irradiancia solar

La distribución de la radiación solar en la parte superior de la atmósfera está determinada por la esfericidad de la Tierra y sus parámetros orbitales. Esto se aplica a cualquier haz unidireccional que incida sobre una esfera en rotación. La insolación es fundamental para la predicción numérica del tiempo y la comprensión de las estaciones y el cambio climático . Su aplicación a las edades de hielo se conoce como ciclos de Milankovitch .

La distribución se basa en una identidad fundamental de la trigonometría esférica , la ley esférica de los cosenos : $${\displaystyle \cos(c)=\cos(a)\cos(b)+\sin(a)\sin(b)\cos(C)}$$ donde a , b y c son las longitudes de arco, en radianes, de los lados de un triángulo esférico. C es el ángulo en el vértice opuesto al lado que tiene longitud de arco c . Aplicado al cálculo del ángulo cenital solar Θ , se cumple la siguiente ley esférica de los cosenos: $${\displaystyle {\begin{aligned}C&=h\\c&=\Theta \\a&={\tfrac {1}{2}}\pi -\varphi \\b&={\tfrac {1}{2}}\pi -\delta \\\cos(\Theta )&=\sin(\varphi )\sin(\delta )+\cos(\varphi )\cos(\delta )\cos(h)\end{aligned}}}$$

Esta ecuación también puede derivarse de una fórmula más general: ^{[ 15 ]}$${\displaystyle {\begin{aligned}\cos(\Theta )=\sin(\varphi )\sin(\delta )\cos(\beta )&+\sin(\delta )\cos(\varphi )\sin(\beta )\cos(\gamma )+\cos(\varphi )\cos(\delta )\cos(\beta )\cos(h)\\&-\cos(\delta )\sin(\varphi )\sin(\beta )\cos(\gamma )\cos(h)-\cos(\delta )\sin(\beta )\sin(\gamma )\sin(h)\end{aligned}}}$$ donde β es un ángulo con respecto a la horizontal y γ es el ángulo de acimut solar .

La derivación del coseno del ángulo cenital solar,${\displaystyle \cos(\Theta )}$, basado en análisis vectorial en lugar de trigonometría esférica también está disponible en el artículo sobre el ángulo de acimut solar .

La separación de la Tierra del Sol se puede denotar como R _E y la distancia media como R ₀ , aproximadamente 1 unidad astronómica (UA). La constante solar se denota como S _0. La densidad de flujo solar (insolación) sobre un plano tangente a la esfera de la Tierra, pero por encima de la mayor parte de la atmósfera (elevación de 100  km o más) es: $${\displaystyle Q={\begin{cases}S_{o}{\frac {R_{o}^{2}}{R_{E}^{2}}}\cos(\Theta )&\cos(\Theta )>0\\0&\cos(\Theta )\leq 0\end{cases}}}$$

El promedio de Q durante un día es el promedio de Q durante una rotación, o el ángulo horario progresando desde h = π hasta h = −π : $${\displaystyle {\overline {Q}}^{\text{day}}=-{\frac {1}{2\pi }}{\int _{\pi }^{-\pi }Q\,dh}}$$

Sea h ₀ el ángulo horario cuando Q se vuelve positivo. Esto podría ocurrir al amanecer cuando${\displaystyle \Theta ={\tfrac {1}{2}}\pi }$, o para h ₀ como solución de $${\displaystyle \sin(\varphi )\sin(\delta )+\cos(\varphi )\cos(\delta )\cos(h_{o})=0}$$ o $${\displaystyle \cos(h_{o})=-\tan(\varphi )\tan(\delta )}$$

Si tan( φ ) tan( δ ) > 1 , entonces el sol no se pone y el sol ya ha salido a h = π , por lo que h _o = π . Si tan( φ ) tan( δ ) < −1 , el sol no sale y${\displaystyle {\overline {Q}}^{\text{day}}=0}$.

