《建筑节能原理与技术建筑节能气候学气候学与气候分区》由会员分享，可在线阅读，更多相关《建筑节能原理与技术建筑节能气候学气候学与气候分区（111页珍藏版）》请在金锄头文库上搜索。
1、第二章建筑节能气候学与气候分区,2.1 建筑节能气候学基本知识 2.2 建筑节能气候学特征参数 2.3 建筑节能天气过程 2.4 建筑节能气象模型 2.5 建筑节能气候分区,2.1 建筑节能气候学基本知识,在一给定区域内的“气候”，取决于若干种要素的变化特性以及它们的组合情况。当研究人的舒适感及建筑设计时，涉及的主要气候要素有：太阳辐射，对天空的长波辐射，空气温度和湿度，风及雨、雪等。每一种因素直接与人的舒适感有关，对建筑热环境有显著影响，对暖通空调设备的能效有显著影响。,2.1 建筑节能气候学基本知识,气象学书籍在讨论某一区域的气候时，取各种因素长期的平均值作为依据。 但是，逐日、逐年的变化
2、可能是很大的，要考虑到与此平均值产生的偏差。 在建筑节能中，极端条件及其可能出现的频率，持续的时间，常比平均值更为重要。,2.1.1太阳辐射,太阳辐射是来自太阳的电磁波辐射。在地球表面上，太阳光谱的波长范围约在0.283.0微米之间。太阳光谱可大致划分为三个区段：紫外线，可见光，红外线。其中，只有0.40.76微米这一小部分是人眼可见的光线，起自然采光作用，小于0.4微米的波段为紫外线辐射，波长大于0.76微米者为红外线。虽然太阳辐射的最大强度（峰值）位于可见光的范围内，但半数以上的能量是以红外辐射放射出来的。,2.1.1太阳辐射,在大气层上界的太阳辐射能，随太阳与地球之间的距离以及太阳的活动
3、情况而变化，其范围为1.82.0卡/厘米2分，平均值为1.97卡/（厘米2分），此值称为太阳常数。当太阳辐射透过地球的大气层时，其强度将减弱，而且光谱的分布也因大气层的吸收、反射与散射而改变。,2.1.1太阳辐射,太阳辐射按照其波长的不同而在大气层内被有选择地吸收。大部分紫外线及全部波长小于0.288微米的辐射线均被臭氧所吸收，还有相当一部分红外线则被水汽及二氧化碳所吸收。反射主要发生于小水滴，并且实际上是无选择性，因此反射辐射的光谱分布和原来的一样，故反射光仍为白色。当太阳辐射入射到其大小接近或小于波长的分子及微粒上时，便在空间发生折射及散射。于是光线即扩散开，即使无直射阳光也能有亮光。这是
4、一种选择性现象，每一种波长的散射辐射量是与波长倒数的四次方成正比。因此，空气分子扩散了大部分短波的蓝、紫光，而使晴朗的天空呈现蓝色；但当大气中较大的尘粉含量增多时，空气的浊度增大，长波的黄、红光被扩散的比例增多，天空就变成乳白色。,2.1.1太阳辐射,云层将大量太阳辐射反射回外层空间，余者则散射到地面。 射至地球表面一定区域上的太阳能量的日变型及年变型，取决于太阳辐射的强度及持续时间。太阳辐射的可能强度取决于日光需穿透的大气层的厚度，后者又是由地球自转、公转以及地轴与公转轨道平面之夹角等这样一些可以精确计算的条件所决定的。但是，真正到达地面的太阳辐射量还取决于天空中云块的间隙及空气中微尘、二氧
5、化碳和水汽的含量，即与大气的透明度有关。这些都是只能靠估算而无法精确计算的因素。,2.1.1太阳辐射,光线投射至地球上某一点所穿过的空气层的厚度，取决于太阳在地平面上之角度即太阳高度角，也取决于该点的拔海高度。太阳的高度角随该点所在的地理纬度而异，最大值在热带区，向南北两极逐渐减小。但是，随着纬度的增加，夏季的日照时间增多，冬季则减少。,2.1.2长波辐射散热,由建筑表面向大气及外层空间放射的是长波辐射。放射辐射的强度是放射点和吸收点的绝对温度的四次方之差成正比。故此强度取决于建筑表面温度与大气或外层空间中吸收辐射的介质温差之差值。,2.1.2长波辐射散热,大气中的气体在吸收和放射辐射能方面与
