Sky Cooling/Gebäudekühlung. Atmosphäre als Wärmesenke

Inhaltsverzeichnis:

1. Einleitung
1.1. Zielsetzung der Arbeit
1.2. Allgemeines zur Atmosphärische Gegenstrahlung
1.3. Absorption der Terrestrischen Strahlung in der Atmosphäre
1.4. Entstehung der Atmosphärischen Gegenstrahlung

2. Theorie des Langwelligen Strahlungsaustauschs/p> 2.1. Theorie des Klaren Himmels
2.2. Strahlungsaustausch in den Wolken
2.3. Atmosphärische Gegenstrahlung
2.4. Der Himmel als Schwarzer Strahler

3. Empirische Gleichungen zur Atmosphärischen Gegenstrahlung
3.1. Verschiedene Definitionen zur Berechnung
3.1.1. Definition einer effektiven Himmelstemperatur
3.1.2. Definition eines Emissionsgrades des Himmels
3.2. Berechnung der atmosphärischen Gegenstrahlung
3.3. Atmosphärische Gegenstrahlung des klaren Himmels 17ff
3.3.1. Vergleich der Modelle zum klaren Himmel
3.3.2. Extremwerte der Atmosphärischen Gegenstrahlung bei klarem Himmel
3.3.3. Zusammenstellung der Himmelsmodelle zum klaren Himmel
3.4. Zusammenhang zwischen Lufttemperatur und Himmelstemperatur
3.5. Atmosphärische Gegenstrahlung des Bewölkten Himmels
3.6. Auswahl eines Modells zur Atmosphärischen Gegenstrahlung
3.7. Himmelsmodell Ceres

4. Vergleich der Regionen
4.1. Auswahl der Klimadaten und Regionen
4.1.1. Verfügbare Stationen
4.1.2. Ausgewählte Stationen
4.2. Lufttemperaturen und Bedeckungsgrad der verschiedenen Stationen
4.3. Himmelstemperaturen der verschiedenen Stationen (gesamtes Jahr)
4.4. Nettostrahlung bei 18°C Oberflächentemperatur

5. Simulation Teich - Speicher
5.1. Wärmeströme Teich
5.1.1. Berechnung des latenten Wärmestroms aufgrund von Verdunstung
5.1.2. Solarstrahlung
5.1.3. Konvektiver Wärmeübergang
5.2. Wärmelast vom Speicher
5.3. Simulation des Speichers
5.4. Beurteilung der Leistungsfähigkeit des Systems
5.5. Komponenten des Systems
5.5.1. Regelung des Sonnenschutzes
5.5.2. Regelung des Massenstroms zwischen Teich und Speicher
5.6. Variantenvergleich
5.6.1. Basisvariante
5.6.2. Einfluss des Absorptionsgrad des Beckenbodens
5.6.3. Einfluss des Schwellenwertes des Sonnenschutzes
5.6.4. Entwicklung eines verbesserten Sonnenschutzes
5.6.5. Einfluss einer Schattenwand südlich des Teichs
5.6.6. Mögliche Last mit einer Schattenwand
5.6.7. Emissivität der Wand
5.6.8. Zusammenstellung der bisherigen Ergebnisse
5.6.9. Teich mit dämmenden Schwimmkörpern
5.6.10. Gewähltes System für weitere Untersuchungen
5.6.11. Leistung bei anderen Systemtemperaturen
5.6.12. Lastverläufe des gewählten Systems
5.7. Systemleistung in anderen Regionen 83ff

