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AGROMETEOROLOGÍA TRABAJO PRÁCTICO N 2 RADIACION SOLAR

Objetivos:  

Comprender el proceso físico de la radiación en el ambiente, sus componentes y el balance radiactivo Aprender formas de cuantificación de la radiación solar recibida según lugares y momentos del año.

INTRODUCCION Un clima queda definido o caracterizado cuando se expresan los valores de los fenómenos meteorológicos que se presentan, estos fenómenos se refieren a la temperatura, la humedad, las precipitaciones, los vientos, la nubosidad, la presión, la radiación solar, etc. La radiación solar, entonces, es uno de los elementos del clima. A través de la radiación solar se provee la energía para el desarrollo de todos los procesos meteorológicos. La tierra absorbe esa energía y aumenta su temperatura y esa temperatura, también le da calor al aire. La emisión solar se produce en forma continua y es acumulada por las plantas en el proceso de la fotosíntesis, razón por la cual es importante conocer los aspectos característicos de la radiación solar, destacándose la naturaleza del proceso y su cuantificación, tendiendo a lograr su mejor aprovechamiento y la obtención de los máximos rendimientos posibles. Así mismo, otros aspectos de la radiación solar como por ejemplo la duración del día cobran gran importancia, cuando tenemos en cuenta procesos fisiológicos de las plantas controlados por esta variable. DEFINICION La radiación es un proceso de transferencia de energía que se puede producir entre dos cuerpos, sin intervención de un medio que los separe, es decir que se puede realizar aún en el vacío. Todo cuerpo cuya temperatura de superficie supere el cero absoluto (-273 C) emite radiación y esta será mayor cuanto mayor sea la T del cuerpo. Todo cuerpo que reciba radiación se puede comportar frente a ella de diferentes maneras: a) Reflector: Devuelve esa radiación sin modificarla ni en intensidad ni en calidad. (Albedo) b) Transparente: La radiación penetra a la superficie del cuerpo y lo traspasa, saliendo del cuerpo sin modificarse ni en calidad ni en intensidad.

c) Absorbente: La radiación incidente traspasa la superficie del cuerpo, entra a el y es captada por sus moléculas que aumentan su energía cinética y por lo tanto su T. d) Dispersor: Tiene un comportamiento físico que está entre la reflexión y la absorción. El rayo incidente se introduce en el cuerpo y emerge del mismo con su  modificada. No existe un cuerpo totalmente reflejante, ni totalmente absorbente ni totalmente dispersor. La radiación emitida por los cuerpos se caracteriza o describe teniendo en cuenta la intensidad (cantidad) y la calidad (longitud de onda y frecuencia). Intensidad: Está dada por las calorías que inciden sobre la unidad de superficie (cm2) en la unidad de tiempo (min)

Formas de expresión: Cal cm2 min

Lanley min

Kjoule m2

Watt m2

Factores de conversión: 1Ly/min= 697.93 W/m2 1Kj/ m2= 0.0239 Ly/min 1 Ly= 41,84 Kj/m2= 0,04184 Mj/m2 Calidad: Está dada por la longitud de onda () que se mide en micras () y la frecuencia, que es el número de ondas completas que ocurren en la unidad de tiempo. En meteorología la longitud de onda () se mide en  y la intensidad, en Langley/min (cal/cm2xmin) Los cuerpos no emiten radiación en una sola longitud de onda sino en una gama de longitudes más o menos amplia, que constituye el espectro de radiación de un cuerpo. Aquel cuerpo que es capaz de emitir con la máxima intensidad en todas y cada una de las longitudes de onda de su espectro, se conoce como cuerpo negro.(Tierra, sol). La radiación solar agrupa todos los flujos que llegan directa o indirectamente sobre la tierra, desde el sol. Esta transmisión se realiza en forma de ondas electromagnéticas, en línea recta y a una velocidad en el vacío 300.000 km/seg. El sol es un cuerpo negro cuya T  es de 6000 K y emite radiación en una longitud de onda que va desde 0,15-4 . Si bien este espectro es continuo se los denomina en sus distintas bandas con diferentes nombres: 0,15-0,36  : RADIACION ULTRAVIOLETA O QUIMICA 0,36-0,76  : RADIACION VISIBLE O LUMINOSA + 0,76  : RADIACION CALORIFICA O INFRARROJA El 50 % de la intensidad son caloríficas. La máxima intensidad de emisión se da en la  de 0,5  .

