第二章建筑外环境 建筑物所在地的气候条件和外部环境,会通过围护结构直接影响室内的环境。如果为了控制室内 环境而要利用当地的室外空气、太阳能、地层蓄能、地下水蓄能、风能等,均需依赖于当地的外部环 境与气候条件。因此为得到良好的室内气候条件以满足人们生活和生产的需要,必须了解当地各主要 气候要素的变化规律及其特征 个地区的气候与建筑的外部环境是在许多因素综合作用下形成的。对建筑环境密切有关的外部环 境要素有太阳辐射、气温、湿度、风、降水、天空的辐射、土壤温度等等。而这些外部环境要素的形 成又主要取决于太阳对地球的辐射,同时又受人类的城乡建设和生活、生产活动的影响。 太阳辐射不仅对地球的宏观气候以及微观气候都有决定性的影响,而且对建筑物的热环境和光环境 都有着直接的作用。而太阳在天空中的位置因时、因地时刻都在变化,因此正确掌握太阳相对运动的 规律,以及对地球环境作用的机理,是处理建筑环境问题的基础。 本章涉及的建筑外环境的内容包括宏观气候与微观气候两部分: (1)太阳辐射对地球环境的作用以及地球气候的特点 (2)人类营造的建筑物与生活、生产活动对局部微气候的影响。 第一节地球绕日运动的规律 211地球绕日的运动 地球上的任何一点位置都可以用地理经度和纬度来表示 切通过地轴的平面同地球表面相交而成的圆叫经度圈,经度圈都通过地球两极,因而都在南北 极相交。这样每个经圈都被南北两极等份成两个180°的半圆,这样的半圆叫经线,或子午线。全球分 为180个经圈,360条经线。1884年经国际会议商定,以英国伦敦的格林威治天文台所在的子午线为全 世界通用的本初子午线,见图2-1 切垂直于地轴的平面同地球表面相割而成的圆,都是纬线,它们彼此平行。其中通过地心的纬 线叫赤道。赤道所在的赤道面将地球分成南半球和北半球。见图2-2。 图2-1地球经度圈 图2-2地球纬度圈
1 第二章 建筑外环境 建筑物所在地的气候条件和外部环境，会通过围护结构直接影响室内的环境。如果为了控制室内 环境而要利用当地的室外空气、太阳能、地层蓄能、地下水蓄能、风能等，均需依赖于当地的外部环 境与气候条件。因此为得到良好的室内气候条件以满足人们生活和生产的需要，必须了解当地各主要 气候要素的变化规律及其特征。 一个地区的气候与建筑的外部环境是在许多因素综合作用下形成的。对建筑环境密切有关的外部环 境要素有太阳辐射、气温、湿度、风、降水、天空的辐射、土壤温度等等。而这些外部环境要素的形 成又主要取决于太阳对地球的辐射，同时又受人类的城乡建设和生活、生产活动的影响。 太阳辐射不仅对地球的宏观气候以及微观气候都有决定性的影响，而且对建筑物的热环境和光环境 都有着直接的作用。而太阳在天空中的位置因时、因地时刻都在变化，因此正确掌握太阳相对运动的 规律，以及对地球环境作用的机理，是处理建筑环境问题的基础。 本章涉及的建筑外环境的内容包括宏观气候与微观气候两部分： （1）太阳辐射对地球环境的作用以及地球气候的特点； （2）人类营造的建筑物与生活、生产活动对局部微气候的影响。 第一节 地球绕日运动的规律 2.1.1 地球绕日的运动 地球上的任何一点位置都可以用地理经度和纬度来表示。 一切通过地轴的平面同地球表面相交而成的圆叫经度圈，经度圈都通过地球两极，因而都在南北 极相交。这样每个经圈都被南北两极等份成两个180 o的半圆，这样的半圆叫经线，或子午线。全球分 为180个经圈，360条经线。1884年经国际会议商定，以英国伦敦的格林威治天文台所在的子午线为全 世界通用的本初子午线，见图2-1。 一切垂直于地轴的平面同地球表面相割而成的圆，都是纬线，它们彼此平行。其中通过地心的纬 线叫赤道。赤道所在的赤道面将地球分成南半球和北半球。见图2-2。 图2-1 地球经度圈 图2-2 地球纬度圈