6. Simulation Teich - Speicher - TABS
6.1. Simulation des Thermoaktiven Bauteilsystems
6.2. Erweiterter Algorithmus zum Handrechenverfahren
6.3. Geometrischen und physikalischen Daten
6.4. Berechnung des Wärmeübergangskoeffizienten am Boden und der Decke
6.5. Simulation des Raumes
6.5.1. Geometrie des Raumes
6.5.2. Wärmelasten des Raumes
6.6. Simulationsergebnisse
6.6.1. Beurteilungskriterium der Raumtemperatur
6.6.2. Beurteilungskriterium für die Leistungsfähigkeit des Systems
6.6.3. Vorgehensweise bei der Simulation
6.7. Ergebnisse der Simulation
6.7.1. Relative Teichfläche
6.7.2. Jahressummen der Nettostrahlung
6.7.3. Jahressummen der absorbierten Solarstrahlung
6.7.4 Jahressummen des Wärmestroms aufgrund von Verdunstung
6.7.5 Jahressummen des Wärmestroms aufgrund von Konvektion
6.8 Lastund Temperaturverläufe

7. Realisierte Projekte

8.1 Unterteilung der Sky-Cooling-Systeme
8.2 Automotive Centre of Excellence
8.3 General Services Administration Port of Entry
8.4 Crenshaw Boulevard Employment Development Department
8.5 Residential Roof Cooling, Florida Solar Energy Center
8.6 Night Sky Radiation Cooling Strategies with Hybrid PV-T Systems
8. Zusammenfassung und Fazit

9. Literaturverzeichnis

1. Einleitung

1.1. Zielsetzung der Arbeit

Die vorliegende Arbeit beschäftigt sich mit der Möglichkeit der Gebäudekühlung mit der Atmosphäre als Wärmesenke. Durch langwellige Abstrahlung gegen den Himmel entsteht auf einer Strahlungsoberfläche eine negative Energiebilanz, welche einen Wärmefluss in Richtung der Atmosphäre zur Folge hat. Daher resultiert der Titel der Arbeit. Der aus dem Strahlungsaustausch mit der Atmosphäre resultierende Wärmestrom ist von der Temperatur der Strahlungsoberfläche bzw. von der emittierten Strahlung dieser Fläche (Quelle) und von der emittierten Strahlung des Himmels (Senke) abhängig. Die vom Himmel auf die Erdoberfläche einstrahlende Langwellige Strahlung wird Atmosphärische Gegenstrahlung genannt. Die Größe dieses Wärmestroms ist für den Strahlungsund Energiehaushalt einer dem Himmel gegenüberliegenden Oberfläche sehr wichtig. Deshalb beschäftigt sich ein Großteil der vorliegenden Arbeit mit der Theorie und Berechnung der Atmosphärischen Gegenstrahlung. Ziel der Arbeit ist es zu untersuchen, ob es möglich ist ein Gebäude regenerativ mit einem System zu kühlen, welches über langwellige Abstrahlung den Atmosphäre als Wärmesenke nutzt.

1.2. Allgemeines zur Atmosphärische Gegenstrahlung

Die atmosphärische Gegenstrahlung ist die von der Atmosphäre emittierte und auf die Erdoberfläche treffende Wärmestrahlung. Wie jede Substanz mit einer Temperatur oberhalb des absoluten Nullpunkts emittieren auch die Gase der Atmosphäre und die in ihr enthaltenen Aerosole Wärmestrahlung. Die von einem Volumenelement der Atmosphäre ausgehende Strahlung wird gleichförmig in alle Richtungen abgestrahlt; der nach oben gerichtete Anteil trägt zur Ausstrahlung an den Weltraum bei, der nach unten gerichtete Anteil bildet in der Summe über alle Volumenelemente die atmosphärische Gegenstrahlung. Die atmosphärische Gegenstrahlung ist ein wichtiger Bestandteil der Energiebilanz an der Erdoberfläche. Während die Erdoberfläche aufgrund ihrer Temperatur Wärmestrahlung in die Atmosphäre abstrahlt (terrestrische Ausstrahlung), erhält sie von der Atmosphäre die Gegenstrahlung zugesandt, die einen Teil der Strahlungsverluste kompensiert.