En meteorología se suelen hacer mediciones de la intensidad total de la radiación que llega a la tierra y de la intensidad en las mismas bandas, entonces se habla de radiación total o radiación espectral. VALOR ACIÓN DE LA RADIACIÓN RECIBIDA. LA DURACIÓN DEL DÍA: La atmósfera actúa de modo que no toda la radiación incidente sobre su límite superior llegue a la superficie terrestre, produciendo distintos fenómenos como: Absorción, dispersión y reflexión. Asimismo, la cantidad de radiación solar que recibe la tierra sobre un plano horizontal durante un día varía con: a) El ángulo de incidencia de los rayos solares sobre la misma, también llamado altura solar (h) b) El tiempo de exposición a tales rayos (duración del día). a) Al analizar el ángulo de altura solar (h) se observa que varía entre 0° al amanecer y al atardecer y un valor máximo que se registra al mediodía, sólo en algunas latitudes será de 90°. En Buenos Aires por ejemplo la atura solar nunca alcanza ese valor. Este ángulo depende de la latitud (φ) (Recordar que la latitud es el ángulo formado por la vertical del lugar con el plano del Ecuador y que por convención tiene signo negativo para el hemisferio Sur) La inclinación la que llegan a la tierra los rayos solares varía con la época del año. Por ejemplo en el hemisferio Sur, la mayor inclinación se observa el 21 de Junio (comienzo del invierno) y la menor el 21 de Diciembre (comienzo del verano). El ángulo de incidencia también se modifica según la latitud, incidiendo de manera perpendicular sobre el Trópico de Capricornio (23 30’ L.S.) en el solsticio de verano para el hemisferio Sur y disminuyendo hacia ambos polos, acusando el mínimo valor en el Círculo Polar Artico. En el solsticio de invierno para el hemisferio Sur ocurre lo contrario, la mayor perpendicularidad se produce sobre el Trópico de Cáncer y disminuye hacia los polos, siendo los rayos solares paralelos a la superficie de la tierra en el Círculo Polar Antártico. Durante los equinoccios la mayor perpendicularidad corresponde al Ecuador y la mínima a ambos polos. Se debe tener en cuenta además que la inclinación de los rayos solares también varía dentro de un día siendo máxima la perpendicularidad al mediodía Cuando el eje de la tierra se encuentra perpendicular a la recta imaginaria que une el sol con la tierra, la duración del día y la noche es la misma en cualquier latitud. Esto ocurre en los equinoccios de primavera y de otoño) Los otros casos en que se pude apreciar que las horas de luz son distintas a las horas de oscuridad ocurren en los solsticios (de verano y de invierno). La altura del sol, es entonces, función de la latitud del lugar (φ), la época del año (medida a través de la declinación solar (δ) y la hora del día. b) La duración del día para una determinada latitud se incrementa hasta un máximo en el solsticio de verano y luego disminuye para llegar a su menor valor en el solsticio de invierno. La cantidad de horas de luz también se modifican con la latitud, a mayores latitudes la amplitud de la duración del día entre los solsticios de verano e invierno aumenta. Esto se puede apreciar en la siguiente tabla:

