- -
- 100%
- +
El Sol está constituido principalmente por hidrógeno (78% de su masa) y helio (20% de su masa). El Sol es un inmenso reactor nuclear de fusión que transforma cada segundo 600.000.000 de toneladas de hidrógeno en 596.000.000 de toneladas de helio. Se pierden, por tanto, 4.000.000 de toneladas de materia cada segundo, que se transforman en energía, unos 3,7·1023 kW. Esta energía es irradiada al espacio siguiendo un patrón esférico. De esta energía llegan a nuestro planeta unos 1,74·1014 kW. Aunque ésta es sólo una pequeña parte de la energía generada por el Sol, equivale a unas 5.000 veces el consumo energético de toda la población de la Tierra.
2.1.1 Terminología básica
Espectro solar: distribución espectral (en función de la longitud de onda o de la frecuencia) de la radiación electromagnética emitida por el Sol.
Irradiación: energía incidente por unidad de superficie sobre un plano dado, obtenida por integración de la irradiancia durante un intervalo de tiempo determinado, normalmente una hora o un día. Se expresa en MJ/m2, para el intervalo de tiempo especificado.
Irradiancia: potencia radiante incidente por unidad de superficie sobre un plano dado. Se expresa en W/m2.
Radiación circunsolar: radiación dispersada por la atmósfera, de manera que parece provenir de la región del cielo adyacente al Sol. La radiación circunsolar causa la aureola solar.
Radiación solar difusa: radiación solar hemisférica menos la radiación solar directa.
Radiación solar directa: radiación solar incidente sobre un plano dado, procedente de un pequeño ángulo sólido centrado en el disco solar.
Radiación solar extraterrestre: radiación solar recibida en los límites de la atmósfera terrestre.
Radiación solar global: radiación solar hemisférica recibida en un plano horizontal.
Radiación solar hemisférica: radiación solar incidente en una superficie plana dada, recibida desde un ángulo sólido de 2π estereorradianes (del hemisferio situado por encima de la superficie). Se tienen que especificar la inclinación y el azimut de la superficie receptora. La radiación solar hemisférica se compone de la radiación solar directa y de la radiación solar difusa (radiación solar dispersada en la atmósfera o reflejada por el suelo).
2.1.2 La constante solar
La constante solar es la irradiancia solar extraterrestre, incidente en un plano perpendicular a la dirección de esta radiación, cuando la Tierra está a la distancia media del Sol (149,5 · 106 km). Según el World Radiation Center, el valor de la constante solar (Ics) es de 1.367 W/m2, con una desviación máxima de ±7 W/m2.
La figura 2.1 muestra la variación de la irradiancia solar con el tiempo. Esta variación depende de la actividad solar (ciclos solares) y de la distancia entre la Tierra y el Sol, que no es constante porque la órbita terrestre es elíptica.
Figura 2.1. Irradiancia solar extraterrestre (fuera de la atmósfera). (Fuente: ACRIM - Active Cavity Radiometer Irradiance Monitor – http://www.acrim.com).
2.1.3 El espectro solar
La energía que emite el Sol llega a la Tierra en forma de ondas electromagnéticas que se desplazan por el espacio en todas las direcciones. Este efecto se llama radiación y hace referencia a un fenómeno físico vibratorio que se representa en forma de ondas. La cantidad de energía transportada por las ondas es proporcional a su frecuencia, que es el número de veces que la onda se repite completamente por unidad de tiempo. Cuanto mayor es la frecuencia, mayor es la energía que transporta la onda. Las radiaciones electromagnéticas se propagan todas a una misma velocidad, 300.000 km/s en el vacío, distinguiéndose por su longitud de onda. La longitud de onda es la distancia entre dos puntos iguales de una onda, por ejemplo las crestas (figura 2.2).
Figura 2.2. Longitud de onda.
La radiación solar no llega únicamente en forma de luz visible: recibimos también radiación no visible para el ojo humano. La gama de radiaciones visibles para el ojo humano (espectro visible, figura n
Figura 2.3. Espectro electromagnético.
