Energía solar

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La energía solar es la potencia por unidad de área recibida del Sol en forma de radiación electromagnética medida en el rango de longitud de onda del instrumento de medición. La irradiancia solar se mide en vatios por metro cuadrado (W/m) en unidades SI. La radiación solar a menudo se integra durante un período de tiempo determinado para informar la energía radiante emitida en el entorno circundante (julios por metro cuadrado, J/m ) durante ese período de tiempo. Esta irradiancia solar integrada se denomina irradiación solar, exposición solar, insolación solar o insolación.

La irradiación se puede medir en el espacio o en la superficie de la Tierra después de la absorción y dispersión atmosférica. La irradiancia en el espacio es una función de la distancia al Sol, el ciclo solar y los cambios entre ciclos. La irradiación en la superficie de la Tierra depende además de la inclinación de la superficie de medición, la altura del sol sobre el horizonte y las condiciones atmosféricas. La radiación solar afecta el metabolismo de las plantas y el comportamiento animal.

El estudio y la medición de la radiación solar tienen varias aplicaciones importantes, incluida la predicción de la generación de energía de las plantas de energía solar, las cargas de calefacción y refrigeración de los edificios y la modelización del clima y la previsión meteorológica.

Tipos

Hay varios tipos medidos de radiación solar.

La irradiancia solar total (TSI) es una medida de la energía solar en todas las longitudes de onda por unidad de área incidente en la atmósfera superior de la Tierra. Se mide perpendicular a la luz solar entrante. La constante solar es una medida convencional del TSI medio a una distancia de una unidad astronómica (AU).
La irradiancia normal directa (DNI), o haz de radiación , se mide en la superficie de la Tierra en un lugar determinado con un elemento de superficie perpendicular al Sol. Excluye la radiación solar difusa (radiación que es dispersada o reflejada por los componentes atmosféricos). La irradiancia directa es igual a la irradiancia extraterrestre sobre la atmósfera menos las pérdidas atmosféricas debidas a la absorción y la dispersión. Las pérdidas dependen de la hora del día (longitud del camino de la luz a través de la atmósfera según el ángulo de elevación solar), la cobertura de nubes, el contenido de humedad y otros contenidos. La irradiación sobre la atmósfera también varía con la época del año (porque varía la distancia al sol), aunque este efecto es generalmente menos significativo en comparación con el efecto de las pérdidas en DNI.
La Irradiación Horizontal Difusa (DHI), o Radiación Difusa del Cielo , es la radiación en la superficie de la Tierra procedente de la luz dispersada por la atmósfera. Se mide sobre una superficie horizontal con radiación proveniente de todos los puntos del cielo excluyendo la radiación circunsolar (radiación proveniente del disco solar). Casi no habría DHI en ausencia de atmósfera.
La irradiancia horizontal global (GHI) es la irradiancia total del sol sobre una superficie horizontal de la Tierra. Es la suma de la irradiancia directa (después de tener en cuenta el ángulo cenital solar del sol z ) y la irradiancia horizontal difusa: ${\text{GHI}}={\text{DHI}}+{\text{DNI}}\veces \cos(z)$
La irradiancia inclinada global (GTI) es la radiación total recibida en una superficie con inclinación y azimut definidos, fijos o con seguimiento solar. GTI se puede medir o modelar a partir de GHI, DNI, DHI. A menudo es una referencia para las plantas de energía fotovoltaica, mientras que los módulos fotovoltaicos se montan en construcciones fijas o de seguimiento.
La irradiancia normal global (INB) es la irradiancia total del sol en la superficie de la Tierra en un lugar determinado con un elemento de superficie perpendicular al sol.

Unidades

La unidad SI de irradiancia es vatio por metro cuadrado (W/m = Wm ).

Una unidad de medida alternativa es el Langley (1 caloría termoquímica por centímetro cuadrado o 41 840 J/m ) por unidad de tiempo.