6、黑体不同，不具有连续的放射光谱和吸收光谱，而是有选择性的，只有一小部分短波太阳辐射能通过，大部分外逸长波辐射则被空气所吸收。但不管怎样，只有某些波长的辐射受到影响，其余的均继续向空间传播。 在大气所含的各种气体中，水蒸汽是主要的长波吸收体，其次是二氧化碳。,2.1.2长波辐射散热,由建筑表面放射出的辐射量与大气对它放射的逆辐射量之差值称为净辐射散热量。在阴天，这个量降至极低的水平。这是因为，云层中的水粒能吸收并放射由建筑表面所放射的全部长波辐射，与水蒸汽的选择性吸收大不相同；因此，建筑表面所散发的全部辐射在云层底部就已被充分吸收了。故在明净干燥的大气中，净辐射散热量最大；而随着水蒸汽、微尘特别
7、是云量的增加而减小。,对于一给定的表面，计算其净辐射散热量的公式：,（2.1.2-1） 式中，R为水平表面的净辐射散热量（卡/厘米2分）； P为靠近表面所测得的水蒸汽分压力（毫米汞柱）； T为绝对温度（+273）。 此公式仅适用于无云天气。,水蒸汽分压力对于长波辐射散热之影响，如下表所示，该表所列的数值系由盖格的线解图中得来，给出了表面温度为10、20、30的情况下，随水蒸汽分压力而变的R值。 净长波辐射热流（卡/厘米2分） 表2.1.2-1,当天空有云时，外逸辐射即降低。对逸辐射的测量结果列出如下，以相对无云天外逸辐射的百分数表示：,晴朗夜空，外逸辐射强，可利用此辐射作为建筑降温之能源。,2
8、.1.3空气温度,地球表面加热或冷却的速率决定其上部空气温度。空气几乎对于所有的太阳辐射线都是透明的，故太阳辐射对空气温度仅有间接的影响。 与热地表直接接触的空气层，由于导热的作用而被加热；此热量又主要依靠着对流的作用而转移至上层空气。由此，气流和风带着空气团不断与地表接触而被加热。,2.1.3空气温度,在冬季及夜间，由于向空际的长波辐射作用，地表常较空气为冷。这样，就产生反向的净热交换，从而与地表接触的空气就会变冷。,2.1.3空气温度,气温的年变化及日变化取决于地表温度的变化。 在这一方面，陆面和水面有着很大的差异。在同样的太阳辐射条件下，大的水体较地块所受的影响为慢。故在同一纬度上，陆地
9、表面与海面比较，夏季热些，冬季冷些。在这些表面上所形成的气团也随之而异。陆面上的平均气温在夏季较海面上的高些，冬季则低些。,2.1.3空气温度,高度的变化也会使气温发生改变。当一气团上升的时候，例如上升到高山处，即由较高的压力区到达较低的压力区，气团因扩散而变冷。反之，当气团下降时，则因压缩而增温。这就是所谓的绝热冷却和绝热加热过程。温度随高度的变化率约为1/100米。,2.1.3空气温度,当水汽凝结成水滴时，所释放的潜热将加热空气或减缓空气的冷却。所以，当在上升的空气中发生冷凝时，只要冷凝过程连续不断，冷却的速率便会下降。在自由大气中，空气温度随高程而降低，直至同温层的高度。这种降低称为“温
10、度直减率”，是随着季节与昼夜时间而变的，但平均值约0.6/100米。在白天，近地处的温度直减率较大，这是由于与地表接触的下层空气因导热而被加热之故。加热的空气体积膨胀，其密度变小而上升，遂使低的空气层处于不稳定状态，并不断地与上层的空气相混合。,2.1.3空气温度,在夜间，特别是当天空晴朗时，地表温度明显地较气温低，于是在近地处，低的空气层就比上面的冷。这就造成在近地表处常态的垂直温度梯度的反向，此种现象称为“逆温”。 由于较冷、较低的空气层比其上部的暖空气层重些，空气在“逆温”的情况下变得较稳定，而整个竖向的运动即受到抑制。促成“逆温”的条件为夜长、天空洁净、空气干燥和无云。,2.1.3空气
11、温度,当冷气团与热气团相遇而热气团被举升于冷气团的上部时，也能产生“逆温”现象，这是一种动力的“逆温”。 靠近地面的冷空气总是趋向集中于低洼谷地，所以该处的气温可能比它上面较高处的地方低几度。,2.1.3空气温度,地球上方的压力差会引起气团的移动。当在某一地区内达到某一温度的空气团可能移动到具有不同温度的另一地区时，会改变该地区的主导条件。因此，朝向两极运动的亚热带空气团便造成途中所经地区温度的提高，而两极的空气团则可降低途经地区的温度。,2.1.4 风,在一地区内，风的分布与特征决定于若干全球性和地区性的因素。主要的决定因素是： 1 气压的季节性的全球分布; 2 地球的自转; 3 陆地、海洋
