8a - Radiação Solar e Terrestre
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O Sol é maior fonte de energia para a Terra, logo a radiação solar é o principal
elemento meteorológico e um dos fatores determinantes do tempo e do clima.
Além disso, afeta diversos processos: físicos (aquecimento/evaporação), bio-
físicos (transpiração) e biológicos (fotossíntese)
Radiação solar e terrestre
O Sol pode ser considerado uma fonte pontual de energia que emite radiação
igualmente em todas as 4 direções. Portanto, se a intensidade luminosa for em
um determinado instante igual a I, o total de energia emitida será 4I
Nesse mesmo instante, a Terra que se situa numa esfera hipotética de raio igual
à distância Terra-Sol (D), estará interceptando a energia emitida pelo Sol (4I).
A distância média Terra-Sol (d) é denominada UNIDADE ASTRONÔMICA = 1,496*108 km
D
Substituindo R por D, a densidade de
fluxo de radiação solar na superfície
esférica será:
4I / 4D2 = I / D2 Terra Sol D
(03 de janeiro)
Distância mínima anual
146.964.967 km Distância máxima anual
152.230.813 km Periélio Afélio
(04 de julho)
Pela Lei do Inverso do Quadrado da Distância, a energia recebida em uma
superfície é inversamente proporcional ao quadrado da distância entre a fonte
emissora e a superfície receptora.
Essa lei da radiação mostra que a energia solar que chega à Terra está
associada à distância Terra-Sol. Logo havendo variação da distância Terra-Sol a
irradiância solar também irá variar.
Variação da distância Terra-Sol (D)
Na figura abaixo vê-se que na medida em que se afasta do sol há uma certa
redução da irradiância solar. Por exemplo: aumentando a distância de 0,5 para
2,0 a irradiância diminui de 4 para 0,25.
Densidade de fluxo radiativo - Irradiância solar (Q): é a quantidade de
radiação solar recebida por uma superfície de área unitária, na
unidade de tempo.
Unidade de expressão: energia por área e por tempo
SI: joule m-2 s-1 ou watt m-2 (1 J s-1 = 1 W)
CGS: caloria cm-2 min-1 = langrey min-1 (1 cal = 4,186 J)
1 cal cm-2 min-1 = 696,7 W m-2
Constante Solar (Jo)
Irradiância Solar (Q)
A irradiância solar que chega numa superfície plana e perpendicular aos raios solares no topo da atmosfera é denominada de Constante Solar (Jo).
[Jo 1.367 W/m2]
A distância Terra-Sol varia continuamente ao longo do ano, logo a irradiância
solar extraterrestre também varia.
(ΔJo)
De acordo com a Lei do Inverso do Quadrado da Distância: se a distância
Terra-Sol diminui a irradiância solar extraterrestre aumenta, se essa distância
aumenta a irradiância diminui. Obviamente, neste contexto não está sendo
levado em consideração a variação da atividade solar.
Jo´ = Jo (d/D)2
(d/D)2 = 1 + 0,033 cos (360 NDA / 365)
NDA = número de dia do ano (1 a 365)
No Afélio (dia 04/07 – NDA = 185)
(d/D)2 = 0,967
Jo´ = 1.322 W/m2
No Periélio (dia 03/01 – NDA = 3)
(d/D)2 = 1,033
Jo´ = 1.412 W/m2
OBS: Apesar da variação da distância Terra-Sol promover variação na irradiância solar
extraterrestre ao longo do ano, a variação máxima é muito pequena, apenas 3,3%.
Unidades de Irradiância Solar
SI W/m2 = J/m2/s
CGS cal/cm2/min
SI MJ/m2/dia
CGS cal/cm2/dia
Para valores
instantâneos
Para valores
diários
1 cal = 4,18 J ou 1 J = 0,239 cal 1 cal/cm2min = 696,67 W/m2
1 MJ/m2/dia = 23,923 cal/cm2/dia ou 1 cal/cm2/dia = 0,0418 J/m2dia
LEIS DA RADIAÇÃO
LEI DE WIEN - essa lei estabelece que o produto entre a temperatura absoluta
de um corpo e o comprimento de onda de máxima emissão energética é uma
constante
T. máx = 2,898 * 106 nmK
Na Figura A observa-se que quanto menor a temperatura, maior o comprimento de onda de máxima
emissão (atenção para a escala, que está invertida). Isso resulta em que os comprimentos de onda
emitidos pela Terra (T = 300K) são considerados “ondas longas”, enquanto que os comprimentos de
onda emitidos pelo Sol (T = 6000K) são considerados “ondas curtas”, Figura B
(máx = 0,5 m = 500 nm = Ondas Curtas)
(máx = 10 m = 10.000 nm = Ondas Longas)
Figura A Figura B
Se aumentarmos a temperatura de emissão de um corpo, o
comprimento de onda da radiação emitida diminui.
