Irradiación solar

La irradiancia solar es la potencia por unidad de área ( densidad de potencia superficial ) recibida del Sol en forma de radiación electromagnética en el rango de longitud de onda del instrumento de medición. La irradiancia solar se mide en vatios por metro cuadrado (W/m ² ) en unidades del SI .

La irradiancia solar suele integrarse a lo largo de un período de tiempo determinado para informar sobre la energía radiante emitida al entorno circundante ( julios por metro cuadrado, J/m2 ⁾ durante ese período de tiempo. Esta irradiancia solar integrada se denomina irradiación solar , exposición solar , insolación solar o insolación .

La irradiancia 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. ^[2] La irradiancia 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. ^[3] La irradiancia solar afecta el metabolismo de las plantas y el comportamiento animal. ^[4]

El estudio y la medición de la irradiancia 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, el modelado climático y la previsión meteorológica, las aplicaciones de enfriamiento radiativo diurno pasivo y los viajes espaciales.

Existen varios tipos de irradiancia solar medidos.

• La irradiancia solar total (ITS) es una medida de la energía solar en todas las longitudes de onda por unidad de área que incide en la atmósfera superior de la Tierra . Se mide perpendicularmente a la luz solar entrante. ^[3] La constante solar es una medida convencional de la ITS media a una distancia de una unidad astronómica (UA).
• La irradiancia normal directa (DNI) , o radiación del haz , se mide en la superficie de la Tierra en una ubicación determinada con un elemento de superficie perpendicular a la dirección del Sol. ^[6] Excluye la radiación solar difusa (radiación que se dispersa o refleja por los componentes atmosféricos). La irradiancia directa es igual a la irradiancia extraterrestre sobre la atmósfera menos las pérdidas atmosféricas debido a la absorción y la dispersión . Las pérdidas dependen de la hora del día (la longitud del camino de la luz a través de la atmósfera depende del ángulo de elevación solar ), la cobertura de nubes , el contenido de humedad y otros contenidos . La irradiancia 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 la DNI.
• La irradiancia horizontal difusa (DHI) , o radiación difusa del cielo , es la radiación en la superficie de la Tierra proveniente de la luz dispersada por la atmósfera. Se mide en una superficie horizontal con radiación proveniente de todos los puntos del cielo, excluyendo la radiación circunsolar (radiación proveniente del disco solar). ^{[6] [7]} Casi no habría DHI en ausencia de atmósfera. ^[6]
• 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: ^[8]

  ${\displaystyle {\text{GHI}}={\text{DHI}}+{\text{DNI}}\times \cos(z)}$

• La irradiancia inclinada global (GTI) es la radiación total recibida en una superficie con inclinación y acimut definidos, fija o siguiendo al Sol. La GTI se puede medir ^[7] o modelar a partir de GHI, DNI, DHI. ^{[9] [10] [11]} A menudo es una referencia para plantas de energía fotovoltaica , mientras que los módulos fotovoltaicos se montan en construcciones fijas o de seguimiento.
• La irradiancia normal global (GNI) es la irradiancia total del Sol en la superficie de la Tierra en una ubicación determinada con un elemento de superficie perpendicular al Sol.

La unidad de irradiancia del SI es el vatio por metro cuadrado (W/m2 ⁼ Wm ⁻² ). La unidad de insolación que se suele utilizar en la industria de la energía solar es el kilovatio hora por metro cuadrado (kWh/m2 ⁾ . ^[12]

El Langley es una unidad alternativa de insolación. Un Langley equivale a una caloría termoquímica por centímetro cuadrado o 41.840  J/m ² . ^[13]

La radiación solar anual media que llega a la parte superior de la atmósfera de la Tierra es de unos 1361  W/m ² . Esto representa la potencia por unidad de área de la irradiancia 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 unos 1361 W/m ² aproximadamente estables en todo momento. El área de este disco circular es π r ² , donde r es el radio de la Tierra. Debido a que la Tierra es aproximadamente esférica , tiene un área total , lo que significa que la radiación solar que llega a la parte superior de la atmósfera, promediada sobre toda la superficie de la Tierra, simplemente se divide por cuatro para obtener 340 W/m ² . En otras palabras, promediada a lo largo del año y el día, la atmósfera de la Tierra recibe 340 W/m ² del Sol. Esta cifra es importante en el forzamiento radiativo .  ${\estilo de visualización 4\pi r^{2}}$  

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 en rotación. La insolación es esencial para la predicción numérica del tiempo y para comprender las estaciones y el cambio climático . Su aplicación a las eras glaciales se conoce como ciclos de Milankovitch .

