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Calibración de Estación Radiométrica 
2. LA RADIACIÓN SOLAR 
 
 La radiación solar es emitida por el Sol, que se comporta como un 
cuerpo negro a aproximadamente 6000 K. La radiación incidente en la 
parte superior de la atmósfera se denomina radiación solar 
extraterrestre, que está en un 97% confinada en el rango espectral de 
290 a 3000 nm. 
 
 
Figura 1. Radiación solar y su interacción con el campo magnético terrestre 
 
 La radiación emitida por el Sol comprende una gama continua y 
muy extensa de longitudes de onda como se puede observar en la figura 
2. Luz es la radiación visible para el ojo humano que se centra en la 
región entre 400 y 730 nm. La radiación con longitudes de onda 
inferiores a 400 nm se denomina ultravioleta y mayores que 800 nm se 
denomina infrarrojo. A su vez, la región del ultravioleta se subdivide en 
otras tres regiones: UV-A (315 – 400) nm, UV-B (280 – 315) nm y UV-C 
(100 – 280) nm. 
 
 
Tabla 1. Principales características del Sol 
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Figura 2. Espectro de radiación electromagnética 
 
 
 Parte de esta radiación penetra a través de la atmósfera y llega a 
la superficie terrestre mientras que otra porción es dispersada y/o 
absorbida por las moléculas de gas, partículas de aerosol, gotas de agua 
u otros componentes atmosféricos. Estos eventos se conocen como 
procesos de interacción radiación- atmósfera: el de la absorción y el de 
dispersión o scattering. El proceso de absorción provoca que la radiación 
transmitida no tenga el mismo espectro que la incidente, ya que se 
produce atenuación para determinadas longitudes de onda. El espectro 
observado desde la superficie terrestre determina de forma unívoca el 
tipo de molécula que interviene en la absorción. El otro tipo de 
interacción radiación–materia es el scattering. En este proceso la 
radiación que incide sobre una partícula se redistribuye en distintas 
direcciones, dependiendo del tamaño de la partícula y de lo energética 
que sea la radiación. Este fenómeno no modifica el espectro de la 
radiación. 
 
 
 Por tanto, la radiación solar medida desde la superficie terrestre 
tiene dos componentes: la radiación directa (B), la cual después de 
sufrir el proceso de atenuación llega a la superficie terrestre sin haber 
modificado su dirección, y la radiación difusa (D), que después de sufrir 
el proceso de scattering llega al punto de medida desde cualquier 
dirección excepto en la del Sol. La suma de la radiación directa y la 
difusa sobre el plano tangente a la superficie terrestre en el punto de 
medida, es igual a la radiación global (G). Si denominamos θ al ángulo 
cenital solar, la expresión para la radiación global es, 
 
 G = BB + Dcosθ 
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Tabla 2. Magnitudes radiométricas 
 
 
2.1. Flujo radiante 
 
 Sea Q la energía transportada por la radiación, medida en Joule 
(J). Se define el flujo radiante como la cantidad de energía luminosa por 
unidad de tiempo. 
 ( )dQ W
dt
φ = 
 
 Se define la densidad de flujo radiante F como el flujo que 
corresponde a la unidad de área de la superficie iluminada. 
 
 2( )dF Wm
dA
φ −= 
 
 Hay que diferenciar entre la densidad de flujo que llega a una 
superficie llamada irradiancia (I) y la que emerge denominada emitancia 
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(M). Estas dos magnitudes tienen su forma espectral cuando hay una 
dependencia con la longitud de onda. Su unidad de medida es (Wm−2 
nm). La radiancia es el flujo radiante por unidad de ángulo sólido 
cruzando un elemento de superficie perpendicular a la dirección del haz 
de radiación. 
 
 
2 1( )
cos
dL Wm
d dA
srφ
θ
− −=
Ω
Figura 3. Geometría para el cálculo de la Irradiancia 
 
 
 Cuando nos referimos a la radiación solar, la magnitud física que 
vamos a medir es la irradiancia, y si atendemos a la clasificación 
anteriormente señalada de las componentes de radiación, podemos 
definir la irradiancia directa como la radiancia en la dirección del sol, con 
el ángulo que subtiende el sol. 
 
 
2.2. La radiación solar a su paso por la atmósfera. 
 
 Antes de alcanzar cualquier punto de la superficie de la Tierra, la 
radiación solar ha de atravesar la atmósfera terrestre, en la que se ve 
sometida a un proceso de atenuación dependiente de la longitud del 
camino recorrido. Este proceso viene determinado por la altura y 
posición del sol, y también con notable influencia de las variaciones de 
la composición atmosférica. En general, se pueden esquematizar los 
fenómenos de interacción de la radiación con la atmósfera como se 
indica en la figura x. En ella se observa que a un determinado lugar de 
la superficie terrestre, la radiación solar llega tanto en forma de 
radiación directa, que no ha sufrido modificación en su dirección desde 
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el Sol, como de radiación difusa, procedente de todas las direcciones de 
la semiesfera celeste por encima del plano horizontal así como de la 
reflexión de la radiación por el suelo, radiación reflejada. 
 
