《建筑节能气候学》ppt课件

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1、第二章建筑节能气候学知识,2.1 建筑节能气候学知识 2.2 建筑节能气候分区 2.3 建筑节能的相关气象模型 2.4气象数据观测,2.1 建筑节能气候学知识,2.1.1 气候系统与气候要素 气候系统分类,2.1.1气候系统与气候要素,建筑节能气候系统要素与取值 主要气候要素 太阳辐射、环境长波辐射、空气温度和湿度、风、雨雪等。 气候要素取值 长期平均值; 逐日、逐年的变化值，与平均值产生的偏差; 极端值及其可能出现的频率。,2.1.1气候系统与气候要素,各气候要素的相关性 太阳辐射可以说是最基本的要素，空气温度、湿度、地表温度等要素无不受地表温度的影响，例如，日总辐射减小时，日平均空气温度、

2、日平均地表温度都会降低，另外在常规的建筑能耗模拟中，太阳辐射也是影响建筑能耗的最重要的因素之一。,2.1.1气候系统与气候要素,挑选参数及其权重,2.1.2太阳辐射,太阳常数 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。 大气层对太阳辐射的选择性吸收 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; 相当一部分红外线则被水汽及二氧化碳所吸收。 大气层对太阳辐射的反射 反射主要发生于小水滴，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。云层将大量

3、太阳辐射反射回外层空间，余者则散射到地面。 大气层对太阳辐射的折射与散射 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。,2.1.2太阳辐射,在地球表面上的太阳光谱 太阳辐射透过地球的大气层时，其强度减弱，光谱的分布也因大气层的吸收、反射与散射而改变。 达到地表的太阳辐射光谱波长范围约在0

4、.283.0微米之间,可大致划分为三个区段： 紫外线-小于0.4微米的波段为紫外线辐射; 可见光-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; 红外线-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红外辐射。,2.1.2太阳辐射,地球表面上太阳能量的日变型及年变型 长期的规律性：取决于太阳辐射的强度及持续时间。太阳辐射强度取决于日光需穿透的大气层的厚度，后者由地球自转、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。 短期的随机性：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、二氧化

5、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。 地球表面上太阳能量的区域变化 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。 地球表面上日照时间变化 随着纬度的增加，夏季的日照时间增多，冬季则减少。,2.1.3 环境长波辐射,环境长波辐射 由地面、建筑表面、云层向环境放射的是长波辐射。放射辐射强度与放射点和吸收点绝对温度的四次方之差成正比。 建筑与大气的净辐射 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。净辐射随水蒸汽、微尘特别是云

6、量的增加而减小。在阴天降至极低的水平；在明净干燥的夜空下，净辐射量很大。,2.1.3环境长波辐射,大气气体的吸收辐射 大气气体的吸收辐射与黑体不同，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被空气所吸收。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。,无遮挡的水平表面净辐射散热量计算公式：,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 给出了表面温度为10、20、30的情况下，

7、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。对外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冷源。,2.1.4 空气温度,太阳辐射和天空辐射通过影响地面、水表面温度进而影响空气温度 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。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。 地表面、水表面温度决定空气温度 地表、水表面加热或冷却的速率决定其上部空气温度。与热地表、水表

8、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。陆面和水面空气温度的差异。 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。,2.1.4 空气温度,空气温度随高程而降低 自由大气中空气温度随高程而降低，平均约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。 空气团升

9、降引起的气温改变 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。 水汽凝结所释放的潜热减缓空气的冷却 当在上升的空气中发生冷凝时，只要冷凝过程连续不断，空气冷却的速率便会下降。,2.1.4 空气温度,“逆温”现象 在夜间，当天空晴朗时，地表温度明显地较气温低。在近地处，低的空气层就比上面的冷，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”。由于低处的冷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，竖向的运动受到抑

10、制。促成“逆温”的条件为夜长、天空洁净、空气干燥和无云。 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。,2.1.4 空气温度,大气运动对气温的影响 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。,2.1.5 气压与风,全球气压 在南、北半球的地面上空，都存在着高、低大气压力带

11、和气压中心，其中一些是永久性的，另一些仅存在于一年之中的部分时期内。 地区风 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：气压的季节性全球分布，地球自转，陆、海加热和冷却的日变化以及该地区地形与周围环境。,2.1.5 气压与风,压力带及压力区 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， 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。 赤道带是主要的低气压区，全年均保持此状况。 压力带及压力区的运动 在夏季时，亚热带高压带向两极移动，。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。因此，在七、八月间，这一区域主要在北

12、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。在一、二月间，这一区域主要在南回归线附近。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。由于此种原因，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，任何地区均经历着接连的高气压及低气压周期。冬季亚热带高压带移向赤道,2.1.5 气压与风,压力带及压力中心的成因 地球上太阳辐射分布不均匀，地表受热不同。靠近赤道的地区太阳辐射强，空气受热膨胀上升，形成气压带。周围仍为高压区的空气即流向该低压区。 赤道上升的空气团，在上层大气

13、中被分割开，并朝着两极的方向流动；冬季时在纬度2040之间，夏季时在3040之间又下降返回地球，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。,2.1.5 气压与风,风系 每一半球上都有三个全球性的风带：信风、西风及极风。此外尚有季风系，是由于海、陆加热量之年差所造成的。1）信风 信风发生于两个半球上的亚热带高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。 4）季风 由陆地

14、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。,2.1.5 气压与风,地方风型发生于山、谷之处；沿海一带又有日风及夜风。 1 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

15、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。 2 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。,2.1.6大气湿度,大气湿度：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、植物及小的水体。空气中的水汽容量主要决定于气温

16、，随着气温之增高而逐渐增大。 大气湿度表达方式：绝对湿度、水蒸汽压力、相对湿度等。 从热舒适的观点，用空气的水蒸汽压力表达湿度条件最为恰当，因为人体的蒸发率与皮肤表面同周围空气的水蒸汽压力差值成正比。另一方面，许多建筑材料的性能和材料变质的速率，则与相对湿度有关。,2.1.6大气湿度,大气湿度的变化特点 水蒸汽压力主要随季节而变，通常夏季高于冬季。即使在受着每天的海陆风交替影响的滨海地区，水蒸汽压力的日变化也不大，其幅度仅有几个毫米汞柱。 水蒸汽压力在竖向高度上的递减量较气压的递减为快。所以，水蒸汽的浓度随着拔海高度而降低，上部空气层的水蒸汽含量低于近地的空气层。空气在竖向的混合降低着近地处的水蒸汽压力。 在无海风的陆地上，水蒸汽压力在中午前达最到高值；然后开始强烈的对流，造成竖向的混合，而近地处的水蒸汽压力便降低。在傍晚时，随着这种气流的终止，水蒸汽压力再次升高。在水面上或在雨季的陆地上，水蒸汽压力的日变化和温度的日变化一致。 相对湿度的日变化范围很大。这是由于气温的日变化及年变化所引起的，这种变化决定着空气内可能的