不同的经线和纬线分别以不同的经度和纬度来区分。所谓经度,就是本初子午线所在的平面与某 地子午线所在平面的夹角。因此,经度以本初子午线为零度线。自零度线向东分为180°,叫东经,向 西分180°,称为西经。纬度(q)是地球表面某地的本地法线(地平面的垂线)与赤道平面的夹角,是 在本地子午线上度量的。赤道面是纬度度量起点,赤道上的纬度为零。自赤道向北极方向分为90°,称 为北纬,向南极方向分为90°,称为南纬。见图2-3。 图23本初子午线与本地子午线 21.1.1关于四季 四季是因地球公转而形成的。地球绕太阳逆时针旋转称为公转,其运行轨道的平面称为黄道平 面。地球绕太阳的运行轨道接近椭圆形,而太阳所处位置稍有偏心,因此太阳与地球之间的距离逐日 变化。地球除公转外,还绕其极轴(地轴)自转,地轴的倾斜角即地轴与黄道平面的法线的交角始终 保持23°27′,亦常被近似表述为23.5°,见图2-4。 3月21日 经度线 (子午线) =-23°27 12月21日 地轴 冬至 北极圈φ=66°33 热带/ 纬度线 φ=66°33 南回归线 ~1.53×10%km~1.47×10%km 南极圈 图2-4地球的公转和自转 地球中心和太阳中心的连线与地球赤道平面的夹角称为赤纬δ(或赤纬角),由于地轴的倾斜角 永远保持不变,致使赤纬随地球在公转轨道上的位置、即日期的不同而变化,全年赤纬在+23.5° 235°之间变化。从而形成了一年中春、夏、秋、冬四季的更替。赤纬随时都在变化。赤纬δ可用以 下简化公式计算 6=2345×sm(360284+n) (2-1) 式中n—计算日在一年中的日期序号
2 不同的经线和纬线分别以不同的经度和纬度来区分。所谓经度，就是本初子午线所在的平面与某 地子午线所在平面的夹角。因此，经度以本初子午线为零度线。自零度线向东分为180 o，叫东经，向 西分180 o，称为西经。纬度（）是地球表面某地的本地法线（地平面的垂线）与赤道平面的夹角，是 在本地子午线上度量的。赤道面是纬度度量起点，赤道上的纬度为零。自赤道向北极方向分为90 o，称 为北纬，向南极方向分为90 o，称为南纬。见图2-3。 图2-3 本初子午线与本地子午线 2.1.1.1 关于四季 四季是因地球公转而形成的。地球绕太阳逆时针旋转称为公转，其运行轨道的平面称为黄道平 面。地球绕太阳的运行轨道接近椭圆形，而太阳所处位置稍有偏心，因此太阳与地球之间的距离逐日 变化。地球除公转外，还绕其极轴（地轴）自转，地轴的倾斜角即地轴与黄道平面的法线的交角始终 保持2327′，亦常被近似表述为23.5，见图2-4。 图2-4 地球的公转和自转 地球中心和太阳中心的连线与地球赤道平面的夹角称为赤纬 （或赤纬角），由于地轴的倾斜角 永远保持不变，致使赤纬随地球在公转轨道上的位置、即日期的不同而变化，全年赤纬在+23.5 ~−23.5之间变化。从而形成了一年中春、夏、秋、冬四季的更替。赤纬随时都在变化。赤纬 可用以 下简化公式计算： ) 365 284 23.45 sin(360 + n = (2-1) 式中 n —— 计算日在一年中的日期序号
赤纬从赤道平面算起,向北为正,向南为负。春分时,太阳光线与地球赤道面平行赤纬为0°,阳 光直射赤道,并且正好切过两极,南北半球的昼夜相等。春分以后,赤纬逐渐增加,到夏至达到最大 +235°,此时太阳光线直射地球北纬235°,即北回归线上。以后赤纬一天天地变小,秋分日为的赤纬 又变回到0°。在北半球,从夏至到秋分为夏季,北极圈处在太阳一侧,北半球昼长夜短,南半球夜长 昼短,到秋分时又是日夜等长。当阳光又继续向南半球移动时,到冬至日,赤纬达到-23.5°,阳光直射 南纬235°,即南回归线。这情况恰与夏至相反。冬至以后,阳光又向北移动返回赤道,至春分太阳光 线与赤道平行。如此周而复始。地球在绕太阳公转的行程中,春分、夏至、秋分、冬至是四个典型季 节日,分别为春夏秋冬四季中间的日期。从天球上看,这四个季节把黄道等分成四个区段,若将每 个区段再等分成六小段,则全年可分为24小段,每小段太阳运行大约为15天左右。这就是我国传统的 历法—24节气。 21.1.2关于昼夜 昼夜是因地球自转而形成的。一天时间的测定,是以地球自转为依据的,昼夜循环的现象给了我 们以测量时间的一种尺度。钟表指示的时间是均匀的,均以地方平均太阳时为准。 所谓地方平均太阳时,是以太阳通过当地的子午线时为正午12点来计算一天的时间。这样经度不 同的地方,正午时间均不同,使用起来不方便。