A Lei de Stefan-Boltzman - estabelece que todo corpo acima de zero grau emite
energia radiativa e que a densidade de fluxo da energia emitida é proporcional
à quarta potencia da temperatura absoluta desse corpo
E = T4
= emissividade do corpo (0,95 a 1,00); = cte de Stefan-Boltzman = 5,67*10-8 W/m2K4
Graficamente as leis de Stefan-Boltzman e Wien aplicadas a 4
corpos com temperaturas crescentes (T1 < T2 < T3 < T4)
apresentam emissão crescente (Q1 < Q2 < Q3 < Q4) e
comprimento de onda de máxima emissão decrescente (1 >
2 > 3 > 4)
Na figura acima pode se ver
que o corpo humano também
emite radiação. As áreas em
vermelho indicam as regiões de
maior emissão
Associando-se as leis de Wien e de Stefan-Boltzman entende-se as diferenças entre as
radiações emitidas pelo Sol e pela superfície terrestre. O Sol emite radiação de ondas
curtas com maior emissão em torno de 0,5 μm e a Terra emite radiação de ondas longas
com maior emissão em torno de 10 μm.
Distribuição da Radiação Solar na Superfície Terrestre
A irradiância solar varia de acordo com o ângulo de incidência dos raios solares.
Esse ângulo formado entre o Zênite local e os raios solares, denomina-se
ÂNGULO ZENITAL (Z). Quanto maior Z, menor a irradiância solar. A lei do
Cosseno de Lambert mostra a relação entre a Irradiância solar e ângulo zenital Z:
Zênite
Ângulo
Zenital
(Z2)
Iz = In cos Zh
In = Jo = constante solar
Zh = ângulo zenital em dado instante
cos Zh = sen sen + cos cos cos h
= latitude local (0 a 90o)
= declinação solar (0 a 23,45o)
= 23,45 sen [(360/365).(NDA – 80)]
h = ângulo horário = [(Hora local – 12).15]
Sol
Ângulo zenital (Z) para diferentes latitudes, durante a passagem meridiana do Sol, nos dias de Equinócio
Para = 0o
(Z = 0o)
Para = 45º
(Z = 45º)
Para = 60o
(Z = 60º)
A linha vermelha indica o zênite do local
Z Z Z
Em função da variação continua da distância Terra-Sol, para se obter o valor real de
Iz é necessário aplicar a correção (d/D)2 a Jo e multiplicar pelo cos Zh:
Iz = Jo (d/D)2 cos Zh
A irradiância solar extraterrestre varia continuamente ao longo do dia e do
ano, e também com a latitude. Os exemplos abaixo mostram a variação de Iz para Mossoró e Piracicaba, para três situações: solstício de verão;
solstício de inverno e equinócios.
0
200
400
600
800
1000
1200
1400
Iz (
W/m
²)
6 7 8 9 10 11 12 13 14 15 16 17 18 Horário
Solstício verão Solstício inverno Equinócio
Irradiância solar extraterrestreMossoró - latitude: -5°
0
200
400
600
800
1000
1200
1400
Iz (
W/m
²)
6 7 8 9 10 11 12 13 14 15 16 17 18
Horário
Solstício verão Solstício inverno Equinócio
Irradiância solar extraterrestrePiracicaba - Latitude: -22.7°
Integrando-se os valores instantâneos de Iz, determina-se a irradiância solar
extraterrestre diária (Qo). Essa é a energia disponível em um dia em dada
latitude, sem se considerar os efeitos atenuantes da atmosfera, tem-se:
Qo = Iz dh = Jo (d/D)2 cos Zh dh
Resolvendo-se a integral acima, têm-se que Qo é uma função da latitude e da
época do ano (declinação solar). A equação de estimativa de Qo será:
Qo = 37,6 (d/D)2 [/180 hn sen sen + cos cos sen hn]
hn = ângulo horário ao nascer do sol, dado por:
hn = arccos [ -tan tan ]
Qo varia ao longo do ano para uma mesma latitude. Até mesmo na linha do
Equador ocorre variação de Qo, já que também varia. Portanto, quanto
maior for a latitude maior será a variação de Qo ao longo do ano
Na Figura A é mostrada a distribuição diária no topo da atmosfera da irradiância solar
(Cal/cm2/dia) ao longo do ano. Na Figura B é mostrado para o Hemisfério Norte os valores
de Qo, vê-se que, quanto maior a latitude, maior será a variação de Qo (amplitude) ao longo
do ano. Devido o fotoperíodo muito longo no verão, as altas latitudes (40o e 80o) apresentam
valores de Qo maiores do que no Equador, porém na média do ano, Qo é bem maior no
Equador (36MJ/m2d) do que nas latitudes de +40o (26MJ/m2d) e de +80o (15MJ/m2d).