La distribución se basa en una identidad fundamental de la trigonometría esférica , la ley esférica de los cosenos : 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 una longitud de arco c . Aplicado al cálculo del ángulo cenital solar Θ , se aplica lo siguiente a la ley esférica de los cosenos:$${\displaystyle \cos(c)=\cos(a)\cos(b)+\sin(a)\sin(b)\cos(C)}$$ $${\displaystyle {\begin{aligned}C&=h\\c&=\Theta \\a&={\tfrac {1}{2}}\pi -\varphi \\b&={\tfrac {1}{2} }\pi -\delta \\\cos(\Theta )&=\sin(\varphi )\sin(\delta )+\cos(\varphi )\cos(\delta )\cos(h)\end{alineado }}}$$

Esta ecuación también puede derivarse de una fórmula más general: ^[14] donde β es un ángulo desde la horizontal y γ es un ángulo acimutal .$${\displaystyle {\begin{aligned}\cos(\Theta )=\sin(\varphi )\sin(\delta )\cos(\beta )&+\sin(\delta )\cos(\varphi )\sin (\beta )\cos(\gamma )+\cos(\varphi )\cos(\delta )\cos(\beta )\cos(h)\\&-\cos(\delta )\sin(\varphi ) \sin(\beta )\cos(\gamma )\cos(h)-\cos(\delta )\sin(\beta )\sin(\gamma )\sin(h)\end{aligned}}}$$

La separación entre la Tierra y el 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 del flujo solar (insolación) sobre un plano tangente a la esfera de la Tierra, pero por encima de la masa de la atmósfera (elevación de 100 km o más) es:$${\displaystyle Q={\begin{casos}S_{o}{\frac {R_{o}^{2}}{R_{E}^{2}}}\cos(\Theta )&\cos(\ Theta )>0\\0&\cos(\Theta )\leq 0\end{cases}}}$$

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

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

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

${\displaystyle {\frac {R_{o}^{2}}{R_{E}^{2}}}}$es casi constante a lo largo de un día y puede tomarse fuera 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:$${\displaystyle {\overline {Q}}^{\text{día}}={\frac {S_{o}}{\pi }}{\frac {R_{o}^{2}}{R_{E}^{2}}}\left[h_{o}\sin(\varphi )\sin(\delta )+\cos(\varphi )\cos(\delta )\sin(h_{o})\right]}$$

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 ^{[15] [16]} donde ε es la oblicuidad . (Nota: La fórmula correcta, válida para cualquier inclinación axial, es . ^[17] ) La longitud convencional del perihelio ϖ se define en relación con el equinoccio de marzo, por lo que para la órbita elíptica: ^[18] o$${\displaystyle \delta =\varepsilon \sin(\theta)}$$${\displaystyle \sin(\delta )=\sin(\varepsilon )\sin(\theta )}$$${\displaystyle R_{E}={\frac {R_{o}(1-e^{2})}{1+e\cos(\theta -\varpi )}}}$$$${\displaystyle {\frac {R_{o}}{R_{E}}}={\frac {1+e\cos(\theta -\varpi )}{1-e^{2}}}}$$

Conociendo ϖ , ε y e a partir de cálculos astrodinámicos ^[19] y S _o a partir de un consenso de observaciones o teoría, 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 momento del equinoccio de marzo, θ  = 90° es exactamente el momento del solsticio de junio, θ  = 180° es exactamente el momento del equinoccio de septiembre y θ  = 270° es exactamente el momento del solsticio de diciembre.${\displaystyle {\overline {Q}}^{\text{day}}}$

Una ecuación simplificada para la irradiancia en un día determinado es: ^{[20] [21]}$${\displaystyle Q\approx S_{0}\left(1+0.034\cos \left(2\pi {\frac {n}{365.25}}\right)\right)}$$

donde n es un número de un día del año.