因此,规定在一定经度范围内统一使用一种标准时 间,在该范围内同一时刻的钟点均为相同。经国际协议,以本初子午线处的平均太阳时为世界时间的 标准时,称为“世界时”。把全世界按地理经度划为24个时区,每个时区包含地理经度15°。以本初子 午线东西各75°为零时区,向东分12个时区,向西也分12个时区。每个时区都按它的中央子午线的平均 太阳时为计时标准,作为该时区的标准时。相邻两个时区的时间差为1小时 真太阳时是以当地太阳位于正南向的瞬时为正午12时,地球自转15°为1小时。但是由于太阳与地 球之间的距离和相对位置随时间在变化,以及地球赤道与黄道平面的不一致,致使当地子午线与正南 方向有一定的差异,所以真太阳时比当地的平均太阳时(钟表时间)有时快一些,有时慢一些。真太 阳时与当地平均太阳时之间的差值称为时差。某地的真太阳时T可按下式计算: L-L T=T (2-2) 式中T—当地的真太阳时,h 该时区的平均太阳时(该时区的标准时),h 当地子午线的经度,deg 该时区中央子午线的经度,deg; 时差,min; ——对于东半球取正值,对于西半球取负值 如果(2-2)式不考虑时差e,则求得的就是当地的地方平均太阳时,即钟表时间T0,单位为h: L-L
3 赤纬从赤道平面算起，向北为正，向南为负。春分时，太阳光线与地球赤道面平行赤纬为0，阳 光直射赤道，并且正好切过两极，南北半球的昼夜相等。春分以后，赤纬逐渐增加，到夏至达到最大 +23.5，此时太阳光线直射地球北纬23.5，即北回归线上。以后赤纬一天天地变小，秋分日为的赤纬 又变回到0。在北半球，从夏至到秋分为夏季，北极圈处在太阳一侧，北半球昼长夜短，南半球夜长 昼短，到秋分时又是日夜等长。当阳光又继续向南半球移动时，到冬至日，赤纬达到-23.5，阳光直射 南纬23.5，即南回归线。这情况恰与夏至相反。冬至以后，阳光又向北移动返回赤道，至春分太阳光 线与赤道平行。如此周而复始。地球在绕太阳公转的行程中，春分、夏至、秋分、冬至是四个典型季 节日，分别为春夏秋冬四季中间的日期。从天球上看，这四个季节把黄道等分成四个区段，若将每一 个区段再等分成六小段，则全年可分为24小段，每小段太阳运行大约为15天左右。这就是我国传统的 历法——24节气。 2.1.1.2 关于昼夜 昼夜是因地球自转而形成的。一天时间的测定，是以地球自转为依据的，昼夜循环的现象给了我 们以测量时间的一种尺度。钟表指示的时间是均匀的，均以地方平均太阳时为准。 所谓地方平均太阳时，是以太阳通过当地的子午线时为正午12点来计算一天的时间。这样经度不 同的地方，正午时间均不同，使用起来不方便。因此，规定在一定经度范围内统一使用一种标准时 间，在该范围内同一时刻的钟点均为相同。经国际协议，以本初子午线处的平均太阳时为世界时间的 标准时，称为“世界时”。把全世界按地理经度划为24个时区，每个时区包含地理经度15。以本初子 午线东西各7.5为零时区，向东分12个时区，向西也分12个时区。每个时区都按它的中央子午线的平均 太阳时为计时标准，作为该时区的标准时。相邻两个时区的时间差为1小时。 真太阳时是以当地太阳位于正南向的瞬时为正午12时，地球自转15为1小时。但是由于太阳与地 球之间的距离和相对位置随时间在变化，以及地球赤道与黄道平面的不一致，致使当地子午线与正南 方向有一定的差异，所以真太阳时比当地的平均太阳时（钟表时间）有时快一些，有时慢一些。真太 阳时与当地平均太阳时之间的差值称为时差。某地的真太阳时T可按下式计算： 15 60 L L e T T m m + − = (2-2) 式中 T ⎯⎯ 当地的真太阳时，h； Tm ⎯⎯ 该时区的平均太阳时（该时区的标准时），h； L ⎯⎯ 当地子午线的经度，deg ； Lm ⎯⎯ 该时区中央子午线的经度，deg ； e ⎯⎯ 时差，min； “”⎯⎯ 对于东半球取正值，对于西半球取负值。 如果(2-2)式不考虑时差e，则求得的就是当地的地方平均太阳时，即钟表时间T0，单位为h： 15 0 m m L L T T − = (2-3)