${\displaystyle {\frac {R_{o}^{2}}{R_{E}^{2}}}}$es casi constante a lo largo del día y puede sacarse de la integral.

$${\displaystyle {\begin{aligned}\int _{\pi }^{-\pi }Q\,dh&=\int _{h_{o}}^{-h_{o}}Q\,dh\\[5pt]&=S_{o}{\frac {R_{o}^{2}}{R_{E}^{2}}}\int _{h_{o}}^{-h_{o}}\cos(\Theta )\,dh\\[5pt]&=S_{o}{\frac {R_{o}^{2}}{R_{E}^{2}}}{\Bigg [}h\sin(\varphi )\sin(\delta )+\cos(\varphi )\cos(\delta )\sin(h){\Bigg ]}_{h=h_{o}}^{h=-h_{o}}\\[5pt]&=-2S_{o}{\frac {R_{o}^{2}}{R_{E}^{2}}}\left[h_{o}\sin(\varphi )\sin(\delta )+\cos(\varphi )\cos(\delta )\sin(h_{o})\right]\end{aligned}}}$$

Por lo tanto: $${\displaystyle {\overline {Q}}^{\text{day}}={\frac {S_{o}}{\pi }}{\frac {R_{o}^{2}}{R_{E}^{2}}}\left[h_{o}\sin(\varphi )\sin(\delta )+\cos(\varphi )\cos(\delta )\sin(h_{o})\right]}$$

Sea θ el ángulo polar convencional que describe una órbita planetaria . Sea θ  =  0 en el equinoccio de marzo . La declinación δ en función de la posición orbital es ^{[ 16 ] [ 17 ]}$${\displaystyle \delta =\varepsilon \sin(\theta )}$$ donde ε es la oblicuidad . (Nota: La fórmula correcta, válida para cualquier inclinación axial, es${\displaystyle \sin(\delta )=\sin(\varepsilon )\sin(\theta )}$. ^{[ 18 ]} ) La longitud convencional del perihelio ϖ se define en relación con el equinoccio de marzo, por lo que para la órbita elíptica: ^{[ 19 ]}$${\displaystyle R_{E}={\frac {R_{o}(1-e^{2})}{1+e\cos(\theta -\varpi )}}}$$ o $${\displaystyle {\frac {R_{o}}{R_{E}}}={\frac {1+e\cos(\theta -\varpi )}{1-e^{2}}}}$$

Con el conocimiento de ϖ , ε y e a partir de cálculos astrodinámicos ^{[ 20 ]} y S _o a partir de un consenso de observaciones o teoría,${\displaystyle {\overline {Q}}^{\text{day}}}$Se puede calcular para cualquier latitud φ y θ . Debido a la órbita elíptica, y como consecuencia de la segunda ley de Kepler , θ no varía uniformemente con el tiempo. Sin embargo, θ  =  0° corresponde exactamente al equinoccio de marzo, θ  =  90° al solsticio de junio, θ  =  180° al equinoccio de septiembre y θ  =  270° al solsticio de diciembre.

Una ecuación simplificada para la irradiancia en un día determinado es: ^{[ 21 ] [ 22 ]}$${\displaystyle Q\approx S_{0}\left(1+0.034\cos \left(2\pi {\frac {n}{365.25}}\right)\right)}$$

donde n es un número que representa un día del año.

La irradiancia solar total (TSI) ^{[ 23 ]} cambia lentamente en escalas de tiempo decenales y más largas. La variación durante el ciclo solar 21 fue de aproximadamente 0,1% (de pico a pico). ^{[ 24 ]} En contraste con reconstrucciones más antiguas, ^{[ 25 ]} las reconstrucciones más recientes de TSI apuntan a un aumento de solo alrededor de 0,05% a 0,1% entre el Mínimo de Maunder del siglo XVII y el presente. ^{[ 26 ] [ 27 ] [ 28 ]} Sin embargo, la comprensión actual basada en varias líneas de evidencia sugiere que los valores más bajos para la tendencia secular son más probables. ^{[ 28 ]} En particular, una tendencia secular mayor a 2 Wm⁻² ^se considera altamente improbable. ^{[ 28 ] [ 29 ] [ 30 ]} La irradiancia ultravioleta (EUV) varía aproximadamente en un 1,5 por ciento desde los máximos solares a los mínimos, para  longitudes de onda de 200 a 300 nm. ^{[ 31 ]} Sin embargo, un estudio indirecto estimó que la radiación ultravioleta ha aumentado un 3,0% desde el Mínimo de Maunder. ^{[ 32 ]}