La industria de la energía solar utiliza vatios-hora por metro cuadrado (Wh/m ) por unidad de tiempo . La relación con la unidad SI es así:1 kW/m × (24 h/día) = (24 kWh/m )/día(24 kWh/m )/día × (365 días/año) = (8760 kWh/m )/año.

Irradiación en la parte superior de la atmósfera.

La distribución de la radiación solar en la parte superior de la atmósfera está determinada por la esfericidad y los parámetros orbitales de la Tierra. Esto se aplica a cualquier haz unidireccional que incida sobre una esfera giratoria. La insolación es esencial para la predicción meteorológica numérica y la comprensión de las estaciones y el cambio climático. La aplicación a las glaciaciones se conoce como ciclos de Milankovitch.

La distribución se basa en una identidad fundamental de la trigonometría esférica, la ley esférica de los cosenos: $\cos(c)=\cos(a)\cos(b)+\sin(a)\sin(b)\cos(C)$

donde a , b y c son longitudes de arco, en radianes, de los lados de un triángulo esférico. C es el ángulo en el vértice opuesto al lado que tiene la longitud del arco c . Aplicado al cálculo del ángulo cenital solar Θ, se aplica lo siguiente a la ley esférica de los cosenos: ${\ estilo de visualización C = h}$ $c=\Theta$ $a={\tfrac {1}{2}}\pi -\phi$ $b={\tfrac {1}{2}}\pi -\delta$ $\cos(\Theta )=\sin(\phi )\sin(\delta )+\cos(\phi )\cos(\delta )\cos(h)$

Esta ecuación también se puede derivar de una fórmula más general: ${\begin{alineado}\cos(\Theta )=\sin(\phi )\sin(\delta )\cos(\beta )&+\sin(\delta )\cos(\phi )\sin (\beta)\cos(\gamma)+\cos(\phi)\cos(\delta)\cos(\beta)\cos(h)\\&-\cos(\delta)\sin(\phi) \sin(\beta )\cos(\gamma )\cos(h)-\cos(\delta )\sin(\beta )\sin(\gamma )\sin(h)\end{alineado}}$

donde β es un ángulo desde la horizontal y γ es un ángulo azimutal.

La separación de la Tierra del sol se puede denotar R _E y la distancia media se puede denotar R ₀ , aproximadamente 1 unidad astronómica (AU). La constante solar se denota S ₀ . La densidad del flujo solar (insolación) en 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: 0\\0&\cos(\Theta )\leq 0\end{casos}}}">

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

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

o $\cos(h_{o})=-\tan(\phi )\tan(\delta )$

Si tan(φ)tan(δ) > 1, entonces el sol no se pone y el sol ya salió en h = π, entonces h _o = π. Si tan(φ)tan(δ) < −1, el sol no sale y ${\overline {Q}}^{\text{día}}=0$ .

${\frac{R_{o}^{2}}{R_{E}^{2}}}$ es casi constante en el transcurso de un día, y puede tomarse fuera de la integral ${\begin{alineado}\int _{\pi }^{-\pi }Q\,dh&=\int _{h_{o}}^{-h_{o}}Q\,dh\\ &=S_{o}{\frac {R_{o}^{2}}{R_{E}^{2}}}\int _{h_{o}}^{-h_{o}}\cos( \Theta )\,dh\\&=S_{o}{\frac {R_{o}^{2}}{R_{E}^{2}}}\left[h\sin(\phi )\sin (\delta)+\cos(\phi)\cos(\delta)\sin(h)\right]_{h=h_{o}}^{h=-h_{o}}\\&=-2S_ {o}{\frac {R_{o}^{2}}{R_{E}^{2}}}\left[h_{o}\sin(\phi )\sin(\delta )+\cos( \phi )\cos(\delta )\sin(h_{o})\right]\end{alineado}}$