Im Gegensatz zur Einstrahlung der Sonne (nur am Tage) strahlen Erde und Atmosphäre ihre Wärme ständig aus, was bedeutet, dass die terrestrische Strahlung den Betrag der einfallenden Sonnenstrahlung übersteigt.

Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten

Abbildung 1.1: Mittlere jährliche Wärmeausstrahlung der Erde in W/m² nach Satellitenmessungen [Schirmer 1989]

1.3. Absorption der Terrestrischen Strahlung in der Atmosphäre

Die Strahlung der Atmosphäre geht von Wolkentropfen, von Aerosolen und hauptsächlich von den Spurengasen Wasserdampf, Kohlendioxid und Ozon aus. Bei klarem Himmel weißt dieser eine starke spektrale Abhängigkeit des Absorptionsvermögens und somit der Atmosphärischen Gegenstrahlung auf. Diese Abhängigkeit lässt sich durch spektral unterschiedlichen Absorptionskoeffizienten der Spurengase erklären. Die Bereiche hoher Absorption sind die sog. Absorptionsbanden.

Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten

Abbildung 1.2: Absorptionskoeffizienten der wichtigsten Spurengase der Erdatmosphäre [Schirmer 1989]

Bei Betrachtung der spektralen Absorptionskoeffizienten der einzelnen Spurengase erkennt man, dass die Atmosphäre der Erde nur in drei Wellenlängenbereichen, von 3,5 - 5 µm, 8 - 13 µm sowie bei etwa 18 µm (in den sog. Wasserdampffenstern) für Wärmestrahlung durchlässig ist. Der größte Wellenlängenbereich zwischen 8 und 13 µm in denen der Wasserdampf als Hauptabsorber langwellige Strahlung weder absorbiert noch emittiert wird als atmosphärische Fenster bezeichnet. In diesem Spektralbereich ist die Atmosphäre für die terrestrische Strahlung durchlässig (nur Ozon absorbiert geringfügig bei der Wellenlänge 9,6 µm). Die Absorption der genannten Gase ist nach [Baumgartner 1995] sehr intensiv, sodass die Reichweite der langwelligen Strahlung in Erdbodennähe nur wenige hundert Meter beträgt.

Deshalb ist es auch verständlich, dass bereits die untersten 150 m der Atmosphäre rund 2/3 zur gesamten atmosphärischen Gegenstrahlung beitragen [Schmetz 1989]. Auch nach [Unsworth 1975] geht die meiste Strahlung des klaren Himmels von Teilchen aus, die sich in einer Luftschicht unterhalb der Wolken befinden. Die Strahlung aus höheren Schichten gelangt nicht bis zum Erdboden, sondern wird von dazwischen liegenden Schichten absorbiert.

Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten

Abbildung 1.3: Absorptionsbanden der Spurengase in der Atmosphäre [Baumgartner 1995]

1.4. Entstehung der Atmosphärischen Gegenstrahlung

Die terrestrische Ausstrahlung der Erdoberfläche wird von der Erdatmosphäre zum Teil absorbiert. Die schon genannten Bestandteile der Atmosphäre, vor allem Wasserdampf und Kohlenstoffdioxid wandeln sie in Wärmeenergie um. Die erwärmten Luftschichten und Wolken emittieren ihrerseits langwellige Strahlung sowohl nach oben (in den Weltraum) als auch nach unten (atmosphärische Gegenstrahlung), wo sie an der Erdoberfläche absorbiert bzw. reflektiert wird. Für die Strahlungsbilanz und den Energiehaushalt der Erde ist folglich die Differenz aus Gegenstrahlung und Ausstrahlung entscheidend. Diese Differenz wird als Nettostrahlung bezeichnet.

Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten

Abbildung 1.4: Jährliche Nettostrahlung der Erdoberfläche in kcal/cm²a [Baumgartner 1995]

2. Theorie des Langwelligen Strahlungsaustauschs [Kondratyev 1969]

2.1. Theorie des Klaren Himmels

Im Folgenden wird die Theorie des Austauschs von Wärmestrahlung in der Atmosphäre erläutert. Um die Lösung des Problems zu finden ist es nötig ein Gleichungssystem mit allen hydro-, thermodynamischen und strahlungstheoretischen Gleichungen aufzustellen. Hierzu ist es nötig die Temperaturund Dichteverteilung in der Atmosphäre zu kennen um für jede Schicht der Atmosphäre die Anzahl und die jeweilige Temperatur der strahlenden Teilchen zu beschreiben. Da die verschiedenen Substanzen in der Atmosphäre unterschiedliche spektrale Strahlungseigenschaften besitzen ist es für die Berechnung außerdem notwendig, die Zusammensetzung der Atmosphärenschichten zu kennen. Die Dichte und Temperatur in der nehmen mit zunehmender Höhe ab und deshalb reduzieren sich die Anzahl der strahlenden Teilchen und deren Temperatur. Deshalb emittieren höhere Luftschichten weniger Strahlung als die unteren. Die Verteilungen der Temperatur und Dichte sind für den klaren, wolkenlosen Himmel, je nach vorherrschender Wetterlage mehr oder weniger bekannt. Für die Berechnung des Strahlungsaustausches in der Atmosphäre wird meist auf eine festgesetzte Verteilung zurückgegriffen.

Nach [Schmetz 1989] tragen bereits die untersten 150 m der Atmosphäre zu rund 2/3 der Atmosphärischen Gegenstrahlung bei. Dies begründet auch, warum zahlreiche empirische Gleichungen, welche die Temperatur an der Erdoberfläche als Eingangsgröße verwenden befriedigende Ergebnisse liefern [VDI 3789-2]. Bei Vergleich der Aussage von [Schmetz 1989] und Diagramm 2.1, Spektrale Intensität der Atmosphärischen Gegenstrahlung in verschiedenen Höhen der Atmosphäre nach [Kondratyev 1969] stellt man zunächst fest, das die oberen Luftschichten sehr wohl langwellige Strahlung emittieren. Da diese emittierte Strahlung allerdings von den unteren Luftschichten wiederum absorbiert wird und zwangsläufig nur den „Umweg“ der Schichten der unteren Atmosphäre auf der Erdoberfläche auftrifft, stellen diese jedoch keinen Widerspruch dar.

2.2. Strahlungsaustausch in den Wolken

Für die sog. Standardatmosphären (Diagramm 2.2) sind die zuvor genannten Verteilungen der Temperatur, Dichte und Konzentrationen der Spurengase bestimmt worden. Diese sog. Standardatmosphären liefern aber nur für den klaren Himmel brauchbare Ergebnisse. Da im Falle des klaren Himmel sich keine Wolken, also Wassertröpfchen in der Atmosphäre befinden, lässt sich die Streuung an diesen Tröpfchen ignorieren und dadurch die Lösung vereinfachen. Da aber die Größenordnung der Wolkentröpfchen etwa der Wellenlänge der Wärmestrahlung entspricht, ist notwendig der Streuung Rechnung zu tragen.

Die exakte Lösung des Problems des Austauschs von Strahlungswärme in Wolkenschichten, kann nur mithilfe der exakten Gleichung zum Wärmeaustausch gefunden werden. Diese Gleichungen, also die Bestimmung der Absorptionskoeffizienten können nur durch Anwendung der Beugungstheorie und Strahlungseigenschaften der Wolkentröpfchen aufgestellt werden. Aufgrund des Beugungseffektes kommt die Strahlung in den Wellenlängen der Tröpfchengröße entsprechend der Schwarzkörperstrahlung bei der Temperatur der Tröpfchen sehr nahe. Durch Berechnung der Streuungsund Absorptionskoeffizienten der Wolkentröpfchen bestimmter Radien lässt sich der Strahlungsaustausch bestimmen.