La irradiancia solar total (ITS) ^[22] cambia lentamente en escalas temporales decenales y más largas. La variación durante el ciclo solar 21 fue de alrededor del 0,1% (pico a pico). ^[23] En contraste con reconstrucciones más antiguas, ^{[24] las reconstrucciones de ITS 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. ^{[25] [26] [27]} Sin embargo, el conocimiento actual basado en varias líneas de evidencia sugiere que los valores más bajos para la tendencia secular son más probables. ^[27] En particular, una tendencia secular mayor a 2 Wm ^-2 se considera altamente improbable. ^{[27] [28] [29]} La irradiancia ultravioleta (EUV) varía aproximadamente un 1,5 por ciento desde los máximos solares a los mínimos, para longitudes de onda de 200 a 300 nm. ^[30] Sin embargo, un estudio indirecto estimó que la radiación UV ha aumentado un 3,0% desde el Mínimo de Maunder. ^[31]

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 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${\displaystyle {\overline {Q}}^{\mathrm {day} }}$$${\displaystyle {\frac {R_{o}}{R_{E}}}=1+e\cos(\theta -\varpi )=1+e\cos \left({\frac {\pi }{2}}-\varpi \right)=1+e\sin(\varpi )}$$

Para este cálculo del solsticio de verano, el papel de la órbita elíptica está contenido enteramente en el producto importante , 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.${\displaystyle e\sin(\varpi )}$ 

El registro TSI basado en el espacio 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 ennegrecida absorbente en equilibrio térmico con la luz solar incidente que pasa a través de una abertura de precisión de área calibrada. La abertura se modula a través de un obturador . Se requieren incertidumbres de precisión de < 0,01% para detectar variaciones de irradiancia solar a largo plazo, porque los cambios esperados están en el rango de 0,05–0,15  W/m ² por siglo. ^[32]

En órbita, las calibraciones radiométricas se desvían por razones que incluyen la degradación solar de la cavidad, la degradación electrónica del calentador, la degradación de la superficie 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. ^[32]

Por diversas razones, las fuentes no siempre coinciden. Los valores TSI del Experimento de Radiación Solar y Clima/Medición de Irradiancia Total ( SORCE /TIM) son inferiores a las mediciones anteriores realizadas por el Experimento de Presupuesto del Radiómetro Terrestre (ERBE) en el Satélite de Presupuesto de Radiación Terrestre (ERBS), VIRGO en el Observatorio Solar Heliosférico (SoHO) y los instrumentos ACRIM en la Misión de Máximo Solar (SMM), el Satélite de Investigación de la Atmósfera Superior (UARS) y el ACRIMSAT . Las calibraciones terrestres previas al lanzamiento se basaron en mediciones a nivel de componentes en lugar de a nivel de sistema, ya que los estándares de irradiancia en ese momento carecían de suficientes precisiones absolutas. ^[32]

La estabilidad de las mediciones implica exponer distintas cavidades del radiómetro a distintas 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 observaciones permiten realizar correcciones tanto para las desviaciones absolutas como para la validación de las desviaciones instrumentales. ^[32]

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

Las desviaciones a largo plazo de los radiómetros pueden confundirse con variaciones de la irradiancia, que pueden interpretarse erróneamente como si afectaran al clima. Algunos ejemplos incluyen la cuestión del aumento de la irradiancia entre los mínimos del ciclo en 1986 y 1996, evidente sólo 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, siguen existiendo diferencias notables e inexplicables en la irradiancia y las influencias modeladas de las manchas solares y las fáculas .

La discrepancia entre las observaciones superpuestas indica derivas no resueltas que sugieren que el registro TSI no es lo suficientemente estable como para discernir los cambios solares en escalas de tiempo decenales. Sólo el compuesto ACRIM muestra un aumento de la irradiancia de ~1  W/m2 ^entre  1986 y 1996; este cambio también está ausente en el modelo. ^[32]

Las recomendaciones para resolver las discrepancias entre los instrumentos incluyen la validación de la precisión de la medición óptica comparando los instrumentos terrestres con referencias de laboratorio, como los del Instituto Nacional de Ciencia y Tecnología (NIST); la validación del NIST de las calibraciones del área de apertura utilizando repuestos de cada instrumento; y la aplicación de correcciones de difracción de la apertura que limita la visión. ^[32]

En el caso del ACRIM, el NIST determinó que la difracción de la apertura que limita la visión contribuye con una señal del 0,13 % que no se tiene en cuenta en los tres instrumentos del ACRIM. Esta corrección reduce los valores del ACRIM informados, lo que acerca el ACRIM al TIM. En el ACRIM y en todos los demás instrumentos, excepto el TIM, la apertura se encuentra en la profundidad del instrumento, con una apertura que limita la visión más grande en la parte delantera. Según las imperfecciones de los bordes, esto puede dispersar directamente la luz en la cavidad. Este diseño admite en la parte delantera del instrumento entre dos y 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 del TIM coloca la apertura de precisión en la parte delantera, de modo que solo entra la luz deseada. ^[32]

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 coincidentes con las maniobras de la nave espacial SoHO que fueron más evidentes durante el mínimo solar de 2008.