我国地域广阔,从东5时区到东9时区,横跨5个时区。为计算方便,我国统一采用东8时区的时 间,即以东经120°的平均太阳时为中国的标准,称为“北京时间”。北京时间与世界时相差8小时,即 北京时间等于世界时加上8小时。 由于我国5个时区统一采用东8时区的时间作为标准时间,因此在用式(2-2)求取某地的真太阳时, Tm和Lm均应采用东8时区的标准时和中央子午线的经度。 若将真太阳时用角度表示时,则称太阳时角,简称时角h,是指图2-3的OP线在地球赤道平面上的 投影与当地时间12点时,日、地中心连线在赤道平面上的投影之间的夹角。其计算公式为 h=Tm± 15×-121×15dg (2-4) 真太阳时为12点时的时角为零,前后每隔一小时,增加360°24=15°,如10点和14点均为30° 212太阳在空间的位置 地球上某一点所看到的太阳方向,称为太阳位置。太阳位置常用两个角度来表示,即太阳高度角 β和太阳方位角A。太阳高度角是指太阳光线与水平面间的夹角。太阳方位角A为太阳至地面上某给 定点连线在地面上的投影与当地子午线(南向)的夹角。太阳偏东时为负,太阳偏西时为正。见图2 5。图2-6为夏至到冬至这一段期间太阳在中午照射时的太阳高度角B与纬度之间的关系。O点表示地 心,QQ表示赤道,NS表示地球轴线 郑 N E 图25太阳高度角与方位角 N B a=23 B=73 图2-6夏至和冬至时太阳高度角与纬度之间的关系(北纬40°)
4 我国地域广阔，从东5时区到东9时区，横跨5个时区。为计算方便，我国统一采用东8时区的时 间，即以东经120的平均太阳时为中国的标准，称为“北京时间”。北京时间与世界时相差8小时，即 北京时间等于世界时加上8小时。 由于我国5个时区统一采用东8时区的时间作为标准时间，因此在用式(2-2)求取某地的真太阳时， Tm和Lm均应采用东8时区的标准时和中央子午线的经度。 若将真太阳时用角度表示时，则称太阳时角，简称时角h，是指图2-3的OP线在地球赤道平面上的 投影与当地时间12点时，日、地中心连线在赤道平面上的投影之间的夹角。其计算公式为 12 15 15 60 + − − = L L e h T m m deg (2-4) 真太阳时为12点时的时角为零，前后每隔一小时，增加360/24=15，如10点和14点均为30。 2.1.2 太阳在空间的位置 地球上某一点所看到的太阳方向，称为太阳位置。太阳位置常用两个角度来表示，即太阳高度角 和太阳方位角A。太阳高度角是指太阳光线与水平面间的夹角。太阳方位角A为太阳至地面上某给 定点连线在地面上的投影与当地子午线（南向）的夹角。太阳偏东时为负，太阳偏西时为正。见图2- 5。图2-6为夏至到冬至这一段期间太阳在中午照射时的太阳高度角与纬度之间的关系。O点表示地 心，QQ′表示赤道，NS表示地球轴线。 图2-5 太阳高度角与方位角 图2-6 夏至和冬至时太阳高度角与纬度之间的关系（北纬40）
确定太阳高度角和方位角在建筑环境控制领域具有非常重要的作用。确定不同季节设计代表日或 者代表时刻的太阳位置,可以进行建筑朝向确定、建筑间距以及周围阴影区范围计算等建筑的日照设 计,可以进行建筑的日射得热量和空调负荷的计算和进行建筑自然采光设计 影响太阳高度角和方位角的因素有三:赤纬(d),它表明季节(日期)的变化;时角(h),它表明时 间的变化:地理纬度(q),它表明观察点所在的位置 太阳高度角B和方位角A可用下式来表示 sin B=cos cosh cosd +sinsin d d h sina 第二节太阳辐射 太阳辐射能是地球上热量的基本来源,是决定气候的主要因素,也是建筑物外部最主要的气候条 件之 221太阳常数与太阳辐射的电磁波 太阳是一个直径相当于地球110倍的高温气团,其表面温度约为6000K左右,内部温度则高达2× 07K。太阳表面不断以电磁辐射形式向宇宙空间发射出巨大的能量,其辐射波长范围为从波长为0.1mu 的X射线到波长达100m的无线电波。地球接受的太阳辐射能约为1.7×1014kW,仅占其辐射总能量的二 十亿分之一左右。 太阳辐射热量的大小用辐射照度来表示。它是指1m2黑体表面在太阳辐射下所获得的辐射能通 量,单位为W/m2。地球大气层外与太阳光线垂直的表面上的太阳辐射照度几乎是定值。