Ergebnis ist, dass in großen Stratuswolken nur an den Wolkenrändern ein Wärmefluss aufgrund von Strahlungsaustausch stattfindet. Wärmestrahlung, die von au- ßen auf die Wolken einwirken, werden bereits in den ersten zehn Metern vollständig absorbiert. Diese Absorption ist stark wellenlängenabhängig und in einigen wenigen Wellenlängenbereichen reicht die Strahlung bis 100m tief in die Wolken hinein. Ein Wärmefluss aufgrund von Strahlungsaustausch existiert also nur in den äu- ßeren Grenzschichten und entspricht praktisch der Schwarzkörperstrahlung der jeweiligen Wolkentemperatur in der Höhe. Viele Messungen bestätigen dies. Diese Tatsache erlaubt es ein Strahlungsmodell basierend auf der Theorie der Wolke als perfekter schwarzer Strahler aufzustellen. Einige Untersuchungen in arktischen Gebieten zeigen jedoch, dass beim Vorhandensein von Eisformationen in den Wolken die Emissivität dieser abnimmt. Wie schon gesagt gilt die Theorie nur für Wolken einer gewissen optischen Dicke. Bei dünneren Wolken sinkt die Emissivität, weil für Strahlung bestimmter Wellenlängenbereiche durchlässig sind. Außerdem haben verschiedene Wolkentypen unterschiedliche Tröpfchendurchmesser und dadurch von einander unterscheidende Absorptionsgrade.

2.3. Atmosphärische Gegenstrahlung

Es gibt eine große Anzahl an Messdatensätze der Atmosphärischen Gegenstrahlung, diese sind allerdings mehr oder weniger zuverlässig und nur schwierig auf andere Regionen der Erde anzuwenden. Die meisten Messungen beziehen sich auf den klaren Himmel. Da am Tag die Messung aufgrund der Globalstrahlung mit größeren Fehlern behaftet ist, wurde in vielen Messreihen nur in den Nachtstunden aufgezeichnet.

Für den bewölkten Himmel stellen die Wolken eine große Quelle für Wärmestrahlung dar. Dass die Strahlung dieser Wolken von deren Anzahl anhängt ist nahe liegend. Ein Maß für die Bewölkung ist der Bedeckungsgrad. Doch nicht nur die horizontale Verteilung, der Bedeckungsgrad sondern auch die vertikale Verteilung, die Wolkendicke hat Einfluss auf die Strahlungseigenschaften.

Aufgrund der Erkenntnisse sollte ein komplettes Berechnungsmodell zur Atmosphä- rischen Gegenstrahlung die vertikale Temperatur-, Dichteund Feuchteverteilung mit dem Einfluss der Tageszeit und die Wolkeneigenschaften wie Bedeckungsgrad, Wolkenhöhe, Wolkendicke und Wolkenart berücksichtigen. Da diese Eigenschaften durch Wetteraufzeichnungen bei weiten nicht vollständig erfasst werden, haben sich empirische Formeln zur Berechnung der atmosphärischen Gegenstrahlung durchgesetzt.

Um die Atmosphärische Gegenstrahlung aus Wetterdaten berechnen zu können wurden empirische Gleichungen entwickelt. Die erste wurde von [Ångström 1918] durch Parametrisierung von Wetteraufzeichnungen gültig für den klaren Himmel gefunden.

Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten

Auf dieser Basis wurden zahlreiche verschiedenster Gleichungen für den klaren und bewölkten Himmel aufgestellt. Im Kapitel 3 werden diverse empirische Gleichungen vorgestellt und miteinander verglichen.

2.4. Der Himmel als Schwarzer Strahler

In vielen Veröffentlichungen wird der Himmel als schwarzer Strahler beschrieben. Dies widerspricht jedoch den spektral unterschiedlichem Absorptionsvermögen und der Bestimmung einer Emissivität des Himmels. Auch die Atmosphärische Gegenstrahlung entspricht nach vielen Messungen aufgrund des spektral unterschiedlichen Emissionsvermögens der Luftbestandteile nicht einer Schwarzkörperstrahlung.

