; este tipo de radiación (fuertemente eritematogénica) es absorbida por el ADN dérmico penetrando en las capas celulares más profundas de la epidermis, causando daños en la piel tan leves como una simple quemadura (eritema solar) o de tal gravedad como mutaciones en el ADN de las células cutáneas que pueden derivar en procesos malignos como el cáncer de piel (entre dos y tres millones de canceres no-melanoma de piel y aproximadamente 132.000 canceres melanoma de piel ocurren al año globalmente); reducción de la eficiencia del sistema inmunológico, aumentando el riesgo de infecciones y disminuyendo la eficacia de las vacunas, ya que, la radiación UV-B actúa como un agente inmunosupresor local, dañando a las células de Langerhans que son responsables de la presentación de antígenos en la epidermis, estas células de Langerhans reaccionan a la radiación UV emigrando de la epidermis; rugosidades en la piel, manchas y daños a otras formas de vida, así como a materiales y equipos que se encuentren a la intemperie. También produce cambios degenerativos en tejidos y vasos sanguíneos fibrosos.

Cualquier persona está expuesta a la radiación UV-B proveniente del sol y como esta radiación es bastante energética puede causar daños celulares de carácter degenerativo, debido a que puede romper los enlaces de las moléculas del ácido desoxirribonucleico - ADN, las cuales son portadoras moleculares de nuestro codificador genético. La cantidad de radiación UV-B está directamente relacionada con la capa de ozono, una reducción en esta capa implicará un aumento en la radiación que alcanza la superficie terrestre.

Radiación UV-C

Los rayos UV-C son la forma más dañina de toda la gama de rayos ultravioleta porque es muy energética, pero esta radiación es absorbida por el oxígeno y el ozono en la estratosfera y nunca llega a la superficie terrestre.

Algunos comportamientos de las personas (que perciben en el bronceado un símbolo de atracción y buena salud), como el aumento de las actividades al aire libre y cambio en los hábitos de exposición al sol, son considerados como causas relacionadas al incremento en las tasas de cáncer de piel en décadas recientes.

Finalmente, cantidades pequeñas de radiación UV son beneficiosas para personas y esenciales en la producción de la vitamina D. La radiación UV también se utiliza, bajo la supervisión médica, para tratar varias enfermedades, inclusive el raquitismo, la psoriasis y el eczema.

Factores que influyen en los niveles de radiación UV

Los niveles de radiación UV en la superficie dependen de varios factores como son: la posición del sol, la altitud, la latitud, el cubrimiento de las nubes, la cantidad de ozono en la atmósfera y la reflexión terrestre.

Los niveles de radiación UV varían durante el día y a lo largo del año, presentándose los mayores niveles en el día cuando el sol se encuentra en su máxima elevación, esto es entre las 10 a.m. y las 2 p.m. (cerca del 60% de la radiación UV es recibida a estas horas), mientras que, cuando el ángulo del sol está más cercano al horizonte llega menos radiación ultravioleta a la superficie de la Tierra debido a que atraviesa una distancia más larga en la atmósfera y encuentra más moléculas de ozono, dando lugar a una mayor absorción. En zonas diferentes a los trópicos los máximos niveles se presentan en los meses de verano alrededor del mediodía.

La altitud también determina la cantidad de radiación UV que se recibe, debido a que en zonas de alta montaña el aire es más limpio y más delgada la capa atmosférica que deben recorrer los rayos solares, por ello llega más UV, de manera que a mayor altitud mayor radiación UV. En promedio, por cada 1000 metros de incremento de la altitud, la radiación UV aumenta entre un 10% a un 12%. Las nubes pueden tener un impacto importante en la cantidad de radiación UV que recibe la superficie terrestre, generalmente las nubes densas bloquean más UV que una nube delgada.

La radiación ultravioleta varía de acuerdo con la ubicación geográfica; sobre la zona ecuatorial los rayos solares caen más directamente que en las latitudes medias y la radiación solar resulta ser más intensa en esa área y, por lo tanto, también es mayor la radiación UV en las latitudes cercanas al ecuador.

Las condiciones de lluvia reducen la cantidad de UV. La contaminación trabaja en forma similar que las nubes, de tal forma que la contaminación urbana reduce la cantidad de radiación UV que llega a la superficie de la tierra.

La cantidad de radiación UV que llega a la superficie de un lugar, está inversamente relacionada con el ozono total: a menor cantidad de ozono mayor radiación UV ingresa a la superficie. Por ello, las mayores cantidades de radiación UV se reciben en aquellas regiones donde su contenido de ozono es menor, tal como ocurre en la Antártida en las áreas que están bajo la influencia del agujero de ozono.

