2. LA RADIACIÓN SOLAR

Transcripción

1 2. LA RADIACIÓN SOLAR La radiación solar es emitida por el Sol, que se comporta como un cuerpo negro a aproximadamente 6000 K. La radiación incidente en la parte superior de la atmósfera se denomina radiación solar extraterrestre, que está en un 97% confinada en el rango espectral de 290 a 3000 nm. Figura 1. Radiación solar y su interacción con el campo magnético terrestre La radiación emitida por el Sol comprende una gama continua y muy extensa de longitudes de onda como se puede observar en la figura 2. Luz es la radiación visible para el ojo humano que se centra en la región entre 400 y 730 nm. La radiación con longitudes de onda inferiores a 400 nm se denomina ultravioleta y mayores que 800 nm se denomina infrarrojo. A su vez, la región del ultravioleta se subdivide en otras tres regiones: UV-A ( ) nm, UV-B ( ) nm y UV-C ( ) nm. Tabla 1. Principales características del Sol 3 de 108

2 Figura 2. Espectro de radiación electromagnética Parte de esta radiación penetra a través de la atmósfera y llega a la superficie terrestre mientras que otra porción es dispersada y/o absorbida por las moléculas de gas, partículas de aerosol, gotas de agua u otros componentes atmosféricos. Estos eventos se conocen como procesos de interacción radiación- atmósfera: el de la absorción y el de dispersión o scattering. El proceso de absorción provoca que la radiación transmitida no tenga el mismo espectro que la incidente, ya que se produce atenuación para determinadas longitudes de onda. El espectro observado desde la superficie terrestre determina de forma unívoca el tipo de molécula que interviene en la absorción. El otro tipo de interacción radiación materia es el scattering. En este proceso la radiación que incide sobre una partícula se redistribuye en distintas direcciones, dependiendo del tamaño de la partícula y de lo energética que sea la radiación. Este fenómeno no modifica el espectro de la radiación. Por tanto, la radiación solar medida desde la superficie terrestre tiene dos componentes: la radiación directa (B), la cual después de sufrir el proceso de atenuación llega a la superficie terrestre sin haber modificado su dirección, y la radiación difusa (D), que después de sufrir el proceso de scattering llega al punto de medida desde cualquier dirección excepto en la del Sol. La suma de la radiación directa y la difusa sobre el plano tangente a la superficie terrestre en el punto de medida, es igual a la radiación global (G). Si denominamos θ al ángulo cenital solar, la expresión para la radiación global es, G = BB + Dcosθ 4 de 108

3 Tabla 2. Magnitudes radiométricas 2.1. Flujo radiante Sea Q la energía transportada por la radiación, medida en Joule (J). Se define el flujo radiante como la cantidad de energía luminosa por unidad de tiempo. dq φ = ( W ) dt Se define la densidad de flujo radiante F como el flujo que corresponde a la unidad de área de la superficie iluminada. dφ F = da 2 ( Wm ) Hay que diferenciar entre la densidad de flujo que llega a una superficie llamada irradiancia (I) y la que emerge denominada emitancia 5 de 108

4 (M). Estas dos magnitudes tienen su forma espectral cuando hay una dependencia con la longitud de onda. Su unidad de medida es (Wm 2 nm). La radiancia es el flujo radiante por unidad de ángulo sólido cruzando un elemento de superficie perpendicular a la dirección del haz de radiación. dφ L= d Ω dacosθ 2 1 ( Wm sr ) Figura 3. Geometría para el cálculo de la Irradiancia Cuando nos referimos a la radiación solar, la magnitud física que vamos a medir es la irradiancia, y si atendemos a la clasificación anteriormente señalada de las componentes de radiación, podemos definir la irradiancia directa como la radiancia en la dirección del sol, con el ángulo que subtiende el sol La radiación solar a su paso por la atmósfera. Antes de alcanzar cualquier punto de la superficie de la Tierra, la radiación solar ha de atravesar la atmósfera terrestre, en la que se ve sometida a un proceso de atenuación dependiente de la longitud del camino recorrido. Este proceso viene determinado por la altura y posición del sol, y también con notable influencia de las variaciones de la composición atmosférica. En general, se pueden esquematizar los fenómenos de interacción de la radiación con la atmósfera como se indica en la figura x. En ella se observa que a un determinado lugar de la superficie terrestre, la radiación solar llega tanto en forma de radiación directa, que no ha sufrido modificación en su dirección desde 6 de 108

