«ΣΧΕΔΙΑΣΜΟΣ ΘΕΡΜΙΚΟΥ ΗΛΙΑΚΟΥ ΣΥΣΤΗΜΑΤΟΣ ΓΙΑ ΤΑ ΜΕΤΕΩΡΟΛΟΓΙΚΑ ΔΕΔΟΜΕΝΑ ΤΗΣ ΠΑΤΡΑΣ»

ΠΑΝΕΠΙΣΤΗΜΙΟ ΠΑΤΡΩΝ ΤΜΗΜΑ ΗΛΕΚΤΡΟΛΟΓΩΝ ΜΗΧΑΝΙΚΩΝ ΚΑΙ ΤΕΧΝΟΛΟΓΙΑΣ ΥΠΟΛΟΓΙΣΤΩΝ ΤΟΜΕΑΣ ΣΥΣΤΗΜΑΤΩΝ ΗΛΕΚΤΡΙΚΗΣ ΕΝΕΡΓΕΙΑΣ ΕΡΓΑΣΤΗΡΙΟ ΠΑΡΑΓΩΓΗΣ, ΜΕΤΑΦΟΡΑΣ, ΔΙΑΝΟΜΗΣ ΚΑΙ ΧΡΗΣΙΜΟΠΟΙΗΣΕΩΣ ΗΛΕΚΤΡΙΚΗΣ ΕΝΕΡΓΕΙΑΣ Διευθυντής: Καθηγητής Δρ.-Μηχ. Αντώνιος Αλεξανδρίδης Διπλωματική Εργασία του φοιτητή του Τμήματος Ηλεκτρολόγων Μηχανικών και Τεχνολογίας Υπολογιστών της Πολυτεχνικής Σχολής του Πανεπιστημίου Πατρών ΖΑΡΡΑ ΓΕΩΡΓΙΟΥ Α.Μ.: 5324 Θέμα: «ΣΧΕΔΙΑΣΜΟΣ ΘΕΡΜΙΚΟΥ ΗΛΙΑΚΟΥ ΣΥΣΤΗΜΑΤΟΣ ΓΙΑ ΤΑ ΜΕΤΕΩΡΟΛΟΓΙΚΑ ΔΕΔΟΜΕΝΑ ΤΗΣ ΠΑΤΡΑΣ» ΕΠΙΒΛΕΠΩΝ: Δρ.-Μηχ. ΘΩΜΑΣ ΖΑΧΑΡΙΑΣ, ΕΠΙΚΟΥΡΟΣ ΚΑΘΗΓΗΤΗΣ Πάτρα, Μάρτιος 2009

ΠΙΣΤΟΠΟΙΗΣΗ Πιστοποιείται ότι η διπλωματική εργασία με θέμα: «ΣΧΕΔΙΑΣΜΟΣ ΘΕΡΜΙΚΟΥ ΗΛΙΑΚΟΥ ΣΥΣΤΗΜΑΤΟΣ ΓΙΑ ΤΑ ΜΕΤΕΩΡΟΛΟΓΙΚΑ ΔΕΔΟΜΕΝΑ ΤΗΣ ΠΑΤΡΑΣ» του φοιτητή του τμήματος Ηλεκτρολόγων Μηχανικών και Τεχνολογίας Υπολογιστών ΖΑΡΡΑ ΓΕΩΡΓΙΟΥ (Α.Μ. 5324) Παρουσιάστηκε δημόσια και εξετάστηκε στο Τμήμα Ηλεκτρολόγων Μηχανικών και Τεχνολογίας Υπολογιστών στις 16.03.2009 Ο Επιβλέπων Ο Διευθυντής του Τομέα Επίκουρος Καθηγητής Θωμάς Ζαχαρίας Καθηγητής Αντώνιος Αλεξανδρίδης

Αριθμός διπλωματικής εργασίας: ΤΙΤΛΟΣ: «ΣΧΕΔΙΑΣΜΟΣ ΘΕΡΜΙΚΟΥ ΗΛΙΑΚΟΥ ΣΥΣΤΗΜΑΤΟΣ ΓΙΑ ΤΑ ΜΕΤΕΩΡΟΛΟΓΙΚΑ ΔΕΔΟΜΕΝΑ ΤΗΣ ΠΑΤΡΑΣ» Φοιτητής : Ζάρρας Γεώργιος Επιβλέπων : Δρ.-Μηχ. Θωμάς Ζαχαρίας, Επίκουρος Καθηγητής Περίληψη Σκοπός της παρούσης διπλωματικής εργασίας είναι η διερεύνηση, μέσω παραμετρικών αναλύσεων, της συμπεριφοράς και απόδοσης ενός δεδομένου Θερμικού Ηλιακού Συστήματος (Θ.Η.Σ.) για την περιοχή της Πάτρας. Στα πλαίσια αυτά, στο πρώτο μέρος της εργασίας περιλαμβάνεται μία βιβλιογραφική έρευνα, η οποία καλύπτει εκτενώς θέματα όπως η ηλιακή ακτινοβολία, κατηγορίες εφαρμογές και ανάλυση των κύριων συνιστωσών ολοκληρωμένων Θ.Η.Σ., καθώς επίσης και μεθόδους εξομοίωσης τους. Στο δεύτερο μέρος αναπτύσσεται πρόγραμμα υπολογιστή, το οποίο αφ ενός υπολογίζει την ηλιακή ακτινοβολία που προσπίπτει σε μία επιφάνεια στην περιοχή της Πάτρας, αφ ετέρου προσδιορίζει, μέσω δύο μεθόδων (αναλυτική και f-chart), τα μηνιαία και ετήσια ποσοστά κάλυψης του φορτίου ενός δεδομένου Θ.Η.Σ.. Τα αποτελέσματα των αναλύσεων αυτών εμφανίζονται στη συνέχεια σε σχετικά γραφήματα παρέχοντας διάφορα χρήσιμα συμπεράσματα.

ΕΥΧΑΡΙΣΤΙΕΣ Αρχικά θα ήθελα να ευχαριστήσω θερμά τον επιβλέποντα καθηγητή μου κ. Ζαχαρία Θωμά για τη δυνατότητα που μου έδωσε να ασχοληθώ με το αντικείμενο των Θερμικών Ηλιακών Συστημάτων, αλλά κυρίως για την καθοδήγηση και τις πολύτιμες συμβουλές που μου παρείχε κατά την εκπόνηση της παρούσης διπλωματικής εργασίας. Επίσης, θα ήθελα να εκφράσω την ευγνωμοσύνη μου σε όλους όσους με στήριξαν καθ όλη τη διάρκεια της εργασίας αυτής.

ΠΙΝΑΚΑΣ ΠΕΡΙΕΧΟΜΕΝΩΝ ΚΕΦΑΛΑΙΟ 1 Εισαγωγή 1.1. Ανανεώσιμες Πηγές Ενέργειας...1 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 2 Ηλιακή Ακτινοβολία 2.1. Γενικά...9 2.2. Κίνηση της Γης Αστρονομικά Δεδομένα...10 2.3. Η ηλιακή ακτινοβολία στο όριο της ατμόσφαιρας...13 2.4. Η ηλιακή ακτινοβολία στο συλλέκτη...16 2.4.1. Συνιστώσες της ηλιακής ακτινοβολίας...16 2.4.2. Εμπειρικά μοντέλα υπολογισμού ηλιακής ακτινοβολίας...18 2.4.2.1. Μοντέλο ωρών ηλιοφάνειας...19 2.4.2.2. Υπολογισμός ωριαίων τιμών από ημερήσια δεδομένα...20 2.4.2.3. Μέθοδος συντελεστών αιθριότητας...21 2.4.2.4. Ακτινοβολία σε κεκλιμένες επιφάνειες...24 2.5. Συμπληρωματικά Στοιχεία...27 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 3 Οι Ηλιακοί Συλλέκτες 3.1. Γενικά...31 3.2. Επίπεδοι ηλιακοί συλλέκτες...32 3.2.1. Γενικά...32 3.2.2. Δομή συλλέκτη...33 3.2.3. Βασικές αρχές...34 3.2.4. Οπτικές Απώλειες...34 3.2.4.1 Γενικά...34 3.2.4.2. Οπτική ανάλυση...36 3.2.4.3. Υπολογισμός συντελεστών διαπερατότητας, απορρόφησης και ανάκλασης...39 3.2.4.4. Διάχυτη διερχόμενη ακτινοβολία...42 3.2.4.5. Η φωτοαπορροφητική επιφάνεια...44 3.2.5. Ανάλυση θερμικής συμπεριφοράς ηλιακού συλλέκτη...46 3.2.5.1. Γενικά...46 3.2.5.2. Θερμικές απώλειες...47 3.2.5.3. Ενεργειακό ισοζύγιο...51 3.2.5.4. Η απόδοση της θερμότητας στο θερμικό σύστημα...54 3.2.6. Βαθμός απόδοσης Δοκιμές απόδοσης...58 3.2.6.1. Αναλυτικός προσδιορισμός απόδοσης Η.Σ...58 3.2.6.2. Πειραματικός προσδιορισμός απόδοσης Η.Σ...59 3.2.7. Συμπληρωματικά Στοιχεία...61

3.3. Ηλιακοί συλλέκτες θερμού αέρα...63 3.3.1. Γενικά...63 3.3.2. Λειτουργία Απόδοση ηλιακών συλλεκτών θερμού αέρα...64 3.4. Συγκεντρωτικοί ηλιακοί συλλέκτες...66 3.4.1. Γενικά...66 3.4.2. Τύποι συγκεντρωτικών συλλεκτών...67 3.4.3. Χαρακτηριστικά συγκεντρωτικών συλλεκτών...70 3.5. Ηλιακοί συλλέκτες κενού...71 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 4 Θερμικά Ηλιακά Συστήματα 4.1 Γενικά...75 4.2 Μονάδες θερμικών ηλιακών συστημάτων...76 4.2.1. Επίπεδος ηλιακός συλλέκτης...76 4.2.2. Μονάδα ενεργειακής αποθήκευσης...76 4.2.2.1. Υδάτινες θερμικές αποθήκες ομοιόμορφης θερμοκρασίας...77 4.2.2.2. Θερμικά διαστρωματωμένη υδάτινη αποθήκη...80 4.2.3. Εναλλάκτες θερμότητας...81 4.2.4. Η βοηθητική ενέργεια...82 4.2.5. Συστήματα ελέγχου...83 4.2.6. Σωληνώσεις...84 4.3. Ολοκληρωμένα συστήματα Εφαρμογές...85 4.3.1. Συστήματα χαμηλών θερμοκρασιών...85 4.3.1.1. Παθητικά ηλιακά συστήματα...85 4.3.1.2. Ενεργητικά ηλιακά συστήματα...89 4.3.1.2.1. Παραγωγή θερμού νερού για οικιακή χρήση...89 4.3.1.2.2. Θέρμανση κολυμβητικών δεξαμενών...93 4.3.1.2.3. Θέρμανση χώρων Συστήματα Combi...94 4.3.1.2.4. Ψύξη Κλιματισμός...97 4.3.1.2.5. Αφαλάτωση...99 4.3.1.2.6. Βιομηχανικές θερμικές διαδικασίες...101 4.3.1.3. Υβριδικά ηλιακά συστήματα...102 4.3.2. Συστήματα μέσων και υψηλών θερμοκρασιών...102 4.4. Συμπληρωματικά στοιχεία...105 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 5 Μέθοδος των καμπυλών-f 5.1. Εισαγωγή...107 5.2. Ανάλυση της μεθόδου f-chart...108 5.2.1. Βασικές εξισώσεις...108 5.2.2. Διορθωτικοί συντελεστές...112 5.2.3. Υπολογισμός θερμικού φορτίου, L...116 5.2.3.1. Φορτίο παραγωγής θερμού νερού...116 5.2.3.2. Φορτίο θέρμανσης χώρων...118

