Radiación
terrestre: Constituida por los rayos calóricos de ï¬ larga que son emitidos
por la superficie. Están regidos por la ley de Stefan Bolzman que dice que la
cantidad de radiación emitida esta en función de la Ts absoluta de la
superficie de la tierra por una constante I = ï³ x Ts4. La ï¬ de la radiación
emitida esta entre 3 y 100 ï encontrándose la > intensidad a los 10ï de
ï¬ (ley de Wien)
Radiación atmosférica: conjunto de rayos que inciden indirectamente sobre los
cuerpos de la Atm. La terrestre puede provocar reflexión con las gotas de agua
o bien absorción y esta energía es liberada en todas direcciones. Esta
constituida por ï¬ corta, su máxima intensidad es a los 0,5
ï de ï¬.
Leyes
a. Ley del coseno o de Lambert: La intensidad de la radiación recibida por una
superficie varia en forma proporcional al coseno del
ángulo que forma la superficie del
suelo con la perpendicular a la radiación incidente. Is = Ip x Cos ït
La intensidad de la radiación será tanto < cuanto mas inclinada sea la
superficie de incidencia del rayo y mas grande el ángulo ït.
Se cumple diariamente a partir de la salida del sol y también
en latitud.
Cos 0s = 1 máxima radiación
Cos 90s = 0 mínima radiaciónb. Ley de Wien (calidad): La ï¬ de máxima
irradiación de un cuerpo negro es inversamente
proporcional a la Ts absoluta. Con esta ley se puede calcular la ï¬ en la que
se produce la máxima intensidad de la radiación del sol (600sK) y
la tierra (288sK).
¬ máxima = a / Ts a = constante = 2884 Ts = Ts
absoluta (sK) = (TsC + 273)
c. Ley de kirchoff: entre el poder emisivo y el poder absorbente existe una
relación que es constante en los diferentes cuerpos para diferente ï¬ y
determinada Ts.
Ei = constante a cierta Ts  en cuerpos negros = 1 (máximo en nieve)
Af  en cuerpos transparentes = 0 (vapor de agua ï¬ corta)
d. Ley de Stefan Bolzman (cantidad): la cantidad de calor irradiado por un cuerpo
es proporcional a la 4s potencia de la Ts absoluta de la superficie de la
tierra siendo este un cuerpo negro. I = ï¤ x Ts4.
e. Ley de Bouguer: la intensidad de la radiación recibida por una superficie
decrece en progresión geométrica a medida que el espesor de la Atm atravesada
crece en progresión aritmética. La máxima intensidad ocurre cuando los rayos
son verticales y cuando existe un mínimo espesor. La
masa atravesada se denomina unitaria.
f. Ley de Raleigh: la dispersión es inversamente proporcional a la 4s potencia
de la ï¬ del
rayo incidente: D = 1 / ï¬4 a > ï¬ < dispersión.
Cuando las partículas son grandes reflejan la luz en
todas direcciones. Si son pequeñas la dispersan.
Irradiación efectiva: conociendo la radiación terrestre (I) es posible calcular
la irradiación efectiva.
R = I x (A+B x10-ï§ x ï²) siendo: A = 0 B= 0,28 ï§
= 0,074 ï² = tensión de vapor
I = (8,26 x 10-11) x Ts absoluta
La irradiación efectiva es inversamente proporcional a la HsR y directamente
proporcional a la Ts
R = Ts / HsR RE = RA – RT RA = contra irradiación atmosférica.
Factores que regulan la cantidad de radiación recibida por la tierra:
 Topografía del terreno: en Argentina los rallos llegan todo el año
inclinados desde el N por lo tanto terrenos expuestos al N son mas calientes
que los que miran al S.
 Altitud: en la montaña los rallos atraviesan menos masa por lo tanto
aumenta la intensidad respecto a un lugar sobre la superficie del suelo
 Latitud: los rallos solares están mas inclinados a medida que aumenta la
distancia al Ecuador por lo tanto < intensidad de radiación.
Época del año: la cantidad de energía recibida por
cm2 en verano aumenta desde el Ecuador
hacia los polos y en las 3 estaciones restantes ocurre lo contrario.
Reflexión del calor solar en relación al suelo y a la planta: a > reflexión
< absorción del
suelo. Factores que afectan a la reflexión
ï˜ Ángulo de incidencia: (formado entre la perpendicular a la superficie y el
rayo incidente) a > ángulo de incidencia, > reflexión.
˜ Forma de la superficie: superficies convexas
reflejan el calor mas que cóncavas.
˜ Color de la superficie: superficies oscuras
absorben mas que las superficies claras. La vegetación seca refleja mas que la verde por su color claro.
˜ Rugosidad de la superficie: una superficie lisa
refleja mas que una rugosa
ï˜ Estado hídrico del
suelo: el suelo húmedo absorbemas que uno seco.
Amparo térmico: es el grado de protección que brinda la energía irradiada por
el vapor de agua. El vapor de agua reirradia la energía que proviene de la
superficie del
suelo (contra irradiación atmosférica). Se pudo comprobar que el valor del
amparo térmico es de 11sC, sin esta protección la Ts ½ de la tierra a 1,5
metros seria de 4sC.
Balance de radiación:
Esquema actual: (radiación neta)
Br = Rd + Rc + Ra – Rt –R Rd
+ Rc = Rg (radiación global)
Br = Rg + Re – R Ra – Rt = Re (Radiación efectiva)
Rd = radiación directa: Llega directamente del sol sin sufrir intercepciones
apreciables en su paso por la Atm.. ( ¬ corta)
Rc = radiación celeste o difusa: Difundida en la Atm,
interceptada por partículas de distinto tipo. Dispersa en
todas direcciones. ( ¬ corta)
Ra = contra irradiación atmosférica: enviada por la Atm (vapor de agua) a la
superficie terrestre ï¬ larga)
Rt = irradiación del
suelo: calor que penetra al suelo y luego lo entrega al aire por conducción
molecular. ( ¬ larga)
R = reflexión: los rallos solares llegan a la superficie y de allí parte el
rayo emergente.
El balance debe ser 0 (equilibrio térmico). Si fuese > o < a 0 significaría que la superficie terrestre
se esta calentando o enfriando paulatinamente.
Esquema de Dinnes y Ait:
-19 + (-24) = -43 por lo tanto la tierra tiene un albedo de 0,43(potencia
reflectora de un cuerpo iluminado)
Medición de la radiación solar:
Intensidad:  actinógrafo o piranografo de Robitzsch: mide radiación global
(directa + difusa)
 lucímetro deBelloni: mide radiación circunglobal (directa + difusa +
reflejada + circundante)
 pirheliómetro de Gorczyñski o solarimetro: radiación solar directa
Duración: ïƒ
heliofanografo de Campbell: mide cantidad de horas y minutos
que brilla el sol.