Duración del día 21 de Diciembre 21 de Junio 21 de Septiembre

La Quiaca 13 hs 30’ 10hs 47’ 12 hs

La Plata 14 hs 31’ 9 hs48’` 12 hs

Ushuaia 17 hs 26’ 7hs 07’ 12 hs

Constante Solar: Es la cantidad de calorías por unidad de superficie por minuto recibidas en una superficie perpendicular a los rayos solares, fuera de los límites de la atmósfera, igual a 2 cal/cm2/min (tiene una ligera variación del 2 % aproximadamente según la tierra esté mas o menos lejos del sol). De esa cantidad total que llega a los límites de la atmósfera, no toda llega a la superficie del suelo, casi la mitad es devuelta hacia el espacio por la acción conjunta de la atmósfera y la tierra. Si asignamos a la constante solar un valor del 100 % solamente alcanza la superficie terrestre el 57 % de ese total, el otro 43 % es devuelto hacia el espacio, a éste se lo conoce como albedo terrestre, y al 57 % que llega a la superficie de la tierra, se lo denomina coeficiente de transmisión atmosférico. La atmósfera obra disminuyendo la intensidad de la radiación. El motivo por el cual no toda la radiación incidente en el límite de la atmósfera no llega a la tierra es la acción de la atmósfera misma, que produce distintos fenómenos. 1) Absorción: Proceso por el cual un flujo de radiación penetra en un cuerpo y se transforma en energía térmica aumentando la T del mismo. La radiación solar al atravesar la atmósfera sufre una absorción selectiva. La absorción total en sí es bastante pequeña, se considera que de radiación calorífica ( larga), se pierde un 6 % aproximadamente, por absorción, al pasar por la atmósfera. 1-a) Las radiaciones de  muy corta (uv) son absorbidas por el ozono de la atmósfera. 1-b) Las radiaciones de  muy larga (térmica) son absorbidas en forma variable según la cantidad de vapor de agua y de C02 presentes en la atmósfera. La absorción de radiación de onda larga también se produce con las radiaciones térmicas de la tierra, la atmósfera absorbe esas radiaciones aumentando su T e irradiando hacia la tierra y el espacio interplanetario. 2) Reflexión: Un cuerpo es reflector cuando devuelve la radiación sin modificarla ni en su intensidad ni en calidad. Dentro de la atmósfera, la reflexión es realizada por las partículas más grandes o de mayor diámetro, ciertas partículas sólidas y en especial el agua contenida en la atmósfera bajo la forma sólida de cristales de hielo, son los principales reflectores de la radiación 3) Dispersión: Es un comportamiento físico intermedio entre absorción y reflexión La radiación solar es dispersada en la alta atmósfera por las moléculas de los gases del aire. Los rayos luminosos de  más corta (violeta y azul) son fácilmente dispersados dando así el color azulado del cielo. Los demás rayos luminosos (rojo, naranja, amarillo) llegan directamente al suelo por que no son dispersados por las moléculas de los gases del aire, sin embargo su dispersión suele notarse cuando deben

atravesar un espesor de atmósfera de considerable magnitud por ejemplo en los crepúsculos, el cielo presenta un color que va del amarillo al rojo intenso. FLUJOS DE RADIACION Debido a todas estas modificaciones que sufre la radiación al atravesar la atmósfera, se considera a la energía en distintos grupos: a) Radiación Solar Directa: RD ó D. Onda corta. Es la intensidad de la radiación recibida sobre una superficie, cuando los rayos solares no han experimentado desviación alguna ni fenómenos tales como la dispersión y reflexión b) Radiación solar difusa: Rd ó d Onda corta. Radiación solar que alcanza la superficie del suelo, después de sufrir reflexiones, difusiones, o dispersiones en la atmósfera. c) Radiación global: Rg Onda corta Es la suma de la radiación solar directa más la radiación solar difusa. d) Radiación reflejada por el suelo: A, Albedo, Onda Corta. Es la relación porcentual entre la radiación reflejada y la radiación incidente. Un albedo del suelo del 40 % ó 0,4, significa que éste refleja el 40 % y absorve el 60 % restante. e) Radiación atmosférica: Ra Onda larga. Es el flujo de radiación emitido por la atmósfera, ésta es prácticamente transparente a la onda corta (radiación solar) pero no a la onda larga (radiación terrestre) De esta manera la atmósfera absorbe la radiación terrestre y la devuelve a la tierra con una menor intensidad debido a su menor temperatura. f) Radiación terrestre: Rt o T Onda larga. Es la radiación emitida por el suelo.