5.2.4. Η μέθοδος f-chart για ηλιακούς συλλέκτες θερμού αέρα...119 5.2.4.1. Γενικά...119 5.2.4.2. Διορθωτικοί συντελεστές...120 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 6 Μελέτη Θερμικού Ηλιακού Συστήματος 6.1. Γενικά...125 6.2. Μέθοδοι υπολογισμού...126 6.2.1. Μέθοδοι υπολογισμού ηλιακής ακτινοβολίας...126 6.2.2. Μέθοδοι υπολογισμού κάλυψης φορτίου...127 6.3. Παραμετρική ανάλυση Θ.Η.Σ...128 6.3.1. Θερμικό Ηλιακό Σύστημα...128 6.3.2. Ανάλυση...130 6.3.2.1. Ανάλυση με παράμετρο την επιφάνεια των ηλιακών συλλεκτών,...130 A c 6.3.2.2. Ανάλυση με παράμετρο την κλίση των ηλιακών συλλεκτών, β...140 6.3.2.3. Ανάλυση με παράμετρο τον όγκο/χωρητικότητα της δεξαμενής αποθήκευσης...142 6.3.2.4. Ανάλυση με παράμετρο την επιθυμητή θερμοκρασία ζεστού νερού,...144 T w 6.3.2.5. Αρχική θερμοκρασία δεξαμενής αποθήκευσης...147 6.4. Πηγαίος κώδικας προγράμματος...158 Βιβλιογραφία...175

ΚΕΦΑΛΑΙΟ 1 ΕΙΣΑΓΩΓΗ 1.1. Ανανεώσιμες Πηγές Ενέργειας. Τα τελευταία χρόνια γίνεται ολοένα πιο επιτακτική η ανάγκη αξιοποίησης εναλλακτικών μορφών ενέργειας. Η συνεχώς αυξανόμενη ενεργειακή ζήτηση, σε συνδυασμό με τη μείωση των αποθεμάτων συμβατικών καυσίμων και τις δυσμενείς επιπτώσεις στο περιβάλλον από την εκτεταμένη χρήση τους, έχουν στρέψει το παγκόσμιο ενδιαφέρον στην ανάπτυξη τεχνολογιών προς εκμετάλλευση ήπιων και ανανεώσιμων πηγών ενέργειας. Το ενδιαφέρον αυτό ενισχύεται από το γεγονός ότι σε πολλές περιπτώσεις η τεχνολογία των Α.Π.Ε. όχι μόνο είναι οικονομικά εφικτή αλλά και αρκετά αποδοτική. Από την άλλη πλευρά, το κύριο μειονέκτημά τους είναι η ανικανότητά τους να εκμεταλλευτούν το μεγαλύτερο μέρος της διαθέσιμης ενέργειας, φαινόμενο που ισορροπείται από το γεγονός ότι οι Α.Π.Ε. είναι ανεξάντλητες. Όσον αφορά στην Ελλάδα, αποτελεί μία χώρα με πλούσιο ηλιακό δυναμικό, ενώ τα πολυάριθμα νησιά της, όπως και οι ακτές της, υποστηρίζουν την εγκατάσταση ανεμογεννητριών λόγω της υψηλής έντασης του ανέμου στις περιοχές αυτές. Τέλος, υπάρχουν και μερικές γεωθερμικές πηγές, που δυστυχώς παραμένουν ανεκμετάλλευτες. Χρησιμοποιώντας τις παραπάνω πηγές ενέργειας η Ελλάδα θα μπορέσει να καλύψει ένα μεγάλο μέρος των ενεργειακών της αναγκών, ελαττώνοντας σημαντικά την εξάρτησή της από τα συμβατικά καύσιμα. i) Ηλιακή Ενέργεια.

2 Οι θερμοκρασίες μερικών εκατομμυρίων C που επικρατούν στην επιφάνεια και το εσωτερικό του ήλιου, προκαλούν τη συσσωμάτωση των ταχύτατα κινούμενων πυρήνων υδρογόνου ( H ) δημιουργώντας πυρήνες του στοιχείου ηλίου ( He ). Η πυρηνική αυτή αντίδραση -σύντηξη πυρήνων- είναι εξώθερμη και χαρακτηρίζεται από την έκλυση τεράστιων ποσοτήτων ενέργειας που ακτινοβολούνται προς όλες τις κατευθύνσεις στο διάστημα. Αν και το φαινόμενο αυτό λαμβάνει χώρα εδώ και πέντε δισεκατομμύρια χρόνια περίπου, ο ήλιος διαθέτει τεράστιες ποσότητες υδρογόνου και δεν αναμένεται να υπάρξει μείωση της ενέργειας που ακτινοβολείται από αυτόν. Ο ήλιος αποτελεί λοιπόν, τη βασική πηγή ενέργειας του πλανήτη μας. Κάθε χρόνο μεταφέρει στην επιφάνεια της γης ενέργεια της τάξεως των 18 10 [ KWh ], ποσό που υπερκαλύπτει τις σημερινές παγκόσμιες ενεργειακές ανάγκες. Όσον αφορά στην Ελλάδα, προσπίπτουν ημερησίως, κατά μέσο όρο [ ] 4,3 KWh ηλιακής ενέργειας ανά τετραγωνικό μέτρο οριζόντιας επιφάνειάς της, κατατάσσοντας τη χώρα μας στις πλέον ευνοημένες περιοχές του πλανήτη. Στο μεγαλύτερο τμήμα της Ελλάδας η ηλιοφάνεια διαρκεί περισσότερες από 2.700 ώρες το χρόνο (στη δυτική Μακεδονία και την Ήπειρο εμφανίζει τις μικρότερες τιμές της, κυμαινόμενη από 2.200 ως 2.300 ώρες, ενώ στη Ρόδο και τη νότια Κρήτη ξεπερνά τις 3.100 ώρες ετησίως). Αυτό έχει ως αποτέλεσμα να είναι δυνατή, σε όλη την ελληνική επικράτεια, η οικονομικά επωφελής εκμετάλλευση της ηλιακής ακτινοβολίας για θερμικές εφαρμογές με χρήση Θ.Η.Σ., αλλά και για παραγωγή ηλεκτρικής ενέργειας με χρήση φωτοβολταϊκών στοιχείων. Θα ήταν ουτοπία, ωστόσο, να φανταστεί κανείς ότι η άμεση εκμετάλλευση της ηλιακής ενέργειας (θέρμανση ή παραγωγή ηλεκτρικής ενέργειας) θα μπορούσε να καλύψει τις ενεργειακές ανάγκες στο σύνολό τους, χωρίς τη συμβολή της έμμεσης (ορυκτά καύσιμα, φωτοσύνθεση κ.α.). Αυτό που μπορούμε να ισχυρισθούμε με βεβαιότητα είναι πως ο ρόλος της ηλιακής ενέργειας, τόσο σε εθνικό όσο και σε παγκόσμιο επίπεδο, θα αυξάνεται διαρκώς στο ενεργειακό ισοζύγιο έναντι των συμβατικών καυσίμων και σε λίγα χρόνια θα καλύπτει ένα σημαντικό ποσοστό της ενεργειακής κατανάλωσης στις διάφορες μορφές της. ii) Αιολική Ενέργεια. Η ανομοιόμορφη θέρμανση της ατμόσφαιρας της γης από τον ήλιο προκαλεί τη μετακίνηση τεράστιων αερίων μαζών με στόχο την ανακατανομή της απορροφηθείσης θερμότητας. Αποτέλεσμα της μετακίνησης αυτής είναι η δημιουργία των γνωστών, σε όλους, ανέμων ( υπολογίζεται ότι το 2% της ηλιακής ακτινοβολίας που προσπίπτει στη γη, μετατρέπεται σε αιολική ενέργεια ).

3 Η εκμετάλλευση του ανέμου από τον άνθρωπο ξεκίνησε πριν από χιλιάδες χρόνια (ανεμόμυλοι, ιστιοφόρα κ.α.). Το 1940 άρχισαν οι πρώτες προσπάθειες για την αξιοποίησή του στην παραγωγή ηλεκτρικής ενέργειας, ενώ πρωταρχικό σκοπό στον τομέα αυτό αποτελεί η εξέλιξη των ανεμογεννητριών ως προς τη σχεδίαση, την κατασκευή και τα χρησιμοποιούμενα υλικά. Σήμερα λειτουργούν παγκοσμίως, είτε αυτόνομα είτε συνδεδεμένες σε ένα ευρύτερο ηλεκτρικό δίκτυο, περίπου 30.000 ανεμογεννήτριες συνολικής εγκατεστημένης ισχύος περίπου 10[ GW ]. Αξίζει να σημειωθεί ότι η αιολική ενέργεια είναι από τις πλέον ελκυστικές ήπιες μορφές ενέργειας, ενώ αναμένεται να αξιοποιηθεί ακόμα περισσότερο με την κατασκευή νέων ανεμογεννητριών, που θα μειώσουν το κόστος και θα κάνουν την αιολική ενέργεια ανταγωνιστική σε ακόμα περισσότερα μέρη. iii) Υδροηλεκτρική Ενέργεια. Η δυναμική ενέργεια των υδάτων είναι από τις παλαιότερες μορφές ενέργειας που μετετράπηκαν σε άλλες μορφές ενέργειας για να αξιοποιηθούν, ενώ σήμερα χρησιμοποιείται στην παραγωγή ηλεκτρισμού.