在地球大气层 外,太阳与地球的年平均距离处,与太阳光线垂直的表面上的太阳辐射照度为I0=1353W/m2,被称为 太阳常数。 由于太阳与地球之间的距离逐日在变化,地球大气层上边界处与太阳光线垂直的表面上的太阳辐 射照度也会随之变化,1月1日最大,为1405W/m2,7月1日最小,为1308W/m2,相差约7%。计算太阳 辐射时,如果按月份取不同的数值,可达到比较高的精度。表2-1给出各月大气层外边界太阳辐射照 度 表2-1各月大气层外边界太阳辐射照度[2 月份 1405 1378 1353 W/m2 1315 1330 1350 1372 太阳辐射的波谱见图2-7,在各种波长的辐射中能转化热能的主要是可见光和红外线。可见光的波 长在0.38~0.76μm的范围内,是我们眼睛所能感知的光线,在照明学上具有重要的意义。波长在
5 确定太阳高度角和方位角在建筑环境控制领域具有非常重要的作用。确定不同季节设计代表日或 者代表时刻的太阳位置，可以进行建筑朝向确定、建筑间距以及周围阴影区范围计算等建筑的日照设 计，可以进行建筑的日射得热量和空调负荷的计算和进行建筑自然采光设计。 影响太阳高度角和方位角的因素有三：赤纬(d)，它表明季节（日期）的变化；时角(h)，它表明时 间的变化；地理纬度()，它表明观察点所在的位置。 太阳高度角 和方位角 A 可用下式来表示 sin = cos cosh cosd +sin sin d (2-5) cos cos sin sin d h A = (2-6) 第二节 太阳辐射 太阳辐射能是地球上热量的基本来源，是决定气候的主要因素，也是建筑物外部最主要的气候条 件之一。 2.2.1 太阳常数与太阳辐射的电磁波 太阳是一个直径相当于地球110倍的高温气团，其表面温度约为6000K左右，内部温度则高达2× 107K。太阳表面不断以电磁辐射形式向宇宙空间发射出巨大的能量，其辐射波长范围为从波长为0.1m 的X射线到波长达100m的无线电波。地球接受的太阳辐射能约为1.7×1014kW，仅占其辐射总能量的二 十亿分之一左右。 太阳辐射热量的大小用辐射照度来表示。它是指1m2黑体表面在太阳辐射下所获得的辐射能通 量，单位为W/m2。地球大气层外与太阳光线垂直的表面上的太阳辐射照度几乎是定值。在地球大气层 外，太阳与地球的年平均距离处，与太阳光线垂直的表面上的太阳辐射照度为 I0=1353 W/m2，被称为 太阳常数。 由于太阳与地球之间的距离逐日在变化，地球大气层上边界处与太阳光线垂直的表面上的太阳辐 射照度也会随之变化，1月1日最大，为1405 W/m2，7月1日最小，为1308 W/m2，相差约7％。计算太阳 辐射时，如果按月份取不同的数值，可达到比较高的精度。表2-1给出各月大气层外边界太阳辐射照 度。 表2-1 各月大气层外边界太阳辐射照度[12] 月份 1 2 3 4 5 6 W/m2 1405 1394 1378 1353 1334 1316 月份 7 8 9 10 11 12 W/m2 1308 1315 1330 1350 1372 1392 太阳辐射的波谱见图2-7，在各种波长的辐射中能转化热能的主要是可见光和红外线。可见光的波 长在0.380.76m的范围内，是我们眼睛所能感知的光线，在照明学上具有重要的意义。波长在
076-063um范围的是红色,0.630.59m的为橙色,0.59~0.56um为黄色,0.56-0.4m为绿色, 049~0.45um为兰色,0.45~0.38um为紫色 103 600K黑体辐射彼谱 R 太阳波谱(大气层外) 太阳波谱(地球表面) 0.20.40.6081.01.21.41.61.82.02.2 波长()(pm) 图2-7太阳辐射的波谱 太阳的总辐射能中约有7%来自波长0.38μm以下的紫外线,45.6%来自波长为0.38m到0.76um的 可见光,45.2%来自波长在076m到30μm的近红外线,2.2%来自波长30pm以上的长波红外线(或称 作远红外线)[]l。当太阳辐射透过大气层时,由于大气对不同波长的射线具有选择性的反射和吸收作 用,到达地球表面的光谱成分发生了一些变化,而且在不同的太阳高度角下,太阳光的路径长度不 同,导致光谱的成分变化也不相同。