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

Sea θ el ángulo polar convencional que describe una órbita planetaria. Sea θ = 0 en el equinoccio vernal. La declinación δ en función de la posición orbital es ${\ estilo de visualización \ delta = \ varepsilon \ sin (\ theta)}$

donde ε es la oblicuidad. La longitud convencional del perihelio ϖ se define en relación con el equinoccio de primavera, por lo que para la órbita elíptica: $R_{E}={\frac {R_{o}}{1+e\cos(\theta -\varpi )}}$

o ${\frac {R_{o}}{R_{E}}}={1+e\cos(\theta -\varpi )}$

Con conocimiento de ϖ, ε y e de cálculos astrodinámicos y S _o de un consenso de observaciones o teoría, ${\overline {Q}}^{\text{día}}$ 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 progresa uniformemente con el tiempo. Sin embargo, θ = 0° es exactamente el tiempo del equinoccio de primavera, θ = 90° es exactamente el tiempo del solsticio de verano, θ = 180° es exactamente el tiempo del equinoccio de otoño y θ = 270° es exactamente el tiempo de el solsticio de invierno.

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

donde n es un número de un día del año.

Variación

La irradiancia solar total (TSI) cambia lentamente en escalas de tiempo decenales y más largas. La variación durante el ciclo solar 21 fue de alrededor del 0,1% (pico a pico). A diferencia de las reconstrucciones más antiguas, las reconstrucciones TSI más recientes apuntan a un aumento de solo alrededor del 0,05% al 0,1% entre el Mínimo de Maunder del siglo XVII y el presente. La irradiación ultravioleta (EUV) varía aproximadamente un 1,5 por ciento desde los máximos hasta los mínimos solares, para longitudes de onda de 200 a 300 nm. Sin embargo, un estudio indirecto estimó que la UV ha aumentado un 3,0 % desde el Mínimo de Maunder.

Algunas variaciones en la insolación no se deben a cambios solares sino a que la Tierra se mueve entre su perihelio y afelio, o cambios en la distribución latitudinal de la radiación. Estos cambios orbitales o ciclos de Milankovitch han causado variaciones de radiación 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 . Obtención de una serie de tiempo para un $\overline {Q}^{{{\mathrm {día}}}}$ para una época particular del año y una latitud particular, 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 ${\frac {R_{o}}{R_{E}}}=1+e\cos(\theta -\varpi )=1+e\cos \left({\frac {\pi }{2 }}-\varpi\right)=1+e\sin(\varpi )$

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

Medición

El registro TSI basado en el espacio comprende mediciones de más de diez radiómetros y abarca tres ciclos solares. Todos los instrumentos de satélite TSI modernos emplean radiometría de sustitución eléctrica de cavidad activa. Esta técnica mide el calentamiento eléctrico necesario para mantener una cavidad ennegrecida absorbente en equilibrio térmico con la luz solar incidente que pasa a través de una abertura de precisión de área calibrada. La apertura se modula a través de un obturador. Se requieren incertidumbres de precisión de <0,01 % para detectar variaciones de radiación solar a largo plazo, porque los cambios esperados están en el rango de 0,05 a 0,15 W/m por siglo.

Calibración intertemporal

En órbita, las calibraciones radiométricas se desvían por razones que incluyen la degradación solar de la cavidad, la degradación electrónica del calentador, la degradación superficial de la apertura de precisión y las emisiones y temperaturas superficiales variables que alteran los fondos térmicos. Estas calibraciones requieren compensación para preservar mediciones consistentes.

Por varias razones, las fuentes no siempre están de acuerdo. Los valores TSI del Experimento de Radiación Solar y Clima/Medición de Irradiancia Total (SORCE/TIM) son más bajos que las mediciones anteriores realizadas por el Experimento de Balance de Radiómetro Terrestre (ERBE) en el Satélite de Balance de Radiación Terrestre (ERBS), VIRGO en el Observatorio Heliosférico Solar (SoHO) y los instrumentos ACRIM en la Misión del Máximo Solar (SMM), el Satélite de Investigación de la Atmósfera Superior (UARS) y ACRIMSAT. Las calibraciones en tierra previas al lanzamiento se basaron en mediciones a nivel de componentes en lugar de sistemas, ya que los estándares de irradiación en ese momento carecían de suficientes precisiones absolutas.