5 el Sol, como de radiación difusa, procedente de todas las direcciones de la semiesfera celeste por encima del plano horizontal así como de la reflexión de la radiación por el suelo, radiación reflejada. Figura 4.Componentes de la radiación solar Desde muchos puntos de vista es importante predecir, en función del tiempo, la cantidad global de radiación solar, descompuesta en sus componentes directa y difusa, que alcanza un lugar de la superficie terrestre. Este cálculo, que resultaría fácil de realizar si no existiese atmósfera, resulta prácticamente imposible debido en gran parte a la variabilidad en la composición de la atmósfera terrestre. Existen tres metodologías diferentes que pueden emplearse para la determinación de la radiación incidente sobre la superficie terrestre: De un lado, y a partir de la composición de la atmósfera y del estudio de los efectos que causan sobre la radiación solar, se establece una modelización a través de una serie de coeficientes atmosféricos, se determinan las componentes directa y difusa y de éstas la global, en cualquier lugar de la superficie terrestre. Este camino, que conlleva una gran complejidad, haciéndose necesario acudir a ciertas 7 de 108

6 simplificaciones que afecta sobre todo a los citados coeficientes de transmisión y atenuación atmosféricos, se caracteriza por su apoyo en fundamentos físicos, al basarse en los procesos que experimenta la radiación solar a su paso por la atmósfera terrestre. El tratamiento matemático de estos procesos es bastante complejo, y está limitado además por la necesidad de disponer de series temporales de medidas de parámetros meteorológicos, que si bien en algunos lugares de Europa y Estados Unidos están disponibles, no lo están tanto en el resto del mundo. De otro, y a partir del análisis de series temporales de valores medidos de irradiación (normalmente irradiación global en plano horizontal) medidos o calculados a partir de series de horas de Sol, y del estudio estadístico de estas series, obtener también las componentes directa y difusa y de ellas la global, en cualquier lugar de la superficie terrestre, del cual se tenga información medida. Últimamente, este método se está apoyando adicionalmente en imágenes de satélite que permite una mayor extensión espacial. En cualquier caso, hay que apoyarse en medidas realizadas en la superficie terrestre. Por último, y éste es el caso que más nos interesa, pues es el objeto de el presente estudio, la toma de datos de irradiancia global, directa y difusa. Se realiza directamente con unos sensores específicos, pirheliómetros y piranómetros, de los cuales hablaremos en profundidad más adelante. Se registran gran cantidad de datos, se analizan estadísticamente para obtener valores medios diarios y/o mensuales Interacción de la radiación solar con la atmósfera terrestre El primer paso necesario para el estudio de la interacción de la radiación solar con la atmósfera terrestre, es el conocimiento de la composición de ésta, primero en ausencia de nubes y posteriormente analizando el efecto de la contribución de las mismas Composición de la atmósfera terrestre La estructura vertical de la atmósfera terrestre, ha sido descrita desde comienzos de este siglo a través del concepto de atmósfera 8 de 108

7 estándar. En realidad, esta composición normal varía de forma importante tanto en tiempo como en espacio en lo que respecta al vapor de agua, dióxido de carbono, ozono, monóxido de carbono y metano. Desde el punto de vista de la atenuación de la radiación solar, los componentes atmosféricos más influyentes son las moléculas de aire, de ozono, de dióxido de carbono, vapor de agua, y aerosoles (componentes no gaseosos), estos últimos de importancia destacable. Hacemos un breve repaso de cada uno de ellos. Ozono. El contenido de ozono se mide por el denominado espesor normal de ozono, que se define como su propio nombre indica como el espesor que se alcanzaría si todo el ozono de una columna vertical de área unidad estuviera en condiciones normales de presión y temperatura. Se suele representar en cm ó mm y su valor habitual está comprendido entre 2 y 5 mm. Aunque varía según el lugar y la época del año, su efecto en la atenuación de radiación solar es, sin embargo, poco variable, aunque muy importante porque afecta a la parte ultravioleta del espectro que es la de mayor intensidad energética. La incidencia sobre los seres vivos es muy crítica. Se trata de un componente sensible a la presencia, en las capas altas de la atmósfera, de moléculas halogenadas originadas en la actividad humana. Vapor de agua. El contenido de vapor de agua viene determinado por un parámetro de significado similar al definido para el ozono. En muchas publicaciones, se le suele denominar agua precipitable; aquí no obstante, se sugiere otro nombre que representa mejor su auténtico significado: espesor de agua condensable, y que se define como el espesor de la capa de agua líquida que se tendría, a nivel de suelo, condensando todo el vapor de agua contenido en una columna vertical de área unidad y altura la de la atmósfera. Se suele expresar en cm y está en el orden de magnitud de 3,5 cm Aerosoles. Los aerosoles son pequeñas partículas sólidas o líquidas suspendidas en el aire cuyos tamaños están comprendidos entre 0,002 µm a más de 100 µm de radio. El contenido de aerosoles de la atmósfera se mide en número de partículas por unidad de volumen, en términos de turbidez atmosférica o mediante el parámetro óptico conocido por visibilidad. Los aerosoles pueden ser de procedencia terrestre (humos, polen, cenizas de erupciones volcánicas, incendios forestales, combustión de carbón, 9 de 108