 
 
Figura 4.Componentes de la radiación solar 
 
 
 Desde muchos puntos de vista es importante predecir, en función 
del tiempo, la cantidad global de radiación solar, descompuesta en sus 
componentes directa y difusa, que alcanza un lugar de la superficie 
terrestre. Este cálculo, que resultaría fácil de realizar si no existiese 
atmósfera, resulta prácticamente imposible debido en gran parte a la 
variabilidad en la composición de la atmósfera terrestre. 
 
 Existen tres metodologías diferentes que pueden emplearse para 
la determinación de la radiación incidente sobre la superficie terrestre: 
 
• De un lado, y a partir de la composición de la atmósfera y del estudio 
de los efectos que causan sobre la radiación solar, se establece una 
modelización a través de una serie de coeficientes atmosféricos, se 
determinan las componentes directa y difusa y de éstas la global, en 
cualquier lugar de la superficie terrestre. Este camino, que conlleva 
una gran complejidad, haciéndose necesario acudir a ciertas 
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simplificaciones que afecta sobre todo a los citados coeficientes de 
transmisión y atenuación atmosféricos, se caracteriza por su apoyo en 
fundamentos físicos, al basarse en los procesos que experimenta la 
radiación solar a su paso por la atmósfera terrestre. El tratamiento 
matemático de estos procesos es bastante complejo, y está limitado 
además por la necesidad de disponer de series temporales de medidas 
de parámetros meteorológicos, que si bien en algunos lugares de 
Europa y Estados Unidos están disponibles, no lo están tanto en el 
resto del mundo. 
 
• De otro, y a partir del análisis de series temporales de valores medidos 
de irradiación (normalmente irradiación global en plano horizontal) 
medidos o calculados a partir de series de horas de Sol, y del estudio 
estadístico de estas series, obtener también las componentes directa y 
difusa y de ellas la global, en cualquier lugar de la superficie terrestre, 
del cual se tenga información medida. Últimamente, este método se 
está apoyando adicionalmente en imágenes de satélite que permite 
una mayor extensión espacial. En cualquier caso, hay que apoyarse en 
medidas realizadas en la superficie terrestre. 
 
• Por último, y éste es el caso que más nos interesa, pues es el objeto 
de el presente estudio, la toma de datos de irradiancia global, directa y 
difusa. Se realiza directamente con unos sensores específicos, 
pirheliómetros y piranómetros,de los cuales hablaremos en 
profundidad más adelante. Se registran gran cantidad de datos, se 
analizan estadísticamente para obtener valores medios diarios y/o 
mensuales. 
 
 
 
2.3. Interacción de la radiación solar con la 
atmósfera terrestre 
 
 El primer paso necesario para el estudio de la interacción de la 
radiación solar con la atmósfera terrestre, es el conocimiento de la 
composición de ésta, primero en ausencia de nubes y posteriormente 
analizando el efecto de la contribución de las mismas. 
 
2.3.1. Composición de la atmósfera terrestre 
 
 La estructura vertical de la atmósfera terrestre, ha sido descrita 
desde comienzos de este siglo a través del concepto de atmósfera 
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estándar. En realidad, esta composición normal varía de forma 
importante tanto en tiempo como en espacio en lo que respecta al vapor 
de agua, dióxido de carbono, ozono, monóxido de carbono y metano. 
 
 Desde el punto de vista de la atenuación de la radiación solar, los 
componentes atmosféricos más influyentes son las moléculas de aire, de 
ozono, de dióxido de carbono, vapor de agua, y aerosoles (componentes 
no gaseosos), estos últimos de importancia destacable. Hacemos un 
breve repaso de cada uno de ellos. 
 
Ozono. 
El contenido de ozono se mide por el denominado espesor normal de 
ozono, que se define como su propio nombre indica como el espesor que 
se alcanzaría si todo el ozono de una columna vertical de área unidad 
estuviera en condiciones normales de presión y temperatura. Se suele 
representar en cm ó mm y su valor habitual está comprendido entre 2 y 
5 mm. Aunque varía según el lugar y la época del año, su efecto en la 
atenuación de radiación solar es, sin embargo, poco variable, aunque 
muy importante porque afecta a la parte ultravioleta del espectro que es 
la de mayor intensidad energética. La incidencia sobre los seres vivos es 
muy crítica. Se trata de un componente sensible a la presencia, en las 
capas altas de la atmósfera, de moléculas halogenadas originadas en la 
actividad humana. 
 