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Diagramm 2.1: Spektrale Intensität der Atmosphärischen Gegenstrahlung in verschiedenen Höhen

der Atmosphäre nach [Kondratyev 1969]

(1) 100 m; (2) 1200 m; (3) 2800 m; (4) 6750 m; (5) 15000 m; (6) 22500 m

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Diagramm 2.2:

Berechnete Strahlungskurven für die 1962 U.S. Standard Atmosphäre und der Schwarzkörperstrahlung bei 288,1 K nach [Granqvist]

Es ist für kleine Strahlungsflächen am Erdboden, die selbst annähernd Schwarzkörpereigenschaft besitzen nicht von Relevanz, ob der Himmel ein Schwarzer Strahler ist, oder nicht. Einerseits wird der gesamte eintreffende Teil der vom Himmel emittierten Strahlung von diesen Flächen absorbiert und aufgrund des sehr großen Unterschieds der Fläche des Himmels und der Fläche am Erdboden entsteht ein sehr kleiner Sichtfaktor.

Der Teil der am Himmel reflektierten Strahlung, der wieder auf die Strahlungsfläche auftrifft ist demnach vernachlässigbar klein. Der Teil der Strahlung, der von der Umgebung ausgeht und am Himmel reflektiert wird trifft natürlich wird auf der Erdoberfläche auf. Dieser Teil wird jedoch bei der Berechnung der Atmosphärischen Gegenstrahlung bzw. der Emissivität des Himmels über die am Erdboden auftretenden Temperaturen berücksichtigt.

Zusammenfassend kann man sagen, dass der Himmel kein schwarzer Strahler ist, sich aber aus Sicht kleiner Flächen am Erdboden wie einer verhält, da der am Himmel reflektierte Teil der von der Fläche Emittierten Strahlung nicht mehr auf der Fläche auftrifft.

Die Definition des Himmels als schwarzer Strahler mit einer Strahlungstemperatur (Himmelstemperatur) in den Berechnungsmodellen ist für demnach für vereinfachte Betrachtungen (Strahlungsflächen mit Schwarzkörpereigenschaft) richtig. Für Strahlungsflächen mit spektralen unterschiedlichen Emissionsund Absorptionseigenschaften ist die Betrachtungsweise des Himmels als Schwarzer Körper zu ungenau.

Hierbei sei auf Oberflächen verwiesen, die genau in den schon angesprochenen Bereichen, in denen die Atmosphäre für Langwellige Strahlung durchlässig ist eine hohe Emissivität und in den übrigen Bereichen ein hohes Reflexionsvermögen aufweisen. Diese Absorber erreichen aufgrund der auf die Strahlungseigenschaften des Himmels angepassten Oberflächen wesentlich niedrigere Temperaturen als Oberflä- chen mit Schwarzkörpereigenschaft. Jedoch verringert aufgrund des eingeschränkten zur Verfügung stehenden Frequenzbandes die spezifische Leistung mit der abgestrahlt werden kann.

[Granqvist 1991] stellt diverse Materialien, die für Niedertemperaturanwendungen optimiert wurden vor. Demnach besitzen bestimmte beschichtete Folien genau in dem Wellenlängenbereich des atmosphärischen Fensters die bereits angesprochenen Optischen Eigenschaften. Bei den Untersuchungen geht es allerdings um das Erreichen möglichst geringer Temperaturen und nicht um große spezifische Leistungen bei Temperaturen, die für die Gebäudekühlung ausreichend sind.

Diagramm 2.3: Spektrale Transmissionsgrade einer mit TiO2 beschichteten Polyethylenfolie nach [Granqvist]

3. Empirische Gleichungen zur Atmosphärischen Gegenstrahlung

Um die Atmosphärische Gegenstrahlung zu berechnen gibt es zwei verschiedene Möglichkeiten die Strahlungseigenschaften des Himmels zu beschreiben.