4 Για την αποδοτικότερη εκμετάλλευση της ενέργειας των υδάτων χτίζονται φράγματα, που δημιουργούν τεχνικές λίμνες, στις οποίες το νερό συγκεντρώνεται σε μεγάλο ύψος. Εν συνεχεία, το νερό κατέρχεται μέσω αγωγών και προσπίπτει σε πτερύγια υδροστροβίλων που αναγκάζονται να περιστραφούν. Γεννήτριες μηχανικά συζευγμένες στον ίδιο άξονα παράγουν ηλεκτρική ενέργεια. Οι υψηλοί βαθμοί απόδοσης των υδροστροβίλων (μερικές φορές υπερβαίνουν το 90%) σε συνδυασμό με τη μεγάλη διάρκεια ζωής των μικροϋδροηλεκτρικών έργων (μπορεί να υπερβαίνει τα εκατό έτη) αποτελούν δύο χαρακτηριστικούς δείκτες ενεργειακής αποτελεσματικότητας και τεχνολογικής ωριμότητας των μικρών υδροηλεκτρικών σταθμών. Στην Ελλάδα υπάρχουν πολλά υδροηλεκτρικά εργοστάσια, που παράγουν το 10% περίπου της ενέργειας που καταναλίσκεται στη χώρα. iv) Γεωθερμική Ενέργεια. Η γεωθερμική ενέργεια είναι η ενέργεια που προέρχεται από το εσωτερικό της γης, οφειλόμενη σε δύο πηγές : στη θερμότητα του αρχικού σχηματισμού της και στη ραδιενεργό διάσπαση ασταθών στοιχείων που υπάρχουν στον φλοιό, όπως το ουράνιο, το θόριο και το πλουτώνιο. Η εκμετάλλευσή της είναι γενικά αντιοικονομική. Υπάρχουν όμως περιοχές της γης, τα γεωθερμικά πεδία, όπου η ενέργεια αυτή εμφανίζεται επιφανειακά υπό 60 100 C ), υγρού ατμού (νερό με πίεση υψηλότερη μορφή ζεστού νερού ( [ ] της ατμοσφαιρικής και θερμοκρασία μεγαλύτερη των 100[ C] ) ή κεκορεσμένου ξηρού ατμού και μπορεί να αξιοποιηθεί σε βιομηχανικές - αγροτικές εφαρμογές, θέρμανση - ψύξη κατοικιών και παραγωγή ηλεκτρικής ενέργειας. Στην Ελλάδα απολήψιμο γεωθερμικό δυναμικό έχει εντοπισθεί στα νησιά: 100 120 MW 50 60 MW ) για 25 Μήλος ( [ ]), Νίσυρος και Λέσβος ( [ ] χρόνια.

5 v) Ενέργεια από Βιομάζα. Βιομάζα καλείται γενικά η οργανική ύλη που μπορεί να μετατραπεί σε ενέργεια. Εκτός από τα ξύλα, συγκαταλέγονται τα αγροτικά υπολείμματα (κλαδιά δέντρων, υπολείμματα ξυλείας, υπολείμματα σιτηρών, το πυρηνόξυλο της ελιάς, κ.τ.λ.) και τα φυτά που καλλιεργούνται ειδικά για την παραγωγή ενέργειας. Επίσης, είναι δυνατόν να παράγουμε χρήσιμα καύσιμα (βιοαέριο) από την μετατροπή των στερεών αποβλήτων, των αποβλήτων των ζώων και από τα υγρά απόβλητα. Η βιομάζα αποτελείται κυρίως από ενώσεις, που βασικά στοιχεία έχουν τον άνθρακα και το υδρογόνο. Στη χώρα μας 10 εκατομμύρια στρέμματα γης έχουν ήδη ή προβλέπεται να περιθωριοποιηθούν και να εγκαταλειφθούν. Εάν η έκταση αυτή αξιοποιηθεί για την ανάπτυξη ενεργειακών καλλιεργειών, η καθαρή ωφέλεια σε ενέργεια που μπορεί να αναμένεται, είναι περίπου στο 50 60% της ετήσιας κατανάλωσης πετρελαίου. vi) Ενέργεια από Κύματα. Η ενέργεια που περικλείουν τα κύματα, η οποία ακόμα αποτελεί αντικείμενο έρευνας και πειραματισμού για τον ικανοποιητικό τρόπο αξιοποίησης της, αποτελεί μια άλλη μορφή ενέργειας, που έμμεσα οφείλεται στον ήλιο. Όσο μεγαλύτερο είναι το ύψος και το μήκος ενός κύματος, τόσο μεγαλύτερα ποσά ενέργειας μεταφέρει.

6 vii) Ενέργεια των παλιρροιών. Η παλίρροια, δηλαδή το φαινόμενο υποχώρησης της θάλασσας (άμπωτη) και η, μετά από ορισμένες ώρες, επιστροφή της (πλημμυρίδα), αποτελεί μορφή έμμεσης ηλιακής ενέργειας. Οι παλίρροιες οφείλονται σε δυνάμεις που δημιουργούνται στις υδάτινες μάζες από το πεδίο βαρύτητας, καθώς και από την περιστροφή της γης. Διαρκούν για συγκεκριμένα χρονικά διαστήματα και έχουν συγκεκριμένη κατεύθυνση. Σήμερα, αν και το ενδιαφέρον γι αυτή τη μορφή ενέργειας είναι ιδιαίτερα έντονο, το κόστος των εγκαταστάσεων παραμένει αρκετά υψηλό. Εντούτοις, μακροπρόθεσμα θεωρείται μια ενδιαφέρουσα επένδυση λόγω του χαμηλού κόστους λειτουργίας και συντήρησης τέτοιων εγκαταστάσεων. viii) Θερμική Ενέργεια των Ωκεανών.

7 Μία εκμεταλλεύσιμη πηγή ενέργειας αποτελεί η υπάρχουσα θερμοκρασιακή διαφορά του νερού μεταξύ της επιφάνειας των ωκεανών των τροπικών 25 30 C ) και των βαθύτερων στρωμάτων όπου εντοπίζονται περιοχών ( [ ] ψυχρά θαλάσσια ρεύματα από τους πόλους προς τον Ισημερινό ( 4 6[ C] ). Λόγω όμως των μεγάλων τεχνικοοικονομικών προβλημάτων δεν προβλέπεται ελπιδοφόρος εκμετάλλευση. ix) Ενέργεια των θαλάσσιων ρευμάτων. Τα θαλάσσια ρεύματα αποτελούν ένα τεράστιο ενεργειακό δυναμικό, το οποίο όμως για να αξιοποιηθεί απαιτεί εξελιγμένη τεχνολογία, έρευνα και μελέτη. Προς το παρόν έχουν εκπονηθεί πειραματικά σχέδια για την εκμετάλλευση αυτής της ενέργειας με την τοποθέτηση γιγαντιαίων, χαμηλής ταχύτητας τουρμπίνων, σε διάφορες περιοχές των Η.Π.Α. αξιοποιώντας το θαλάσσιο ρεύμα του Γκολφ-Στρημ.

8 Στο παρόν κεφάλαιο έγινε μια εισαγωγή στις Ανανεώσιμες Πηγές Ενέργειας (Α.Π.Ε) και στα πλεονεκτήματα που προκύπτουν από τη χρήση τους. Στο Κεφάλαιο 2 μελετάται η Ηλιακή Ακτινοβολία. Παρουσιάζονται οι απαραίτητες γεωμετρικές αναλύσεις, η επίδραση της ατμόσφαιρας, τα δεδομένα ακτινοβολίας που είναι διαθέσιμα καθώς και οι μέθοδοι επεξεργασίας τους, ώστε να λάβουμε τελικά την ακτινοβολία που προσπίπτει σε επιφάνειες διαφόρων κλίσεων και προσανατολισμών στην επιφάνεια της γης. Το Κεφάλαιο 3 έχει ως αντικείμενο την «καρδιά» του ηλιακού συστήματος, τον Ηλιακό Συλλέκτη. Γίνεται αναφορά στους διάφορους τύπους συλλεκτών που έχουν επικρατήσει, ενώ αναλύονται διεξοδικά η οπτική θερμική συμπεριφορά και απόδοση του επίπεδου ηλιακού συλλέκτη. Εν συνεχεία, στο Κεφάλαιο 4 γίνεται παρουσίαση και μελέτη των διάφορων τύπων Θ.Η.Σ. που συναντώνται, τα πεδία εφαρμογής τους και οι κύριες συνιστώσες τους. Στο Κεφάλαιο 5 εξετάζεται η προσεγγιστική μέθοδος εξομοίωσης, f-chart, ενώ επεξηγούνται όλες οι παράμετροι που απαιτούνται για την εφαρμογή της. Τέλος, το Κεφάλαιο 6 περιλαμβάνει τη μελέτη ενός Θ.Η.Σ. για παραγωγή ζεστού νερού χρήσης σε ξενοδοχείο στην Πάτρα. Χρησιμοποιούνται μια αναλυτική μέθοδος εξομοίωσης του συστήματος και η προσεγγιστική μέθοδος f-chart, τα αποτελέσματα των οποίων συγκρίνονται.

9 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 2 ο ΗΛΙΑΚΗ ΑΚΤΙΝΟΒΟΛΙΑ 2.1. Γενικά. Η ηλιακή ακτινοβολία αποτελείται από ένα σύνολο ηλεκτρομαγνητικών ακτινοβολιών με μήκη κύματος από 0.3μ m μέχρι 3μ m, με μέγιστο ενεργειακό περιεχόμενο στην περιοχή των 0.5μ m και μπορεί περίπου να εξομοιωθεί με την ακτινοβολία που εκπέμπει ένα μέλαν σώμα σε θερμοκρασία 5762 Kelvin, όπως φαίνεται στο παρακάτω σχήμα: Σχ.2.1 Καμπύλες φασματικής κατανομής α. Ηλιακό φάσμα έξω από την ατμόσφαιρα AM0. β. Κατανομή ακτινοβολίας από μέλαν σώμα στους 5762 Κ. γ. AM1 Η ακτινοβολία έχει διαπεράσει την ατμόσφαιρα κάθετα προς την επιφάνεια της γης. δ. Διάχυτη ακτινοβολία.