900 900 750
Figura A Figura B
Determinação do Fotoperíodo
O fotoperíodo (N) é a duração do dia desde o nascer até o pôr do Sol e como
Qo, também pode ser calculado, considerando-se as relações astronômicas
Terra-Sol. Em sua trajetória diária aparente o Sol descreve um arco simétrico
em relação ao meio-dia. Deste modo, N é o dobro do ângulo horário ao nascer
do Sol (hn) e obtido em função da latitude e da declinação solar.
Meio-Dia
Nascer
do Sol
Pôr do
Sol
N
N/2 N/2
N = 2*hn /15 = 0,1333 hn; Nascer do Sol = 12 – N/2; Pôr do Sol = 12 + N/2
Irradiância Solar na Superfície Terrestre
Devido os processos de absorção e difusão que ocorrem na atmosfera, a
irradiância solar que atinge a superfície terrestre (radiação global) é inferior
aquela observada no topo da atmosfera.
Absorvida por
H2O, poeiras, O3
Absorvida
por nuvens
16
3
20 6
51
Radiação
Global
Refletida
por nuvens
Refletida
Pela superfície Difundida para
o espaço
4
Radiação incidente no topo da atmosfera (100%)
Atmosfera
Superfície da Terra
A razão entre a irradiância solar global (Qg) medida a superfície e a irradiância
solar extraterrestre é denominada Transmitância Global (Tg), ela representa a
proporção da radiação solar que efetivamente atinge a superfície terrestre.
Como a espessura da atmosfera varia em função do ângulo zenital ao longo do dia, Tg também varia:
Logo, Tg é menor ao nascer e pôr do sol, e maior ao meio dia
A nebulosidade tem papel fundamental na transmitância da atmosfera:
Em dia de céu limpo 0,7 < Tg < 0,8 Em dia de céu encoberto 0,2 < Tg < 0,3
Tg médio = 0,50 Qg = 0,50xQo
Uma outra forma de entender melhor a relação entre Qg, Qo, nebulosidade e
os processos de absorção e difusão exercidos pela atmosfera é relacionar as
seguintes variáveis em termos diários:
Qo = irradiância solar extraterrestre diária = f (latitude e declinação solar)
Qg = irradiância solar global diária = f (Qo, absorção, difusão, insolação)
n = insolação ou número efetivo de horas de brilho solar = f (N e nebulosidade)
N = fotoperíodo = f (latitude e declinação solar)
n/N
Qg/Qo
0 1
Máx.
Min.
Y = a + b.X
Y = Qg/Qo
X = n/N
a = Min.
b = Máx. – Min.
Qg/Qo = a + b n/N
Qg = Qo * (a + b n/N)
Essa fórmula denominada Equação de Prescott (1940) é bastante usada para
determinar a irradiância solar global, quando não se dispõe de sua medida à
superfície. Quando a e b não estão disponíveis para um lugar qualquer, é possível
obter a e b a partir da seguinte aproximação:
a = 0,29 * cos ; b = 0,52
Exemplo:
Latitude = -20o
Equinócio Qo = 35,54 MJ/m2/d
N = 12h
n = 8,5h
a = 0,29 cos -20 = 0,273
b = 0,52
Qg = 35,54 (0,273 + 0,52 8,5/12)
Qg = 35,54 * 0,641
Qg = 22,80 MJ/m2/d
Espectro da Radiação Solar
Sob o ponto de vista agronômico, o espectro da radiação solar pode ser
condensado em três faixas principais:
Radiação Ultravioleta (UV): λ < 400 nm → de alto poder biocida;
Radiação Visível (VIS): 400 nm < λ < 700 nm → também denominada
fotossinteticamente ativa (RFA) pelo seu poder fotossintetizante;
Radiação Infravermelho Próximo (IVP): 700 nm < λ < 3000 nm → utilizada
nos processos morfogênicos das plantas.
