EL SOL
Figura 1. El
sol. (Fuente: http://www.solarviews.com/span/sun).
El sol es la estrella más próxima a la Tierra y se encuentra a una
distancia promedio de 150 millones de kilómetros. Es la principal fuente
primaria de luz y calor para la
Tierra. Un análisis de su composición en función de su masa
establece que contiene un 71% de Hidrógeno, un 27% Helio, y un 2% de otros
elementos más pesados. Debido a que el Sol es gas y plasma, su rotación cambia
con la latitud: un periodo de 24 días en el ecuador y cerca de 36 días en los
polos (Ver tabla 1). La diferencia en la velocidad rotacional conjuntamente con
el movimiento de los gases altamente ionizados generan sus campos magnéticos
(Ver figura 2).
Figura 2. Campo magnético del
sol. (Fuente: http://www.solarviews.com/span/sun)
El Sol contiene más del 99% de toda la materia
del Sistema Solar y se formó hace 4.500 millones de años. Ejerce una fuerte
atracción gravitatoria sobre los planetas y los hace girar a su alrededor.
Tabla
1. El Sol en Números
|
Masa (kg)
|
1,989x1030
|
|
Masa (Tierra = 1)
|
332.830
|
|
Radio ecuatorial (km)
|
695.000
|
|
Radio ecuatorial (Tierra =
1)
|
108,97
|
|
Gravedad en su superficie
(Tierra=1)
|
28
|
|
Densidad
|
1,41
|
|
Período Rotacional (días)
|
25-36
|
|
Energía radiada por su
superficie (kw/m2)
|
63.000
|
|
Energía emitida por segundo
Ergios
Kilovatios
|
3,827x1033
3,96x1023
|
|
Temperatura media en la
superficie
|
5.800°K
|
|
Edad (miles de millones de
años)
|
4,5
|
|
Componentes químicos principales
Hidrógeno
Helio
Oxígeno
Carbono
Nitrógeno
Neón
Hierro
Silicio
Magnesio
Azufre
Otros
|
Porcentaje*
92,1%
7,8%
0,061%
0,030%
0,0084%
0,0076%
0,0037%
0,0031%
0,0024%
0,0015%
0,0015%
|
*
Porcentaje en función del número de átomos.
(Elaborada
a partir de: http://www.solarviews.com/span/sun).
·
ESTRUCTURA SOLAR
El Sol se encuentra formado por seis regiones
principales (Figura 3):
-
El
núcleo, contiene un 40% de la
masa del Sol, menos del 2% del volumen total, ocupa un cuarto del radio solar y
genera el 90% de su energía, en un proceso de fusión termonuclear en el cual el
hidrógeno se transforma en helio. El hidrógeno contenido en el núcleo del Sol
se encuentra ionizado como protones, los cuales se fusionan formando núcleos
atómicos de helio, liberando energía en el proceso. Su temperatura se estima en
15 millones de grados Kelvin (°K) y su densidad de 150 gm/cm3.
-
La zona radiativa, circunda al núcleo; contiene un
gas tan denso, que los fotones o radiación electromagnética provenientes del
núcleo duran cientos de miles de años atravesando esta zona para poder llegar a
la superficie del Sol. La energía generada en el núcleo se difunde a través de
la zona radiativa por absorción y emisión atómica. Las temperaturas en esta
región alcanzan los 130.000 °K. Esta zona está localizada una distancia entre 160.000 km y 485.000 km del centro
solar.
-
Zona convectiva, es una región con mucha agitación donde circula el plasma y los gases
ascienden muy calientes, se enfrían y descienden. Esta circulación es el
principal mecanismo de transferencia de energía a la superficie solar. Estos
procesos convectivos son observados en la superficie del Sol como pequeños
gránulos y supergránulos en forma de celdas de 3.000 km de radio.
-
La Fotosfera, es
la superficie visible del Sol; rodea la zona convectiva; posee un espesor de
aproximadamente 300 Km,
es gaseosa y de baja densidad (10-8 g/cm3). Sus gases están fuertemente
ionizados y con la capacidad de absorber y emitir radiación. La mayor parte de
la radiación solar que nos llega proviene de esta capa, su temperatura es
cercana a los 5.800 °K. En
esta zona se observan áreas oscuras llamadas manchas solares las cuales son las
partes más frías de la superficie con temperaturas de 3.800 °K. Su tamaño es similar al de
un planeta; allí se presentan intensos rizos magnéticos.
-
La Cromosfera,
que está justo sobre la fotosfera, es una fina región de gas que se observa con
un color rojizo-anaranjado, de unos 10.000 Km de espesor. Es esencialmente
transparente a la radiación emitida desde la fotosfera.
-
La Corona, es
la tenue atmósfera exterior compuesta de un halo, el cual, sólo se ve durante
los eclipses totales de sol.
Figura
3.
Estructura del sol. (Fuente: Atlas solar. IDEAM, 2004).
·
FLUJOS SOLARES
Para efecto de utilización de la energía solar,
el Sol puede considerarse de manera simplificada como un cuerpo negro a una temperatura de 5.762°K. A esta temperatura el Sol
emite energía que se propaga por el espacio a la velocidad de la luz y
recorriendo la distancia media Sol-Tierra en 8 minutos 18 segundos; esta
notable lentitud del flujo de energía es de gran importancia para la vida en el
planeta Tierra, pues asegura un suministro estable de energía, minimizando
cualquier variación que pudiera ocurrir en el centro solar. La energía solar
que ingresa a la Tierra
representa su principal fuente energética; el Sol proporciona el 99,7% de la
energía usada para todos los procesos naturales.
La energía solar se crea en el interior del
Sol, donde la temperatura llega a los 15 millones °K, con una presión altísima,
que provoca reacciones nucleares. Se liberan protones (núcleos de hidrógeno), que se funden en grupos de cuatro
protones para formar partículas alfa
(núcleos de helio). Cada partícula alfa pesa menos que los cuatro protones
juntos. La diferencia se expulsa hacia la superficie del Sol en forma de
energía. En este proceso, cada segundo, una masa aproximada de 4,4 millones de
toneladas irradia 3,96x1023 kilovatios. Un gramo de materia solar
libera tanta energía como la combustión de 2,5 millones de litros de gasolina.
La energía transmitida por las ondas
electromagnéticas no fluye en forma continua sino en forma de pequeños paquetes
de energía. A estos conjuntos discretos de energía se les denominan fotones. La
cantidad de energía de los fotones es menor o mayor según la longitud de la
onda electromagnética. La energía de los fotones de las ondas largas, como las
de radio y televisión es muy pequeña. En cambio, la energía de los fotones de
las ondas muy cortas, como los rayos X es grande.
En la parte superior de la atmósfera terrestre,
sobre una superficie perpendicular a la radiación, se presenta una potencia
promedio de 1.367 w/m2, cantidad denominada Constante Solar.
·
CICLO SOLAR
La energía producida por el
Sol no se emite uniformemente a través de su superficie sino que sufre
variaciones, con épocas de emisión máxima y otras de mínima, con un período
aproximado de 11 años. Este período se conoce como el Ciclo Solar.
En
la fotosfera (capa exterior del sol que se ve), se forman las manchas solares
(Ver figura 4), que son regiones de la superficie solar representadas por zonas
oscuras, frías, extremadamente magnetizadas y efímeras (una mancha solar
sólo dura unos pocos días o semanas antes de desaparecer. Tan pronto como una de ellas desaparece, otra
emerge y toma su lugar), cuyo diámetro puede superar los 130.000 Km y con
temperaturas del orden de los 3.800 a 4.000 °K. En las manchas solares las
líneas de los potentes campos magnéticos del sol emergen de la fotosfera y
forman en el exterior extensos bucles magnéticos locales. Estas erupciones se
deben a que la parte ecuatorial de la superficie solar gira más rápido que en
las otras latitudes. Los potentes campos magnéticos presentes en las manchas
inhiben el flujo local de calor procedente de las capas inferiores, de forma
que son unos 1.500 °K más frías (Smoluchowski,
1986) y por tanto más oscuras que el resto de la superficie visible. El número
de manchas solares en el sol no es constante y cambia en el período de 11 años
en promedio (Ver figura 5), estando la actividad solar directamente relacionada
con este ciclo.
Figura 4. Manchas solares. (Fuente: http://www.solarviews.com/span/sun.htm#intro).
|
a.) Promedio anual del numero de manchas solares para el
periodo 1749-2005. (Fuente IDEAM)
|
|
b.) Ciclos de manchas solares
pasadas y futuras (pronóstico según la NASA)
|
Figura 5.
Numero de manchas solares pasadas y futuras.
Los
extremos del ciclo son el mínimo solar y el máximo solar. El ciclo solar no es
exactamente de 11 años. Su longitud, medida desde el mínimo hasta el máximo,
varía: el más corto puede ser de 9 años, y el más largo de 14. En el máximo, el
Sol se encuentra salpicado con manchas, llamaradas, y arroja miles de millones
de toneladas de nubes y gas electrificado hacia la Tierra. Es un buen
momento para observar las auroras. Fluctuaciones en la potencia eléctrica,
satélites inutilizados, defectos en el funcionamiento de los dispositivos de
los GPS, son ejemplos de lo que puede pasar durante el máximo de actividad
solar.
El
mínimo solar es diferente. Las manchas solares son pocas, a veces, pueden pasar
días o semanas sin una mancha. Las llamaradas solares disminuyen. Cuando
desaparecen las manchas solares, se produce un rompimiento de las líneas
magnéticas que generan el desprendimiento local y explosivo de enormes
cantidades de energía que transporta calor y gases de hidrogeno, eléctricamente
cargados y luminosos.
El
número de manchas solares es el mejor indicador conocido de la actividad solar
y sirve para predecir, con años de anticipación, cuando aparecerán los próximos
picos y valles. El último máximo del ciclo solar fue a finales del 2000 (Ver
figura 6). De este modo y según el Centro Marshall de Vuelos Espaciales de la NASA, el próximo mínimo solar
aparecerá a finales del 2006. La actividad solar se intensifica rápidamente
después del mínimo solar y de acuerdo a los últimos ciclos, el máximo solar ha
seguido al mínimo solar después de 4 años, por lo que el próximo máximo (ciclo
de manchas solares número 23) se presentará en el 2010.
Figura
6. Predicción
del número de manchas solares según el
Centro Marshall de Vuelos Espaciales de la NASA
La relación entre el clima y la actividad solar es fuerte y la
variabilidad solar es tomada como la principal y única fuente natural de la
variabilidad del clima de la
Tierra (Charvatova et al, 1995). Se han efectuado relaciones
entre el ciclo de once años de las manchas solares con el clima y parece
existir una respuesta en el comportamiento de algunos parámetros climáticos,
como la cantidad de ozono estratosférico y la temperatura de la Tierra y su atmósfera.