10 Η συνολική ενέργεια στη μονάδα του χρόνου (ισχύς) που προέρχεται από μια πηγή ακτινοβολίας και προσπίπτει σε μια μοναδιαία επιφάνεια, αποτελεί την πυκνότητα ισχύος ( Irradiance ) ή ένταση της ηλιακής ακτινοβολίας και W μετράται σε 2 m. Συμβολίζεται γενικά με το γράμμα G. Η τιμή της σε ορισμένη ώρα και σημείο στην επιφάνεια της γης εξαρτάται έντονα από την θέση του ήλιου στον ουρανό, αλλά και τις μετεωρολογικές συνθήκες. Όταν η ηλιακή ακτινοβολία εισέρχεται στην ατμόσφαιρα της γης, ένα μέρος της απορροφάται από τα μόρια του αέρα, τα σύννεφα κλπ., ένα άλλο διαχέεται εντός της ατμόσφαιρας και ένα τρίτο προσπίπτει απ ευθείας στην επιφάνεια του συλλέκτη (άμεση ή ακτινική ακτινοβολία). Η συνολική ακτινοβολία ( global radiation ) που φθάνει στην επιφάνεια του συλλέκτη είναι το άθροισμα της ακτινικής ή άμεσης ακτινοβολίας ( beam ή direct radiation ), που προσπίπτει επί αυτού απ ευθείας, και της διάχυτης ακτινοβολίας (diffuse radiation), που προέρχεται από αυτήν που διαχέεται στην ατμόσφαιρα. Επίπλέον, όταν ο συλλέκτης εγκαθίσταται με κλίση προς το οριζόντιο επίπεδο, προστίθεται και ένα μικρό σχετικά ποσοστό προερχόμενο από ανάκλαση σε παρακείμενα αντικείμενα (albedo radiation). Το μεγαλύτερο ποσοστό της ενέργειας, ιδίως σε όχι πολύ βόρειες περιοχές, προέρχεται από την άμεση ακτινοβολία, σημαντική όμως είναι και η συμβολή της διάχυτης. Η πυκνότητα της ηλιακής ακτινοβολίας στο διάστημα κυμαίνεται σε μικρά όρια W περί μέση τιμή Gsc = 1353 2 m, και ονομάζεται ηλιακή σταθερά. Η ένταση της ηλιακής ακτινοβολίας εκτός της ατμόσφαιρας, η οποία εξαρτάται από την κίνηση της γης περί τον ήλιο, μπορεί να υπολογίζεται με ακρίβεια, με βάση γεωμετρικές σχέσεις. Αντίθετα η μείωση που υφίσταται αυτή, κατά την διαδρομή της στην ατμόσφαιρα, εξαρτάται από την κατάστασή της και αποτελεί στατιστικό μέγεθος. 2.2 Κίνηση της Γης Αστρονομικά Δεδομένα. Όπως είναι γνωστό η ένταση της ηλιακής ακτινοβολίας μεταβάλλεται κατά την διάρκεια του 24-ώρου λόγω περιστροφής της γης περί τον άξονά της και κατά την διάρκεια του έτους λόγω της περιστροφής της γης γύρω από τον ήλιο σε ελλειπτική τροχιά, το επίπεδο της οποίας ονομάζεται εκλειπτική. Η σχετική θέση του ήλιου και της γης περιγράφεται απλούστερα με βάση την ουράνια σφαίρα, στο κέντρο της οποίας θεωρείται ότι βρίσκεται η γη, Σχ.2.2. Το επίπεδο του ισημερινού της γης τέμνει την ουράνια σφαίρα στον ουράνιο ισημερινό και ο πολικός άξονας της γης στους ουράνιους πόλους. Η κίνηση της γης γύρω από τον ήλιο φαίνεται ως η κίνηση του ήλιου στην ουράνια

11 σφαίρα στην εκλειπτική, η οποία σχηματίζει γωνία 23.45 με το επίπεδο του ουράνιου ισημερινού. Σχ.2.2 Η ουράνια σφαίρα με την φαινόμενη ετήσια κίνηση του ήλιου Η γωνία δ μεταξύ της ευθείας που ενώνει τα κέντρα του ήλιου και της γης και του επιπέδου του ισημερινού, ονομάζεται ηλιακή απόκλιση ( declination ) και υπολογίζεται από τη σχέση: 284 + n δ = 23.45sin 360 365 (2.1) όπου n=1 έως 365 η ημέρα του έτους (π.χ. n=3 η 3 η Ιανουαρίου). Είναι δ = 0 κατά την εαρινή ισημερία ( 21 Μαρτίου ) και την φθινοπωρινή ισημερία ( 21 Σεπτεμβρίου ), οπότε ο ήλιος ανατέλλει ακριβώς στην ανατολή και δύει στη δύση. Επίσης είναι δ = 23.45 την 21 Ιουνίου ( θερινό ηλιοστάσιο ) και δ = 23.45 την 21 Δεκεμβρίου ( χειμερινό ηλιοστάσιο ). Κατά την διάρκεια ενός 24-ώρου η απόκλιση, δ, του ήλιου μπορεί να θεωρηθεί σταθερή και λαμβάνεται ίση με την τιμή που έχει κατά το μεσημέρι.

12 Η ημερήσια κίνηση της γης απεικονίζεται με την ημερήσια περιστροφή της ουράνιας σφαίρας περί τον πολικό άξονα και η στιγμιαία θέση του ήλιου περιγράφεται από την ωριαία γωνία ω, η οποία ορίζεται ως η γωνία μεταξύ του μεσημβρινού που περνάει από τον ήλιο και του μεσημβρινού που περνάει από την θέση του παρατηρητή, δηλαδή της εγκατάστασης, Σχ.2.3a. Είναι ω = 0 κατά το ηλιακό μεσημέρι και αυξάνει (κατ απόλυτο τιμή) προς την κατεύθυνση της ανατολής, με ρυθμό ω > 0 για μ.μ. 15 hour. Λαμβάνεται 0 ω < για π.μ. και Για ένα παρατηρητή στην επιφάνεια της γης προσφέρεται να οριστεί ένα σύστημα συντεταγμένων με βάση την κατακόρυφο, η οποία τέμνει την ουράνια σφαίρα στο ζενίθ και το ναδίρ, και τον ορίζοντα που είναι το επίπεδο το κάθετο στον άξονα αυτόν, Σχ.2.3b. Η γωνία θ μεταξύ του ζενίθ και της ευθείας όρασης του ήλιου ονομάζεται z a = θ, γωνία ζενίθ ή ζενιθία γωνία, η δε συμπληρωματική της 90 z ονομάζεται ύψος του ήλιου (ή h ). Σχ.2.3 a) Το σύστημα συντεταγμένων για τον προσδιορισμό της ημερήσιας κίνησης του ήλιου. b) Ορισμός των ηλιακών γωνιών α, γ, θ z.

13 Η άλλη πολική συντεταγμένη για τον προσδιορισμό της θέσης του ήλιου είναι η αζιμούθια γωνία ηλίου γ s, Σχ.2.3b, μεταξύ της προβολής της ευθείας όρασης του ήλιου στο επίπεδο του ορίζοντα και του νότου. Είναι γ s = 0 στο νότο, γ s = 90 στη δύση, γ s = 90 στην ανατολή και γ = 180 στο βορρά. s Για οριζόντιες επιφάνειες που παρουσιάζουν ιδιαίτερο ενδιαφέρον, δεδομένου ότι οι στατιστικές μετρήσεις αναφέρονται συνήθως στο οριζόντιο επίπεδο, ισχύουν μεταξύ των παραπάνω γωνιών οι ακόλουθες σχέσεις: cosθ = sinδ sinϕ+ cosδ cosϕcosω z (2.2) όπου : ϕ είναι το γεωγραφικό πλάτος της περιοχής. Η ωριαία γωνία ω s κατά την οποία δύει ο ήλιος (ωριαία γωνία δύσης), προκύπτει προφανώς από την (2.2) αν τεθεί θ z = 90, οπότε: cosω = tanϕtanδ s (2.3) Επίσης, αν είναι N ( σε ώρες ) η διάρκεια της ημέρας, δηλαδή ο χρόνος από την ανατολή μέχρι τη δύση του ήλιου, θα είναι: 2 cos 1 tan tan ( ) N = ϕ δ 15 (2.4) 2.3. Η ηλιακή ακτινοβολία στο όριο της ατμόσφαιρας. Η μεταβολή της απόστασης της γης από τον ήλιο έχει ως αποτέλεσμα την μεταβολή της ακτινοβολίας στο όριο της ατμόσφαιρας. Αν G on η ένταση της ακτινοβολίας στο όριο της ατμόσφαιρας σε επίπεδο κάθετο προς τις ακτίνες του ήλιου τη ν-οστή μέρα του έτους και G sc η μέση τιμή της ηλιακής σταθεράς, τότε:

14 360n Gon = G sc 1+ 0.033cos 365 (2.5) όπου n=1 έως 365 η ημέρα του έτους. Η ηλιακή ακτινοβολία στο όριο της ατμόσφαιρας σε οριζόντια επιφάνεια κατά τη ν-οστή μέρα του έτους είναι: G = G cosθ o on z (2.6) Η παραπάνω σχέση μας δίνει τη συνολική ενέργεια στη μονάδα του χρόνου (ισχύς) που προέρχεται από τον ήλιο και προσπίπτει σε μια μοναδιαία W οριζόντια επιφάνεια, μετράται δε, σε 2 m. Έτσι, για να υπολογίσουμε την ημερήσια ηλιακή ακτινοβολία που προσπίπτει σε οριζόντια επιφάνεια στο όριο της ατμόσφαιρας, H o, αρκεί να ολοκληρώσουμε τη σχέση (2.6) από την ανατολή έως τη δύση του ηλίου : H o ω ss = G dω ω sr o 24 3600 360n Ho = Gsc 1+ 0.033cos π 365 2πωs cosϕcosδ sinωs + sinϕsinδ 360 (2.7) Ομοίως, ολοκληρώνοντας την (2.6) στο διάστημα που ορίζεται από τις ωριαίες γωνίες ω 1, ω 2, με ω2 > ω1, προκύπτει η πυκνότητα ενέργειας της ακτινοβολίας σε οριζόντια επιφάνεια στο όριο της ατμόσφαιρας για χρονική περίοδο μιας ώρας, I o, :

