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.