La alta precisión absoluta de TIM crea nuevas oportunidades para medir variables climáticas. TSI Radiometer Facility (TRF) es un radiómetro criogénico que opera en vacío con fuentes de luz controladas. L-1 Standards and Technology (LASP) diseñó y construyó el sistema, que se completó en 2008. Fue calibrado para potencia óptica contra el Radiómetro Óptico Primario de Watt del NIST, un radiómetro criogénico que mantiene la escala de potencia radiante del NIST con una incertidumbre de 0,02% (1 σ ). A partir de 2011, TRF fue la única instalación que se acercó a la incertidumbre deseada de <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 energía solar y en condiciones de vacío. ^[32]

El TRF encierra tanto el radiómetro de referencia como el instrumento bajo prueba en un sistema de vacío común que contiene un haz de iluminación estacionario y uniforme en el espacio. 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 variable del haz proporciona diagnósticos de linealidad, y el diámetro variable del haz diagnostica la dispersión de los diferentes componentes del instrumento. ^[32]

Las escalas absolutas de los instrumentos de vuelo Glory/TIM y PICARD/PREMOS ahora son trazables hasta el TRF tanto en potencia óptica como en irradiancia. La alta precisión resultante reduce las consecuencias de cualquier brecha futura en el registro de irradiancia solar. ^[32]

El valor más probable de TSI representativo del mínimo solar es1 360,9 ± 0,5 W / m ² , inferior al valor aceptado anteriormente de1 365,4 ± 1,3 W/m ² , establecido en la década de 1990. El nuevo valor proviene de SORCE/TIM y de pruebas de laboratorio radiométricas. La luz dispersa es una 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 visión. El TIM utiliza una apertura que limita la visión que es más pequeña que la apertura de precisión que excluye esta señal espuria. La nueva estimación se debe a una mejor medición en lugar de un cambio en la emisión solar. ^[32]

Una división basada en un modelo de regresión de la proporción relativa de las manchas solares y las influencias faculares de los datos de SORCE/TIM explica el 92% de la varianza observada y sigue las tendencias observadas dentro de la banda de estabilidad de TIM. Esta coincidencia proporciona más evidencia de que las variaciones de TSI se deben principalmente a la actividad magnética de la superficie solar. ^[32]

Las imprecisiones de los instrumentos añaden una incertidumbre significativa a la hora de determinar el equilibrio energético de la Tierra . El desequilibrio energético se ha medido de diversas formas (durante un mínimo solar profundo de 2005-2010) y se ha determinado que+0,58 ± 0,15 W/m2 ^, [ ^33] +0,60 ± 0,17 W/m ^{2 [34]} y+0,85 W/m ² . Las estimaciones a partir de mediciones espaciales oscilan entre +3 y 7  W/m ² . El valor TSI más bajo de SORCE/TIM reduce esta discrepancia en 1  W/m ² . Esta diferencia entre el nuevo valor TIM más bajo y las mediciones TSI anteriores corresponde a un forzamiento climático de −0,8  W/m ² , que es comparable al desequilibrio energético. ^[32]

En 2014 se desarrolló un nuevo compuesto ACRIM utilizando el registro ACRIM3 actualizado. Añadió correcciones por dispersión y difracción reveladas durante pruebas recientes en TRF y dos actualizaciones de algoritmo. Las actualizaciones del algoritmo tienen en cuenta con mayor precisión el comportamiento térmico del instrumento y el análisis de los datos del ciclo de obturación. Estas corrigieron un componente de la señal espuria cuasianual y aumentaron la relación señal-ruido , respectivamente. El efecto neto de estas correcciones disminuyó el valor promedio del TSI ACRIM3 sin afectar la tendencia en el TSI compuesto ACRIM. ^[35]

Las diferencias entre los compuestos TSI de ACRIM y PMOD son evidentes, pero la más significativa es la tendencia de mínimo a mínimo solar 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 utiliza los resultados TSI originales publicados por los equipos de experimentos satelitales, mientras que PMOD modifica significativamente algunos resultados para ajustarlos a modelos proxy TSI específicos. Las implicaciones del aumento de TSI durante el calentamiento global de las últimas dos 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 CMIP5 . ^[35]