Algunas medidas y modelos indican que el ciclo solar es responsable de la
variación máxima de la temperatura estratosférica, aproximadamente entre 2 y 3 °K en la estratopausa, y de
una variación del orden del 5% del ozono en la alta estratosfera, a 43 km de altitud (Chandra et
al., 1994).
Actualmente el Sol se estudia desde satélites,
como el Observatorio Heliosférico y Solar
(SOHO), dotados de instrumentos que permiten apreciar aspectos que, hasta
ahora, no se habían podido estudiar.
Además de la observación con telescopios
convencionales, se utilizan: el coronógrafo, que
analiza la corona solar; el telescopio ultravioleta extremo, capaz de detectar
el campo magnético, y los radiotelescopios, que detectan diversos tipos de
radiación que resultan imperceptibles para el ojo humano.
·
DISTANCIA TIERRA - SOL
La Tierra en su movimiento alrededor del sol
describe una órbita elíptica, algo desproporcionada, con uno de sus extremos un
poco más cerca del Sol que el otro y en la cual la distancia promedio Tierra -
Sol es de aproximadamente 149,46 x 106 Km, valor llamado Unidad Astronómica (U.A.).
La excentricidad de la órbita de la
Tierra es del 1,7%.
La orbita de la Tierra se puede describir
en coordenadas polares mediante la siguiente expresión:
UA (1-e2)
R
= ----------------------
(1+
e cosa)
Donde:
R = distancia Tierra-Sol
UA = Unidad
Astronómica
e = excentricidad
de la órbita terrestre (e = 0,01673)
a = posición angular de la Tierra en la órbita, la
cual se obtiene mediante la siguiente expresión:
2p (nd
– 1)
a
= --------------------------
365
nd = número del día del
año
Figura
7.
Movimiento de la tierra alrededor del sol.
(Fuente: Atlas solar. IDEAM, 2004).
En la figura 7, se muestra la posición angular (a)
de la Tierra
en la órbita. Cuando a = 0° la Tierra se encuentra más
cerca del Sol (Perihelio), esto ocurre en enero y la distancia Tierra-Sol es de
R = UA (1-e) = 0,983UA = 147,5 millones de km. En julio, cuando a
= 180°, la Tierra
se encuentra en la posición más alejada del Sol (Afelio), con una distancia
Tierra-Sol de R = UA (1+e) = 1,017UA = 152,6 millones de km.
Un Sol distante significa menos radiación solar para nuestro planeta.
Promediado sobre el globo, la radiación del Sol sobre la Tierra durante el afelio es
aproximadamente un 7% menos intensa de lo que es durante el perihelio.
Cuando se analiza el movimiento de rotación y translación de la Tierra se encuentra que su
eje de rotación, con respecto al plano de translación alrededor del sol, tiene
una inclinación de aproximadamente 23,45°.
Los patrones climáticos de las estaciones se originan principalmente por la
inclinación del eje de rotación. El ángulo formado entre el plano ecuatorial de
la Tierra y la
línea Tierra-Sol se denomina declinación solar (δ), como se aprecia en la
figura 8. El signo de la declinación es positivo (+) cuando el sol incide
perpendicularmente sobre algún lugar en el hemisferio norte, y negativo (-) cuando incide perpendicularmente
sobre algún lugar en el hemisferio sur.
Debido
al movimiento de la Tierra
alrededor del Sol, el valor de este ángulo varía durante el año. Su valor varía
entre -23,45°,
cuando el Sol se encuentra en la parte más baja del hemisferio sur en el
Solsticio (del latín: parada prolongada del Sol) de invierno (22 de diciembre) y +23,45°
cuando se halla en la parte más alta del hemisferio norte, en el Solsticio de
verano (21 de junio), siendo el día más largo del año. Dos veces durante el año
toma valor cero, cuando el sol pasa sobre el Ecuador terrestre, durante los
equinoccios (de otoño el 23 de septiembre, y el de primavera el 21 de marzo).
En el equinoccio (del latín: noche igual) la noche y el día tienen la misma
duración en todos los lugares de la
Tierra.
|
1 Figura 8. Declinación solar. (Fuente: Atlas solar. IDEAM, 2004).
|
RADIACIÓN SOLAR (I)
Medir la radiación solar es importante para un amplio rango de
aplicaciones, en el sector de la agricultura, ingeniería, entre otros,
destacándose el monitoreo del crecimiento de plantas, análisis de la evaporación
e irrigación, arquitectura y diseño de edificios, generación de electricidad,
diseño y uso de sistemas de calentamiento solar, implicaciones en la salud (ej.
cáncer de piel), modelos de predicción del tiempo y el clima, y muchas otras
aplicaciones más.
La radiación solar nos proporciona efectos fisiológicos
positivos tales como: estimular la síntesis de
vitamina D, que previene el raquitismo y la osteoporosis; favorecer la circulación sanguínea; actúa en el tratamiento de
algunas dermatosis y en algunos casos estimula la síntesis de los
neurotransmisores cerebrales responsables del estado anímico.
La radiación solar es la energía emitida por el Sol, que se propaga en
todas las direcciones a través del espacio mediante ondas electromagnéticas.
Esa energía es el motor que determina la dinámica de los procesos atmosféricos
y el clima. La energía procedente del sol es radiación electromagnética
proporcionada por las reacciones del hidrogeno en el núcleo del sol por fusión
nuclear y emitida por la superficie solar.
El sol emite energía en forma de radiación de onda corta. Después de
pasar por la atmósfera, donde sufre un proceso de debilitamiento por la
difusión, reflexión en las nubes y de absorción por las moléculas de gases
(como el ozono y el vapor de agua) y por partículas en suspensión, la radiación
solar alcanza la superficie terrestre oceánica y continental que la refleja o
la absorbe. La cantidad de radiación absorbida por la superficie es devuelta en
dirección al espacio exterior en forma de radiación de onda larga, con lo cual
se transmite calor a la atmósfera.
La radiación es emitida sobre un espectro de longitud de ondas, con una
cantidad específica de energía para cada longitud de onda, la cual puede ser
calculada usando Ley de Planck:
El = a / [l5
{e(b/l
T) - 1}] (1)
Donde, El es la cantidad de energía (Wm-2mm-1) emitida a una longitud de onda l (mm) por un cuerpo con una temperatura
T (en grados Kelvin), con a y b como constantes. Asumiendo que el Sol es un
cuerpo negro, por diferenciación de la ecuación es posible determinar la
longitud de onda máxima de emisión de radiación procedente del sol:
l
= 2897 / T (2)
Esta ecuación es conocida como la Ley de Wien. Para una
temperatura de 5.800°K (temperatura de la superficie solar) la longitud máxima
de energía es aproximadamente 0,5 mm
(micrómetro, equivalente a 1x10-6m) (ver figura 1).
Esta longitud de onda corresponde a radiación en la parte del espectro
visible.
Figura 1. Energía radiada por el sol y la tierra
A través de la integración de la
ecuación (1) resulta la ley de Stefan-Boltzmann, por medio de la cual, se puede
determinar el total de energía emitida por el sol:
ETotal =
sT4 (3)
donde
s es la constante de
Stefan-Boltzmann (dentro de la radiación como mecanismo básico de la
transmisión de calor su valor es: 5,6697x10-8 W/m2°K4).
Resolviendo la ecuación tres para una temperatura solar de 5.800 K, la energía
total de salida es de aproximadamente 64 millones W/m2, de la cual, la Tierra solo intercepta
1.367 W/m2 (constante
solar).
En la figura 2, la curva 1 representa
la solución ideal de la Ley
de Plank de la radiación solar que llega al tope de la atmósfera, donde el
punto más alto de la curva representa la longitud de onda con la mayor energía
espectral (0,5mm), de acuerdo con la Ley de Wien y la curva 2
constituye el espectro de la radiación solar después de la absorción
atmosférica debida a diferentes gases.
El estudio del espectro de la radiación solar que
llega a la superficie del suelo permite establecer que la radiación de
longitud de onda menor que 0,2 mm debe ser absorbida totalmente por
la atmósfera. Esta energía es absorbida principalmente en la atmósfera por el oxígeno molecular (O2), ozono (O3),
y el vapor de agua (H2O).
Figura 2. Espectro de
radiación solar fuera de la atmósfera de la Tierra (curva 1) y a nivel del mar para
condiciones de cielo despejado (curva 2).
·
DISTRIBUCIÓN ESPECTRAL DE LA RADIACIÓN SOLAR
La energía solar llega en forma de radiación
electromagnética o luz. La radiación electromagnética, son ondas producidas por
la oscilación o la aceleración de una carga eléctrica. Las ondas
electromagnéticas no necesitan un medio material para propagarse, por lo que
estas ondas pueden atravesar el espacio interplanetario e interestelar y llegar
a la Tierra
desde el Sol y las estrellas. La longitud de onda (l) y
la frecuencia (m) de las ondas electromagnéticas, relacionadas mediante la expresión lm = C
(donde C es la velocidad de la luz), son importantes para determinar su
energía, su visibilidad, su poder de penetración y otras características.
Independientemente de su frecuencia y longitud de onda, todas las ondas
electromagnéticas se desplazan en el vacío a una velocidad de C = 299.792 km/s.
Los distintos colores de luz tienen en común el
ser radiaciones electromagnéticas que se desplazan con la misma velocidad. Se
diferencian en su frecuencia y longitud de onda. Dos rayos de luz con la misma
longitud de onda tienen la misma frecuencia y el mismo color. La longitud de
onda de la luz es tan corta que suele expresarse en nanómetros (nm), que
equivalen a una milmillonésima de metro, o una millonésima de milímetro.
La radiación electromagnética se puede ordenar
en un espectro en diferentes longitudes de onda, como se muestra en la figura
3, que se extiende desde longitudes de onda corta de billonésimas de metro
(frecuencias muy altas), como los rayos gama, hasta longitudes de onda larga de
muchos kilómetros (frecuencias muy bajas) como las ondas de radio. El espectro
electromagnético no tiene definidos límites superior ni inferior y la energía
de una fracción diminuta de radiación, llamada fotón, es inversamente
proporcional a su longitud de onda, entonces a menor longitud de onda mayor
contenido energético.
El
Sol emite energía en forma de radiación de onda corta, principalmente en la
banda del ultravioleta, visible y cercano al infrarrojo, con longitudes de onda
entre 0,2 y 3,0 micrómetros (200
a 3.000 nanómetros):
Figura 3.
Espectro electromagnético de la radiación solar. (Fuente: IDEAM).
La
región visible
(400 nm < λ
< 700 nm) corresponde a la radiación que puede percibir la sensibilidad del
ojo humano e incluye los colores: violeta (0,42 mm ó
420 nm), azul (0,48 mm), verde (0,52 mm), amarillo (0,57 mm),
naranja (0,60 mm) y rojo (0,70 mm). La luz de color violeta es más energética
que la luz de color rojo, porque tiene una longitud de onda más pequeña. La
radiación con las longitudes de onda más corta que la correspondiente a la luz
de color de violeta es denominada radiación ultravioleta.