Tomando-se essas três bandas, a radiação solar tem a seguinte
composição relativa (frações) antes de interagir com a atmosfera:
UV = 9%; RFA = 40 %; e IVP = 51 %.
Nem toda energia que chega ao topo da atmosfera atinge a superfície.
Na verdade 30% é refletida para o espaço sem ser aproveitada. As
nuvens contribuem refletindo até 24% da energia incidente. Essa
energia refletida representa o albedo planetário. O restante da energia
incidente é absorvida pela atmosfera e em sua maior parte pela
superfície da Terra.
Rn = BOC + BOL = Qg - rQg + Qa - Qs
Balanço de ondas curtas
BOC = Qg – rQg = Qg (1 – r)
Balanço de ondas longas
BOL = Qa - Qs
O albedo ou coeficiente de reflexão (r), varia com as características ópticas da superfície: água
(r = 5%) e florestas (r = 10 a 15%); as culturas tem albedo mais elevado (r 20%); areia e neve
tem os maiores albedos (entre 40 e 90%), ou seja, as áreas de desertos e geleiras.
BALANÇO DE RADIAÇÃO
Albedo Planetário
Medida da Irradiância Solar na Superfície Terrestre
Os equipamentos utilizados para medir a irradiância solar recebem várias
denominações, basicamente diferindo em função do tipo de equipamento, do
princípio de funcionamento e do tipo de irradiância a ser medida.
Medida da Irradiância solar global
Actinógrafo - sensor constituído de placas bimetálicas (negras e brancas) que
absorvem radiação solar, dilatando-se diferentemente. A diferença de
dilatação é proporcional à irradiância solar e registrada continuamente por
uma pena sobre um diagrama (actinograma).
Placas bimetálicas, cobertas por
uma cúpula de vidro ou quartzo,
que impede que as ondas longas
atinjam as placas
Sistema de registro
Piranômetro de termopar: o elemento sensor é formado por
“termopilhas”, sendo parte enegrecida (junções “quentes”) e parte branca
(junções “frias”). O aquecimento diferencial entre as junções “frias” e
“quentes” gera uma força eletromotriz proporcional à irradiância. Neste
tipo de sensor o sinal gerado é captado por um sistema automático de
aquisição de dados.
Junção
quente
Junção
quente
Junção
fria
Junção
fria
Na Figura A vê-se um piranômetro “branco e preto” com as junções “frias” e
“quentes” expostas. Na Figura B o piranômetro tem as junções “quentes” expostas
diretamente à radiação solar, enquanto que as frias encontram-se no interior do
instrumento.
Figura A Figura B
Tubo solarímetro: usa o mesmo princípio dos piranômetros, porém com as
termopilhas instaladas numa placa retangular e longa, o que permite uma
melhor amostragem espacial da medida. O sinal gerado é captado por um
sistema automático de aquisição de dados.
Piranômetro de fotodiodo de silício: o sensor é um fotodiodo de silício, que
responde à absorção de energia, gerando uma corrente elétrica
proporcional à irradiância solar. O sinal gerado é medido da mesma forma
que nos piranômetros.
Medida da radiação fotossinteticamente ativa
Sensor qüântico: o sensor é um fotodiodo de silício
protegido por um filtro que permite apenas a passagem da
radiação solar na banda do visível, ou especificamente, na
banda da radiação fotossinteticamente ativa, expressa em
mol de fótons por unidade de área e tempo.
Medida da Irradiância solar direta
Pireliômetro: instrumento que permite apenas a
incidência da radiação direta no elemento sensor. O
Pireliômetro é geralmente acoplado a um sistema
giratório para acompanhar o deslocamento do Sol
ao longo do dia, de modo que os raios solares incidam sempre perpendicular.
Medida da Irradiância solar difusa
Para determinação da radiação difusa utiliza-
se também o piranômetro, porém o mesmo
tem seu sensor sombreado por um faixa de
metal, que permite apenas a incidência da
radiação difusa.