3.1. Verschiedene Definitionen zur Berechnung

3.1.1. Definition einer effektiven Himmelstemperatur

Hierbei wird der Himmel als schwarzer Strahler mit einem Emissionsgrad von ε = 1 betrachtet. Somit werden die atmosphärische Gegenstrahlung und die effektive

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3.1.2. Definition eines Emissionsgrades des Himmels

Bei dieser Betrachtungsweise wird dem Himmel eine Temperatur, die auf der Erdoberfläche auftritt (z.B. Lufttemperatur oder Taupunktstemperatur), zugeordnet und über einen Emissionsgrad die atmosphärische Gegenstrahlung berechnet. Somit werden die atmosphärische Gegenstrahlung und der Emissionsgrad des Himmels wie folgt berechnet.

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3.2. Berechnung der atmosphärischen Gegenstrahlung

Nach ausführlicher Recherche wurde eine Vielzahl von Modellen zur Berechnung der Atmosphärischen Gegenstrahlung gefunden. Im folgenden Abschnitt werden die Modelle vorgestellt und danach miteinander verglichen.

3.3. Atmosphärische Gegenstrahlung des klaren Himmels

Im Folgenden werden Modelle vorgestellt, die den Emissionsgrad des klaren Him- mel berechnen. Daraus lässt sich über die Lufttemperatur die Atmosphärische Ge- genstrahlung des klaren Himmels ermitteln.

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3.3.1. Vergleich der Modelle zum klaren Himmel

Im Folgenden werden die zuvor vorgestellten Modelle zur Berechnung des Emissionsgrades des klaren Himmels verglichen. Als Vergleichsgröße dient die Himmelstemperatur, die aus dem Emissionsgrad und der Lufttemperatur berechnet werden kann. Den Berechnungen liegen die Wetterdaten für München nach IWEC zugrunde.

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Tabelle 3.1: Übersicht Himmelstemperaturen und Gegenstrahlung bei klarem Himmel

3.3.2. Extremwerte der Atmosphärischen Gegenstrahlung bei klarem Himmel

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Diagramm 3.1: Extremwerte der Atmosphärischen Gegenstrahlung bei klarem Himmel

3.3.3. Zusammenstellung der Himmelsmodelle zum klaren Himmel

Die verschiedenen Himmelsmodelle berücksichtigen folgende unterschiedliche Ein-

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Tabelle 3.2: Einflussfaktoren der Himmelsmodelle des klaren Himmel

3.4. Zusammenhang zwischen Lufttemperatur und Himmelstemperatur

Die Lufttemperatur ist der größte Einflussfaktor auf die Temperatur des Himmels. Aus diesem Grund werden im Folgenden die Lufttemperatur und die Temperatur des klaren Himmels grafisch gegenübergestellt. Grundlage sind Wetterdaten für München.

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Diagramm 3.2: Himmelstemperatur und Lufttemperatur nach [Bliss 1961]

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Diagramm 3.3: Himmelstemperatur und Lufttemperatur nach [Kondratyev 1969]

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Diagramm 3.4: Himmelstemperatur und Lufttemperatur nach [Clark 1981]

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Diagramm 3.5: Himmelstemperatur und Lufttemperatur nach [Unsworth 1975]

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Diagramm 3.6: Himmelstemperatur und Lufttemperatur nach [Czeplak 1987]

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Diagramm 3.7: Himmelstemperatur und Lufttemperatur nach [Jahn 1986] (TRY „alt“)

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Diagramm 3.8: Himmelstemperatur und Lufttemperatur nach [Swinbank 1963-1]

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Diagramm 3.9: Himmelstemperatur und Lufttemperatur nach [Swinbank 1963-2]

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Diagramm 3.10: Himmelstemperatur und Lufttemperatur nach [Idso 1969]