15 I o ( ω ω ) 1 2 I o ω2 = Godω ω ( ω ω ) 1 2 12 3600 360n = Gsc 1+ 0.033cos π 365 1 ( ω ) 2π ω2 1 cosϕ cosδ ( sinω2 sinω1) + sinϕsinδ 360 (2.8) Ωστόσο, μία πολύ χρήσιμη ποσότητα (για λόγους που θα γίνουν ορατοί στη συνέχεια) είναι η μέση μηνιαία ημερήσια ακτινοβολία, H o, στο όριο της ατμόσφαιρας. Η ποσότητα αυτή αντιπροσωπεύει την ημερήσια ακτινοβολία για τη μέση μέρα του μήνα. Η μέση μέρα του μήνα είναι εκείνη της οποίας η ολική προσπίπτουσα ακτινοβολία βρίσκεται «πιο κοντά» στη μέση τιμή των ημερήσιων ακτινοβολιών όλων των ημερών του εν λόγω μήνα. Με βάση αυτό, έχουν προκύψει ως μέσες μέρες των μηνών του έτους οι : ΠΙΝ.1 (Πίνακας Klein) Μήνας Μέση Μέρα Μέρα του έτους Ιανουάριος 17η 17 Φεβρουάριος 16η 47 Μάρτιος 16η 75 Απρίλιος 15η 105 Μάιος 15η 135 Ιούνιος 11η 162 Ιούλιος 17η 198 Αύγουστος 16η 228 Σεπτέμβριος 15η 258 Οκτώβριος 15η 288 Νοέμβριος 14η 318 Δεκέμβριος 10η 344

16 2.4. Η ηλιακή ακτινοβολία στο συλλέκτη. Διάχυτη Άμεση Άμεση β Διάχυτη Ανακλώμενη από το έδαφος Σχ.2.4 Οι συνιστώσες τις ηλιακής ακτινοβολίας 2.4.1. Συνιστώσες της ηλιακής ακτινοβολίας. Η ηλιακή ακτινοβολία που δέχεται ένα κεκλιμένο επίπεδο στην επιφάνεια του εδάφους, αποτελείται, όπως έχουμε ήδη αναφέρει, από τρεις συνιστώσες: την άμεση ( δείκτης: b ), που προέρχεται από τον ηλιακό δίσκο, τη διάχυτη ( δείκτης: d ), που προέρχεται από τον ουράνιο θόλο και την ανακλώμενη ( δείκτης: r ) που προέρχεται από ανάκλαση της ηλιακής ακτινοβολίας στο έδαφος της γύρω περιοχής. Η απορροφούμενη ηλιακή ενέργεια είναι μέγιστη όταν οι ακτίνες του ήλιου προσπίπτουν κάθετα στο επίπεδο του συλλέκτη. Συνεπώς για να επιτευχθεί η λήψη της μέγιστης ποσότητας της ηλιακής ενέργειας θα έπρεπε ο συλλέκτης να στρέφεται συνεχώς ώστε να παρακολουθεί την πορεία του ήλιου, πράγμα όμως που κατά κανόνα αυξάνει αδικαιολόγητα το κόστος της εγκατάστασης και εφαρμόζεται σε ειδικές μόνο περιπτώσεις. Στην πράξη, κατά γενικό κανόνα, η θέση των συλλεκτών, δηλαδή του προσανατολισμού και της κλίσης τους ως προς το οριζόντιο επίπεδο, παραμένει αμετάβλητη ή το πολύ προβλέπεται η χειροκίνητη μεταβολή της κλίσης τους μια ή δύο φορές το έτος.

17 Στην γενικότερη περίπτωση, η θέση του συλλέκτη προσδιορίζεται από την γωνία β, πού σχηματίζει με το οριζόντιο επίπεδο, (ονομάζεται κλίση της επιφάνειας - συλλέκτη) και την γωνία γ, που σχηματίζεται από την προβολή της καθέτου στην επιφάνειά του και την κατεύθυνση προς νότο (ονομάζεται αζιμούθια γωνία της επιφάνειας - συλλέκτη). Σχ.2.5 Τυχούσα θέση συλλέκτη (κλίση β, αζιμούθια γωνία γ) και γωνία πρόσπτωσης του ήλιου θ. Όπως φαίνεται και στο παραπάνω σχήμα (Σχ.2.5), η θέση ενός συλλέκτη (κλίση β, αζιμούθια γωνία γ ), λαμβανομένου υπ όψιν του γεωγραφικού πλάτους της περιοχής που αυτός βρίσκεται, οδηγεί στο σχηματισμό σαφώς ορισμένης γωνίας μεταξύ της άμεσης ακτινοβολίας και της καθέτου της επιφάνειας αυτής. Η γωνία αυτή ονομάζεται γωνία πρόσπτωσης, ϑ, και υπολογίζεται από: cosϑ = sinδ sinϕcos β sinδ cosϕsin βcosγ + + cosδ cosϕcos β cosω+ cosδ sinϕsin β cosγ cosω+ + cosδ sin βsinγ sinω (2.9) Για το νότιο ημισφαίριο θα πρέπει να αντιστραφεί το πρόσημο στον 2 ο και 4 ο από τους πέντε προσθετέους της (2.9).

18 Κεκλιμένη επιφάνεια που βρίσκεται στο βόρειο ημισφαίριο και είναι εστραμμένη στο νότο ( γ = 0 ) αντικαθίσταται από μία οριζόντια επιφάνεια σε ϕ β, για την οποία ισχύει: ένα τεχνητό γεωγραφικό πλάτος ( ) ( ) ( ) cosϑ = cos ϕ β cosδ cosω+ sin ϕ β sinδ (2.10) (Για το νότιο ημισφαίριο αρκεί να τεθεί αρνητική τιμή της γωνίας ϕ ) Για οριζόντιες επιφάνειες, αρκεί να τεθεί β = 0, οπότε η γωνία πρόσπτωσης ταυτίζεται με το ζενίθ, δηλαδή ϑ = ϑz, και προκύπτει η σχέση (2.2) που παρουσιάστηκε παραπάνω. 2.4.2. Εμπειρικά μοντέλα υπολογισμού ακτινοβολίας. Όπως έχει ήδη αναφερθεί, εκτός των μεταβολών που οφείλονται στην κίνηση της γης περί τον ήλιο, η ένταση της ηλιακής ακτινοβολίας στην επιφάνεια της γης υφίσταται έντονες διακυμάνσεις λόγω της παρεμβολής της ατμόσφαιρας. Γενικά, με δεδομένες τις συντεταγμένες της θέσης εγκατάστασης μπορεί να υπολογίζεται η ένταση της ηλιακής ακτινοβολίας στο όριο της ατμόσφαιρας για μια ορισμένη μέρα του έτους, με βάση τις κατάλληλες γεωμετρικές σχέσεις. Ακολούθως, αν αφαιρεθούν οι μειώσεις εντός της ατμόσφαιρας, μπορεί να υπολογιστεί η ένταση της ακτινοβολίας στην επιφάνεια του συλλέκτη. Λόγω των σημαντικών επιδράσεων της καθαρότητας της ατμόσφαιρας στην ένταση της ηλιακής ακτινοβολίας, οι υπολογισμοί της ενεργειακής απόδοσης των ηλιακών συλλεκτών πραγματοποιούνται λαμβάνοντας υπόψη τα δεδομένα στατιστικών μετρήσεων. Στο κάτωθι σχήμα παρουσιάζεται η επίπτωση της παρουσίας (μετακινούμενων) νεφών στην ένταση της ηλιακής ακτινοβολίας:

19 Σχ.2.6 Ο τρόπος υπολογισμού της μείωσης της ακτινοβολίας, η οποία λαμβάνει χώρα κατά την διαδρομή της εντός της ατμόσφαιρας, καθώς και ο τρόπος ανάλυσής της στις επί μέρους συνιστώσες της (άμεση και έμμεση), ιδίως όταν δεν πρόκειται για αίθρια ατμόσφαιρα, αποτέλεσαν αντικείμενο πλήθους ερευνών, βασισμένες σε στατιστικές αναλύσεις. 2.4.2.1. Μοντέλο ωρών ηλιοφάνειας. Οι μετρήσεις της ηλιακής ακτινοβολίας αποτελούν την καλύτερη πηγή πληροφοριών. Στην περίπτωση όμως που δεν υπάρχουν, η ολική ηλιακή ακτινοβολία σε οριζόντια επιφάνεια στο έδαφος μπορεί να εκτιμηθεί μέσω εμπειρικών σχέσεων, με αποτελεσματικότερη παράμετρο τη φωτεινή διάρκεια ηλιοφάνειας. Ο Page απλοποιώντας τον τύπο του Angstrom, θεωρεί ότι η ημερήσια ολική ηλιακή ακτινοβολία, H, σε οριζόντιο επίπεδο στην επιφάνεια του εδάφους, δίνεται από τη σχέση: H H o = a+ b n N (2.11) όπου:

20 H o : η ημερήσια, ολική, ηλιακή ακτινοβολία σε μία οριζόντια επιφάνεια, εκτός της ατμόσφαιρας. ( βλ. σχέση ( 2.7 ) ) N : οι ώρες μέγιστης ηλιοφάνειας για ανέφελο ουρανό για την ίδια περιοχή και την ίδια χρονική περίοδο. ( βλ. σχέση (2.4) ) n : οι ώρες ηλιοφάνειας της περιοχής υπολογισμού για την ίδια χρονική περίοδο. Με βάση τους υπολογισμούς των Πελεκάνου, Παπαχριστόπουλου, οι ώρες πραγματικής ηλιοφάνειας, για τη μέση ημέρα του μήνα (βλ.πιν.1), για την περιοχή της Πάτρας, είναι : ΠΙΝ.2 Ι Φ Μ Α Μ Ι Ι Α Σ Ο Ν Δ 3,38 4,19 6,15 6,2 8,79 10,77 10,78 10,11 8,47 6,25 4,41 3,78 ab, : συντελεστές που προσδιορίζονται από την (2.19), με βάση τις υπάρχουσες μετρήσεις σε μία περιοχή. Για τον Ελληνικό χώρο οι συντελεστές αυτοί έχουν υπολογισθεί και δημοσιευθεί από τους Πελεκάνο και Παπαχριστόπουλο και είναι : a = 0,1992 και b = 0,5165 (2.12) Έτσι, σύμφωνα με αυτό το μοντέλο και με χρήση των (2.4), (2.7), (2.11), (2.12), ΠΙΝ.2 μπορούμε, χωρίς να έχουμε σχετικές μετρήσεις, να υπολογίσουμε την ολική ηλιακή ακτινοβολία ενός τόπου. 2.4.2.2. Υπολογισμός ωριαίων τιμών ακτινοβολίας από ημερήσια δεδομένα. Σε αρκετές περιπτώσεις, είναι επιθυμητός ο υπολογισμός ωριαίων τιμών της ηλιακής ακτινοβολίας, ενώ υπάρχουν ημερήσια δεδομένα. Έτσι, εισάγεται ο συντελεστής r t, ο οποίος εκφράζει το πηλίκο της ωριαίας ακτινοβολίας προς την ημερήσια και δίνεται από τη σχέση :