例如紫外线和长波红外线所占的比例都明显下降。例如,当太阳 高度角为41.8°、大气质量m=1.5(见2.22)的时候,在晴天条件下到达海平面的太阳辐射中紫外线 占不到3%,可见光约占47%,红外线占50%。太阳高度角越高,紫外线及可见光成分越多。红外线则 相反,它的成分随太阳高度角的增加而减少 太阳常数与太阳辐射光谱之间的关系可表为: 10=E()d 其中—太阳常数,W/m2; λ—辐射波长,μm E(λ)——太阳辐射频谱强度,W(m2pm)
6 0.760.63m范围的是红色，0.630.59m的为橙色，0.590.56m为黄色，0.560.49m为绿色， 0.490.45m为兰色，0.450.38m为紫色。 图2-7 太阳辐射的波谱 太阳的总辐射能中约有7％来自波长0.38m 以下的紫外线，45.6%来自波长为0.38m到0.76m的 可见光，45.2%来自波长在0.76m到3.0m的近红外线，2.2％来自波长3.0m以上的长波红外线（或称 作远红外线）[1]。当太阳辐射透过大气层时，由于大气对不同波长的射线具有选择性的反射和吸收作 用，到达地球表面的光谱成分发生了一些变化，而且在不同的太阳高度角下，太阳光的路径长度不 同，导致光谱的成分变化也不相同。例如紫外线和长波红外线所占的比例都明显下降。例如，当太阳 高度角为 41.8、大气质量 m = 1.5（见2.2.2）的时候，在晴天条件下到达海平面的太阳辐射中紫外线 占不到3％，可见光约占47％，红外线占50％。太阳高度角越高，紫外线及可见光成分越多。红外线则 相反，它的成分随太阳高度角的增加而减少。 太阳常数与太阳辐射光谱之间的关系可表为： = 0 0 I E()d (2-7) 其中 I0 ⎯⎯ 太阳常数，W/m2 ； ⎯⎯ 辐射波长，m； E() ⎯⎯ 太阳辐射频谱强度，W/(m2 m)
222大气层对太阳辐射的吸收 太阳辐射通过大气层时,其中一部分辐射能被云层反射到宇宙空间,一部分短波辐射受到天空中 的各种气体分子、尘埃、微小水珠等质点的散射,使得天空呈现蓝色。太阳光谱中的X射线和其它一些 超短波射线在通过电离层时,会被氧、氮及其它大气成分强烈吸收,大部分紫外线被大气中的臭氧所 吸收,大部分的长波红外线则被大气层中的二氧化碳和水蒸气等温室气体所吸收,因此到达地面的太 阳辐射能主要是可见光和近红外线部分,即波长为0.32~2.5μum部分的射线 臭氧在地球的大气层中最高浓度是在距地面大约3000米处的平流层,也被称为臭氧层或臭氧 带。臭氧层吸收波长在0.32μm以下的高密度紫外线,对地球的生态环境和大气环流有重要的影响,由 于氯氟碳化合物(CFCs)的光解破坏和氯原子在平层流中间释放,消耗大量的臭氧从而导致臭氧层浓 度降低,会造成紫外线辐射增强。过度的紫外线照射,会危及人类的身体健康。研究表明波长在 0.23~0.32μm的紫外线(又称UV-B短波)是一种黑瘤的一个致病因素,而目前黑瘤死亡率大约在45%。 因此,由于反射、散射和吸收的共同影响,使到达地球表面的太阳辐射照度大大削弱,辐射光谱也 因此发生了变化。即大气层外的太阳辐射在通过大气层时,除了一部分被大气层吸收与阻隔以外,到 达地面的太阳辐射由两部分组成,一部分是太阳直接照射到地面的部分,称为直射辐射:另一部分是 经过大气散射后到达地面的,成为散射辐射。直射辐射与散射辐射之和就是到达地面的太阳辐射能总 和,称为总辐射。但实际上到达地面的太阳辐射还有一部分,即被大气层吸收掉的太阳辐射部分会以 长波辐射的形式将其中一部分能量送到地面。不过这部分能量相对于太阳总辐射能量来说要小得多 大气对太阳辐射的削弱程度取决于射线在大气中射程的长短及大气质量。而射程长短又与太阳高 度角和海拔高度有关。水平面上太阳直接辐射照度与太阳高度角、大气透明度成正比,在低纬度地 区,太阳高度角高,阳光通过的大气层厚度较薄,因而太阳直射辐射照度较大。高纬度地区,太阳高 度角低,阳光通过大气层厚度较厚,因此太阳直接辐射照度较小。