La estabilidad de la medición implica exponer diferentes cavidades del radiómetro a diferentes acumulaciones de radiación solar para cuantificar los efectos de degradación dependientes de la exposición. Estos efectos se compensan luego en los datos finales. Las superposiciones de observación permiten correcciones tanto para las compensaciones absolutas como para la validación de las derivas instrumentales.

Las incertidumbres de las observaciones individuales superan la variabilidad de la irradiancia (∼0,1 %). Por lo tanto, se confía en la estabilidad del instrumento y la continuidad de la medición para calcular las variaciones reales.

Las derivas del radiómetro a largo plazo pueden confundirse potencialmente con variaciones de irradiancia que pueden malinterpretarse como que afectan el clima. Los ejemplos incluyen el problema del aumento de la irradiancia entre los ciclos mínimos en 1986 y 1996, evidente solo en el compuesto ACRIM (y no en el modelo) y los bajos niveles de irradiancia en el compuesto PMOD durante el mínimo de 2008.

A pesar de que ACRIM I, ACRIM II, ACRIM III, VIRGO y TIM rastrean la degradación con cavidades redundantes, quedan diferencias notables e inexplicables en la irradiación y las influencias modeladas de las manchas solares y las fáculas.

Inconsistencias persistentes

El desacuerdo entre las observaciones superpuestas indica desviaciones no resueltas que sugieren que el registro TSI no es lo suficientemente estable para discernir los cambios solares en escalas de tiempo decenales. Solo el compuesto ACRIM muestra un aumento de la irradiancia de ~1 W/m entre 1986 y 1996; este cambio también está ausente en el modelo.

Las recomendaciones para resolver las discrepancias de los instrumentos incluyen la validación de la precisión de la medición óptica comparando los instrumentos terrestres con las referencias de laboratorio, como las del Instituto Nacional de Ciencia y Tecnología (NIST); La validación del NIST de las calibraciones del área de apertura utiliza repuestos de cada instrumento; y aplicar correcciones de difracción desde la apertura limitadora de la vista.

Para ACRIM, el NIST determinó que la difracción de la apertura que limita la vista contribuye con una señal del 0,13 % que no se tiene en cuenta en los tres instrumentos ACRIM. Esta corrección reduce los valores ACRIM informados, acercando ACRIM a TIM. En ACRIM y en todos los demás instrumentos excepto en TIM, la apertura se encuentra muy adentro del instrumento, con una apertura más grande que limita la vista en la parte delantera. Dependiendo de las imperfecciones de los bordes, esto puede dispersar la luz directamente en la cavidad. Este diseño admite en la parte frontal del instrumento de dos a tres veces la cantidad de luz que se pretende medir; si no se absorbe o dispersa por completo, esta luz adicional produce señales erróneamente altas. Por el contrario, el diseño de TIM coloca la apertura de precisión en la parte delantera para que solo entre la luz deseada.

Las variaciones de otras fuentes probablemente incluyen una sistemática anual en los datos de ACRIM III que está casi en fase con la distancia Sol-Tierra y picos de 90 días en los datos de VIRGO que coinciden con las maniobras de la nave espacial SoHO que fueron más evidentes durante el mínimo solar de 2008.

Instalación de radiómetro TSI

La alta precisión absoluta de TIM crea nuevas oportunidades para medir variables climáticas. TSI Radiometer Facility (TRF) es un radiómetro criogénico que opera en el vacío con fuentes de luz controladas. L-1 Standards and Technology (LASP) diseñó y construyó el sistema, que se completó en 2008. Se calibró para la potencia óptica con el radiómetro de vatios ópticos primarios del NIST, un radiómetro criogénico que mantiene la escala de potencia radiante del NIST con una incertidumbre del 0,02 % ( 1 σ ). A partir de 2011, TRF fue la única instalación que se acercó a la incertidumbre deseada <0,01 % para la validación previa al lanzamiento de radiómetros solares que miden la irradiancia (en lugar de simplemente la potencia óptica) a niveles de potencia solar y en condiciones de vacío.