21 I π rt = = a+ b H 24 ( cosω) cosω cosωs 2πωs sinωs cosωs 360 (2.13) a = 0.409 + 0.5016sin ( ω 60) όπου: s ( ) b = 0.6609 0.4767sin ω s 60 (2.14) (2.15) 2.4.2.3. Μέθοδος συντελεστών αιθριότητας. Η μέθοδος των συντελεστών αιθριότητας της ατμόσφαιρας αποτελεί μία εμπειρική μέθοδο ανάλυσης της ηλιακής ακτινοβολίας στις επιμέρους συνιστώσες της (άμεση-διάχυτη). Το γεγονός ότι είναι απλή στην εφαρμογή ενώ παράλληλα δίδει ικανοποιητική ακρίβεια αποτελεσμάτων, την έχει καταστήσει την πλέον χρησιμοποιούμενη μέθοδο εδώ και πολλά χρόνια. Βασίζεται στον υπολογισμό των ακόλουθων δεικτών: Μέσος μηνιαίος δείκτης αιθριότητας, K T, καλείται ο λόγος της μέσης-μηνιαίας ημερήσιας ολικής ηλιακής ακτινοβολίας σε οριζόντιο επίπεδο για κάθε μήνα, H, προς την εκτός γήινης ατμόσφαιρας μέση-μηνιαία ημερήσια ακτινοβολία, H, για κάθε μήνα: o K T = H H o (2.16) Ημερήσιος δείκτης αιθριότητας, K T, καλείται ο λόγος της ημερήσιας ολικής ηλιακής ακτινοβολίας σε οριζόντιο επίπεδο, H, προς την εκτός γήινης ατμόσφαιρας ημερήσια ακτινοβολία, H, για κάθε μήνα: o K T = H H o (2.17)

22 Ωριαίος δείκτης αιθριότητας, k T, καλείται ο λόγος της ωριαίας ολικής ηλιακής ακτινοβολίας στο οριζόντιο επίπεδο, I, προς την εκτός γήινης ατμόσφαιρας ωριαία ακτινοβολία στο οριζόντιο επίπεδο, I o. k T = I I o (2.18) Οι δείκτες αυτοί μπορεί να θεωρηθεί ότι αποτελούν ένα μέτρο της σχετικής διαπερατότητας της ατμόσφαιρας στην ηλιακή ακτινοβολία. Όσο περισσότερο αίθρια είναι ωστόσο η ατμόσφαιρα, τόσο μεγαλύτερη είναι η ένταση της άμεσης ακτινοβολίας και μικρότερο το ποσοστό της διάχυτης επί της ολικής. Ωστόσο, κρίνεται απαραίτητος ο διαχωρισμός της άμεσης και της διάχυτης συνιστώσας της ακτινοβολίας, τόσο για τον υπολογισμό της ολικής ακτινοβολίας σε κεκλιμένη επιφάνεια, η οποία και απαιτεί χωριστούς υπολογισμούς, όσο και για τις εφαρμογές με συγκεντρωτικούς συλλέκτες, οι οποίοι χρειάζονται τον υπολογισμό μόνο της άμεσης ακτινοβολίας. Για τον υπολογισμό των συνιστωσών της ωριαίας ακτινοβολίας, έχουν προταθεί διάφορες μέθοδοι, η πιο απλή και ακριβής από τις οποίες προτείνει τις σχέσεις : ( ORGILL, HOLLANDS ) I I d 1 0.249kT για kt 0.35 = 1.557 1.84kT για 0.35 < kt 0.75 0.177 για k > 0.75 T (2.19) όπου I d : η διάχυτη συνιστώσα της ωριαίας ηλιακής ακτινοβολίας. Ομοίως, για τη διάχυτη συνιστώσα της ημερήσιας ακτινοβολίας προτείνονται οι σχέσεις : ( COLLARES-PEREIRA, RABL )

23 H H d 0.99 για KT 0.17 2 1.188 2.272KT + 9.473KT 3 4 = 21.865KT + 14.648KT για 0.17 < KT 0.75 0.54KT + 0.632 για 0.75 < KT 0.8 0.2 για K > 0.8 T (2.20) Τέλος, για τη μέση-μηνιαία ημερήσια διάχυτη ακτινοβολία, έχουμε τις σχέσεις : ( COLLARES-PEREIRA, RABL ) H H d ( ωs ) ( ωs ) ( KT ) = 0.775 + 0.00653 90 0.505 + 0.00455 90 cos 115 103 (2.21) Ευρύτατα χρησιμοποιούμενοι για τον υπολογισμό της διάχυτης ακτινοβολίας είναι οι εμπειρικοί συσχετισμοί που υποβάλλονται από τους Liu και Jordan. H 2 3 d 1.390 4.027KT 5.531KT 3.108KT H = + (2.22) Για τον Ελληνικό χώρο έχει προταθεί από τον Λάλα Δ. το παρακάτω πολυώνυμο, που δίνει καλύτερα αποτελέσματα από την προηγούμενη σχέση: H 2 d 1.446 2.965KT 1.727KT H = + (2.23) Το μοντέλο-μέθοδος συμπληρώνεται από πολλές εμπειρικές σχέσεις και στηρίζεται σε πολυάριθμα δεδομένα που θα πρέπει να μετρηθούν, γεγονός που καθιστά τη μέθοδο πολύπλοκη και έξω από τα πλαίσια της παρούσας εργασίας. Ο αναγνώστης ο οποίος επιθυμεί περαιτέρω πληροφορίες παραπέμπεται στο [9].

24 2.4.2.4. Ακτινοβολία σε κεκλιμένες επιφάνειες. Δεδομένου ότι οι μετρήσεις της εντάσεως της ακτινοβολίας γίνονται συνήθως στο οριζόντιο επίπεδο, ενδιαφέρει η συσχέτιση μεταξύ της μετρούμενης εντάσεως ακτινοβολίας στο οριζόντιο επίπεδο και εκείνης που προσπίπτει στο συλλέκτη. G Αν bn είναι η ένταση της άμεσης ακτινοβολίας, μετρούμενη σε κάθετο προς τις ακτίνες επίπεδο, τότε η ένταση στο οριζόντιο επίπεδο θα είναι: G G cosϑ b = bn z. Αντίστοιχα σε επίπεδο με κλίση β και γωνία πρόσπτωσης των ακτινών του ήλιου ϑ, θα είναι: G G cosϑ bt = bn. Έτσι προκύπτει ο συντελεστής: R b GbT Gbn cosθ = = = G G cosθ cosθ cosθ b bn z z (2.24) Ο βέλτιστος προσανατολισμός μιας επιφάνειας στο βόρειο ημισφαίριο είναι προς Νότο, δηλαδή γ = 0. Έτσι έχουμε: R b = ( ) + ( ) cos ϕ β cosδ cosω sin ϕ β sinδ cosϕcosδ cosω sinϕsinδ + (2.25) Ο παραπάνω τύπος, (2.25), ισχύει για τιμές ισχύος, G, αλλά μπορεί να χρησιμοποιηθεί και για τιμές ωριαίας ακτινοβολίας χρησιμοποιώντας τιμές γωνιών (ω ) για το μεσοδιάστημα της ώρας.

25 Προκύπτει, έτσι, ο διορθωτικός συντελεστής για την άμεση ωριαία ηλιακή ακτινοβολία, R b, που εκφράζει το λόγο της άμεσης ηλιακής ακτινοβολίας που προσπίπτει στο κεκλιμένο επίπεδο ( I bt ), προς αυτήν στο οριζόντιο επίπεδο ( I b ). Σημείωση: Απ' την εξίσωση αυτή γίνεται φανερό ότι για ένα συγκεκριμένο τόπο η τιμή του R μεταβάλλεται κατά τη διάρκεια της ημέρας και του έτους. b Ο υπολογισμός της συνιστώσας για τη διάχυτη ακτινοβολία βασίζεται στην υπόθεση ότι η διάχυτη είναι ισοτροπική, δηλαδή είναι ομοιόμορφα κατανεμημένη απ' τον ουράνιο θόλο. Ο διορθωτικός συντελεστής για την διάχυτη ακτινοβολία, R d, είναι ο λόγος της διάχυτης ακτινοβολίας που προσπίπτει στο κεκλιμένο επίπεδο ( I dt ) προς αυτήν στο οριζόντιο ( I d ). Απ' ολόκληρη την διάχυτη ακτινοβολία που προέρχεται απ' τον ουράνιο θόλο, ένα μόνο ποσοστό δέχεται το κεκλιμένο επίπεδο. Το ποσοστό αυτό είναι ο λόγος του τμήματος του ουράνιου θόλου που "βλέπει" το κεκλιμένο επίπεδο προς ολόκληρη την ημισφαιρική επιφάνεια του ουράνιου θόλου. Για ένα κεκλιμένο επίπεδο, κλίσης β, που δε δέχεται σκίαση, ο διορθωτικός αυτός συντελεστής είναι : R d IdT 1+ cosβ = = I 2 d (2.26) Ο διορθωτικός συντελεστής για την ανακλώμενη ακτινοβολία, R r, είναι ο λόγος της ανακλώμενης ακτινοβολίας που προσπίπτει στο κεκλιμένο επίπεδο ( I rt ), προς αυτήν στο οριζόντιο ( I r ). Η ανακλώμενη, όμως, στο οριζόντιο επίπεδο είναι το γινόμενο του συντελεστή ανάκλασης, ρ, του εδάφους της γύρω περιοχής επί την ολική ηλιακή ακτινοβολία στο οριζόντιο, I. Όπως και στην προηγούμενη περίπτωση, έτσι και εδώ, αν υποθέσουμε ότι η ανακλώμενη είναι ισοτροπική, τότε για ένα κεκλιμένο επίπεδο με κλίση β, ο διορθωτικός συντελεστής είναι : R r IrT 1 cosβ = = ρi 2 (2.27)

26 Έπειτα από τα παραπάνω, η ολική ωριαία ηλιακή ακτινοβολία στο κεκλιμένο επίπεδο, I T, είναι : I = I + I + I T bt dt rt I = IR+ IR + IρR T b b d d r (2.28) Η εξίσωση αυτή μπορεί να χρησιμοποιηθεί για τον υπολογισμό της ωριαίας ολικής ηλιακής ακτινοβολίας σ' ένα κεκλιμένο επίπεδο με κλίση β, εφόσον θεωρηθούν ότι οι γωνίες ϑ και ϑ z αντιστοιχούν στο μέσον της αναφερόμενης ώρας. Ο συντελεστής ανάκλασης (albedo), ρ, λαμβάνεται συνήθως 0, 2 αλλά όταν η γύρω περιοχή είναι καλυμμένη με χιόνι, ο συντελεστής αυτός μπορεί να είναι πολύ υψηλός (π.χ. ρ = 0,7 κατά Liu- Jordan). Τυπικές τιμές του συντελεστή ανάκλασης (albedo) για κάποιες κοινές επιφάνειες φαίνονται στον κάτωθι πίνακα: ΠΙΝ.3 Επειδή στην εξίσωση (2.28) ο δεύτερος και τρίτος όρος είναι ανεξάρτητοι απ' την γωνία πρόσπτωσης, η εξίσωση αυτή μπορεί να χρησιμοποιηθεί για τον υπολογισμό της μέσης-μηνιαίας ημερήσιας ηλιακής ακτινοβολίας στο κεκλιμένο επίπεδο, H, αρκεί στον πρώτο όρο να χρησιμοποιηθεί ένας T διορθωτικός συντελεστής R b και οι ακτινοβολίες να θεωρηθούν ημερήσιες.