Medida da Irradiância infra-vermelha
Pirgeômetro – instrumento com uma cúpula
específica que reflete as ondas curtas e
permite apenas a passagem das ondas
longas. Esse instrumento tem um termistor
para medir sua temperatura, possibilitando
assim se conhecer a sua emissão de IR e
consequentemente a densidade de fluxo de
ondas longas incidente.
Medida da insolação (n)
A medida da insolação ou número de horas efetivo do brilho solar diário é
efetuado por Heliógrafo. Esse instrumento é constituído de uma esfera de
vidro transparente que faz convergir os raios solares, concentrando-os num
único ponto (foco), para queimar uma fita de papelão posicionada sobre uma
concha abaixo da esfera. Assim, sempre que há irradiância solar direta, há
queima da fita. A queima da fita indica o tempo em que houve incidência de
radiação solar direta.
Fita p/ verão
Fita p/
outono e
primavera
Fita p/
inverno
Esfera de Quartz
Balanço de Radiação em Superfícies Vegetadas
Superfície
Topo Atmosfera Qo
Qg
rQg
Qs Qa
Rn – representa o balanço de radiação na superfície, ou seja, é o
somatório das entradas e saídas de radiação de ondas curtas
(Qg e rQg) e de radiação de ondas longas (Qa e Qs) na superfície.
Qo = radiação solar no topo da atmosfera, Qg = radiação solar na superfície,
rQg = parcela da RS refletida pela superfície (r = albedo), Qa = radiação emitida
pela atmosfera, Qs = radiação emitida pela superfície
Medida do saldo de radiação (Rn)
O saldo de radiação é medido com equipamentos denominados saldo-radiômetros.
As fotos apresentadas abaixo mostram dois tipos de saldo-radiômetros utilizados.
Qg
rQg
Qa
Qs
Qg+Qa
rQg+Qs
Saldo-radiômetro (REBS) com cúpulas de poli-
etileno permite transmissão de ROC e ROL
Saldo-radiômetro (CNR1) - mede os quatro
componentes do balanço de radiação
Estimativa do saldo de radiação (Rn)
Na falta de um saldo-radiômetro, pode-se estimar Rn medindo-se ou estimando Qg e
usando-se o valor adequado de r para a superfície em questão, aplicando-se esses
valores na expressão de BOC. Já o BOL pode ser estimado por equações empíricas,
como a de Brunt, que envolve a lei de Stefan-Boltzman corrigida para condições de
umidade e nebulosidade:
Para clima úmido BOL = - [ 4,903 10-9 T4(0,56 – 0,25 √ea) (0,1 + 0,9 n/N)
Para clima seco BOL = - [ 4,903 10-9 T4 (0,34 – 0,14 √ ea) (0,1 + 0,9 n/N)
Em que: BOL é dado em MJ/m2d; T em Kelvin; ea = pressão parcial de vapor
d’água (kPa); n = insolação (h) e N = fotoperíodo (h)
Rn = BOC + BOL = [Qg (1 – r)] + {- [ 4,903 10-9 T4 (0,56 – 0,25 √ea) (0,1 + 0,9 n/N)}
Rn = BOC + BOL = [Qg (1 – r)] + {- [ 4,903 10-9 T4 (0,34 – 0,14 √ea) (0,1 + 0,9 n/N)}
Estimativa do saldo de radiação (Rn) para clima úmido
Estimativa do saldo de radiação (Rn) para clima seco
O saldo de radiação é repartido em diferentes processos:
- Físicos: aquecimento do ar (H) e do solo (G) e evaporação (LE)
- Bio-Físico: transpiração (LE)
- Bio-Químico: fotossíntese (F)
Rn = H + G + LE + F
BALANÇO DE ENERGIA
Considerando-se que o aproveitamento energético na fotossíntese é menor
que 3% de Rn, a equação acima pode ser aproximada para:
Rn = H + G + LE
Deste modo, Rn é repartido entre os três principais processos: aquecimento
do ar, aquecimento do solo e evapotranspiração. A proporção entre esses
três processos irá depender da disponibilidade hídrica da superfície.
Rn
Rn
LE
H
G
Balanço de energia numa superfície úmida
Rn Normalmente,
quando a
superfície está
úmida LE
predomina,
consumindo
cerca de 70 a
80% de Rn
Rn
LE
H
G
Balanço de energia numa superfície seca
Numa superfície úmida a maior parte de Rn é utilizado pelo processo
evapotranspirativo, ou seja, LE predomina.