2.
La región del ultravioleta entre los 100 y los 400 nanómetros.
3.
La región del infrarrojo entre los 700 y los 3000 nanómetros.
A cada región le corresponde una fracción de la
energía total incidente en la parte superior de la atmósfera distribuida así:
7% al ultravioleta; 47,3% al visible y 45,7% al infrarrojo.
Las ondas en el intervalo de 0,25 μm a 4,0 μm se
denominan espectro de onda corta, para muchos propósitos como en aplicaciones
de celdas solares y en el proceso de la fotosíntesis.
·
LEYES DE RADIACIÓN
Para entender mejor cómo la energía radiante
del Sol interactúa con la atmósfera de la tierra y su superficie, se deben
conocer las leyes básicas de radiación, que son las siguientes:
1. Todos los objetos con temperatura mayor a 0°K emiten energía radiante,
por ejemplo: el Sol, la Tierra,
la atmósfera, las personas, etc.
2. Los objetos con mayor temperatura radian más energía total por unidad de
área que los objetos más fríos (ver figura 4). Por ejemplo, el Sol con una temperatura
media de 5.800°K en su superficie emite aproximadamente 64 millones W/m2, 165.000 veces más energía que la Tierra (la cual emite cerca
de 390 W/m2) con una temperatura
media en superficie de 288°K= 15ºC,
cifra obtenida al utilizar la ley de Stefan-Boltzmann relacionando estas
temperaturas (5.800/288) elevadas a la cuarta potencia.
3. Los cuerpos con mayor temperatura emiten un máximo de radiación en
longitudes de ondas, más cortas. Por ejemplo, el
máximo de energía radiante del Sol se produce en l~0,5 µm, mientras que para la
Tierra en l~10 µm.
Figura 4.
Distribución Espectral de la energía radiada a partir de cuerpos negros
a diferentes temperaturas
4. Los objetos que son buenos absorbedores de radiación son también buenos
emisores. Este es un principio importante para comprender el calentamiento en
la atmósfera, porque sus gases son absorbedores y emisores selectivos en
longitud de onda. Así, la atmósfera es aproximadamente transparente (no
absorbe) a ciertas longitudes de onda de radiación y aproximadamente opaca
(buen absorbedor) en otras longitudes de onda.
Un absorbedor perfecto se llama “cuerpo negro”,
que se define como un objeto ideal que absorbe toda la radiación que llega a su
superficie. No se conoce ningún objeto así, aunque una superficie de negro de
carbono puede llegar a absorber aproximadamente un 97% de la radiación
incidente. El Sol, la Tierra,
la nieve, etc, bajo ciertas condiciones se comportan como un cuerpo negro. En
teoría, un cuerpo negro sería también un emisor perfecto de radiación, y
emitiría a cualquier temperatura la máxima cantidad de energía disponible.
·
MAGNITUDES RADIATIVAS
Las magnitudes radiativas se clasifican en dos
grupos según su origen, a saber, la radiación solar y la radiación terrestre.
Radiación solar: Es
la energía emitida por el Sol.
Radiación solar extraterrestre: Es la radiación solar que incide en el límite de la atmósfera terrestre.
Radiación de onda corta: la radiación solar extraterrestre se halla dentro del intervalo
espectral comprendido entre 0,25 y 4,0 mm y
se denomina radiación de onda corta. Una parte de la radiación solar
extraterrestre penetra a través de la atmósfera y llega a la superficie
terrestre, mientras que otra parte se dispersa y/o es absorbida en la atmósfera
por las moléculas gaseosas, las partículas de aerosoles y las gotas de agua y
cristales de hielo presentes en las nubes.
Radiación
solar directa
Radiación
solar difusa
Radiación
solar global : Es la cantidad de energía
solar que incide sobre una superficie. La radiación solar global diaria es la
cantidad de radiación global entre las seis de la mañana y las seis de la tarde
y sus valores oscilan entre 500 y 10.000 W*h/m2 al día.
Radiación solar reflejada: Radiación solar dirigida hacia arriba, tras haber sido reflejada o
difundida por la atmósfera y por la superficie terrestre.
Radiación terrestre: La radiación terrestre es la energía electromagnética de onda larga
emitida por la superficie terrestre y por los gases, los aerosoles y las nubes
de la atmósfera, y es también parcialmente absorbida en la atmósfera. Para una
temperatura de 300 ºK, el 99,99 por ciento de energía de la radiación terrestre
posee una longitud de onda superior a los 5,0 mm y
el intervalo espectral llega hasta los 100 mm.
Para temperaturas inferiores, el espectro se desvía hacia ondas de longitud
mayor. Teniendo en cuenta que las distribuciones espectrales de la radiación
solar y terrestre apenas se superponen, con frecuencia, se las puede tratar por
separado en mediciones y cálculos.
Radiación Visible
Radiación
Ultravioleta
Radiación Infrarroja: Radiación cuya longitud de onda es superior a 800 nm
·
UNIDADES de
Medida
A.
Radiación solar global
Las cantidades de radiación son expresadas
generalmente en términos de exposición radiante o irradiancia, siendo esta
última una medida del flujo de energía recibida por unidad de área en forma
instantánea como 
y cuya unidad es el vatio por metro cuadrado (W/m2).
Un vatio es igual a un Joule por segundo.
La exposición radiante es la medida de la
radiación solar, en la cual la irradiancia es integrada en el tiempo como
y cuya unidad es el kWh/m2 por día (si es
integrada en el día) ó MJ/m2 por día.
Por ejemplo, 1 minuto de exposición radiante es
una medida de la energía recibida por metro cuadrado sobre un periodo de un
minuto. Sin embargo, un minuto de exposición radiante = irradiancia media
(W/m2) x 60 (s) y tiene unidades de Joule por metro cuadrado (J/m2).
Finalmente, una hora de exposición radiante es la suma de los 60 minutos de
exposición radiante. Otras magnitudes radiométricas.
Tabla 1. Conversiones
útiles para radiación
|
Unidad
|
Equivalencia
|
|
1 vatio (W)
|
1Joule/segundo
(J/s)
|
|
1 W*h
|
3.600 J
|
|
1 KW*h
|
3,6 MJ
|
|
1 W*h
|
3,412 Btu
|
|
1 Caloría
|
0.001163 W*h
|
|
1 Caloría
|
4,187 Joule
|
|
1 cal/cm2
|
11,63 W*h/m2
|
|
1 MJ/m2
|
0,27778 kW*h/m2
|
|
1 MJ/m2
|
277,78 W*h/m2
|
|
1 MJ/m2
|
23,88 cal/cm2
|
|
1BTU
|
252 calorías
|
|
1BTU
|
1,05506 KJ
|
|
1 cal/(cm2*min)
|
60,29 MJ/m2 por día
|
B.
Radiación visible y ultravioleta
Para algunas bandas espectrales, como la
visible y la ultravioleta se utilizan
las siguientes unidades, en particular:
·
Radiación visible o
radiación activa en fotosíntesis (PAR, por sus siglas en inglés): instantánea
(µE/cm²seg: donde E = Einsten) y la integrada (µEh/cm²).
·
Radiación ultravioleta:
instantánea (µW/cm²nm) y la integrada (µWh/cm²nm), en cada longitud de onda
medida.
Tabla 2. Conversiones
útiles para radiación visible y ultravioleta
|
Unidad
|
Equivalencia
|
|
1
µW/cm²
|
0,01
W m-2
|
|
1 klux
|
18
µmol m-2 s-1
|
|
1 W m-2
|
4.6 µmol m-2 s-1
|
|
1 klux
|
4 W m-2
|
|
1
µmol m-2 s-1
|
1
µE m-2 s-1
|
|
1 klux
|
18
µE m-2 s-1
|
|
1 W m-2
|
4.6 µE m-2 s-1
|
·
Instrumentos de medida
A. Radiación
solar
La radiación solar se mide en forma directa
utilizando instrumentos que reciben el nombre de radiómetros y en forma
indirecta mediante modelos matemáticos de estimación que correlacionan la
radiación con el brillo solar. Los radiómetros solares como los piranómetros o
solarímetros y los pirheliómetros, según sus características (ver tabla 3),
pueden servir para medir la radiación solar
incidente global (directa más
difusa), la directa (procedente del rayo solar), la difusa, la neta y el brillo
solar.
Los radiómetros se pueden clasificar según diversos
criterios: el tipo de variable que se pretende medir, el campo de visión, la
respuesta espectral, el empleo principal a que se destina, etc.
Tabla 3. Instrumentos
meteorológicos para la medida de la radiación
Tipo de Instrumento
|
Parámetro de Medida
|
|
Piranómetro
|
i) Radiación Global,
ii)Radiación directa, iii)Radiación difusa iv) Radiación solar reflejada.
(usado como patrón nacional)
|
|
Piranómetro Espectral
|
Radiación Global en
intervalos espectrales de banda ancha
|
|
Pirheliómetro Absoluto
|
Radiación Directa
(usado como patrón nacional)
|
|
Pirheliómetro de
incidencia normal
|
Radiación Directa
(usado como patrón secundario)
|
|
Pirheliómetro (con
filtros)
|
Radiación Directa en
bandas espectrales anchas
|
|
Actinógrafo
|
Radiación Global
|
|
Pirgeómetro
|
Radiación Difusa
|
|
Radiómetro neto ó
piranómetro diferencial
|
Radiación Neta
|
|
Heliógrafo
|
Brillo Solar
|
1. Piranómetro: es el instrumento más usado en la medición de
la radiación solar (ver Figura 5). Mide la radiación semiesférica directa y
difusa (global) que se mide sobre una superficie
horizontal en un ángulo de 180 grados, obtenida a través de la diferencia de
calentamiento de dos sectores pintados alternativamente de blanco y negro en un
pequeño disco plano. Cuando el aparato es expuesto a la radiación solar, los
sectores negros se vuelven más cálidos que los blancos. Esta diferencia de
temperatura se puede detectar electrónicamente generándose un voltaje eléctrico
proporcional a la radiación solar incidente. En la variación de la temperatura
puede intervenir el viento, la lluvia y las pérdidas térmicas de la radiación
al ambiente. Por lo tanto, el piranómetro tiene instalado una cúpula de vidrio
óptico transparente que protege el detector, permite la transmisión isotrópica
del componente solar y sirve para filtrar la radiación entre las longitudes de
onda que oscilan aproximadamente entre 280 y 2.800 nm. Un piranómetro
acondicionado con una banda o disco parasol, que suprime la radiación directa,
puede medir la radiación difusa.