BALANCE DE RADIACION: Considerando los flujos de radiación que hemos detallado previamente y teniendo en cuenta que el sol representa la fuente más importante de energía calórica para la tierra, podemos realizar un balance radiativo. Tomando como plano de referencia uno ubicado a una altura de un metro sobre la superficie del suelo y considerando como positivos todos los flujos que inciden sobre la cara superior del suelo y considerando como negativos los que inciden sobre la cara inferior podemos establecer al siguiente ecuación: RN = RD + Rd - A + Ra – Rt RN = Rg – A – Re RN: Radiación neta RD: Radiación directa Rd: Radiación difusa Ra: Radiación atmosférica

A: Albedo Rt: Radiación terrestre Rg: Radiación global (RD + Rd) Re: Radiación efectiva (Ra-Rt) Durante la noche, la Rg es nula, por lo tanto el balance es negativo debido a la mayor importancia que asume la pérdida de radiación terrestre y su correspondiente enfriamiento. Por lo tanto, de noche RN es negativa. RN = -Re La Radiación neta a nivel de los cultivos es la que queda disponible para llevar a cabo distintos procesos entre los que se encuentran el calentamiento del aire y del suelo, la fotosíntesis, la evaporación, transpiración, etc. La energía empleada en la fotosíntesis ha sido estimada como el 1 % al 5 % de la radiación neta.

CALCULO DE LA HELIOFANIA RELATIVA La duración del brillo solar sobre un lugar se denomina heliofanía. La cantidad de horas y décimos de hora de luz solar que diariamente ocurren en un lugar se denomina heliofanía teórica o astronómica (H). Es un elemento astronómico, y por lo tanto depende sólo de la latitud y de la época del año (su valor se obtiene mediante tablas). La luz solar puede ser interrumpida por fenómenos meteorológicos como nieblas, nubes, etc. La cantidad de horas y décimos de hora en que el sol brilla realmente en un lugar con suficiente intensidad, se denomina heliofanía real o efectiva (h) (Se obtiene por medio de instrumentos denominados heliofanógrafos) La relación entre ambas se denomina Heliofanía relativa (h/H) y se expresa en porcentaje. Heliofanía efectiva h/H=--------------------------- 100 % Heliofanía teórica INTENSIDAD CALORICA DE LA RADIACION SOLAR Se denomina radiación astronómica o teórica al valor calorífico de la radiación solar que alcanza una superficie unitaria en el límite de la atmósfera, durante el día. (tabla “Radiación solar total diaria sobre una superficie horizontal en el límite de la atmósfera”) La radiación recibida por unidad e superficie de suelo, será inferior a la que arribó al límite superior de la atmósfera a la misma latitud. La radiación de onda corta que realmente alcanza la superficie de la tierra es la que se define como radiación global. Si bien la radiación global puede ser medida por medio de un piranógrafo, la falta de observación de este elemento puede ser salvada a través de su estimación, a partir de la radiación teórica o astronómica que correspondería recibir en cada lugar de acuerdo a su latitud y época del año (meses) y de la condición de la atmósfera.

El principal efecto reductor que ejerce la atmósfera depende de la nubosidad existente. Corrigiendo con fórmulas adecuadas la radiación teórica, según el grado de nubosidad e indirectamente, por la heliofanía relativa observada, pueden aproximarse los valores correspondientes a la cantidad de radiación recibida en un lugar

ESTIMACION DE LA RADIACION RECIBIDA Existen diversas fórmulas para la estimación de la radiación recibida en un lugar. Las más conocidas son las fórmulas de Penman y la de Black. 1- Fórmula de Penman Penman emplea para la estimación de la intensidad de la radiación una función cuya ecuación corresponde a la de una recta. Y= a + bx Qr ---- = 0.18+0.55h/H Qa Qr= Qa(0.18+0.55h/H) Donde: Qr: Radiación recibida o global Qa: Radiación astronómica o teórica 0.18 y 0.55: Constantes h/H: Heliofanía relativa Existen fórmulas similares a la de Penman, variando el valor de las constantes ayb 2- Fórmula de Black Tiene la ventaja de trabajar con datos de nubosidad, elemento que no requiere de aparatos para su medición, y es por esa causa más inexacta. Qr= Qa(0.803-0.34N–0.458N2) Donde N es el grado de nubosidad en décimos. Es usual encontrar valores de nubosidad expresados en octos (0= despejado 8= cielo cubierto), para poder entrar a la tabla se deben transformar los valores según la siguiente ecuación: Noctos Ndécimos= ----------8 EFECTOS DE LA RADIACION SOBRE LOS CULTIVOS Se ha clasificado a los efectos de la radiación sobre las plantas en: 1- Procesos fotoenergéticos: Fotosíntesis 2- Procesos fotoestimulantes: Procesos de movimiento y procesos formativos En general se puede decir que la respuesta bioclimática de carácter fotoenergizante depende de la intensidad de la radiación receptada. Los procesos formativos, en cambio, son determinados por las longitudes relativas