TRF encierra tanto al radiómetro de referencia como al instrumento bajo prueba en un sistema de vacío común que contiene un haz de iluminación estacionario espacialmente uniforme. Una apertura de precisión con un área calibrada al 0,0031 % (1 σ ) determina la porción medida del haz. La apertura de precisión del instrumento de prueba se coloca en la misma ubicación, sin alterar ópticamente el haz, para una comparación directa con la referencia. La potencia del haz variable proporciona diagnósticos de linealidad y el diámetro del haz variable diagnostica la dispersión de diferentes componentes del instrumento.

Las escalas absolutas de los instrumentos de vuelo Glory/TIM y PICARD/PREMOS ahora son trazables al TRF tanto en potencia óptica como en irradiancia. La alta precisión resultante reduce las consecuencias de cualquier brecha futura en el registro de radiación solar.

Instrumento	Irradiación, apertura que limita la vista sobrellenada	Irradiación, apertura de precisión sobrellenada	Diferencia atribuible al error de dispersión	Error de potencia óptica medida	Acuerdo de irradiancia residual	Incertidumbre
SORCE/TIM tierra	N / A	−0,037 %	N / A	−0,037 %	0.000%	0.032%
Vuelo Glory/TIM	N / A	−0,012 %	N / A	−0,029 %	0.017%	0.020%
PREMOS-1 tierra	−0,005 %	−0,104 %	0.098%	−0,049 %	−0,104 %	∼0.038%
Vuelo PREMOS-3	0.642%	0,605%	0.037%	0.631%	−0,026 %	∼0.027%
Tierra VIRGO-2	0.897%	0.743%	0.154%	0.730%	0.013%	∼0.025%

Reevaluación de 2011

El valor más probable de TSI representativo del mínimo solar es1 360,9 ± 0,5 W/m , inferior al valor aceptado anteriormente de1 365,4 ± 1,3 W/m , establecido en la década de 1990 . El nuevo valor provino de SORCE/TIM y pruebas radiométricas de laboratorio. La luz dispersa es la causa principal de los valores de irradiancia más altos medidos por satélites anteriores en los que la apertura de precisión se encuentra detrás de una apertura más grande que limita la vista. El TIM utiliza una apertura de limitación de la vista que es más pequeña que la apertura de precisión que excluye esta señal espuria. La nueva estimación proviene de una mejor medición en lugar de un cambio en la producción solar.

Una división basada en un modelo de regresión de la proporción relativa de las manchas solares y las influencias faculares de los datos SORCE/TIM representa el 92 % de la varianza observada y rastrea las tendencias observadas dentro de la banda de estabilidad de TIM. Este acuerdo proporciona más evidencia de que las variaciones de TSI se deben principalmente a la actividad magnética de la superficie solar.

Las imprecisiones de los instrumentos agregan una incertidumbre significativa en la determinación del balance de energía de la Tierra. El desequilibrio energético se ha medido de diversas formas (durante un mínimo solar profundo de 2005 a 2010) para ser+0,58 ± 0,15 W/m , +0,60 ± 0,17 W/m y+0,85 W/m . Las estimaciones a partir de mediciones basadas en el espacio oscilan entre +3 y 7 W/m . El valor TSI más bajo de SORCE/TIM reduce esta discrepancia en 1 W/m . Esta diferencia entre el nuevo valor inferior de TIM y las mediciones anteriores de TSI corresponde a un forzamiento climático de −0,8 W/m , que es comparable al desequilibrio energético.