27 Έτσι η εξίσωση θα γίνει : H = HR+ HR + HρR (2.29) T b b d d r με: R b = ' π ' cos( ϕ β) cosδ sinωs + ωssin ( ϕ β) sinδ 180 π cosϕcosδ sinωs + ωssinϕsinδ 180 (2.30) όπου : ( ϕ δ) ( ) 1 cos tan tan ' ωs = min cos 1 ( tan ϕ β tan δ) (2.31) 2.5. Συμπληρωματικά στοιχεία. Όπως αναφέρθηκε και προηγουμένως, οι υπολογισμοί για την επιλογή των διαστάσεων των συλλεκτών βασίζονται σε στατιστικά στοιχεία μετρήσεων της ηλιακής ακτινοβολίας σε μια ορισμένη περιοχή, με κύριο χαρακτηριστικό το γεωγραφικό πλάτος της. Οι μετρήσεις γίνονται με τα πυρανόμετρα, τα οποία μετρούν την συνολική ηλιακή ακτινοβολία, συνήθως στο οριζόντιο επίπεδο ή και σε επιφάνεια ορισμένης κλίσης. Το πυρανόμετρο μετρά αθροιστικά την ενέργεια για όλα τα μήκη κύματος της ηλιακής ακτινοβολίας. Με ειδικά όργανα είναι δυνατή η μέτρηση των επί μέρους συνιστωσών της ακτινοβολίας, δηλαδή χωριστά της απ ευθείας (ακτινικής), της διάχυτης και της εξ ανακλάσεως ηλιακής ακτινοβολίας. Για μια επιφάνεια σε ένα συγκεκριμένο τόπο η αύξηση της κλίσης της έχει σαν αποτέλεσμα να δέχεται περισσότερη ακτινοβολία τον χειμώνα απ ό,τι το καλοκαίρι. Έτσι, για ηλιακές εφαρμογές που απαιτείται να γίνει χρήση της ενέργειας από τους ηλιακούς συλλέκτες το χειμώνα, η κλίση τους πρέπει να είναι μεγάλη ενώ όταν οι συλλέκτες χρησιμοποιούνται το καλοκαίρι, η κλίση τους θα πρέπει να είναι μικρή.

28 Από το πλήθος των σχετικών αναλύσεων και υπολογισμών που έχουν γίνει, έχουν εξαχθεί κάποιοι πρακτικοί κανόνες που εφαρμόζονται στις συνήθεις, σχετικά μικρές εγκαταστάσεις, για τις οποίες δεν δικαιολογούνται ειδικές μελέτες. Σύμφωνα με αυτούς, η κλίση του συλλέκτη για το χειμώνα θα πρέπει να είναι από 10 έως 15 μεγαλύτερη από το γεωγραφικό πλάτος του τόπου, για το καλοκαίρι από 10 μέχρι 15 μικρότερη, και για όλο το χρόνο ίση με το γεωγραφικό του πλάτος. Ωστόσο, αν στο έδαφος υπάρχει κάποια ανακλώσα επιφάνεια (π.χ. χιόνι), για συλλογή μέγιστης ενέργειας κατά τη διάρκεια του χειμώνα απαιτείται ακόμη μεγαλύτερη κλίση. Στο σχήμα που ακολουθεί, παρουσιάζεται η επίδραση της κλίσης του συλλέκτη στη μέση-μηνιαία ημερήσια ηλιακή ακτινοβολία, που δέχεται επιφάνεια νότιου προσανατολισμού (γ=0) στην περιοχή των Πατρών: Μέση-μηνιαία, ημερήσια ακτινοβολία για την Πάτρα (φ=38) και για γ=0. Ημερήσια Ακτινοβολία [MJ/m2] 28 26 24 22 20 18 16 14 12 10 8 6 4 2 0 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12 β=0 β=25 β=38 β=60 β=75 β=90 Μήνας του έτους Σχ. 2.7

29 Οι τιμές αυτές αναφέρονται για ρ = 0, 2 και δίνουν μία πλήρη εικόνα της επίδρασης που έχει η κλίση στην ηλιακή ακτινοβολία που θα δεχθεί η επιφάνεια. Απ το σχήμα αυτό επιβεβαιώνεται ο εμπειρικός κανόνας που αναφέρθηκε προηγουμένως. Ένα άλλο μέγεθος από το οποίο εξαρτάται η ηλιακή ακτινοβολία που θα δεχθεί μία επιφάνεια, είναι ο προσανατολισμός της. Θεωρώντας ότι η ηλιακή ακτινοβολία είναι συμμετρική ως προς το ηλιακό μεσημέρι, τότε ο καλύτερος προσανατολισμός για ένα επίπεδο, ηλιακό συλλέκτη είναι ο νότιος ( γ = 0 ). Αποκλίσεις κατά 10 μέχρι 20 ανατολικά ή δυτικά του νότου έχουν μικρή επίδραση στην ετήσια συλλεγόμενη ηλιακή ενέργεια. Τα παραπάνω βέβαια ισχύουν για ελεύθερο πεδίο από φυσικά ή τεχνητά εμπόδια. Αν δηλαδή για παράδειγμα στη θέση τοποθέτησης των συλλεκτών και δυτικά υπάρχει λόφος, ο οποίος κρύβει ένα μέρος του «δυτικού» ουρανού, τότε επιβάλλεται η στροφή των συλλεκτών σε Νότιο-ανατολική κατεύθυνση προς μεγιστοποίηση της συλλεγόμενης ηλιακής ενέργειας κατά τις πρωινές ώρες.

30

31 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 3 ο ΟΙ ΗΛΙΑΚΟΙ ΣΥΛΛΕΚΤΕΣ 3.1. Γενικά. Οι ηλιακοί συλλέκτες είναι «συσκευές» που μετατρέπουν την ηλιακή ενέργεια σε χρήσιμη θερμική. Έτσι, η ενέργεια μεταφέρεται από μία μακρινή ακτινοβολούσα πηγή (ήλιος) σε ένα ρευστό για την άμεση εκμετάλλευσή της. Υπάρχουν διάφοροι τύποι ηλιακών συλλεκτών, με πιο διαδεδομένους τους επίπεδους ηλιακούς συλλέκτες (σχ. 3.1.α, β). Σχ. 3.1.α Σχ. 3.1.β Οι επίπεδοι συλλέκτες χρησιμοποιούνται ευρύτατα διότι δεν παρουσιάζουν δυσκολίες στην κατασκευή τους και είναι σχετικά χαμηλού κόστους. Άλλα ευρέως διαδεδομένα συστήματα εκμετάλλευσης της ηλιακής ενέργειας είναι οι συγκεντρωτικοί ηλιακοί συλλέκτες (σχ. 3.2.α,β)

32 Σχ. 3.2.α Σχ. 3.2.β και οι ηλιακοί συλλέκτες κενού (σχ. 3.3.α,β) Σχ. 3.3.α Σχ. 3.3.β 3.2. Επίπεδοι Ηλιακοί Συλλέκτες. 3.2.1. Γενικά. Οι επίπεδοι ηλιακοί συλλέκτες χρησιμοποιούνται κυρίως για θέρμανση νερού χρήσεως σε μικρής αλλά και μεγάλης κλίμακας συστήματα.

33 3.2.2. Δομή συλλέκτη. Η γεωμετρία ενός τυπικού επίπεδου συλλέκτη για θέρμανση νερού παρουσιάζεται στο κάτωθι σχήμα (σχ. 3.4) Σχ. 3.4 στο οποίο διακρίνουμε τα σημαντικότερα τμήματα του συλλέκτη, που είναι : α) Η μαύρη «ματ» απορροφητική επιφάνεια (Black absorber plate), η οποία καλείται απορροφητής και μεταφέρει την απορροφηθείσα ηλιακή ενέργεια, που μετετράπη σε θερμότητα, στο ρευστό. β) Το εμπρόσθιο γυάλινο ή πλαστικό κάλυμμα, πάχους 2-3 mm, που είναι διαφανές στην ηλιακή ακτινοβολία (Transparent cover) και απέχει 3-5 cm από τον απορροφητή. γ) Οι σωλήνες(tube array) ή οι αεραγωγοί, συνήθως από χαλκό, οι οποίοι βρίσκονται στην άνω ή στην κάτω πλευρά της απορροφητικής επιφάνειας, σε θερμική επαφή μαζί της. δ) Η οπίσθια και πλάγια μόνωση (Insulation) που ελαττώνει τις απώλειες θερμικής ενέργειας στο ελάχιστο. ε) Το πλαστικό ή μεταλλικό περίβλημα (Collector Box), το οποίο ενοποιεί την κατασκευή και προστατεύει το συλλέκτη από τις συνθήκες του περιβάλλοντος.