La figura 2.4 muestra la distribución espectral de la radiación solar extraterrestre. Esta gráfica se denomina espectro solar. La distribución de la radiación en el espectro solar, en función de la longitud de onda, es la que se indica en la tabla 2.1.
Figura 2.4. Espectro de la radiación solar extraterrestre (Thekaekara-NASA, 1973).
Tabla 2.1. Distribución del espectro de radiación solar que incide en la atmosfera extraterrestre (Thekaekara-NASA, 1973).
2.2 Influencia de la atmósfera
La radiación solar recibida por la superficie de la Tierra es menor que la que llega a la parte alta de la atmósfera, debido a distintos procesos que tienen lugar durante su recorrido a través de la atmósfera. Esta interacción entre la radiación solar y la atmósfera terrestre es debida principalmente a tres fenómenos: difusión, absorción y reflexión.
Difusión. También denominado dispersión, es la interacción, dependiente de la longitud de onda, de la radiación con un medio, que provoca un cambio de dirección en la radiación, conservando su energía total y su longitud de onda. Aunque la radiación solar viaja en línea recta, los gases atmosféricos, el vapor de agua y los aerosoles pueden desviarla.
Absorción. Los gases de la atmósfera son absorbedores selectivos de radiación solar. El oxígeno y el ozono absorben las radiaciones de longitud de onda inferior a 0,29 μm, librándonos de la radiación ultravioleta más peligrosa para la salud. Por otro lado, el vapor de agua y el dióxido de carbono absorben principalmente las longitudes de onda situadas en el infrarrojo.
Reflexión. La Tierra refleja una parte de la radiación solar que incide sobre ella. Se denomina albedo a la relación entre la radiación que cualquier superficie refleja y la que incide sobre la misma. Las superficies claras tienen un albedo mayor que las oscuras: por ejemplo, los albedos de las nubes y el hielo son mayores que los albedos de los bosques y los océanos. El albedo medio de la Tierra es del 31,3% aproximadamente. Procede en un 22,5% de la reflexión en las nubes y la difusión atmosférica, y en un 8,8% de la reflexión en la superficie terrestre.
El efecto atenuante de la atmósfera en la radiación solar y su distribución en las distintas bandas de radiación se pone de manifiesto en la figura 2.5, en la que puede observarse el espectro de la radiación solar antes y después de la atmósfera.
Figura 2.5. Influencia de la atmósfera en la radiación solar.
2.3 El balance energético en la Tierra
Si se considera que la temperatura media de la Tierra se mantiene prácticamente constante con el tiempo, la cantidad total de energía que entra a causa de la radiación solar deberá ser igual a la cantidad de energía radiada hacia el espacio. La irradiancia solar interceptada por la Tierra en la parte exterior de la atmósfera es de 1.367 W/m2 (constante solar). Toda la superficie terrestre emite energía (superficie de una esfera); por el contrario, la constante solar hace referencia a energía por unidad de superficie perpendicular a los rayos solares (superficie de un círculo).
Esto significa que para efectuar el balance energético deberá considerarse una radiación solar incidente en la parte exterior de la atmósfera de 1.367/4 = 342 W/m2 (ver figura 2.6 y tabla 2.2). El albedo es aproximadamente del 31,3%, por lo que se pierden hacia el espacio 0,313 x 342 = 107 W/m2, aprovechándose la diferencia, es decir, 342 – 107 = 235 W/m2. Pero si éste fuera el calor que realmente se absorbiera, la temperatura de equilibrio de la superficie de la Tierra sería inferior a los -20 °C. Por tanto, ¿qué es lo que ocurre realmente?
Figura 2.6. Representación simplificada de los flujos de energía entre el espacio, la atmósfera y la superficie terrestre.
De estos 342 W/m2, llegan directamente a la superficie terrestre 98 W/m2 e indirectamente llegan 100 W/m2, dispersados por las nubes y los gases atmosféricos. De estos 198 W/m2, 30 W/m2 son reflejados por la superficie terrestre hacia el espacio, con lo cual ésta absorbe 168 W/m2.