De acuerdo a las especificaciones de la OMM existen varias clases de
piranómetros, los cuales son clasificados por la ISO 9060 en: patrones secundarios, de primera y
segunda clase. En la tabla 4 se presentan sus características. Generalmente los
de primera clase y los patrones secundarios emplean una termopila como elemento
de detección. Los de segunda clase emplean típicamente las fotocélulas como el
elemento de detección, son menos costosos que los otros tipos de piranómetros,
pero la respuesta espectral del piranómetro fotovoltaico se limita al espectro
visible. Los piranómetros de primera clase y los patrones secundarios
normalmente son los utilizados para medir la radiación solar global. Un ejemplo
de piranómetro de primera clase es el piranómetro Blanco y Negro Eppley de la
figura 5(a) y otro ejemplo de patrón secundario es el piranómetro espectral de
precisión Eppley (PSP) (Ver figura 5(b)).
Tabla 4.
Clasificación y características de los piranómetros
|
Características
|
Patrón Secundario
|
1ª Clase
|
2ª Clase
|
|
Sensibilidad (W/m-2)
|
± 1
|
± 5
|
± 10
|
|
Estabilidad (% año)
|
± 0.8
|
± 1.8
|
± 3
|
|
Temperatura (%)
|
± 2
|
± 4
|
± 8
|
|
Selectividad (%)
|
± 2
|
± 5
|
± 10
|
|
Linearidad (%)
|
± 0.5
|
± 1
|
± 3
|
|
Constante de tiempo.
|
< 15s
|
< 30s
|
< 60s
|
|
Respuesta coseno (%)
|
± 0.5
|
± 2
|
± 5
|
|
A. Piranómetro Blanco y Negro Eppley (BWP)
|
B. Piranómetro espectral de precisión (PSP)
|
|
C. Para medir la radiación UV
|
Figura 5. Piranómetros. (Fuente: IDEAM).
Se pueden usar filtros en lugar de la bóveda de
cristal para medir la radiación en diversos intervalos espectrales, por
ejemplo: la radiación ultravioleta (Ver figura 5(c)). Para las aplicaciones que
requieran datos de radiación ultravioleta no se deben emplear los piranómetros
de principio fotovoltaico debido a que estos instrumentos no son sensibles a la
radiación UV.
2. Pirheliómetros: son instrumentos usados para la medición de
la radiación solar directa. Esto se consigue
colocando el sensor normalmente en el foco solar, bien manualmente o bien sobre
un montaje ecuatorial. Hay varios tipos de instrumentos que la OMM clasifica como
patrones primarios y secundarios, a
continuación se describen los dos tipos de pirheliómetros.
I. Pirheliómetro de Cavidad Absoluta. El
instrumento posee dos cavidades cónicas idénticas, una externa, que se calienta
al estar expuesta a la radiación solar, mientras la otra cavidad, oculta en el
interior del instrumento, se calienta utilizando energía eléctrica hasta
obtener una temperatura igual a la cavidad externa, asignándose el valor de la
energía eléctrica consumida como el valor de la radiación solar incidente. La
figura 6 presenta el pirheliómetro de cavidad Absoluta, serie PMO-6,
correspondiente al modelo de patrón nacional del que dispone el IDEAM.
Figura 6. Pirheliómetro de cavidad Absoluta, serie PMO-6.
(Fuente: IDEAM).
II. Pirheliómetros
Secundarios. Son
Instrumentos que miden la radiación solar directa,
se calibran por ínter comparación con un Pirheliómetro de cavidad absoluta. Uno
de los varios diseños existentes en el mundo es el pirheliómetro EPPLEY de
incidencia normal de la figura 7, que posee un sensor de termopila compensada
de bismuto-plata con 15 junturas y un tiempo de respuesta de aproximadamente 20
s. Este instrumento requiere de un dispositivo que le permita seguir el
movimiento del sol durante su transito diurno por el cielo. Este pirheliómetro
es muy estable y puede emplearse como patrón secundario para calibrar otros
instrumentos. En Colombia se emplea, aunque no es de uso generalizado ni
permanente.
Figura 7. Pirheliómetro
Eppley de incidencia normal (montado sobre un seguidor de sol).
(Fuente: IDEAM).
Otro instrumento es el pirheliógrafo, el cual se utiliza para registrar la radiación solar directa (ver
Figura 8). Este instrumento (en forma semejante a como mide el pirheliómetro)
registra la radiación que proviene de un ángulo sólido pequeño y que incide en
una superficie plana normal al eje de este ángulo.
Figura 8.
Pirheliógrafo. (Fuente: IDEAM).
3. Actinógrafo: es
un instrumento para registrar la radiación global que funciona mediante un
sensor termomecánico, protegido por una cúpula en vidrio. Está conformado por
un arreglo bimetálico de dos superficies, una pintada de color negro para que
absorba las ondas electromagnéticas de la radiación solar y la otra de blanco
para que las refleje y así ocasionar diferencia de temperatura que permite
formar curvatura en la placa negra que se amplifica por medio de palancas y se
transmiten a un tambor movido por un mecanismo de reloj para describir una
gráfica que registra los valores de radiación global. La precisión de los
valores de la radiación global que se obtienen con este instrumento es del
orden de ± 8%. Estos instrumentos requieren de una calibración con un patrón
secundario una vez por año. El actinógrafo se diferencia de un piranómetro
por que el sensor es una lámina bimetálica y el del piranómetro es una
termopila.
La figura 9 ilustra un actinógrafo Fuess
utilizado en Colombia por el IDEAM. Es de anotar que otras instituciones
regionales como Cenicafé disponen de actinógrafos Belfor con precisiones de ±
6%.
Figura 9. Actinógrafo Fuess. (Fuente: IDEAM).
4. Radiómetro neto:
diseñado para medir la diferencia entre la radiación ascendente y la
descendente, a través de una superficie horizontal. La aplicación básica de un
radiómetro neto es determinar la radiación diurna y nocturna como un indicador de
la estabilidad. Las categorías de estabilidad nocturnas generalmente usadas en
los estudios de contaminación del aire se basan en la velocidad del viento, la
radiación neta y el aspecto del cielo.
5. Heliógrafo: es un instrumento registrador que proporciona
las horas de sol efectivo en el día (insolación o brillo solar). Registra los
periodos de tiempo de radiación solar directa que superan un valor mínimo.
Opera focalizando la radiación solar mediante una esfera de vidrio a manera de lente convergente, en una cinta con
escala de horas (ver figura 10), que, como resultado de la exposición a la
radiación solar directa, se quema formando líneas, cuya longitud determina el
número de horas de brillo del Sol.
En localidades donde no se mida directamente la radiación
solar global, es posible obtenerla a partir de los valores de horas de brillo
solar, mediante un modelo de regresión lineal simple llamado Ångström
Modificado. El modelo se aplica a estaciones de brillo solar de la misma zona
geográfica donde se mida simultáneamente radiación y brillo solar.
Figura 10.
Solarímetro CAMPBELL-STOKES. (Fuente: IDEAM).
6.
Medición de la radiación solar
difusa: Las
mediciones de la radiación difusa se realizan con Piranómetros cuyo sensor es
sombreado por una banda o disco, de manera que no deja pasar radiación solar directa. El más
tradicional utiliza la banda de sombra en forma de aro o semiaro, puesto de
acuerdo con la declinación del sol y la latitud del lugar. De esta manera, el
sensor se protegerá de la radiación directa durante el día. La figura 11
ilustra uno de ellos.
Figura 11. Piranómetro Con
banda de Sombra Para la
Medición Radiación Difusa.
(Fuente: IDEAM).
B. Radiación
visible y ultravioleta
El IDEAM ha establecido una red nacional para
la vigilancia y monitoreo de la radiación ultravioleta, con cinco estaciones de
superficie en el país, ubicadas en: Riohacha, Bogotá, Pasto, Leticia y San
Andrés. Cada estación cuenta con un espectrorradiómetro con cuatro rangos espectrales
de medida de la radiación ultravioleta para las bandas UV-A, UV-B y la banda
integral de la radiación activa en fotosíntesis (PAR, por sus siglas en
inglés). El espectrorradiómetro utilizado es el ultravioleta Biospherical
GUV-511, el cual cuenta con cinco canales de medida distribuidos así: UV-B (305
nm), UV-B (320 nm), UV-A (340 nm), UV-A (380 nm) y Radiación visible o activa
en fotosíntesis (PAR) (400 - 700 nm). Los instrumentos realizan medidas
puntales en fracciones de segundos para cada canal de medida y las integra en
intervalos de un minuto; las medidas se archivan luego en valores máximos,
integrales horarios y totales diarios, datos que se encuentran actualizados
desde su inicio de medidas en 1998 para cada estación.
Físicamente consiste en un sensor de cinco
canales a temperatura controlada, por medio de una interfase que también
permite la comunicación con un computador personal. Este instrumento ha sido
utilizado con éxito en todo el mundo bajo las más adversas condiciones
climáticas, siendo considerado como un sistema de punta en el monitoreo a largo
plazo de la radiación ultravioleta y la
radiación fotosintéticamente activa del espectro solar.
·
Normalización
Los Centros Radiométricos Mundiales, Regionales
y Nacionales de la OMM, tienen la responsabilidad de calibrar los
instrumentos radiométricos. Además, el Centro Radiométrico Mundial de Datos
está encargado del mantenimiento de la referencia básica, o sea el Grupo
Mundial de Normalización (GMN) de instrumentos, que se utiliza para establecer la Referencia Radiométrica
Mundial (RRM). En el curso de las comparaciones internacionales, que se
organizan cada cinco años, los instrumentos patrón de los centros regionales se
comparan con el GMN, y sus factores de calibración se ajustan a la RRM. Éstos, a su vez, se utilizan para transferir la RRM periódicamente a los
centros nacionales, que calibran los instrumentos de su red utilizando sus
propios instrumentos de referencia.
Definición de la Referencia Radiométrica
Mundial (RRM)
En el pasado, se utilizaron en meteorología
diversas referencias o escalas radiométricas, a saber: la Escala de Ángstrom de 1905,
la Escala
Smithsoniana de 1913 y la Escala Pirheliométrica
Internacional de 1956 (IPS). Gracias al progreso alcanzado en el ámbito de la
radiometría absoluta, se ha mejorado mucho la exactitud de las mediciones de la
radiación. Los resultados de numerosas comparaciones efectuadas entre 15
pirheliómetros absolutos de 10 tipos diferentes sirvieron de base para definir
una RRM. Las antiguas escalas pueden transformarse en la RRM utilizando los siguientes
factores de conversión:
Para verificar los criterios de estabilidad,
los instrumentos del GMN se comparan entre sí al menos una vez al año. Estos
instrumentos se encuentran en el Centro Radiométrico Mundial, en Davos.
Cálculo de los Valores de la RRM
Para calibrar un instrumento radiométrico se
utilizan como referencia las lecturas de uno de los instrumentos del GMN, o las
de otro que se haya calibrado directa- mente con uno de los instrumentos del
Grupo. En las comparaciones internacionales, el valor representativo de la RRM se obtiene calculando la
media de las mediciones de al menos tres instrumentos del GMN. Los valores de la RRM se establecen aplicando a
las lecturas de cada instrumento del GMN el factor de corrección que le fue
asignado al ser incorporado al Grupo.