2014 reevaluación

En 2014 se desarrolló un nuevo compuesto ACRIM utilizando el registro ACRIM3 actualizado. Agregó correcciones para la dispersión y la difracción reveladas durante pruebas recientes en TRF y dos actualizaciones de algoritmos. Las actualizaciones del algoritmo explican con mayor precisión el comportamiento térmico del instrumento y el análisis de los datos del ciclo del obturador. Estos corrigieron un componente de la señal espuria casi anual y aumentaron la relación señal-ruido, respectivamente. El efecto neto de estas correcciones disminuyó el valor promedio de ACRIM3 TSI sin afectar la tendencia en ACRIM Composite TSI.

Las diferencias entre los compuestos ACRIM y PMOD TSI son evidentes, pero las más significativas son las tendencias solares de mínimo a mínimo durante los ciclos solares 21-23. ACRIM encontró un aumento de +0.037%/década de 1980 a 2000 y una disminución a partir de entonces. PMOD, en cambio, presenta una disminución constante desde 1978. También se pueden ver diferencias significativas durante el pico de los ciclos solares 21 y 22. Estas surgen del hecho de que ACRIM usa los resultados TSI originales publicados por los equipos de experimentos satelitales, mientras que PMOD modifica significativamente algunos resultados para ajustarlos a modelos de proxy TSI específicos. Las implicaciones del aumento de TSI durante el calentamiento global de las dos últimas décadas del siglo XX son que el forzamiento solar puede ser un factor marginalmente mayor en el cambio climático que el representado en los modelos climáticos de circulación general de la CMIP5.

Irradiación en la superficie de la Tierra

La radiación solar anual promedio que llega a la parte superior de la atmósfera terrestre es de aproximadamente 1361 W/m . Los rayos del sol se atenúan a medida que pasan a través de la atmósfera, dejando una irradiación superficial normal máxima de aproximadamente 1000 W/m al nivel del mar en un día despejado. Cuando llegan 1361 W/m sobre la atmósfera (cuando el sol está en el cenit en un cielo sin nubes), el sol directo es de unos 1050 W/m , y la radiación global sobre una superficie horizontal a nivel del suelo es de unos 1120 W/m . Esta última cifra incluye la radiación dispersada o reemitida por la atmósfera y el entorno. La cifra real varía con el ángulo del Sol y las circunstancias atmosféricas. Ignorando las nubes, la insolación promedio diaria para la Tierra es de aproximadamente6 kWh/m = 21,6 MJ/m .

La radiación solar media anual que llega a la parte superior de la atmósfera terrestre (1361 W/m ) representa la potencia por unidad de área de radiación solar a través de la superficie esférica que rodea al sol con un radio igual a la distancia a la Tierra (1 UA). Esto significa que el disco aproximadamente circular de la Tierra, visto desde el sol, recibe aproximadamente 1361 W/m estables en todo momento. El área de este disco circular es π r , en la que r es el radio de la Tierra. Debido a que la Tierra es aproximadamente esférica, tiene un área total $4\pi r^{2}$ , lo que significa que la radiación solar que llega a la parte superior de la atmósfera, promediada sobre toda la superficie de la Tierra, se divide simplemente por cuatro para obtener 340 W/m . En otras palabras, promediando el año y el día, la atmósfera de la Tierra recibe 340 W/m del sol. Esta cifra es importante en el forzamiento radiativo.

La salida de, por ejemplo, un panel fotovoltaico, depende en parte del ángulo del sol en relación con el panel. Un sol es una unidad de flujo de energía, no un valor estándar para la insolación real. A veces, esta unidad se denomina Sol, que no debe confundirse con un sol , que significa un día solar.

Absorción y reflexión

Parte de la radiación que llega a un objeto es absorbida y el resto reflejada. Por lo general, 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 o plantas fotovoltaicas. La proporción de radiación reflejada es la reflectividad o albedo del objeto.