又如,在中午太阳高度角大,太阳 射线穿过大气层的射程短,直射辐射照度就大,早晨和傍晚的太阳高度角小,射程长,直射辐射就 小 距大气层上边界x处(图2-8)与太阳光线垂直的表面上(即太阳法向)的太阳直射辐射照度Ix的梯度 与其本身强度成正比: (2-8) 式中-距大气层上边界x处的法向表面太阳直射辐射照度,W/m2 例常数,m1 x一太阳光线的行进路程,m 对式(28)积分求解得: Ix=loxp(-kx) 从上式可以看到,k值越大,辐射照度衰减越大,因此k值又称为消光系数,它的大小与大气成 分、云量等有关。云量的意思是将天空分为10份,被云遮盖的份数。例如,云量为4是指天空有10分之 4被云遮蔽。太阳光线的行进路程x,即太阳光线透过大气层的距离,可由太阳位置来计算
7 2.2.2 大气层对太阳辐射的吸收 太阳辐射通过大气层时，其中一部分辐射能被云层反射到宇宙空间，一部分短波辐射受到天空中 的各种气体分子、尘埃、微小水珠等质点的散射，使得天空呈现蓝色。太阳光谱中的X射线和其它一些 超短波射线在通过电离层时，会被氧、氮及其它大气成分强烈吸收，大部分紫外线被大气中的臭氧所 吸收，大部分的长波红外线则被大气层中的二氧化碳和水蒸气等温室气体所吸收，因此到达地面的太 阳辐射能主要是可见光和近红外线部分，即波长为0.32~2.5m部分的射线。 臭氧在地球的大气层中最高浓度是在距地面大约30000米处的平流层，也被称为臭氧层或臭氧 带。臭氧层吸收波长在0.32m以下的高密度紫外线，对地球的生态环境和大气环流有重要的影响，由 于氯氟碳化合物（CFCs）的光解破坏和氯原子在平层流中间释放，消耗大量的臭氧从而导致臭氧层浓 度降低，会造成紫外线辐射增强。过度的紫外线照射，会危及人类的身体健康。研究表明波长在 0.230.32m的紫外线（又称UV-B短波）是一种黑瘤的一个致病因素, 而目前黑瘤死亡率大约在45%。 因此，由于反射、散射和吸收的共同影响，使到达地球表面的太阳辐射照度大大削弱，辐射光谱也 因此发生了变化。即大气层外的太阳辐射在通过大气层时，除了一部分被大气层吸收与阻隔以外，到 达地面的太阳辐射由两部分组成，一部分是太阳直接照射到地面的部分，称为直射辐射；另一部分是 经过大气散射后到达地面的，成为散射辐射。直射辐射与散射辐射之和就是到达地面的太阳辐射能总 和，称为总辐射。但实际上到达地面的太阳辐射还有一部分，即被大气层吸收掉的太阳辐射部分会以 长波辐射的形式将其中一部分能量送到地面。不过这部分能量相对于太阳总辐射能量来说要小得多。 大气对太阳辐射的削弱程度取决于射线在大气中射程的长短及大气质量。而射程长短又与太阳高 度角和海拔高度有关。水平面上太阳直接辐射照度与太阳高度角、大气透明度成正比，在低纬度地 区，太阳高度角高，阳光通过的大气层厚度较薄，因而太阳直射辐射照度较大。高纬度地区，太阳高 度角低，阳光通过大气层厚度较厚，因此太阳直接辐射照度较小。又如，在中午太阳高度角大，太阳 射线穿过大气层的射程短，直射辐射照度就大，早晨和傍晚的太阳高度角小，射程长，直射辐射就 小。 距大气层上边界x处（图2-8）与太阳光线垂直的表面上(即太阳法向)的太阳直射辐射照度Ix 的梯度 与其本身强度成正比： x x kI dx dI = − (2-8) 式中 Ix——距大气层上边界x处的法向表面太阳直射辐射照度，W/m2 k——比例常数，m-1 x——太阳光线的行进路程，m 对式（2-8）积分求解得： Ix =Ioexp（- k x） (2-9) 从上式可以看到，k 值越大，辐射照度衰减越大，因此 k 值又称为消光系数，它的大小与大气成 分、云量等有关。云量的意思是将天空分为10份，被云遮盖的份数。例如，云量为4是指天空有10分之 4被云遮蔽。太阳光线的行进路程x，即太阳光线透过大气层的距离，可由太阳位置来计算