12、温升温降的不一致性； 4 该地区的地形与其周围的环境。,2.1.4.1压力带及压力区,在南、北半球的地面上空，都存在着高的及低的大气压力带和气压中心，其中一些是永久的性的，另一些仅存在于一年之中的部分时期内。 亚热带的高气压带在南、北半球纬度2040的亚热带区，有两个高气压带围绕着地球，它们在夏季向两极移动，冬季移向赤道。在冬季时，二者均连续地环绕着地球，大陆上空的压力高于海洋上空的压力。夏季时，低压中心（低气区）在大陆上空展开，冲破了气压带的连续性。 极地高压两极地带为永久性高压区，但与亚热带的高气压带相比，气压稍低些。,2.1.4.1压力带及压力区,赤道低气压区赤道带是主要的低气压区，全年
13、均保持此状况。在夏季时，每个半球上空的低气压带朝向高纬度处移动，特别是在大陆上空。 七、八月间，这一区域主要在北回归线附近，由非洲的东北延伸至亚洲的中部和东部，而其中心则在波斯湾。 一、二月间，这一区域主要在南回归线附近。,2.1.4.1压力带及压力区,其它的低压中心存在于较高的纬度上， 在南半球靠近南极上空形成气压带。在北 半球，由于有大面积的陆地围绕着北冰洋，故低压区的分布较为复杂，高气压区及低气压区常出现在几乎同一个纬度上，并不断地向东移动。所以，该范围内各地均经历着接连的高气压及低气压周期。,2.1.4.1压力带及压力区,形成压力带及压力中心的主要原因: 地球上太阳辐射的分布不均匀，以
14、及由此造成的地表受热不同的结果。 赤道低气压区成因靠近赤道的地区由于受到大量的太阳辐射，空气加热的程度较相邻地区为高。此地区热空气上升，留下一个低气压带，周围仍为高压区的空气即流向该低压区。,2.1.4.1压力带及压力区,亚热带的高气压带成因上升而形成赤道低气压带的热空气团，在上层大气中分开，朝着两极的方向流动，并被冷却后下降返回地面；冬季时在纬度2040之间，夏季时在3040之间。这就使夏热冬冷地区的气压增高而形成亚热带的高压区。 两极的高压区是由于冰面上的下层空气变冷所造成的。,2.1.4.2风系,每一半球上都有三个全球性的风带：信风、西风及极风。 1）信风 信风发生于两个半球上的亚热带高
15、压区并汇集于形成赤道低气压带的热带峰面上。在北半球信风来自东北，在南半球则来自东南。 2）西风 西风同样源于亚热带地区，吹向亚寒带低压区。 3）极风 极风由南极和北极的高压区冷气团扩散所形成。在北半球，一般是吹向西南，在南半球则吹向西北。,风系,此外尚有季风系，是由于海、陆加热量之年差所造成的。地方风型发生于山、谷之处；沿海一带又有日风及夜风。 4）季风 由陆地和海洋上空年平均温度差所造成的冬季的大陆风与夏季的海风，通称为季风。 5）水陆风 在白天，陆上的空气温度较同一纬度海上的空气温度为高，热气上升，海上的冷气流吹向内陆，在夜间，此过程相反。这样形成的风称为水陆风。由于白天的陆、海温差大于夜
16、间，故吹向陆上的海风大于吹向海面的陆风。在气温日变化规则的地方所发生的水陆风，强度较大，也较规则，如在赤道气候区。某地离海岸之距离决定着海风抵达之时间。离海远的地方，海风到达较迟。海风大致在日落时停止，夜深时，陆风始作。 陆风及海风均受全球性的气压及风系所制约。例如在夏季，当内陆陆地上空处于低压时，气流常由西海岸面上空的高压区而来，所以在白天，此海岸会受到强烈的海风。但在夜间，因有不少的空气流向海面，陆上的气压不能充分地增加，故任何陆风的强度均很小。,风系,6）山谷风 在山区，局部的温差会造成局地风型。此类风是一种很薄的表面气流，是由于向阳坡面上的气温与谷地上方等高处的气温差而造成的。在白天靠近山坡表面的空气较同等高度的自由大气所受的热量多，热气即上升。在夜间此过程相反。故大的山谷会产生强烈的山谷风，白天向上吹，夜间吹向谷底。,2.1.5大气湿度,大气湿度：指大气中水汽的含量。 水汽通过蒸发而进入大气，其主要的来源为海面，也源出于潮湿的表面、植物及小的