Efecto de proyección

La insolación sobre una superficie es mayor cuando la superficie mira directamente (es normal al) sol. A medida que el ángulo entre la superficie y el Sol se aleja de lo normal, la insolación se reduce en proporción al coseno del ángulo; ver efecto del ángulo del sol sobre el clima.

En la figura, el ángulo que se muestra está entre el suelo y el rayo de sol en lugar de entre la dirección vertical y el rayo de sol; por lo tanto, el seno en lugar del coseno es apropiado. Un rayo de sol de una milla de ancho llega directamente desde arriba y otro en un ángulo de 30° con la horizontal. El seno de un ángulo de 30° es 1/2, mientras que el seno de un ángulo de 90° es 1. Por lo tanto, el rayo de sol inclinado esparce la luz sobre el doble del área. En consecuencia, la mitad de la luz cae 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 los polos siempre tienen un ángulo más alejado del sol que los trópicos y, además, no reciben insolación alguna durante los seis meses de sus respectivos inviernos.

Efecto de absorción

En un ángulo más bajo, la luz también debe viajar a través de más atmósfera. Esto lo atenúa (por absorción y dispersión) reduciendo aún más la insolación en la superficie.

La atenuación se rige por la Ley de Beer-Lambert, es decir, que la transmitancia o fracción de la insolación que llega a la superficie disminuye exponencialmente en la profundidad óptica o absorbancia (las dos nociones difieren solo por un factor constante de ln(10) = 2.303 ) del camino de la insolación a través de la atmósfera. Para cualquier longitud corta dada del camino, la profundidad óptica es proporcional al número de absorbedores y dispersores a lo largo de esa longitud, aumentando típicamente con la disminución de la altitud. La profundidad óptica de todo el camino es entonces la integral (suma) de esas profundidades ópticas a lo largo del camino.

Cuando la densidad de absorbentes está estratificada, es decir, depende mucho más de la posición vertical que de la horizontal en la atmósfera, en una buena aproximación, la profundidad óptica es 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 el que la absorción domina la proyección durante el resto del día. Con un nivel relativamente alto de absorbentes, esto puede ser una parte considerable de la tarde y también de la mañana. Por el contrario, en la (hipotética) ausencia total de absorción, la profundidad óptica sigue siendo cero en todas las altitudes del sol, es decir, la transmitancia sigue siendo 1, por lo que solo se aplica el efecto de proyección.

Mapas de potencial solar

La evaluación y el mapeo del potencial solar a nivel mundial, regional y nacional han sido objeto de gran interés académico y comercial. Uno de los primeros intentos de llevar a cabo un mapeo completo del potencial solar para países individuales fue el proyecto de Evaluación de Recursos Solares y Eólicos (SWERA),financiado por el Programa de las Naciones Unidas para el Medio Ambiente y llevado a cabo por el Laboratorio Nacional de Energía Renovable de los Estados Unidos. Otros ejemplos incluyen el mapeo global de la Administración Nacional de Aeronáutica y del Espacio y otros institutos similares, muchos de los cuales están disponibles en el Atlas Global de Energía Renovable proporcionado por la Agencia Internacional de Energía Renovable. Ahora existen varias empresas comerciales para proporcionar datos de recursos solares a los 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 para gratis. En enero de 2017, el Banco Mundial lanzó Global Solar Atlas, utilizando datos proporcionados por Solargis, para proporcionar una fuente única de datos solares, mapas y capas GIS de alta calidad que cubren todos los países.