La superficie terrestre emite radiación infrarroja, cuya longitud de onda es mayor que la de la radiación solar incidente porque su temperatura es muy inferior a la del Sol. La atmósfera, debido a la presencia de determinados gases (gases de efecto invernadero), retiene una parte de esta energía y la cede a la superficie terrestre (324 W/m2), elevando su temperatura media a unos 14°C. Este fenómeno, sin el cual no sería posible la vida en la Tierra, es conocido como el efecto invernadero.
Tabla 2.2. Balance de calor en el planeta
2.4 El movimiento Tierra-Sol
El movimiento relativo de la Tierra respecto del Sol y respecto a sí misma justifica las posiciones del Sol respecto de un determinado observador en un lugar de la Tierra en la que se quiera hacer aprovechamiento de la energía solar. Por tanto, es importante considerar la posición de la Tierra respecto del Sol si queremos conocer la energía que podemos captar.
De nuestro sistema solar, la Tierra es el tercer planeta más próximo al Sol. La Tierra se mueve alrededor del Sol siguiendo una órbita casi elíptica y ligeramente excéntrica, siendo el Sol uno de sus focos. El plano que contiene esta órbita se denomina eclíptica. La Tierra tarda un año en recorrerla.
Simultáneamente, la Tierra presenta un movimiento de rotación, tardando 24 horas en dar una vuelta. El eje de rotación de la Tierra forma un ángulo de 23
Las posiciones relativas del Sol y la Tierra determinan básicamente el comienzo de las cuatro estaciones del año: los dos solsticios (invierno y verano) y los dos equinoccios (primavera y otoño).
En el solsticio de invierno (22 de Diciembre), el Polo Norte se encuentra en la posición más alejada de los rayos solares, y todos los puntos de la superficie terrestre con latitudes superiores a 66,5
Figura 2.7. Movimiento Tierra-Sol.
En los equinoccios de primavera (21 de Marzo) y otoño (22 de Septiembre), los dos polos terrestres equidistan del Sol, es decir, la duración de la noche es igual a la del día (ver figura 2.8). Las posiciones de salida y puesta del Sol coinciden con el Este y el Oeste, respectivamente.
Equinoccio
Solsticio de invierno
Solsticio de verano
Figura 2.8. Duración de los días y de las noches en los solsticios y equinoccios.
Con la finalidad de determinar de forma precisa la intensidad de la energía solar que se puede captar en la Tierra, deberá tenerse en cuenta que la posición de ésta con respecto al Sol es variable.
Para facilitar el análisis de la problemática resultante de este posicionamiento variable, es práctico imaginar la perspectiva un observador situado en la Tierra, que viese todos los cuerpos celestes proyectados en una esfera de diámetro infinito. El centro de esta esfera, denominada esfera celeste, sería la Tierra. El ecuador de la esfera celeste coincidiría con el ecuador de la Tierra, de manera que el eje de giro de la esfera celeste sería el de la Tierra. La eclíptica formaría un ángulo de 23
La posición más alta del Sol en la eclíptica correspondería al solsticio de verano, y la más baja, al solsticio de invierno. Las intersecciones de la eclíptica con el ecuador celeste son el equinoccio de primavera y el de otoño.
Figura 2.9. La esfera celeste.
2.4.1 Ángulos básicos
A continuación definiremos algunos parámetros básicos que intervienen cuando se estudia la posición relativa del Sol y de la Tierra. Es necesario conocer estos parámetros si deseamos calcular la radiación solar que incide sobre una superficie con una determinada inclinación y orientación.
Latitud (φ)
Es la distancia angular, medida sobre el meridiano, entre una localización terrestre y el plano del Ecuador. Varía de 0 a 90o, siendo positiva en el hemisferio norte y negativa en el hemisferio sur (ver figura 2.10).
Longitud (λ)
Es la distancia angular, medida sobre el plano del Ecuador, entre el meridiano correspondiente y el meridiano origen. Dicho meridiano origen es el de Greenwich (meridiano 0). Los puntos situados al Este del meridiano de Greenwich tienen valor positivo, mientras que los situados al Oeste tienen valor negativo (ver figura 2.10).
Figura 2.10. Latitud y longitud.