La radiación UV reflejada puede producir los mismos efectos que la radiación UV que llega a la superficie de la Tierra. La nieve es la superficie que más refleja radiación UV, alcanzando hasta un 80%, mientras que el concreto refleja hasta un 12%, la arena seca de playa el 15% y el agua de mar el 25%.


Fuente: AEMET

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Variación espacio temporal  

  Distribución global de la radiación solar

El flujo medio incidente de radiación solar en el tope de la atmósfera es un cuarto de la constante solar, es decir, unos 342 w/m2 y queda reducida en superficie (por reflexión y absorción) a unos 170 w/m2.

La siguiente figura muestra la radiación solar media recibida en superficie, expresada en W/m2, oscilando entre un máximo de 275 W/m2 en las regiones despejadas de nubosidad del Sahara y Arabia, hasta un mínimo de 75 W/m2 en las islas brumosas del Ártico. La media global, como se mencionó, es 170 W/m2.


Distribución global de la radiación

Los valores máximos se concentran en las zonas subtropicales, en torno a los 30º de latitud, debido a que los rayos solares llegan a la superficie terrestre en forma más perpendicular sobre esas latitudes, principalmente, en las épocas de verano de cada uno de los hemisferios. En la noche polar de cada hemisferio, la radiación solar que llega a las zonas polares es cercana a cero. En el día polar la radiación solar en los polos es equivalente a la radiación solar de latitudes medias del hemisferio opuesto al día polar, pero las temperaturas no son equivalentes, ya que en días polares las temperaturas son siempre cercanas o menores a 0°C.

Son destacables las siguientes características generales en cuanto a la irradiancia incidente en España:


Mapa de radiación global media en España

- Existe un marcado gradiente latitudinal de irradiancia global y directa en la península Ibérica con valores máximos en Andalucía y Murcia, mínimos en la costa norte de Galicia, norte de la cordillera Cantábrica, País Vasco y la Rioja y valores intermedios en el centro peninsular.
- La meseta Norte recibe menor cantidad de radiación que la meseta Sur con un importante gradiente en el Sistema Central. Es destacable, sin embargo un máximo secundario de irradiancia al norte de Ávila y nordeste de Salamanca.
- El Valle del Ebro registra también valores de irradiancia relativamente altos.
- Asimismo es relevante el importante aumento en la irradiancia observado hacia el sur de Sierra Morena y Sistema Bético, con los valores máximos peninsulares registrados en las zonas costeras del golfo de Cádiz, valle del Guadalquivir y las provincias orientales andaluzas. La cantidad de radiación disminuye únicamente en los sistemas orográficos en Cádiz, oeste de la provincia de Málaga, Sierra Nevada y Sierra de Cazorla.
- En la costa mediterránea existe un nítido contraste norte-sur más acusado en la Comunidad Valenciana y costa norte de Cataluña.
- Los valores mínimos de radiación se registran durante todo el año en la zona que comprende el norte de Galicia, Cantabria, Asturias y País Vasco, especialmente en el norte de Galicia y País Vasco durante los meses de Diciembre a Febrero.
- Un rasgo notable es que durante la primavera, existe un máximo de energía radiativa al nordeste del mar de Alborán, siendo las provincias del sudeste peninsular las que reciben mayor cantidad de radiación.
- Sin embargo, este máximo se va desplazando lentamente hacia el oeste a medida que nos acercamos al verano, de manera que en el mes de mayo se puede apreciar la existencia de otro máximo en el golfo de Cádiz con valores importantes de radiación también en el suroeste peninsular. Ya en el mes de junio el máximo radiativo más marcado pasa a ser el situado en el suroeste peninsular, registrándose los valores máximos de irradiancia en Huelva, Cádiz y suroeste de Sevilla.
- Durante los meses de julio y agosto este máximo en el suroeste se extiende de forma muy importante hacia el norte, siendo los valores máximos los recibidos en Extremadura y norte de Toledo. Esta característica se aprecia claramente en el mapa de irradiancia directa de julio. De hecho, en la figura que muestra la radiación recibida ordenada en orden decreciente para las distintas capitales de provincia, se evidencia que durante los meses de julio y agosto las ciudades de Cáceres, Badajoz, Huelva y Cádiz reciben más cantidad de irradiancia global que Almería y Murcia.
- Hasta el mes de septiembre, el máximo radiativo se mantiene al suroeste peninsular y es en el mes de octubre cuando la situación se reequilibra y la distribución radiativa vuelve a ser simétrica.

Los mapas de radiación global media por estaciones en España son:







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