·
CONSTANTE SOLAR
En el tope de la atmósfera, a una distancia promedio de 150
x 106 Km
del sol, el flujo de
energía de onda corta interceptada por una superficie normal a la dirección del sol en vatios por metro cuadrado (W/m2)
es llamada constante solar. Midiendo su variabilidad en el
espacio y en el tiempo sobre el globo se puede definir el forzamiento radiativo
básico del sistema climático. Este valor da una idea de los valores que se registran en el tope de la
atmósfera y de los valores que finalmente llegan a la superficie de la tierra
durante el día como consecuencia de las “pérdidas” de radiación por
fenómenos (procesos de atenuación) como la reflexión, refracción y difracción
durante su trayectoria.
Según el Centro
de Referencia Radiométrica Mundial (World Radiometric
Reference - WRR) del Centro Mundial de Radiación (World Radiation Center -
WRC), la constante solar tiene un valor aproximado de:
Io = 1.367 W/m2
=
433.3 Btu/(ft2*h)
=
1,96 cal/(cm2*min)
con una desviación estándar de 1,6
W/m2 y una desviación máxima de + 7 W/m2.
La figura 12, muestra la constante solar medida por satélites en
W/m2 durante el período 1978-2003. En esta figura se observa, que la constante
varía con el tiempo, así como un leve aumento en los mínimos de la misma.
También se aprecia el ciclo solar, en el cual cada 11 años se presenta un
máximo en la constante.
Figura 12. Valores de la constante solar medidos por medio de satélites.
(Fuente: http://www.gsfc.nasa.gov/topstory/2003/0313irradiance.html)
Las observaciones basadas en
satélites muestran también una variación en la medición de la constante solar
de acuerdo al sensor que realiza la medición, tal como se muestra en la figura
13, por lo que es necesario realizar una composición o superposición de las
mediciones para obtener un único valor.
Figura 13. Valores
de la constante solar medidos por medio de satélites. Datos originales (arriba)
y valores compuestos (abajo). (Fuente: NASA).
Las variaciones de la constante
solar dependen de la actividad solar asociada al número de manchas presentes en
la superficie solar y a cambios en la distancia Tierra-Sol como consecuencia de
la órbita elíptica terrestre. La intensidad de la energía solar varía
inversamente proporcional al cuadrado de la distancia al Sol, entonces en el
movimiento de translación de la
Tierra cambia la
distancia Tierra-Sol durante el año originando una variación de la radiación
solar extraterrestre incidente sobre una superficie normal al rayo solar como
ilustra la Figura
14.
Figura 14. Variación de la radiación solar fuera de la
atmósfera terrestre. (Fuente: IDEAM).
Analíticamente se puede determinar la radiación solar
extraterrestre incidente mediante la expresión:
Donde:
R
= Distancia Tierra-Sol
Io = Constante
solar
Ro = Distancia promedio Tierra-Sol (igual a una
Unidad Astronómica = 149,46 x 106
Km).
RADIACIÓN SOLAR (II)
·
ATENUACIÓN DE LA RADIACIÓN SOLAR
El Sol es la principal fuente de energía para todos
los procesos que ocurren en el sistema tierra - atmósfera –
océano. Más del 99.9 % de la energía que este sistema
recibe proviene del Sol. La radiación solar al pasar por la atmósfera sufre un
proceso de debilitamiento por la dispersión (debida a los aerosoles), la
reflexión (por las nubes) y la absorción (por las moléculas de gases y por
partículas en suspensión), por lo tanto, la radiación solar reflejada o
absorbida por la superficie terrestre (océano o continente) es menor a la del
tope de la atmósfera. Esto depende de la longitud de onda de la energía
transmitida y del tamaño y naturaleza de la sustancia que modifica la
radiación. La superficie de la
Tierra, suelos, océanos, y también la atmósfera, absorbe
energía solar y la vuelven a irradiar en forma de calor en todas direcciones.
Los procesos de atenuación que sufre la radiación
solar en su trayectoria hacia la tierra son:
A. Dispersión
La radiación solar viaja en línea recta, pero los gases y partículas en
la atmósfera pueden desviar esta energía, lo que se llama dispersión. La
dispersión ocurre cuando un fotón afecta a un obstáculo sin ser absorbido
cambiando solamente la dirección del recorrido de ese fotón. La dispersión
depende de la longitud de onda, en el sentido de que cuanto más corta sea ésta,
tanto mayor será la dispersión. Moléculas de gas con tamaños relativamente
pequeño comparadas con la longitud de onda causan que la radiación incidente se
disperse en todas las direcciones, hacia adelante y hacia atrás, este fenómeno
es conocido como dispersión de Rayleigh. Aerosoles cuyos tamaños son
comparables o exceden a las longitudes de onda de la radiación incidente, hacen
que ésta no se disperse en todas las
direcciones sino mayormente hacia adelante, fenómeno llamado dispersión de Mie.
El proceso de la dispersión explica cómo un área con sombra
o pieza sin luz solar está iluminada, le llega luz difusa o radiación difusa.
Los gases de la atmósfera dispersan más efectivamente las longitudes de onda
más cortas (violeta y azul) que en longitudes de onda más largas (naranja y
rojo). Esto explica el color azul del cielo y los colores rojo y naranja del
amanecer y atardecer. Salvo a la salida y a la puesta del Sol, todos los puntos
del cielo son fuentes de difusión de luz azul para un observador ubicado en la
superficie terrestre; al amanecer y en el crepúsculo, los rayos deben recorrer
un camino más largo a través de la baja atmósfera; esto hace que casi toda la
luz azul haya sido difundida antes de llegar al observador. Es por eso que la
luz reflejada por las nubes o la difundida por las capas brumosas hacia el observador aparece
rojiza.
B.
Reflexión (Albedo)
La capacidad de reflexión o
fracción de la radiación reflejada por la superficie de la tierra o cualquier
otra superficie se denomina Albedo.
El albedo planetario es en promedio de un 30%. Esta energía se pierde y no
interviene en el calentamiento de la atmósfera.
El albedo, relación entre la radiación
reflejada y la radiación incidente sobre una superficie horizontal, se expresa
en porcentaje así:
1
|
A% =
Albedo
R =
Flujo de radiación reflejada
H =
Flujo total incidente
El albedo es variable de un lugar a otro y de un instante a
otro, depende de la cobertura nubosa, naturaleza de la superficie, inclinación
de los rayos solares, partículas en el aire, etc. La Luna tiene sólo un 7% de
albedo, porque no tiene atmósfera y en las noches de luna llena da un buen
brillo.
En la figura 1 se presenta el albedo medio para
algunos meses del año obtenidos a partir del Experimento del Balance de
Radiación de la Tierra
(ERBE), elaborado por la NASA.
|
a. Enero
|
b. Abril
|
|
c. Julio
|
d. Octubre
|
Figura 1. Albedo planetario medio mensual obtenido a
partir del Experimento del Balance de Radiación de la Tierra (ERBE), elaborado
por la NASA.
El albedo medio anual de los hemisferios
septentrionales y meridionales es casi el mismo, demostrando la influencia
importante de las nubes. Se destaca el alto albedo en la costa occidental de
Sudamérica, ya que en esta región persisten las nubes bajas de tipo estrato. El
ciclo anual del albedo sigue el ciclo anual de la posición del sol.
En la figura 1 se observa que las regiones
oceánicas con poca nubosidad tienen albedos bajos, mientras que los desiertos
tienen albedos con valores del orden de 30% a 40%. En las regiones tropicales
la variación del albedo está influenciada por perturbaciones del tiempo y la
distribución de nubes asociadas. En las regiones polares, las variaciones
estacionales del albedo están relacionadas con la distribución de las capas de
hielo y el decrecimiento del ángulo de elevación solar con la latitud.
En general, las superficies oscuras y quebradas reflejan
menos que las claras y lisas. Al aumentar la humedad del suelo, este absorbe
mayor cantidad de radiación global, lo que influye en el régimen térmico de las
superficies regadas.
El albedo del suelo en general está comprendido
entre el 10% y el 30%, el barro húmedo baja su valor hasta un 5 %, en el caso
de arena seca eleva su valor a un 40%. El albedo de los sembrados y bosques
está entre 10 y 25% y la nieve reciente alcanza un valor de 80 a 90%.
El albedo del agua en promedio es menor que el
del suelo, esto se debe a que los rayos solares penetran en el agua más que en
la tierra. En el albedo del agua influye el grado de turbiedad; en el agua
sucia el albedo aumenta con respecto al agua limpia.
Tabla 1. Albedo de algunas superficies comunes.
|
SUPERFICIE
|
ALBEDO
%
|
|
Nieve fresca
|
80–85
|
|
Arena
|
20-30
|
|
Pasto
|
20-25
|
|
Bosque
|
5-10
|
|
Suelo seco
|
15-25
|
|
Agua (sol cerca del horizonte)
|
50-80
|
|
Agua (sol cerca del cenit)
|
3-5
|
|
Nube gruesa
|
70-80
|
|
Nube delgada
|
25-30
|
|
Tierra y atmósfera global
|
30
|
(Fuente:
http://www2.udec.cl/~jinzunza/meteo).
En la figura 2 se presenta el albedo medio
mensual con cielo despejado para enero y julio a partir del experimento
ERBE de la NASA,
observándose una gran relación con los datos reportados en la tabla anterior,
así como la influencia del ciclo anual de la posición del Sol.
|
a. Enero
|
c. Julio
|
Figura 2. Albedo planetario medio mensual (con cielo despejado) obtenido a partir del Experimento del Balance
de Radiación de la Tierra
(ERBE), elaborado por la NASA.
C. Absorción por moléculas de gases y partículas
en suspensión
La
absorción de energía por un determinado gas tiene lugar cuando la
frecuencia de la radiación electromagnética es similar a la frecuencia
vibracional molecular del gas. Cuando un gas absorbe energía, esta se
transforma en movimiento molecular interno que produce un aumento de
temperatura.
La atmósfera es un fluido constituido
por diferentes tipos de gases y cada uno de ellos se comporta de manera
diferente, de manera tal, que absorben la energía
selectivamente para diferentes longitudes de onda y en
algunos casos son transparentes para ciertos rangos del espectro. La
atmósfera principalmente tiene bajo poder de absorción o es transparente en la
parte visible del espectro, pero tiene un significativo poder de absorción de
radiación ultravioleta o radiación de onda corta procedente del sol y el
principal responsable de este fenómeno es el ozono, así mismo, la atmósfera
tiene buena capacidad para absorber la radiación infrarroja o de onda larga
procedente de la Tierra
y los responsables en este caso son el vapor de agua, el dióxido de carbono y
otros gases traza como el metano y el óxido nitroso.