Algunas variaciones en la insolación no se deben a cambios solares, sino más bien al movimiento de la Tierra entre su perihelio y afelio , o a cambios en la distribución latitudinal de la radiación. Estos cambios orbitales o ciclos de Milankovitch han causado variaciones de radiancia de hasta un 25% (localmente; los cambios promedio globales son mucho menores) durante largos períodos. El evento significativo más reciente fue una inclinación axial de 24° durante el verano boreal cerca del óptimo climático del Holoceno . Obtener una serie temporal para un${\displaystyle {\overline {Q}}^{\mathrm {day} }}$Para una época del año y una latitud determinadas, es una aplicación útil en la teoría de los ciclos de Milankovitch. Por ejemplo, en el solsticio de verano, la declinación δ es igual a la oblicuidad ε . La distancia al Sol es  $${\displaystyle {\frac {R_{o}}{R_{E}}}=1+e\cos(\theta -\varpi )=1+e\cos \left({\frac {\pi }{2}}-\varpi \right)=1+e\sin(\varpi )}$$

Para este cálculo del solsticio de verano, el papel de la órbita elíptica está completamente contenido dentro del producto importante.${\displaystyle e\sin(\varpi )}$, el índice de precesión , cuya variación domina las variaciones de insolación a 65°  N cuando la excentricidad es grande. Durante los siguientes 100.000 años, con variaciones de excentricidad relativamente pequeñas, predominan las variaciones de oblicuidad.

El registro TSI espacial comprende mediciones de más de diez radiómetros y abarca tres ciclos solares. Todos los instrumentos satelitales TSI modernos emplean radiometría de sustitución eléctrica de cavidad activa . Esta técnica mide el calentamiento eléctrico necesario para mantener una cavidad negra absorbente en equilibrio térmico con la luz solar incidente que pasa a través de una apertura de precisión de área calibrada. La apertura se modula mediante un obturador . Se requieren incertidumbres de precisión inferiores al  0,01 % para detectar variaciones de irradiancia solar a largo plazo, ya que los cambios esperados se encuentran en el rango de 0,05 a 0,15  W/m² ^por siglo. ^{[ 33 ]}

Parte de la radiación que incide sobre un objeto es absorbida y el resto reflejada. Generalmente, la radiación absorbida se convierte en energía térmica , aumentando la temperatura del objeto. Sin embargo, los sistemas artificiales o naturales pueden convertir parte de la radiación absorbida en otra forma, como electricidad o enlaces químicos , como en el caso de las células fotovoltaicas o las plantas . La proporción de radiación reflejada se denomina reflectividad o albedo del objeto .

La insolación sobre una superficie es máxima cuando esta se encuentra directamente frente al sol (es perpendicular a él). A medida que el ángulo entre la superficie y el sol se aleja de la perpendicular, la insolación disminuye en proporción al coseno de dicho ángulo ; véase el efecto del ángulo solar en el clima .

En la figura, el ángulo mostrado es entre el suelo y el rayo de sol, en lugar de entre la vertical y el rayo; por lo tanto, el seno, en vez del coseno, es el apropiado. Un rayo de sol de una milla de ancho llega directamente desde arriba, y otro con un ángulo de 30° con respecto a la horizontal. El seno de un ángulo de 30° es  1/2, mientras que el seno de un ángulo de 90° es  1. Por consiguiente, el rayo de sol inclinado distribuye la luz sobre el doble de área. En consecuencia, incide la mitad de luz sobre cada milla cuadrada.

Este efecto de proyección es la razón principal por la que las regiones polares de la Tierra son mucho más frías que las regiones ecuatoriales . En promedio anual, los polos reciben menos insolación que el ecuador, porque siempre están más alejados del Sol que los trópicos y, además, no reciben insolación alguna durante los seis meses de sus respectivos inviernos.

Con un ángulo menor, la luz también debe atravesar una mayor cantidad de atmósfera. Esto la atenúa (por absorción y dispersión), reduciendo aún más la insolación en la superficie.

La atenuación se rige por la Ley de Beer-Lambert , según la cual la transmitancia o fracción de la insolación que llega a la superficie disminuye exponencialmente con la profundidad óptica o absorbancia (ambas nociones difieren únicamente en un factor constante de ln(10) = 2,303 ) del trayecto de la insolación a través de la atmósfera. Para cualquier longitud corta dada del trayecto, la profundidad óptica es proporcional al número de absorbentes y dispersores a lo largo de esa longitud, y generalmente aumenta al disminuir la altitud. La profundidad óptica del trayecto completo es entonces la integral (suma) de dichas profundidades ópticas a lo largo del trayecto.