Numa superfície seca a maior parte Rn é usado para aquecer o ar e o
solo, neste caso H é quem predomina.
Os gráficos acima mostram a partição do saldo de radiação em dois ambientes
diferentes ao longo do ano : um seco (deserto do Arizona) e outro úmido (Palm
Beach). As diferenças na proporção entre LE e H, são bastante evidentes. No
deserto, praticamente toda a energia disponível é destinada ao aquecimento do ar
(H). Por outro lado, no ambiente mais úmido LE predomina.
Rn
Rn
LE/Rn 0,75; H/Rn 0,20; G 0,05 LE/Rn 0,10; H/Rn 0,85; G 0,05
REPRESENTAÇÃO GRÁFICA DO BALANÇO DE ENERGIA
Efeitos da atmosfera sobre o balanço de energia radiante
Ao atravessar a atmosfera, a radiação solar interage com seus constituintes (naturais e artificiais) resultando em modificação na quantidade, na qualidade, e na direção dos raios solares que atingem a superfície terrestre. Essa interação ocorre de dois modos diferentes Absorção e difusão (espalhamento). Esses modos de interação
dependem do comprimento de onda (ג, nm) da direção e do
tamanho do constituinte atmosférico.
Há portanto, uma interação seletiva que depende das condições
atmosféricas do local.
A radiação solar apresenta um espectro contínuo de comprimentos de
onda que, do ponto de vista biológico, pode ser separado em três faixas
(bandas) distintas:
Radiação ultravioleta (UV) → 10 nm < 400 > ג nm
Radiação visível (VIS) → 400 nm < 700 > ג nm
Radiação infravermelho próximo (IVP) → 700 nm < 3000 > ג nm
Absorção da radiação
A radiação UV é absorvida pelo oxigênio/ozônio, sendo quase que
totalmente eliminada da radiação solar que atinge a superfície da Terra.
A radiação visível passa pela atmosfera, praticamente sem sofrer
redução por absorção em sua quantidade
Parte da radiação IVP é absorvida principalmente pelo vapor d’água;
quanto maior o teor de umidade no ar maior será essa absorção.
O CO2 também absorve IVP. Tais absorções afetam tanto a quantidade
como a qualidade da radiação solar ao nível da superfície terrestre.
Há três faixas de comprimento de onda em que a atmosfera apresenta
baixa absortância, ou seja, para ג entre 3500 e 4000 nm, entre 8000 e
9000 nm, e entre 10000 e 12000 nm.
Diz-se que essas faixas formam a janela atmosférica, através da
qual a superfície terrestre consegue perder parte de sua energia,
mantendo a temperatura mais amena.
Difusão da radiação solar
Quanto ao processo de difusão da radiação solar, o efeito dos
constituintes atmosféricos apenas mudam a direção dos raios solares.
Também afeta a quantidade e a qualidade da radiação solar que
atinge a superfície da Terra, pois parte desta radiação é difundida de
volta para o espaço sideral, jamais incidindo sobre a superfície.
Dias nublados e dias com alto teor de poeira: a radiação solar tem mais
dificuldade de atingir diretamente a superfície.
Os raios solares vêm de todas as direções possíveis (multidirecional).
Essa radiação, vindo igualmente de todas as direções, não projeta
sombras dos objetos. Por esse motivo, essa parte da radiação solar
é denominada difusa.
Quanto mais limpa estiver a atmosfera, menor será a proporção da
radiação solar que sofrerá o processo de difusão. Isso significa que
maior proporção dos raios solares atinge diretamente a superfície.
A radiação solar direta é que projeta sombra dos objetos. Ela tem
sempre uma direção bem definida (unidirecional) e é determinada pelo
ângulo zenital (Z) dos raios solares.
Quanto maior Z, maior será a espessura da camada atmosférica a
ser atravessada pelos raios solares. É por esse motivo que se
consegue olhar o nascer/pôr-do-sol sem proteção para os olhos.
Variação horária da radiação solar global (Qg), direta (Qd) e difusa (Qc), em
condições de céu limpo e nublado, em Botucatu, SP.
A radiação solar que atinge a superfície da Terra (radiação global, Qg),
interagindo com a atmosfera em seu caminho, tem uma parte devido à
radiação direta (Qd) e outra parte devido à radiação difusa (Qc).
A proporção de cada componente depende das condições atmosféricas
do momento e do ângulo zenital.