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Diagramm 3.11: Himmelstemperatur und Lufttemperatur nach [Brunt 1932]

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Diagramm 3.12: Himmelstemperatur und Lufttemperatur nach [Ångström 1918]

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Diagramm 3.13: Himmelstemperatur und Lufttemperatur nach [Brutsaert 1975]

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Diagramm 3.14: Himmelstemperatur und Lufttemperatur nach [Chen 1990]

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Diagramm 3.15: Himmelstemperatur und Lufttemperatur nach [Berdahl 1982]

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Diagramm 3.16: Himmelstemperatur und Lufttemperatur nach [Berdahl 1984]

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3.5. Atmosphärische Gegenstrahlung des Bewölkten Himmels

- Berechnungsmodell in ColSim nach [Hube 2004]

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- Berechnungsmodell in TAS nach [Kamps 1996]

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- Berechnungsmodell nach in TRNSYS nach [TRNSYS 2004]

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- Berechnungsmodell in DWD-Testreferenzjahre nach [VDI 3789-2]

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- Berechnungsmodell in Meteonorm nach [Meteonorm 2003]

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- Berechnungsmodelle in [Feist 1994]

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Vergleich der Modelle zum bewölkten Himmel

Im Folgenden werden die zuvor vorgestellten Modelle zur Berechnung der Atmosphärischen Gegenstrahlung des bewölkten Himmels verglichen. Als Vergleichsgröße dient die Himmelstemperatur. Den Berechnungen liegen die Wetterdaten für München nach IWEC zugrunde.

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Tabelle 3.3: Übersicht Himmelstemperaturen und Gegenstrahlung bei bewölktem Himmel

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Diagramm 3.17: Übersicht Atmosphärische Gegenstrahlung bei bewölktem Himmel

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Diagramm 3.18: Himmelstemperatur in COLSIM nach [Hube 2004]

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Diagramm 3.19: Himmelstemperatur in TAS nach [Kamps 1996]

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Diagramm 3.20 Himmelstemperatur in TRNSYS nach [TRNSYS 2004]

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Diagramm 3.21: Himmelstemperatur in TRY-DWD nach [VDI 3789-2]

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Diagramm 3.22 Himmelstemperatur in Meteonorm nach [Meteonorm 2003]

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Diagramm 3.23: Himmelstemperatur nach Berdahl nach [Feist 1994]

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Diagramm 3.24: Himmelstemperatur nach Jahn nach [Feist 1994]

3.6. Auswahl eines Modells zur Atmosphärischen Gegenstrahlung

Für die weiteren Berechnungen wird das Modell zu Berechnung der Atmosphärischen Gegenstrahlung ausgewählt. Im Folgenden wird die Auswahl begründet.

Die Zusammenstellung und der Vergleich der Modelle zur Berechnung der Atmosphärischen Gegenstrahlung zeigt, dass es eine Vielzahl von Möglichkeiten gibt diese zu berechnen. Insbesondere die Funktionen zum bewölkten Himmel unterscheiden sich zum Teil sehr stark. In einigen Veröffentlichungen wurden Modelle miteinander verglichen. Dabei ging es in den Vergleich jedoch um Modelle zum klaren Himmel und nicht zum bewölkten Zustand des Himmels.

Da keine Untersuchungen und Modellvergleiche zu finden waren, die klar aussagen, welches Berechnungsmodell die besten Ergebnisse liefert, ist die Wahl des Modells sehr schwierig. Der Einfluss der Tageszeit, wie in der Methode nach Berdahl bleibt wie der Sättigungszustand der Luft (Dampfdruck oder Taupunktstemperatur) unberücksichtigt. Die Formel für die Emissivität des klaren Himmels nach Swinbank in Verbindung mit der Formel für die Atmosphärische Gegenstrahlung nach Czeplak gibt am detailliertesten den Bewölkungszustand des Himmels wieder.

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