de períodos de luz y oscuridad a los cuales las plantas están expuestas, elemento conocido como fotoperíodo. PROCESOS FOTOENERGETICOS: FOTOSINTESIS: Toda la materia seca de las plantas superiores se origina a partir de la fotosíntesis, proceso por el cual las plantas, que poseen el pigmento llamado clorofila , utilizan la radiación solar para producir carbohidratos a partir del agua y dióxido de carbono. En forma simplificada, podemos decir que la ecuación química es:

energía 6 CO2 + 12 H2O-------------- C6H12O6 + 6 H2O +6 O2 clorofila Donde los azúcares primarios producidos en este proceso forman la materia prima a partir de la cual se sintetizan azúcares más complejos como almidón, celulosa y otros carbohidratos vegetales. La fotosíntesis provee los materiales para el crecimiento vegetal y el desarrollo de órganos sintetizantes y de almacenaje tales como hojas, tallos, tubérculos y frutos. La fotosíntesis consta de distintas etapas y para una mejor comprensión de las relaciones entre las plantas y las condiciones meteorológicas, se han distinguido tres procesos: 1- Procesos de difusión del CO2: Es el transporte del CO2 desde el aire hacia el lugar de las reacciones, en el cloroplasto, la tasa de este proceso depende principalmente de la concentración del CO2 en la atmósfera, y sólo ligeramente de la T. La radiación puede afectar la tasa de difusión a través de la T. 2- Proceso fotoquímico: Que produce la conversión de la E luminosa en energía química, que es luego utilizada en la reducción del CO2 a carbohidratos. Este proceso está influenciado sólo por la luz. 3- Proceso bioquímico: En el cual la energía producida por la conversión de la luz es utilizada para la reducción del CO2. Los procesos bioquímicos están fuertemente afectados por la T del aire pero no por la luz. Los factores que se mencionan en cada proceso son los que prevalecen, si bien el fenómeno de fotosíntesis es más complejo y los factores interactúan. PROCESOS FOTOESTIMULANTES: FOTOPERIODISMO La longitud del período luminoso en relación al período de oscuridad tiene sus efectos sobre los órganos vivos, tanto en animales como en vegetales. Se denomina nictoperíodo al período oscuro de un ciclo. Ciclo es un período luminoso más uno oscuro y en general, se entiende por un ciclo natural de 24 Hs. Se denomina Fotoperíodo a la suma de la heliofanía astronómica (HA) más ambos crepúsculos civiles, definidos como el tiempo en el que el sol se encuentra 6° por debajo del horizonte.

El fotoperíodo varía cotidianamente de acuerdo a la estación del año y la latitud. Las actividades reproductivas de ciertas plantas están controladas por longitudes variables del fotoperíodo, mientras que otras, más evolucionadas, no presentan este mecanismo de control. Muchos animales, son también afectados directamente por cambios en el fotoperíodo. La actividad más controlada por el fotoperiodismo es la actividad reproductiva, efecto muy estudiado en ciertos grupos de animales, por ejemplo las ovejas. Por lo expuesto es necesario conocer cómo se calcula el fotoperíodo de un lugar, recordando que el fotoperíodo es la heliofanía astronómica mas los crepúsculos matutino y vespertino (debido a que estos últimos poseen efectos fotoestimulantes). Cálculo de la Heliofanía astronómica y Fotoperíodo mediante fórmulas:

Donde δ: Declinación solar φ: latitud en grados y décimas (recordar que para HS la latitud por convención es -)

Donde n= día juliano Fórmula para calcular Fotoperíodo