La radiación solar anual media que llega a la parte superior de la atmósfera de la Tierra es de aproximadamente 1361  W/m ² . ^[36] Los rayos del Sol se atenúan a medida que pasan a través de la atmósfera , dejando la irradiancia superficial normal máxima en aproximadamente 1000  W/m ² a nivel del mar en un día claro. Cuando 1361 W/m ² llegan por encima de la atmósfera (cuando el Sol está en el cenit en un cielo sin nubes), el sol directo es de aproximadamente 1050 W/m ² , y la radiación global en una superficie horizontal a nivel del suelo es de aproximadamente 1120 W/m ² . ^[37] La ​​última cifra incluye la radiación dispersada o reemitida por la atmósfera y los alrededores. La cifra real varía con el ángulo del Sol y las circunstancias atmosféricas. Ignorando las nubes, la insolación media diaria de la Tierra es de aproximadamente 6 kWh/m ² = 21,6 MJ/m ² .

La potencia de salida de un panel fotovoltaico , por ejemplo, depende en parte del ángulo del sol con respecto al panel. Un sol es una unidad de flujo de potencia , 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 . ^[38]

Una parte de la radiación que llega a un objeto se absorbe y el resto se refleja. Normalmente, la radiación absorbida se convierte en energía térmica , lo que aumenta la temperatura del objeto. Sin embargo, los sistemas naturales o artificiales 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 es la reflectividad del objeto o albedo .

La insolación sobre una superficie es máxima cuando la superficie está orientada directamente hacia el Sol (es normal a él). A medida que el ángulo entre la superficie y el Sol se aleja de la normal, la insolación se reduce en proporción al coseno del ángulo ; consulte el efecto del ángulo del Sol en el clima .

En la figura, el ángulo que se muestra es entre el suelo y el rayo de sol, en lugar de entre la dirección vertical y el rayo de sol; por lo tanto, es adecuado el seno en lugar del coseno. 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 en ángulo distribuye la luz sobre el doble del área. En consecuencia, la mitad de luz cae sobre cada milla cuadrada.

Este efecto de proyección es la principal razón 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 están más inclinados hacia el Sol que los trópicos y, además, no reciben insolación alguna durante los seis meses de sus respectivos inviernos.

En un ángulo menor, la luz también debe atravesar más atmósfera, lo que la atenúa (por absorción y dispersión), lo que reduce 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 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 insolación a través de la atmósfera. Para cualquier longitud corta dada del camino, la profundidad óptica es proporcional al número de absorbentes y dispersores a lo largo de esa longitud, y generalmente aumenta 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 los absorbentes es 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. Como 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 madrugada. Por el contrario, en la (hipotética) ausencia total de absorción, la profundidad óptica permanece cero en todas las altitudes del sol, es decir, la transmitancia permanece 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 interés académico y comercial significativo. Uno de los primeros intentos de llevar a cabo un mapeo integral del potencial solar para países individuales fue el proyecto Solar & Wind Resource Assessment (SWERA), ^[39] 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 por parte 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 . Actualmente existen varias empresas comerciales que proporcionan 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 de forma gratuita. En enero de 2017 , el Banco Mundial lanzó el Atlas Solar Global , utilizando datos proporcionados por Solargis, para proporcionar una única fuente de datos solares, mapas y capas SIG de alta calidad 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
• 
  México
• 
  Sudáfrica

Los mapas de radiación solar se construyen utilizando bases de datos derivadas de imágenes satelitales, como por ejemplo, utilizando imágenes visibles del satélite Meteosat Prime. Se aplica un método a las imágenes para determinar la radiación solar. Un modelo satélite-irradiancia bien validado es el modelo SUNY. ^[40] 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 la implementación de sistemas de energía solar . ^[41] 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. Mientras que los paneles solares fotovoltaicos pueden convertir en electricidad tanto la irradiación directa como la irradiación difusa, la energía solar concentrada solo puede funcionar de manera eficiente con irradiación directa, lo que hace que estos sistemas sean adecuados solo 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 cae sobre el panel. Esto evitará estimaciones que sean incorrectamente bajas para el invierno y incorrectamente altas para el verano. ^[42] Esto también significa que la cantidad de luz solar que cae sobre un panel solar en latitudes altas no es tan baja en comparación con uno en el ecuador como parecería al considerar simplemente la insolación en una superficie horizontal. Los valores de insolación horizontal varían de 800 a 950  kWh/(kWp·y) en Noruega hasta 2.900  kWh/(kWp·y) en Australia . Pero un panel correctamente inclinado a 50° de latitud recibe 1860  kWh/m ² /y, en comparación con 2370 en el ecuador. ^[43] De hecho, en un cielo despejado, 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 sen(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 clasificación Wp (vatios pico), ^[44] que luego se puede usar con la insolación, ajustada por factores como la inclinación, el seguimiento y el sombreado, para determinar la salida esperada. ^[45]

En la construcción, la insolación es una consideración importante al diseñar un edificio para un sitio particular. ^[46]

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 al 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).