8 polvo, arena de tormentas, etc.) o de procedencia marina (cristales de sal, núcleos de sales higroscópicas en los que condensa el agua, "ocean sprays"). Figura 5. Imagen del sensor SeaWIFS mostrando imagen de aerosol procedente del Sahara Recorrido óptico atmosférico Cuando la radiación solar atraviesa la atmósfera, cada molécula (o partícula en el caso de aerosoles) que la compone, atenúa parte de la energía asociada a dicha radiación. Esta atenuación es función del tipo y número de moléculas presentes en el camino de los rayos solares. En consonancia con esto, se define para cada tipo de componente atmosférico, lo que se denomina masa óptica. Este parámetro no es más que una integración a lo largo del camino recorrido por un rayo solar, de la densidad del componente de que se trate (ozono, moléculas de aire, vapor de agua, etc.), y representa por tanto, la masa de sustancia contenida en ese camino. 10 de 108

9 Generalmente la masa óptica se define en relación al camino óptico vertical en dirección cenital (cuando el sol está en el cenit) y en un lugar situado a nivel del mar. Este recorrido óptico unidad, se corresponde con una columna vertical de 1 cm 2 de sección desde la altura 0 (nivel del mar) hasta el límite superior de la atmósfera. Si ésta fuese homogénea y estuviese en condiciones normales de presión y temperatura, la altura de esta columna sería de unos 8 km. aproximadamente Interacción de la radiación solar con la atmósfera sin nubes La radiación solar, en su camino hacia la superficie terrestre, sufre dos tipos de interacciones: -Difusión o dispersión -Absorción. Estos fenómenos dependen tanto de la naturaleza, cantidad y propiedades ópticas de los componentes atmosféricos, como de la distribución espectral de la radiación. Una parte de la radiación, llega al suelo en línea recta, desde el disco solar, denominándose radiación directa. La otra que se denomina componente difusa, y procede de toda la bóveda celeste, está compuesta tanto por la difundida en la atmósfera (debido a que la difusión se realiza en todas direcciones, una parte es devuelta al espacio), la radiación solar procedente de reflexiones múltiples entre el suelo y la atmósfera, la emitida por los componentes atmosféricos (de onda muy larga) y la que procede de reflexiones en la atmósfera de la radiación terrestre (también de onda muy larga). Figura 6. Dispersión 11 de 108

10 Es de gran importancia, el conocimiento del efecto de la atenuación producida por la atmósfera en la radiación incidente, sobre todo de cara a poder calcular la irradiación que llega a un lugar determinado de la superficie terrestre, a partir del valor conocido de la radiación extraterrestre Absorción de la componente directa En el apartado anterior se han explicado someramente los fenómenos de atenuación por difusión de la componente directa de la radiación, los cuales pueden representarse mediante una expresión analítica en función de la longitud de onda. El fenómeno de absorción tiene lugar de forma discreta en bandas centradas en diferentes longitudes de onda y de anchura diversa. Así podemos distinguir, de una parte, absorbedores moleculares (gases y vapor de agua) cuyas bandas de absorción están situadas sobre todo en el infrarrojo, y absorbedores atómicos (oxígeno y nitrógeno), que junto al ozono, oxigeno y nitrógeno moleculares, son causantes de la absorción en el ultravioleta y el visible. 12 de 108