Los gases que son buenos absorbedores de radiación solar son importantes en
el calentamiento de la atmósfera, por ejemplo, la
absorción de radiación solar por el ozono proporciona la energía que calienta
la estratosfera y la mesosfera.
La absorción de radiación infrarroja procedente
de la Tierra
es importante en el balance energético de la atmósfera. Esta absorción por los
gases traza, calienta la atmósfera, estimulándolos a emitir radiación de onda
más larga. Parte de esta radiación es liberada al espacio, en niveles muy altos
y otra parte es irradiada nuevamente a la Tierra. El efecto neto de este fenómeno permite
que la Tierra
almacene mas energía cerca de su superficie que la cantidad que podría
almacenar si la Tierra
no tuviera atmósfera, consecuentemente, la temperatura es más alta, del orden
de 33°C
más. Este proceso es conocido como el efecto de invernadero natural. Sin
el efecto invernadero la temperatura promedio en la superficie seria
aproximadamente de 18°C
bajo cero y la vida en el planeta no seria posible.
Consecuentemente, los gases en la atmósfera que absorben la
radiación infrarroja procedente de la
Tierra o radiación saliente son conocidos como gases de
efecto invernadero, entre ellos se encuentran el dióxido de carbono, vapor de
agua, óxido nitroso, metano y ozono. Todos los gases tienen moléculas cuya
frecuencia vibracional se localiza en la parte infrarroja del espectro.
En la figura 3a, se muestra la absorsibidad de
diversos gases en la atmósfera para diferentes longitudes de onda. Se observa
que el nitrógeno es mal absorbedor de radiación solar; el oxigeno y el ozono
son buenos absorbedores de radiación ultravioleta en l< 0,29µm; el vapor de agua y el dióxido de carbono son buenos
absorbedores en longitudes de onda mas larga (infrarrojo). El vapor de
agua absorbe aproximadamente cinco veces más radiación terrestre que todos los
otros gases combinados, contribuyendo a elevar la temperatura de la baja
troposfera, lugar donde se desarrolla la vida. En la banda entre 8 y 11 µm la
atmósfera absorbe muy poca radiación de onda larga, como también el vapor de
agua y el dióxido de carbono. Esta región se llama “ventana atmosférica”
debido a que en esa longitud de onda la atmósfera no absorbe radiación, la que
se escapa al espacio exterior.
Para la atmósfera total ningún gas es un efectivo absorbedor de radiación en longitudes de onda entre
0,3 y 0,7 µm, por lo que se tiene un vacío en la región de luz visible, que
corresponde a una gran fracción de la radiación solar. Esto explica porqué la
radiación visible llega a la
Tierra y se dice que la atmósfera es transparente a este tipo
de radiación.
En la figura 3b, la curva roja representa
la radiación solar que llega al tope de la atmósfera y a nivel marino para
condiciones de cielo claro, en donde el punto más alto es la longitud de onda
con la mayor energía espectral (0.5mm), el área bajo la
curva representa la cantidad total de energía recibida (1.367W/m2);
mientras que la curva azul constituye el espectro de la radiación solar después
de sufrir el proceso de debilitamiento.
|
a) Absorción de radiación
por tipo de gas.
Fuente: http://www2.udec.cl/~jinzunza/meteo
|
b) Distribución espectral de la
radiación solar.
Fuente: Atlas de radiación
solar
|
Figura
3. Absorción
de radiación por diferentes gases de la atmósfera.
·
RADIACION
INCIDENTE SOBRE LA SUPERFICIE TERRESTRE
Es
muy grande la cantidad de energía solar que fluye hacia y desde la Tierra y la atmósfera. Una
comparación que permite apreciar la cantidad de energía solar que cada año
incide sobre la Tierra
es que equivale a cerca de 160 veces la energía de las reservas mundiales de
energía fósil o que es similar a más de 15.000 veces la energía anual usada de
los combustibles fósiles y nucleares y de las plantas hidráulicas.
Una
aproximación de la cantidad de energía incidente en la Tierra y de cómo se
transforma en la atmósfera y la superficie terrestre se puede establecer de la
siguiente manera: de la radiación total incidente, 173.000Teravatios, el 30% es
reflejado al espacio exterior. La mayor parte del 70% restante calienta la
superficie terrestre, la atmósfera y los océanos (47%) o se absorbe en la
evaporación de agua (23%). Relativamente, muy poca energía es usada y dirigida
al viento y las olas o para ser absorbida por las plantas en la fotosíntesis.
En realidad prácticamente toda la energía es radiada al espacio exterior en
forma de radiación infrarroja.
El efecto de atenuación de la radiación solar al atravesar la atmósfera
se muestra en la figura 4. La
radiación que finalmente llega a la superficie de la tierra se clasifica en
radiación directa, difusa y global.
Figura
4. Atenuación de la radiación solar por
la atmósfera terrestre.
(Fuente:
Atlas de radiación solar).
A. Radiación directa (Hb)
Es la radiación solar que llega a la superficie de la Tierra en forma de rayos
provenientes del Sol sin haber sufrido difusión, ni reflexión alguna. Se puede
calcular a partir de la siguiente ecuación:
 2
|
Donde
es la componente
vertical de la radiación solar directa y h
la altura del sol sobre el horizonte. Es evidente que 
es mayor que y son iguales
solamente cuando el Sol se encuentra en el Cenit (ver figura 5).
2 Figura 5. Componente directa
de la radiación sol
Sobre la superficie de la tierra, el flujo de la radiación directa
depende de los siguientes factores:
a)
Constante solar.
b)
Altura del sol sobre el
horizonte (h).
c) Transparencia atmosférica en presencia de gases absorbentes, nubes y
niebla.
B. Radiación difusa (Hd)
Es la componente de la radiación solar que al encontrar
pequeñas partículas en suspensión en la atmósfera en su camino hacia la tierra
e interactuar con las nubes, es difundida en todas las direcciones; el flujo
con el cual esta energía incide sobre una superficie horizontal por segundo es
lo que llamamos radiación solar difusa. También es definida como la cantidad de
energía solar que incide sobre una superficie horizontal desde todos los
lugares de la atmósfera diferente de la radiación solar directa. Cuando no hay
nubes en el cielo, la radiación difusa se produce por medio del proceso de
difusión a través de partículas atmosféricas.
La radiación solar difusa diaria es la cantidad
de radiación difusa entre las seis de la mañana y las seis de la tarde y sus
valores oscilan entre 300 y 5.500 W*h/m2 al día.
Sobre la superficie de la tierra la radiación difusa depende de:
a) La altura del Sol sobre el horizonte. A mayor altura, mayor es el
flujo de radiación difusa.
b) Cantidad de partículas en la atmósfera. A mayor cantidad de
partículas, mayor es la componente difusa; por consiguiente aumenta con la
contaminación.
c) Nubosidad. Aumenta con la presencia de capas de nubes blancas
relativamente delgadas.
d)
Altura sobre el nivel del mar. Al aumentar la altura, el aporte de la radiación
difusa es menor debido a que disminuye el espesor de las capas difusoras en la
atmósfera.
C. Radiación global (H)
La radiación global es toda la radiación que
llega a la tierra que se mide sobre una superficie horizontal en un ángulo de
180 grados, resultado de la componente vertical de la radiación directa más la
radiación difusa. El aporte de cada componente a la radiación global, varía con
la altura del Sol, la transparencia de la atmósfera y la nubosidad.
Su evaluación se efectúa por el flujo de esta energía por unidad de área
y de tiempo sobre la superficie horizontal expuesta al sol y sin ningún tipo de
sombra; de
esta manera, si llamamos H al flujo de radiación global, Hd al flujo
de radiación difusa y Hb la componente directa; se tiene que:
3
La radiación solar global diaria es el
total de la energía solar en el día y sus valores típicos están dentro del
rango de 1 a
35 MJ/m2 (megajoules por metro cuadrado).
Recordando
que es la intensidad de la
radiación directa sobre la superficie normal a los rayos solares, h la altura
del Sol, e la componente vertical
de la radiación directa sobre una superficie horizontal, entonces:
 4
|
El
aporte de cada componente a la radiación global, varía con la altura del Sol,
la transparencia de la atmósfera y la nubosidad.
·
BALANCE
RADIATIVO
Los métodos de transferir energía en la atmósfera incluyen
la conducción, la convección, el calor latente, la advección y la radiación. El
método de transferencia de energía a través de procesos radiativos es diferente
de los otros mecanismos ya que en este proceso no intervienen moléculas. La Tierra intercambia energía
con su ambiente (el sistema solar) por medio de la radiación. El balance
radiativo del planeta es un parámetro fundamental ya que determina nuestro
clima (la atmósfera se calienta o se enfría dependiendo de sí recibe más o
menos energía). Este balance incluye la energía solar, que es la principal
fuente de energía para el planeta, igualmente, la atmósfera y el océano pueden
trasladar excesos de energía de una región a otra diferente en el globo.
La energía proveniente del sol puede ser absorbida por el
suelo, difundida en la atmósfera o reflejada. De la energía absorbida por el
suelo, parte penetra en el terreno, parte se utiliza en la evaporación del agua
existente en el suelo y luego es transportada en la atmósfera en forma de calor
latente y la ultima parte, viene cedida por contacto, a la atmósfera, que la
distribuye en su interior mediante un mecanismo de convección turbulenta. En el
balance energético global interviene también la radiación de onda larga emitida
por la tierra.
Considerando, que al tope de la
atmósfera llega un 100% de radiación solar, sólo un 25% llega directamente a la
superficie de la Tierra
y un 25% es dispersado por la atmósfera como radiación difusa hacia la
superficie, esto hace que cerca de un 50% de la radiación total incidente llegue a la
superficie terrestre. Un 20% es absorbido por las nubes y gases atmosféricos
(como el ozono en la estratosfera). El otro 30% se pierde hacia el espacio, de
este porcentaje, la atmósfera dispersa un 6%, las nubes reflejan un 20% y el
suelo refleja el otro 4 %.
El flujo medio incidente en el tope de la
atmósfera es un cuarto de la constante solar, es decir, unos 342 w/m2
y queda reducida en superficie (por reflexión y absorción) a unos 170 w/m2.
La figura
6 muestra los flujos verticales medios de energía en el sistema
terrestre (atmósfera y superficie), en vatios por metro cuadrado. Los más
importantes son los 342 W/m2 de energía solar que entran por el tope
de la atmósfera y los 390 W/m2 que salen del suelo en ondas
infrarrojas. Tanto en superficie como en el tope de la atmósfera el balance
entre lo entrante y lo saliente es nulo.
Figura 6. Esquema de la
distribución de la radiación en el sistema tierra – atmósfera.
Fuente: (http://homepage.mac.com/uriarte/maprad.html)
A partir de la energía terrestre
emitida por la superficie, 390 W/m2, solo 40 W/m2 escapan
directamente al espacio por la ventana atmosférica. El exceso de energía recibida por la superficie es
compensado por procesos no-radiativos
tales como la evaporación (flujo de calor latente de 80 W/m2) y la turbulencia (flujo de calor sensible de 24 W/m2).