34 3.2.3. Βασικές Αρχές Η ηλιακή ακτινοβολία που προσπίπτει στο συλλέκτη απορροφάται από την απορροφητική πλάκα, μεταφέρεται μέσω κάποιου ρευστού που κυκλοφορεί μέσα στους σωλήνες και αποθηκεύεται σε μία δεξαμενή υπό μορφή αισθητής ή λανθάνουσας θερμότητας. Η θερμότητα που μεταφέρεται στο ρευστό, είναι το ωφέλιμο ενεργειακό κέρδος, ενώ το υπόλοιπο ποσό ενέργειας χάνεται στο περιβάλλον με τις διαδικασίες της αγωγής, μεταφοράς και ακτινοβολίας, ως θερμικές απώλειες. Η δέσμευση της ακτινοβολίας από τον απορροφητή έχει ως συνέπεια την αύξηση της θερμοκρασίας του και σύμφωνα με το νόμο των Stefan 4 Boltzmann, την εκπομπή (emission) ακτινοβολίας στο υπέρυθρο, Q = εσατ. Μόνο όμως ένα μικρό κλάσμα της εκπεμπόμενης από τη μαύρη επιφάνεια ακτινοβολίας διαφεύγει στο περιβάλλον, καθώς αυτή η μορφή ακτινοβολίας (μεγάλου μήκους κύματος) δε μπορεί να διαπεράσει το γυάλινο κάλυμμα του συλλέκτη λόγω του φαινομένου του θερμοκηπίου ( μείωση απωλειών ακτινοβολίας). Φαινόμενο του θερμοκηπίου ονομάζεται το φαινόμενο κατά το οποίο η διάβαση της ακτινοβολίας κατά τη μία φορά είναι υψηλή, ενώ κατά την αντίστροφη φορά ελαττώνεται κατά πολύ, επιτρέποντας τον εγκλωβισμό της ακτινοβολίας θερμότητας στο σύστημα (εδώ ηλιακό συλλέκτη). Επίσης, το ίδιο αυτό κάλυμμα στην εμπρόσθια επιφάνεια του απορροφητή παρέχει προστασία έναντι των καιρικών συνθηκών (αέρας, βροχή, χιόνι κ.τ.λ.), μειώνοντας έτσι τις απώλειες με μεταφορά. Τέλος, το μονωτικό υλικό στην οπίσθια και τις παράπλευρες επιφάνειες του απορροφητή μειώνει τις θερμικές απώλειες με αγωγή. 3.2.4. Οπτικές Απώλειες 3.2.4.1. Γενικά. Η θερμική ενέργεια, που τελικά δεσμεύεται από τον απορροφητή, διαφέρει (είναι μικρότερη) από την ηλιακή ενέργεια που προσπίπτει στη συλλεκτική επιφάνεια κατά ένα ποσό, το οποίο καλούμε οπτικές απώλειες. Αυτές οι απώλειες ενέργειας οφείλονται σε ανάκλαση και απορρόφηση από το διαφανές κάλυμμα του συλλέκτη και σε ανάκλαση στον απορροφητή.

35 Σχ. 3.5 Η προσπίπτουσα ηλιακή ακτινοβολία στην επιφάνεια ενός επίπεδου συλλέκτη είναι το άθροισμα της άμεσης, έμμεσης και της ανακλώμενης από το έδαφος συνιστώσας της ακτινοβολίας. Ωστόσο, ένα μέρος της ολικής ακτινοβολίας ανακλάται (reflection) στο διαφανές κάλυμμα του συλλέκτη και χάνεται στο περιβάλλον, ένα άλλο μέρος απορροφάται (absorption) από το κάλυμμα, ενώ το υπόλοιπο μέρος το διαπερνά (transmission) και προσπίπτει στη μαύρη απορροφητική επιφάνεια. Μέρος της προσπίπτουσας ακτινοβολίας επί του απορροφητή δεσμεύεται (absorption), ενώ το υπόλοιπο μέρος ανακλάται διαχέεται (reflection - scattering) προς το διαφανές κάλυμμα. Στη συνέχεια, μέρος της ανακλώμενης διαχεόμενης ή και εκπεμπόμενης (emission) από τον απορροφητή ακτινοβολίας διαπερνά (transmission) το γυάλινο κάλυμμα και εξέρχεται στο περιβάλλον, ενώ το υπόλοιπο μέρος ανακλάται (reflection) στη μέσα επιφάνεια του γυάλινου καλύμματος και επιστρέφει πάλι στον απορροφητή, όπου απορροφάται (absorption), ανακλάται (reflection), διαχέεται (scattering) κ.ο.κ. Σχ. 3.6

36 Κατ αυτόν τον τρόπο, ένας επίπεδος ηλιακός συλλέκτης, όπως αυτός που είδαμε παραπάνω, έχει την ιδιότητα να αποτρέπει τη διαφυγή της ακτινοβολίας στο περιβάλλον και βρίσκεται λοιπόν σε θέση να απορροφά περισσότερη ενέργεια από μία απλή μαύρη επιφάνεια, η οποία εκτίθεται στον ήλιο. 3.2.4.2. Οπτική Ανάλυση. Η λειτουργία του ηλιακού συλλέκτη και ιδιαίτερα της καλύπτουσας και της απορροφητικής του επιφάνειας στηρίζεται στο εξής φαινόμενο: Όταν οποιοδήποτε υλικό εκτεθεί σε ηλιακό φως ή σε φως άλλης πηγής, ένα μέρος του φωτός ανακλάται, ένα μέρος του απορροφάται και τέλος ένα μέρος του μπορεί να περάσει μέσα από το υλικό, εφόσον αυτό είναι διαφανές. Αν λοιπόν : τ : συντελεστής διαπερατότητας είναι το ποσοστό της ηλιακής ενέργειας που το υλικό αφήνει να το διαπεράσει ρ : συντελεστής ανακλαστικότητας το αντίστοιχο ποσοστό που ανακλάται, και τέλος α : συντελεστής απορροφητικότητας το αντίστοιχο ποσοστό που απορροφάται, τότε έχουμε: τ + ρ+ α = 1 (3.1) Η εξίσωση ισχύει για οποιοδήποτε μήκος κύματος, τα ποσοστά όμως τ, ρ, α διαφέρουν για κάθε μήκος κύματος και για κάθε υλικό. Ας θεωρήσουμε το παρακάτω σχήμα (Σχ. 3.7), Σχ. 3.7

37 I T προσπίπτει υπό γωνία θ στο κάλυμμα ενός όπου η ηλιακή ακτινοβολία επίπεδου ηλιακού συλλέκτη. Όπως έχουμε ήδη αναφέρει, η ακτινοβολία αυτή ανακλάται μερικώς επί της εμπρόσθιας γυάλινης επιφάνειας, ενώ ένα άλλο ποσοστό διαθλάται και τελικά διέρχεται και προσπίπτει στη μαύρη απορροφητική επιφάνεια. Ένα ποσοστό απορροφάται, ενώ ένα άλλο ανακλάται και διαχέεται προς τη γυάλινη επιφάνεια κ.ο.κ. Ας εξετάσουμε όμως λεπτομερώς τη θεωρητική προσέγγιση αυτού του φαινομένου: Η δέσμη της ακτινοβολίας που διέρχεται από το γυάλινο κάλυμμα ισούται με IT τ. Προσπίπτει στον απορροφητή και απορροφάται με ποσοστό α. Δηλαδή, η απορροφούμενη ενέργεια ισούται με IT τ α. Το ποσοστό της ακτινοβολίας: I τ I τ α = I τ (1 α) κατευθύνεται λόγω ανάκλασης T T T διάχυσης στον απορροφητή (διάχυτη ακτινοβολία), προς το γυάλινο κάλυμμα (στην εσωτερική του πλευρά) και ανακλάται εκ νέου από αυτό προς τα πίσω. Τελικά, επιστρέφοντας στη μαύρη απορροφητική επιφάνεια, η ηλιακή ακτινοβολία έχει ένταση ίση με IT τ (1 α) ρd, όπου ρ d είναι η ανακλαστικότητα του γυάλινου καλύμματος για τη διάχυτη ακτινοβολία. Προχωρώντας στην ανάλυση του φαινομένου, καταλήγουμε στο συμπέρασμα ότι η ακτινοβολία που θα φθάσει τελικά στη μαύρη απορροφητική επιφάνεια, μετά από διαδοχικές ανακλάσεις στο εσωτερικό του συστήματος του ηλιακού συλλέκτη, είναι το άθροισμα των επί μέρους ποσοστών, δηλαδή: I + I + I + (3.2) 2 2 Tτα Tτα(1 α) ρd Tτα(1 α) ρd... Ο παρακάτω πίνακας (ΠΙΝ. 3.1), δίδει το ποσοστό απορρόφησης και διάθλασης των ηλιακών ακτινών από το γυάλινο κάλυμμα και τη μαύρη απορροφητική επιφάνεια:

38 Είναι φανερό ότι η ακτινοβολία που συνολικά απορροφάται από τη μαύρη επιφάνεια του συλλέκτη είναι μεγαλύτερη από το γινόμενο IT τ α, το οποίο αντιπροσωπεύει την ακτινοβολία που απορροφά η συλλεκτική επιφάνεια σε πρώτη φάση, χωρίς δηλαδή να λαμβάνονται υπ όψιν οι σταδιακές ανακλάσεις και απορροφήσεις. Η συνολική ακτινοβολία που το σύστημα του συλλέκτη απορροφά συμβολίζεται με IT ( τα ), όπου ( τα ) είναι η ενεργός τιμή του γινομένου τ α, που λαμβάνει υπ όψιν όλες τις διάχυτες και οπισθοανακλώμενες δέσμες που προκύπτουν από την οπτική ανάλυση της προσπίπτουσας I T. Επιστρέφουμε στη σχέση (3.2) και παρατηρούμε ότι παριστάνει μία γεωμετρική πρόοδο, με πρώτο όρο το ITτα και λόγο (1 α) ρd. Το άθροισμα της προόδου αυτής δίδει τη συνολική ένταση της απορροφούμενης ακτινοβολίας, IT ( τα ), και ισούται με: I T ( ) (3.3) n= 0 1 ( 1 α ) ρ ( τα) = I τ α 1 α ρ = T T d n I τ α d Από την παραπάνω σχέση μπορούμε να γράψουμε: τ α ( τα) = 1 ( 1 α ) (3.4) ρd απ όπου βλέπουμε ότι ισχύει πάντα: ( τα) > τ α (3.5) Στην πράξη, μία ικανοποιητική προσέγγιση για τους επίπεδους ηλιακούς συλλέκτες είναι: ( τα) = 1,02 τ α. Τα οπτικά χαρακτηριστικά του συστήματος του ηλιακού συλλέκτη, για λόγους σύγκρισης της συμπεριφοράς των επιφανειών προς την ηλιακή ακτινοβολία, τα. Ο προσδιορίζονται πρακτικά εργαστηριακά μέσω του συντελεστή ( ) n συντελεστής αυτός δίδει την τιμή της ποσότητας ( τα ) για κάθετη πρόσπτωση των ακτινών του ηλίου στο συλλέκτη, δηλαδή κατά το ηλιακό μεσημέρι. Η ποσότητα ( τα ) n είναι από τις πλέον σημαντικές παραμέτρους στο σχεδιασμό ενός ηλιακού συστήματος και ο σχεδιαστής μηχανικός οφείλει να κατανοεί πλήρως τη συμβολή της στην απόδοση και λειτουργία των ηλιακών συλλεκτών.