Cuando la densidad de absorbentes se distribuye en capas, es decir, depende mucho más de la posición vertical que de la horizontal en la atmósfera, la profundidad óptica es, en buena aproximación, inversamente proporcional al efecto de proyección, es decir, al coseno del ángulo cenital. Dado que la transmitancia disminuye exponencialmente con el aumento de la profundidad óptica, a medida que el sol se acerca al horizonte, llega un punto en que la absorción predomina sobre la proyección durante el resto del día. Con un nivel relativamente alto de absorbentes, esto puede abarcar una parte considerable de la tarde, y también de la madrugada. Por el contrario, en la (hipotética) ausencia total de absorción, la profundidad óptica permanece en cero a cualquier altitud del sol, es decir, la transmitancia permanece en  1, y por lo tanto solo se aplica el efecto de proyección.

La evaluación y el mapeo del potencial solar a nivel global, regional y nacional han sido objeto de un importante interés académico y comercial. Uno de los primeros intentos de realizar un mapeo integral del potencial solar para países individuales fue el proyecto Solar & Wind Resource Assessment (SWERA), ^{[ 43 ]} financiado por el Programa de las Naciones Unidas para el Medio Ambiente y llevado a cabo por el Laboratorio Nacional de Energías Renovables (NREL) de EE. UU . La Administración Nacional de Aeronáutica y del Espacio (NASA) proporciona datos para mapas globales de potencial solar a través del experimento CERES y el proyecto POWER . El mapeo global realizado por muchos otros institutos similares está disponible en el Atlas Global de Energía Renovable proporcionado por la Agencia Internacional de Energías Renovables . Actualmente existen varias empresas comerciales que proporcionan datos de recursos solares a desarrolladores de energía solar, incluidas 3E, Clean Power Research, SoDa Solar Radiation Data, Solargis, Vaisala (anteriormente 3Tier) y Vortex, y estas empresas a menudo han proporcionado mapas de potencial solar de forma gratuita. El Atlas Solar Global fue lanzado por el Banco Mundial en enero de 2017, utilizando datos proporcionados por Solargis, para ofrecer una única fuente de datos solares de alta calidad, mapas y capas SIG que cubran todos los países.

• Mapas del potencial de GHI por región y país (Nota: los colores no son uniformes en todos los mapas).
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  África subsahariana
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  América Latina y el Caribe
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  Porcelana
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  India
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  México
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  Sudáfrica

Los mapas de radiación solar se elaboran utilizando bases de datos derivadas de imágenes satelitales, como por ejemplo las imágenes visibles del satélite Meteosat Prime. Se aplica un método a las imágenes para determinar la radiación solar. Un modelo de conversión de satélite a irradiancia bien validado es el modelo SUNY. ^{[ 44 ]} La precisión de este modelo está bien evaluada. En general, los mapas de irradiancia solar son precisos, especialmente para la irradiancia horizontal global.

Las cifras de irradiación solar se utilizan para planificar el despliegue de sistemas de energía solar . ^{[ 45 ]} En muchos países, las cifras se pueden obtener de un mapa de insolación o de tablas de insolación que reflejan datos de los últimos 30 a 50 años. Las diferentes tecnologías de energía solar pueden utilizar diferentes componentes de la irradiación total. Mientras que los paneles solares fotovoltaicos pueden convertir en electricidad tanto la irradiación directa como la difusa, la energía solar concentrada solo puede operar de manera eficiente con irradiación directa, por lo que estos sistemas son adecuados únicamente en lugares con una cobertura de nubes relativamente baja.

Debido a que los paneles colectores solares casi siempre se montan en un ángulo hacia el Sol, las cifras de insolación deben ajustarse para encontrar la cantidad de luz solar que incide sobre el panel. Esto evitará estimaciones inexactamente bajas para el invierno e inexactamente altas para el verano. ^{[ 46 ]} Esto también significa que la cantidad de luz solar que incide sobre un panel solar en latitudes altas no es tan baja en comparación con uno en el ecuador como parecería si solo se considerara la insolación en una superficie horizontal. Los valores de insolación horizontal varían de 800 a 950  kWh/(kWp·año) en Noruega a hasta 2900  kWh/(kWp·año) en Australia . Pero un panel correctamente inclinado a 50° de latitud recibe 1860  kWh/m² ^/ año, en comparación con 2370 en el ecuador. ^{[ 47 ]} De hecho, bajo cielos despejados, un panel solar colocado horizontalmente en el polo norte o sur a mediados del verano recibe más luz solar durante 24 horas (coseno del ángulo de incidencia igual a sin(23,5°) o aproximadamente 0,40) que un panel horizontal en el ecuador en el equinoccio (coseno promedio igual a 1/ π o aproximadamente 0,32).