La diferencia entre la emisión
radiativa de la superficie de la
Tierra (390 W/m2) y el total de emisión infrarroja al espacio (40 + 200 =
240 W/m2) representa la energía
atrapada en la atmósfera (150 W/m2)
por el efecto de invernadero. La parte del efecto invernadero causado
por el aumento de CO2 debido a las emisiones antrópicas supone en la
actualidad un incremento
radiativo de 1,4 W/m2.
La
Tierra tiene una temperatura media constante
en el tiempo, por la existencia del balance entre la cantidad de radiación
solar entrante y la radiación terrestre saliente, sino se calentaría o
enfriaría continuamente. Por otra parte algunas regiones del planeta reciben
mas radiación solar que otras, pero la radiación terrestre saliente es
aproximadamente la misma en cualquier lugar del planeta. Por lo tanto, el
balance de calor, debe producirse en dos formas:
1. Balance de energía total tierra/atmósfera. La cantidad de energía que
llega a la superficie de la
Tierra desde el Sol y desde la atmósfera, tiene que ser igual
a la cantidad de energía que se refleja desde la superficie, más la que emite la Tierra al espacio.
2. Balance de energía entre diferentes zonas del planeta. En promedio la
zona latitudinal entre 35ºN y 35ºS recibe más energía que la que pierde y lo
contrario ocurre en zonas polares. Es conocido que las zonas centradas en el
ecuador son las regiones más cálidas del planeta, lo contrario se produce en
altas latitudes, donde se pierde mas calor por emisión de radiación de onda
larga que la recibida en onda corta del Sol. Pero estas zonas no se calientan
ni enfrían continuamente, por lo que existe un transporte de calor desde las
regiones con exceso a las regiones con déficit de calor. Es un transporte desde
el ecuador hacia los polos y viceversa, que lo realizan la atmósfera y los
océanos a través de los vientos y las corrientes.
En resumen, la energía recibida y emitida por
el sistema tierra – atmósfera es la misma, hay ganancia de energía entre los
trópicos y pérdida en zonas polares, el exceso y déficit es balanceado por la
circulación general de la atmósfera y de los océanos. Además el balance de
radiación de un lugar dado sufre variaciones con la cobertura nubosa,
composición de la atmósfera, el ángulo de incidencia del Sol y la longitud del
día. Así las áreas de exceso y déficit de energía migran estacionalmente con
los cambios en la longitud del día y del ángulo de inclinación del Sol. En la
siguiente tabla se resume el balance de radiación en unidades de energía.
Tabla 3. Balance de radiación en
W/m2
Los experimentos para la determinación del
balance radiativo de la Tierra
han utilizado satélites para medir los parámetros fundamentales de la radiación
(la cantidad de energía solar recibida por el planeta, el albedo planetario, la
radiación terrestre emitida -referida como la Radiación saliente de
Onda Larga ó ROL- y el balance planetario de energía neto -diferencia entre la
energía solar absorbida y el ROL-). El experimento más reciente para medir
estos parámetros es el Experimento del Balance de la Radiación de la Tierra de la NASA (ERBE).
RADIACIÓN
ULTRAVIOLETA
·
lA RADIACIóN ULTRAVIOLETA Y SUS EFECTOS en LA SALUD
El Sol emite una gran cantidad de energía a la Tierra, de la cual sólo un
7% corresponde a la radiación ultravioleta (UV). Esta radiación ultravioleta
(UV) es una forma de energía radiante invisible que cubre el rango de
longitudes de onda entre los 100 y los 400 nanómetros y usualmente es
clasificada en tres categorías de acuerdo con la longitud de onda:
UV-A entre 315 y 400 nm
UV-B entre 280 y 315 nm
UV-C entre 100 y 280 nm
La radiación solar viaja a través de la
atmósfera terrestre antes de llegar a la superficie y en este recorrido toda la
radiación UV-C y el 90% de la
UV-B es absorbida por gases como el ozono, vapor de agua,
oxígeno y dióxido de carbono, mientras que, la radiación UV-A es débilmente
absorbida en la atmósfera. Debido a lo anterior, la radiación UV que alcanza la
superficie de la tierra está compuesta en gran parte por la radiación UV-A (en
un 98%) y en menor grado por la
UV-B (2%). Mientras más corta sea la longitud de onda de la
radiación UV, biológicamente es más dañina.
A. Radiación UV-A
La radiación UV-A es la forma menos dañina de
la radiación ultravioleta y es la que llega a la Tierra en mayores
cantidades. Los rayos UV-A penetran en el tejido conectivo y son la causa
fundamental de la inmunosupresión y las lesiones crónicas inducidas por la luz,
como el envejecimiento prematuro de la piel. También son responsables de la
formación de radicales libres y de reacciones tanto fototóxicas como
fotoalérgicas (tales como las alergias solares denominadas fotodermatitis
poliforma). Los radicales libres son compuestos químicos con electrones
libres, que poseen una reactividad elevada y pueden dañar las células de la
epidermis y la dermis. La acumulación de estos procesos lleva gradualmente, en
el transcurso de los años, al perfil de lesión crónica, inducida por la luz. La
radiación UV-A también puede dañar pinturas y plásticos que se encuentren a la
intemperie.
B. Radiación UV-B
La radiación UV-B, que llega a la superficie de
la Tierra es
potencialmente dañina, ya que reduce el
crecimiento de las plantas y la exposición humana prolongada a este tipo de
radiación puede causar daños a la salud, tales como: cataratas (producidas cuando
el cristalino, el cual enfoca la luz hacia la retina, se nubla); reacciones
inflamatorias del ojo; este tipo de radiación (fuertemente eritematogénica) es
absorbida por el ADN dérmico penetrando en las capas celulares más profundas de
la epidermis, causando daños en la piel tan leves como una simple quemadura
(eritema solar) o de tal gravedad como mutaciones en el ADN de las células
cutáneas que pueden derivar en procesos malignos como el cáncer de piel (entre
dos y tres millones de canceres no-melanoma de piel y aproximadamente 132.000
canceres melanoma de piel ocurren al año globalmente); reducción de la
eficiencia del sistema inmunológico, aumentando el riesgo de infecciones y
disminuyendo la eficacia de las vacunas, ya que, la radiación UV-B actúa como
un agente inmunosupresor local, dañando a las células de Langerhans que son
responsables de la presentación de antígenos en la epidermis, estas células de
Langerhans reaccionan a la radiación UV emigrando de la epidermis; rugosidades
en la piel, manchas y daños a otras formas de vida, así como a materiales y
equipos que se encuentren a la intemperie. También produce cambios
degenerativos en tejidos y vasos sanguíneos fibrosos.
|
A.
Quemaduras de piel
|
B.
Eritemas
|
|
C. Manchas
|
D. Arrugas
|
|
E. Melanoma maligno
|
Figura 1.
Efectos de la radiación UV sobre la salud
Cualquier persona está expuesta a la radiación
UV-B proveniente del sol y como esta radiación es bastante energética puede
causar daños celulares de carácter degenerativo, debido a que puede romper los
enlaces de las moléculas del ácido desoxirribonucleico - ADN, las cuales son portadoras
moleculares de nuestro codificador genético. La cantidad de radiación UV-B
está directamente relacionada con la capa de ozono, una reducción en esta capa
implicará un aumento en la
radiación que alcanza la
superficie terrestre.
C. Radiación UV-C
Los rayos UV-C son la forma más dañina de toda
la gama de rayos ultravioleta porque es muy energética, pero esta radiación es
absorbida por el oxígeno y el ozono en la estratosfera y nunca llega a la
superficie terrestre.
Algunos comportamientos de las personas (que
perciben en el bronceado un símbolo de atracción y buena salud), como el
aumento de las actividades al aire libre y cambio en los hábitos de exposición
al sol, son considerados como causas relacionadas al incremento en las tasas de
cáncer de piel en décadas recientes.
Finalmente, cantidades pequeñas de radiación UV
son beneficiosas para personas y esenciales en la producción de la vitamina D.
La radiación UV también se utiliza, bajo la supervisión médica, para tratar
varias enfermedades, inclusive el raquitismo, la psoriasis y el eczema.
D.
Factores que influyen en los niveles de radiación UV
Los niveles de radiación UV en la superficie
dependen de varios factores como son: la posición del sol, la altitud, la
latitud, el cubrimiento de las nubes, la cantidad de ozono en la atmósfera y la
reflexión terrestre.
Los niveles de radiación UV varían durante el
día y a lo largo del año, presentándose los mayores niveles en el día cuando el
sol se encuentra en su máxima elevación, esto es entre las 10 a.m. y las 2 p.m.(cerca del
60% de la radiación UV es recibida a estas horas), mientras que, cuando el
ángulo del sol está más cercano al horizonte llega menos radiación ultravioleta
a la superficie de la Tierra
debido a que atraviesa una distancia más larga en la atmósfera y encuentra más
moléculas de ozono, dando lugar a una mayor absorción. En zonas diferentes a
los trópicos los máximos niveles se presentan en los meses de verano alrededor
del mediodía.
La
altitud también determina la cantidad de radiación UV que se recibe, debido a
que en zonas de alta montaña el aire es más limpio y más delgada la capa
atmosférica que deben recorrer los rayos solares, por ello llega más UV, de
manera que a mayor altitud mayor radiación UV. En promedio, por cada 1000 metros de
incremento de la altitud, la radiación UV aumenta entre un 10% a un 12%. Las nubes pueden tener un impacto importante
en la cantidad de radiación UV que recibe la superficie terrestre, generalmente
las nubes densas bloquean más UV que una nube delgada.
Figura
2. Factores que influyen en los
niveles de radiación UV. (Fuente: Global Solar, UV index. A practical guide.
WHO, WMO, UNEP. 2002)
La radiación ultravioleta varía de acuerdo con
la ubicación geográfica; sobre la zona ecuatorial los rayos solares caen más
directamente que en las latitudes medias y la radiación solar resulta ser más
intensa en esa área y, por lo tanto, también es mayor la radiación UV en las
latitudes cercanas al ecuador como es el caso de Colombia.
Las condiciones de lluvia reducen la cantidad
de UV. La contaminación trabaja en forma similar que las nubes, de tal forma
que la contaminación urbana reduce la cantidad de radiación UV que llega a la
superficie de la tierra.
La cantidad de radiación UV que llega a la
superficie de un lugar, está inversamente relacionada con el ozono total: a
menor cantidad de ozono mayor radiación UV ingresa a la superficie. Por ello,
las mayores cantidades de radiación UV se reciben en aquellas regiones donde su
contenido de ozono es menor, tal como ocurre en la Antártida en las áreas
que están bajo la influencia del agujero de ozono.