Mapas del potencial de GHI por región y país (Nota: los colores no son consistentes en todos los mapas)
Africa Sub-sahariana
América Latina y el Caribe
Porcelana
India
México
Sudáfrica

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

Aplicaciones

	W/m	kW·h/(m ·día)	horas de sol/día	kWh/(m ·año)	kWh/(kWp·año)
W/m	1	41.66666	41.66666	0.1140796	0.1521061
kW·h/(m ·día)	0.024	1	1	0.0027379	0.0036505
horas de sol/día	0.024	1	1	0.0027379	0.0036505
kWh/(m ·año)	8.765813	365.2422	365.2422	1	1.333333
kWh/(kWp·año)	6.574360	273.9316	273.9316	0.75	1

Energía solar

Las cifras de irradiación solar se utilizan para planificar el despliegue de sistemas de energía solar. En muchos países, las cifras se pueden obtener de un mapa de insolación o de tablas de insolación que reflejan datos de los 30 a 50 años anteriores. Diferentes tecnologías de energía solar pueden utilizar diferentes componentes de la irradiación total. Si bien los paneles solares fotovoltaicos pueden convertir en electricidad tanto la irradiación directa como la irradiación difusa, la energía solar concentrada solo puede operar de manera eficiente con irradiación directa, lo que hace que estos sistemas sean adecuados solo en lugares con una nubosidad relativamente baja.

Debido a que los paneles colectores solares casi siempre se montan en un ángulo hacia el sol, la radiación solar debe ajustarse para evitar estimaciones que sean incorrectamente bajas para el invierno y incorrectamente altas para el verano. Esto también significa que la cantidad de sol que cae sobre un panel solar en latitudes altas no es tan baja en comparación con uno en el ecuador, como parecería si se considerara la insolación en una superficie horizontal.

Los paneles fotovoltaicos se clasifican en condiciones estándar para determinar la clasificación de Wp (vatios pico), que luego se puede usar con la insolación para determinar la salida esperada, ajustada por factores como la inclinación, el seguimiento y el sombreado (que se pueden incluir para crear el Wp instalado). clasificación). Los valores de insolación oscilan entre 800 y 950 kWh/(kWp·y) en Noruega hasta 2900 kWh/(kWp·y) en Australia.

Edificios

En la construcción, la insolación es una consideración importante al diseñar un edificio para un sitio en particular.

El efecto de proyección se puede utilizar para diseñar edificios que sean frescos en verano y cálidos en invierno, proporcionando ventanas verticales en el lado del edificio que mira hacia el ecuador (la cara sur en el hemisferio norte o la cara 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 el verano cuando el Sol está alto. (La trayectoria norte/sur del Sol a través del cielo abarca 47° a lo largo del año).

Ingeniería civil

En ingeniería civil e hidrología, los modelos numéricos de la escorrentía del deshielo utilizan observaciones de la insolación. Esto permite estimar la velocidad a la que se libera agua de una capa de nieve que se derrite. La medición de campo se logra utilizando un piranómetro.

Investigación del clima

La irradiación juega un papel en el modelado climático y el pronóstico del tiempo. Una radiación neta global promedio 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 valor más bajo de TSI de 2014 en los modelos climáticos. Por lo general, se considera que unas pocas décimas de cambio porcentual en el nivel absoluto de TSI tienen consecuencias mínimas para las simulaciones climáticas. Las nuevas mediciones requieren ajustes de los parámetros del modelo climático.

Los experimentos con GISS Modelo 3 investigaron la sensibilidad del rendimiento del modelo al valor absoluto de TSI durante la época actual y la preindustrial, y describen, por ejemplo, cómo se reparte la reducción de la irradiancia entre la atmósfera y la superficie y los efectos sobre la radiación saliente.

Evaluar el impacto de los cambios de irradiación a largo plazo en el clima requiere una mayor estabilidad del instrumento combinada con observaciones confiables 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/m , lo que sugiere una respuesta climática transitoria de 0,6 °C por W/m . Esta respuesta es mayor por un factor de 2 o más que en los modelos de 2008 evaluados por el IPCC, y posiblemente aparezca en la absorción de calor de los modelos por parte del océano.

Espacio

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

La medición de la actividad solar y la irradiancia es una preocupación para los viajes espaciales. Por ejemplo, la agencia espacial estadounidense, NASA, lanzó su satélite Experimento de Radiación Solar y Clima (SORCE) con Monitores de Irradiación Solar.

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