Los paneles fotovoltaicos se clasifican en condiciones estándar para determinar la potencia en Wp (vatios pico), ^{[ 48 ]} que luego se puede usar con la insolación, ajustada por factores como la inclinación, el seguimiento y el sombreado, para determinar la producción esperada. ^{[ 49 ]}

En la construcción, la insolación es una consideración importante al diseñar un edificio para un sitio en particular. ^{[ 50 ]}

El efecto de proyección se puede utilizar para diseñar edificios que sean frescos en verano y cálidos en invierno, mediante la colocación de ventanas verticales en la fachada que da al ecuador (la fachada sur en el hemisferio norte o la fachada norte en el hemisferio sur ): esto maximiza la insolación en los meses de invierno, cuando el sol está bajo en el cielo, y la minimiza en verano, cuando el sol está alto. (La trayectoria norte-sur del sol a través del cielo abarca 47° a lo largo del año).

En ingeniería civil e hidrología , los modelos numéricos de escorrentía por deshielo utilizan observaciones de insolación. Esto permite estimar la velocidad a la que se libera el agua de un manto de nieve en fusión. La medición en campo se realiza mediante un piranómetro .

La irradiancia desempeña un papel importante en la modelización climática y la predicción meteorológica . Una radiación neta global media distinta de cero en la parte superior de la atmósfera es indicativa del desequilibrio térmico de la Tierra impuesto por el forzamiento climático .

Se desconoce el impacto del menor valor del TSI de 2014 en los modelos climáticos. Generalmente, se considera que una variación de unas décimas de porcentaje en el nivel absoluto del TSI tiene consecuencias mínimas para las simulaciones climáticas. Las nuevas mediciones requieren ajustes en los parámetros de los modelos climáticos.

Los experimentos realizados con el modelo GISS 3 investigaron la sensibilidad del rendimiento del modelo al valor absoluto de la irradiancia solar total (TSI) durante las épocas actual y preindustrial, y describen, por ejemplo, cómo se distribuye la reducción de la irradiancia entre la atmósfera y la superficie y los efectos sobre la radiación saliente. ^{[ 33 ]}

Evaluar el impacto de los cambios de irradiancia a largo plazo en el clima requiere una mayor estabilidad instrumental ^{[ 33 ]} combinada con observaciones fiables de la temperatura superficial global  para cuantificar los procesos de respuesta climática al forzamiento radiativo en escalas de tiempo decenales. El aumento de irradiancia observado del 0,1 % imparte un forzamiento climático de 0,22 W/m² ^, lo que sugiere una respuesta climática transitoria de 0,6  °C por W/m² ^. Esta respuesta es mayor por un factor de 2 o más que en los modelos evaluados por el IPCC en 2008, posiblemente apareciendo en la absorción de calor por el océano en los modelos. ^{[ 33 ]}

Medir la capacidad de una superficie para reflejar la irradiancia solar es esencial para el enfriamiento radiativo pasivo diurno , que se ha propuesto como un método para revertir los aumentos de temperatura locales y globales asociados con el calentamiento global . ^{[ 51 ] [ 52 ]} Para medir la potencia de enfriamiento de una superficie de enfriamiento radiativo pasivo, se deben cuantificar tanto las potencias absorbidas de las radiaciones atmosféricas como solares. En un día despejado, la irradiancia solar puede alcanzar los 1000 W/m² ^con un componente difuso entre 50 y 100 W/m² ^. En promedio, la potencia de enfriamiento de una superficie de enfriamiento radiativo pasivo diurno se ha estimado en ~100-150 W/ ^m² . ^{[ 53 ]}

La insolación es la variable principal que afecta a la temperatura de equilibrio en el diseño de naves espaciales y en planetología .

La medición de la actividad solar y la irradiancia es una preocupación para los viajes espaciales. Por ejemplo, la agencia espacial estadounidense, la NASA , lanzó su satélite Experimento de Radiación Solar y Clima (SORCE) con monitores de irradiancia solar . ^{[ 2 ]}