Altura solar (αs)
Es el ángulo formado por la recta que une el Sol con el punto considerado (rayo incidente) y el plano tangente a la superficie terrestre que pasa por dicho punto. En el ocaso y al alba, α = 0o; al mediodía, α = 90o. El ángulo complementario de αs se representa por ξs y se denomina cenit solar.
Azimut solar (γs)
Es el ángulo que forma la proyección del rayo solar incidente sobre el plano tangente a la superficie terrestre, con la dirección Norte-Sur. Al mediodía, = 0; por la mañana el valor es positivo, y por la tarde, negativo.
Ángulo horario (ω)
Es el ángulo formado por las proyecciones, sobre el plano del Ecuador, del meridiano del punto considerado y la recta que une los centros de la Tierra y el Sol en aquel momento. Cada hora equivale a 15
Declinación (δ)
Es el ángulo formado por el rayo incidente y el plano del Ecuador. La declinación varía según el día del año. Puede determinarse a partir de la siguiente expresión:
Donde n es el día del año. Sus valores extremos son + 23
En la figura 2.11 se muestran estos ángulos.
Figura 2.11. Posición relativa del Sol respecto de un punto P.
Los ángulos anteriores se relacionan entre ellos a través de las siguientes expresiones:
La salida y la puesta del Sol pueden determinarse a partir de la ecuación (2.2):
Donde s es el ángulo horario de salida (o puesta) del Sol, que depende de la declinación y de la latitud:
La duración del día (Td) es dos veces el ángulo horario de salida (o puesta) del Sol:
2.4.2 El tiempo solar
El tiempo solar es una manera de medir el tiempo que se basa en el movimiento aparente del Sol sobre el horizonte, que permite definir el día solar. El día solar es el tiempo que transcurre entre dos mediodías solares sucesivos. Sin embargo, debe distinguirse entre tiempo solar verdadero y tiempo solar medio.
Tiempo solar verdadero (TSV): se basa en el día solar verdadero, que es variable a lo largo del año debido a que la velocidad de traslación de la Tierra alrededor del Sol no es constante. El Sol está situado exactamente sobre el meridiano del lugar a las 12 horas TSV. Por tanto, la relación entre el ángulo horario (ω) y el TSV es:
Donde ω viene dado en grados.
Tiempo solar medio (TSM): es el tiempo medido sobre la referencia del día solar medio, que es un promedio anual del día solar verdadero y equivale a 86.400 segundos. Coincide con el tiempo civil (TC), o tiempo local medio.
La diferencia entre el tiempo solar verdadero (TSV) y el tiempo solar medio (TSM) se denomina ecuación de tiempo (ET), y se calcula con la siguiente expresión:
Donde ET se obtiene en horas, y _ es el ángulo diario referido a la posición de la Tierra en el plano de la eclíptica, que se determina a partir de:
El tiempo universal (TU) es el tiempo referido al meridiano de Greenwich (longitud 0). En la península ibérica TU y TC coinciden.
El tiempo oficial (TO) es el que viene dado por los husos horarios. El globo terráqueo se halla dividido en husos o zonas horarias de 15
La relación entre TO y TSV es la siguiente:
Donde: ε es la corrección de invierno (ε = 1 hora, de noviembre a marzo), o la de verano (ε = 2 horas, de abril a octubre);
λm la longitud del meridiano de referencia, que es Greenwich (λm = 0);
λ la longitud del lugar. Al Este de Greenwich es negativa, al Oeste de Greenwich es positiva.
2.4.3 Ángulos relativos a superficies inclinadas
Las superficies captadoras de energía solar deben interceptar la radiación tan perpendicularmente como sea posible. Por tanto, dichas superficies deberán inclinarse un cierto ángulo respecto del plano horizontal, y a su vez, deberán estar orientadas lo más meridionalmente posible mirando hacia el sur. Para poder calcular la energía que recibirá un captador, es necesario conocer el ángulo de incidencia de los rayos solares.
La posición del Sol se establece a partir de la altura (αs) y el azimut solar (γs). La orientación del captador queda definido a través de su ángulo azimutal (γc), que será positivo hacia el Este y negativo hacia el Oeste, y su inclinación (β) respecto del plano horizontal. En la figura 2.12 se muestran los ángulos más significativos.