 
Vapor de agua. 
El contenido de vapor de agua viene determinado por un parámetro de 
significado similar al definido para el ozono. En muchas publicaciones, se 
le suele denominar agua precipitable; aquí no obstante, se sugiere otro 
nombre que representa mejor su auténtico significado: espesor de agua 
condensable, y que se define como el espesor de la capa de agua líquida 
que se tendría, a nivel de suelo, condensando todo el vapor de agua 
contenido en una columna vertical de área unidad y altura la de la 
atmósfera. Se suele expresar en cm y está en el orden de magnitud de 
3,5 cm 
 
 Aerosoles. 
Los aerosoles son pequeñas partículas sólidas o líquidas suspendidas en 
el aire cuyos tamaños están comprendidos entre 0,002 µm a más de 
100 µm de radio. El contenido de aerosoles de la atmósfera se mide en 
número de partículas por unidad de volumen, en términos de turbidez 
atmosférica o mediante el parámetro óptico conocido por visibilidad. Los 
aerosoles pueden ser de procedencia terrestre (humos, polen, cenizas 
de erupciones volcánicas, incendios forestales, combustión de carbón, 
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http://es.wikipedia.org/wiki/Micr%C3%B3metro_%28unidad_de_longitud%29
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polvo, arena de tormentas, etc.) o de procedencia marina (cristales de 
sal, núcleos de sales higroscópicas en los que condensa el agua, "ocean 
sprays"). 
 
 
Figura 5. Imagen del sensor SeaWIFS mostrando imagen de aerosol procedente del 
Sahara 
 
2.3.2. Recorrido óptico atmosférico 
 
 Cuando la radiación solar atraviesa la atmósfera, cada molécula (o 
partícula en el caso de aerosoles) que la compone, atenúa parte de la 
energía asociada a dicha radiación. Esta atenuación es función del tipo y 
número de moléculas presentes en el camino de los rayos solares. 
 
 En consonancia con esto, se define para cada tipo de componente 
atmosférico, lo que se denomina masa óptica. Este parámetro no es más 
que una integración a lo largo del camino recorrido por un rayo solar, de 
la densidad del componente de que se trate (ozono, moléculas de aire, 
vapor de agua, etc.), y representa por tanto, la masa de sustancia 
contenida en ese camino. 
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 Generalmente la masa óptica se define en relación al camino 
óptico vertical en dirección cenital (cuando el sol está en el cenit) y en 
un lugar situado a nivel del mar. Este recorrido óptico unidad, se 
corresponde con una columna vertical de 1 cm2 de sección desde la 
altura 0 (nivel del mar) hasta el límite superior de la atmósfera. Si ésta 
fuese homogénea y estuviese en condiciones normales de presión y 
temperatura, la altura de esta columna sería de unos 8 km. 
aproximadamente. 
 
2.3.3. Interacción de la radiación solar con la 
atmósfera sin nubes 
 
 La radiación solar, en su camino hacia la superficie terrestre, sufre 
dos tipos de interacciones: 
 
-Difusión o dispersión 
-Absorción. 
 
 Estos fenómenos dependen tanto de la naturaleza, cantidad y 
propiedades ópticas de los componentes atmosféricos, como de la 
distribución espectral de la radiación. Una parte de la radiación, llega al 
suelo en línea recta, desde el disco solar, denominándose radiación 
directa. La otra que se denomina componente difusa, y procede de toda 
la bóveda celeste, está compuesta tanto por la difundida en la atmósfera 
(debido a que la difusión se realiza en todas direcciones, una parte es 
devuelta al espacio), la radiación solar procedente de reflexiones 
múltiples entre el suelo y la atmósfera, la emitida por los componentes 
atmosféricos (de onda muy larga) y la que procede de reflexiones en la 
atmósfera de la radiación terrestre (también de onda muy larga). 
 
 
Figura 6. Dispersión 
 
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 Es de gran importancia, el conocimiento del efecto de la 
atenuación producida por la atmósfera en la radiación incidente, sobre 
todo de cara a poder calcular la irradiación que llega a un lugar 
determinado de la superficie terrestre, a partir del valor conocido de la 
radiación extraterrestre. 
 
 
2.3.4. Absorción de la componente directa 
 
 En el apartado anterior se han explicado someramente los 
fenómenos de atenuación por difusión de la componente directa de la 
radiación, los cuales pueden representarse mediante una expresión 
analítica en función de la longitud de onda. 
 
 El fenómeno de absorción tiene lugar de forma discreta en bandas 
centradas en diferentes longitudes de onda y de anchura diversa. Así 
podemos distinguir, de una parte, absorbedores moleculares (gases y 
vapor de agua) cuyas bandas de absorción están situadas sobre todo en 
el infrarrojo, y absorbedores atómicos (oxígeno y nitrógeno), que junto 
al ozono, oxigeno y nitrógeno moleculares, son causantes de la 
absorción en el ultravioleta y el visible. 
 
 
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	2. LA RADIACIÓN SOLAR
	2.1. Flujo radiante
	2.2. La radiación solar a su paso por la atmósfera.
	2.3. Interacción de la radiación solar con la atmósfera terrestre 
	2.3.1. Composición de la atmósfera terrestre
	2.3.2. Recorrido óptico atmosférico
	2.3.3. Interacción de la radiación solar con la atmósfera sin nubes 
	2.3.4. Absorción de la componente directa