En ingeniería civil e hidrología , los modelos numéricos de escorrentía de nieve derretida utilizan observaciones de la insolación. Esto permite estimar la velocidad a la que se libera agua de un manto de nieve derretido. La medición de campo se realiza utilizando un piranómetro .

La irradiancia desempeña un papel en la modelización climática y la previsión 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 que el valor más bajo del TSI de 2014 tendrá en los modelos climáticos. Por lo general, se considera que un cambio de unas pocas décimas porcentuales en el nivel absoluto del TSI tiene consecuencias mínimas para las simulaciones climáticas. Las nuevas mediciones requieren ajustes de los parámetros del modelo climático.

Los experimentos con el Modelo 3 del GISS investigaron la sensibilidad del rendimiento del modelo al valor absoluto del TSI durante las épocas actual y 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. ^[32]

Para evaluar el impacto de los cambios de irradiancia a largo plazo en el clima se requiere una mayor estabilidad de los instrumentos ^[32] 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 del 0,1% observado imparte un forzamiento climático de 0,22  W/m ² , lo que sugiere una respuesta climática transitoria de 0,6 °C por W/m ² . Esta respuesta es mayor por un factor de 2 o más que en los modelos de 2008 evaluados por el IPCC, posiblemente apareciendo en la absorción de calor de los modelos por el océano. ^[32]

La medición de 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 . ^{[47] [48]} Para medir el poder de enfriamiento de una superficie de enfriamiento radiativo pasivo, se deben cuantificar tanto las potencias absorbidas de las radiaciones atmosféricas como las solares. En un día claro, la irradiancia solar puede alcanzar 1000 W/m ² con un componente difuso entre 50 y 100 W/m ² . En promedio, el poder de enfriamiento de una superficie de enfriamiento radiativo pasivo diurno se ha estimado en ~100-150 W/m ² . ^[49]

La insolación es la variable principal 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 Solar Radiation and Climate Experiment (SORCE) con monitores de irradiancia solar . ^[2]

• Willson, Richard C.; HS Hudson (1991). "La luminosidad del Sol a lo largo de un ciclo solar completo". Nature . 351 (6321): 42–4. Bibcode :1991Natur.351...42W. doi :10.1038/351042a0. S2CID  4273483.
• "El sol y el clima". Hoja informativa 0095-00 del Servicio Geológico de Estados Unidos . Consultado el 21 de febrero de 2005 .
• Foukal, Peter; et al. (1977). "Los efectos de las manchas solares y fáculas sobre la constante solar". Revista Astrofísica . 215 : 952. Código bibliográfico : 1977ApJ...215..952F. doi : 10.1086/155431 .
• Stetson, HT (1937). Manchas solares y sus efectos. Nueva York: McGraw Hill.
• Yaskell, Steven Haywood (31 de diciembre de 2012). Grandes fases del Sol: el caso de un mecanismo responsable de los mínimos y máximos solares extendidos. Trafford Publishing. ISBN 978-1-4669-6300-9.

Wikimedia Commons tiene medios relacionados con Insolación .

• Atlas Solar Global: busque o descargue mapas y capas de datos SIG (globales o por país) de los promedios a largo plazo de los datos de irradiación solar (publicados por el Banco Mundial, proporcionados por Solargis)]
• Solcast: datos de irradiación solar actualizados cada 10 a 15 minutos. Recientes, en vivo, históricos y pronósticos, gratuitos para uso público en investigación.
• Datos recientes de irradiación solar total actualizados todos los lunes
• Mapa solar de San Francisco
• Comisión Europea - Mapas interactivos
• Mapa de radiación solar de Australia de ayer
• Radiación solar según Google Maps
• SMARTS , software para calcular la insolación solar de cada fecha/ubicación de la Tierra Datos y herramientas sobre recursos solares
• Meteorología de superficie y energía solar de la NASA
• insol: paquete R para insolación en terrenos complejos
• Calculadora de insolación en línea