La radiación UV reflejada puede producir los
mismos efectos que la radiación UV que llega a la superficie de la Tierra. La nieve es la
superficie que más refleja radiación UV, alcanzando hasta un 80%, mientras que
el concreto refleja hasta un 12%, la arena seca de playa el 15% y el agua de
mar el 25%.
·
¿Qué Hacer frente a los efectos de la radiación UV?
- Evite la exposición al sol entre las 10 de la mañana y las 4 de la
tarde.
- Usar bloqueadores solares para la piel con factor de protección de
30 o más, pero no caiga en el error de considerarlos tan seguros que le
permitan multiplicar la exposición al sol.
- Los protectores solares
deben colocarse 20 minutos antes de la exposición solar y reaplicarse cada
2 a 6
horas aunque diga que es a prueba de agua.
- Use ropa protectora
cuando se está exponiendo al sol, es decir, camiseta y sombreros anchos.
También use lentes oscuros con protector UV.
-
- Incremente el tiempo a resguardo en la sombra.
- Las personas que deben cuidarse más a la exposición del sol son los
más rubios o pelirrojos, sobre todo si tienen ojos claros, muchos lunares,
tomaron bastante sol durante su vida y contabilizan sucesivas quemaduras, así
como quienes tiene antecedentes familiares de cáncer en la piel.
- Evite las cámaras solares.
- Los bronceadores no protegen; por el contrario, sensibilizan más la
piel a la acción de los rayos UV. Si su intención es oscurecer la piel,
expóngase al sol durante varios
días sin excederse y utilizando protector.
- Los niños siempre requieren cuidados extra y aunque la protección
es responsabilidad de los adultos, cuanto más temprano aprenden a
cuidarse, más fácil incorporarán conductas saludables.
- Si después de tomar el sol su piel luce roja considérese insolado
aun cuando no sienta dolor. Esa tonalidad obedece a que su piel ya liberó
citoquinas (sustancias inflamatorias de este órgano), lo que quiere decir
que el ADN de las células cutáneas está expuesto a daños por la radiación
UV. En este caso, suspenda por varios días la exposición al sol y
aplíquese sustancias hidratantes y antiinflamatorias como geles de aloe
vera.
- Si su piel además de roja, arde y duele, no se automedique.
Consulte con un médico ya que puede ser una quemadura de primer grado.
VARIACIÓN ESPACIO
TEMPORAL
·
DISTRIBUCIÓN
GLOBAL DE LA RADIACIÓN
SOLAR
El flujo medio incidente de radiación solar en
el tope de la atmósfera es un cuarto de la constante solar, es decir, unos 342
w/m2 y queda reducida en superficie (por reflexión y absorción) a
unos 170 w/m2.
La siguiente figura muestra la radiación solar
media recibida en superficie, expresada en W/m2, oscilando entre un
máximo de 275 W/m2 en las regiones despejadas de nubosidad del
Sahara y Arabia, hasta un mínimo de 75 W/m2 en las islas brumosas
del Ártico. La media global, como se mencionó, es 170 W/m2.
Figura 1. Distribución
global de la radiación
Fuente: (http://homepage.mac.com/uriarte/maprad.html)
Los valores máximos se concentran en las zonas
subtropicales, en torno a los 30º de latitud, debido a que los rayos solares
llegan a la superficie terrestre en forma más perpendicular sobre esas
latitudes, principalmente, en las épocas de
verano de cada uno de los hemisferios. En la noche polar de cada hemisferio, la
radiación solar que llega a las zonas polares es cercana a cero. En el día
polar la radiación solar en los polos es equivalente a la radiación solar de
latitudes medias del hemisferio opuesto al día polar, pero las temperaturas no
son equivalentes, ya que en días polares las temperaturas son siempre cercanas
o menores a 0°C.
·
DISTRIBUCIÓN
ESPACIAL Y TEMPORAL DE LA
RADIACIÓN SOLAR EN COLOMBIA
El conocimiento de la distribución espacial y
temporal del potencial energético solar es necesario porque facilita la
identificación de regiones estratégicas en donde es más adecuada la utilización
de la energía solar para la solución de necesidades energéticas.
En la figura 2 se muestra el promedio en kWh/m2
de la radiación solar global acumulada en el día que incide sobre el territorio
colombiano. El valor de la energía corresponde al valor agregado de los kWh que
en promedio inciden durante el día sobre un metro cuadrado. Es una distribución
espacial más específica a la mostrada en la distribución
global, manteniéndose el comportamiento de mayores promedios en el norte
del país y los menores hacia el occidente y suroccidente (para tener una
equivalencia entre los W/m2 de la figura 1 y los kWh/m2
por día de la figura 2, los primeros se multiplican por 24 y se dividen por
1.000).
Se puede observar, que sobre la mayor parte del
territorio Colombiano la incidencia de la
radiación solar global tiene promedios entre 4,0 y 4,5 kWh/m2 por
día, especialmente sobre gran parte de la Amazonía y la región Andina, así como en sectores
de la región Pacífica y la Orinoquia. Colombia debido a su posición
geográfica es favorecida con una gran disponibilidad del recurso solar.
Las zonas que reciben mayor intensidad de
radiación solar global en Colombia, superiores a los 5,0 kWh/m2 por
día son: la región Caribe, nororiente de la Orinoquia, amplios sectores
de Meta y Casanare y pequeños sectores de los departamentos de Cauca, Huila,
Valle, Tolima, Cundinamarca, Boyacá, Santanderes, Antioquia y las Islas de San
Andrés y Providencia. Los valores más altos (entre 5,5 y 6,0 kWh/m2
por día y en algunos sitios con valores superiores) se presentan en el
departamento de La Guajira,
norte y sur del Magdalena, norte de Cesar y reducidos sectores de Atlántico,
Bolívar, Sucre y Arauca.
Las zonas con menor intensidad de radiación
solar global en Colombia, con valores inferiores a los 3,5 kWh/m2
por día, se presentan en sectores de Chocó, Valle, Cauca, Nariño, Putumayo,
Tolima, Eje Cafetero y Santander.
Figura 2. Distribución espacial de la Radiación Global
en Colombia, promedio multianual
(Fuente:
IDEAM).
En la figura 3 se presentan los mapas de la
distribución de la radiación solar global acumulada en el día que incide sobre
el territorio colombiano a lo largo del año
|
Enero
|
Febrero
|
|
|
|
|
Marzo
|
Abril
|
|
|
|
|
Mayo
|
Junio
|
|
|
|
|
Julio
|
Agosto
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|
|
|
|
Septiembre
|
Octubre
|
|
|
|
|
Noviembre
|
Diciembre
|
|
|
|
Figura 3. Distribución
de la radiación solar global acumulada en el día, que incide a lo largo del año
sobre el territorio colombiano. (Fuente: IDEAM).
·
COMPORTAMIENTO
DE LA RADIACIÓN EN
BOGOTÁ
A. Radiación Global
Actualmente la ciudad cuenta con tres estaciones que miden
la radiación global en forma horaria, dos de la Red del DAMA (Departamento Administrativo del
Medio Ambiente) y la estación del Aeropuerto Eldorado del IDEAM, cuyos
resultados serán discutidos a continuación.
A.1. Variación
estacional de la radiación global en las estaciones del DAMA.
Dentro de la
red de monitoreo de la calidad del aire del DAMA, hay dos estaciones que miden
la radiación solar global: Escuela de Ingeniería (al norte de la ciudad) y
Central de mezclas (al sur de la ciudad). Se analizó la información de dichas
estaciones para el periodo comprendido entre agosto de 1997 (fecha de inicio de
operación de la red) y julio de 2001.
En la figura
3 se observa la representación gráfica de los promedios de radiación acumulada
diaria (suma de los valores promedios horarios de la radiación desde las seis
de la mañana hasta las seis de la tarde) del mes respectivo para las dos
estaciones. En la Escuela
de Ingeniería se observa que los meses con mayores valores promedio de
radiación global incidente durante el día, en su orden son: enero, diciembre y
agosto y los de menor valor son: mayo, junio, septiembre y noviembre. En
Central de Mezclas se observa que los mayores valores se presentan en enero y
agosto y los menores valores entre abril
y junio.
Figura 3. Promedio mensual del total
de la radiación global incidente durante
el día en las
estaciones del DAMA y Eldorado. (Fuente: IDEAM).
A.2. Variabilidad estacional de la radiación Global
en la estación Eldorado.
Para la
estación Eldorado, ubicada al occidente de Bogotá, se analizaron registros de
radiación global, reportada como total del día, del primero de enero de 1990
hasta el 30 de julio de 2002, además,
se analizó información sobre radiación global horaria del primero de enero de
2001 al 28 de febrero de 2002.
En la figura
3, se aprecia que los meses con mayores promedios de radiación durante el día
se presentan entre diciembre y marzo y los menores entre abril y julio.
En forma
general, se observa en las tres estaciones (DAMA e IDEAM), que los menores
promedios de radiación acumulada diaria se presentan entre abril y junio y los
meses de mayor promedio son enero, febrero y agosto. En estos promedios de
radiación global influyen dos aspectos:
- La distancia
tierra-sol. Hay que tener en cuenta que a mediados del año la
distancia tierra-sol es mayor (afelio) y por lo tanto llega menos
radiación (entre el 10% y el 20% de la radiación durante el perihelio para
las estaciones analizadas) a la superficie de la tierra, mientras que, a
principios del año, en el perihelio, la tierra está mas cerca al sol, por
lo que llega mayor radiación.
- La nubosidad. Adicionalmente, en los meses en los que se registra menor radiación, se presenta la
primera temporada de lluvias, la cual está asociada a un incremento
generalizado de la nubosidad.
Al evaluar
los promedios de todos los datos en las tres estaciones, se concluye que los
promedios mayores de radiación se presentan en Eldorado con 3.879 W/m2,
seguida por Central de mezclas con 3.746 W/m2 y la de menor promedio
es la Escuela
de Ingeniería con 3.678 W/m2. Estos bajos valores de radiación, al
nororiente de la ciudad, pueden estar relacionados con la mayor nubosidad que
se presenta en este sector, ya que, al oriente y nororiente de la ciudad es
donde se presentan los mayores promedios de precipitación. Los menores valores de
radiación en las estaciones de Central de mezclas y Escuela de Ingeniería, con
respecto a la estación Eldorado, se pueden deber también a la interferencia de
las montañas que circundan dichas estaciones que obstaculizan a la
radiación directa, sobre todo en horas de la mañana (ver figura 4).
A.3. Ciclo
diurno de la
Radiación Global en Bogotá
En la figura
4 se puede observar la representación gráfica de los promedios horarios de la
radiación global en las tres estaciones. El comportamiento y los promedios son
muy similares, pero se destacan los siguientes aspectos:
- El máximo de
radiación en Eldorado
se alcanza entre las 10 y las 12 de la mañana; en Central de Mezclas entre
las 11 y las 12 de la mañana y en la Escuela de ingeniería entre las 11 de la
mañana y la 1 de la tarde.
Figura 4.