当太阳位于天顶时(日射垂直于地面),到达地面的太阳辐射行程为L,有 I=loxp(-kL 令P=∥,称作大气透明度,它是衡量大气透明度的标志,P越接近1,大气越清澈。P值一般为 0.65~075。即使在晴天,大气透明度也是逐月不同的,这是因为大气中水蒸气含量不同的缘故。但在 同一个月的晴天中,大气透明度可以近似认为是常数。我国将大气透明度作了6个等级的分区,1级最 透明,见附录2-1。图2-10给出了某城市晴天条件下大气透明度的逐月变化值 当太阳不在天顶,太阳高度角为B时,太阳光线到达地面的路程长度为L=L/sinB。地球表面处 的法向太阳直射辐射照度为: IN=lo P 式中m=LL=1/sinB,称为大气质量 到达地面的太阳辐射照度大小取决于地球对太阳的相对位置(太阳高度角和路径)与大气透明 度 根据太阳直射辐射照度可以分别算出水平面上的直射辐射照度和垂直面上的直射辐射照度 某坡度为θ的平面上的直射辐射照度b1= IN cOS i=lsin(+0)cos(4+a) 水平面上的直射辐射照度 /DH=IN SInB 垂直面上的直射辐射照度 IDV =IN coSB cos(A+a) (2-14) 其中:i-一太阳辐射线与被照射面法线的夹角,deg A——太阳方位角,太阳偏东为负,偏西为正,deg a被照射面方位角,被照射面的法线在水平面上的投影偏离当地子午线(南向)的角度, 偏西为负,偏东为正,deg P dr dI 份 图2-8太阳光的路程长度 图2-9某城市晴天条件下大气透明度的变化 图2-10表示了各种大气透明度下的直射辐射照度。图中表明在法线方向和水平面上的直射辐射照 度随着太阳高度角的增大而增强,而垂直面上的直射辐射照度开始随着太阳高度角的增大而增强,到 达最大值后,又随着太阳高度角的增大而减弱
8 当太阳位于天顶时（日射垂直于地面），到达地面的太阳辐射行程为L，有： Il =Ioexp (-kL) (2-10) 令P=Il /Io，称作大气透明度，它是衡量大气透明度的标志，P越接近1，大气越清澈。P值一般为 0.65~0.75。即使在晴天，大气透明度也是逐月不同的，这是因为大气中水蒸气含量不同的缘故。但在 同一个月的晴天中，大气透明度可以近似认为是常数。我国将大气透明度作了6个等级的分区，1级最 透明，见附录2-1。图2-10给出了某城市晴天条件下大气透明度的逐月变化值。 当太阳不在天顶，太阳高度角为 时，太阳光线到达地面的路程长度为 L’= L / sin。地球表面处 的法向太阳直射辐射照度为： IN = Io P m (2-11) 式中 m = L’/ L = 1/ sin，称为大气质量。 到达地面的太阳辐射照度大小取决于地球对太阳的相对位置（太阳高度角和路径）与大气透明 度。 根据太阳直射辐射照度可以分别算出水平面上的直射辐射照度和垂直面上的直射辐射照度。 某坡度为 的平面上的直射辐射照度 IDi = IN cos i = IN sin(+ ) cos (A+) (2-12) 水平面上的直射辐射照度 IDH = IN sin (2-13) 垂直面上的直射辐射照度 IDV = IN cos cos (A+) (2-14) 其中： i ——太阳辐射线与被照射面法线的夹角，deg A——太阳方位角，太阳偏东为负，偏西为正，deg ——被照射面方位角，被照射面的法线在水平面上的投影偏离当地子午线（南向）的角度， 偏西为负，偏东为正，deg 0.55 0.6 0.65 0.7 0.75 0.8 0.85 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12 P 月份 图2-8 太阳光的路程长度 图2-9 某城市晴天条件下大气透明度的变化 图2-10表示了各种大气透明度下的直射辐射照度。图中表明在法线方向和水平面上的直射辐射照 度随着太阳高度角的增大而增强，而垂直面上的直射辐射照度开始随着太阳高度角的增大而增强，到 达最大值后，又随着太阳高度角的增大而减弱
太阳常数13 1279 法线面 1163 0 8140.6 160.1H 图2-10不同太阳高度角和大气透明度下的太阳直射 图2-11给出了北纬40全年各月水平面、南向表面和东西向表面每天获得的太阳总辐射照度。从图 中可以看出,对于水平面来说,夏季总辐射照度达到最大;而南向垂直表面,则冬季所接受的总辐射 照度为最大 法向 南向表面 水平面 10 垂直平面 (月份) 图2-11北纬40°的太阳总辐射照度
9 图2-10 不同太阳高度角和大气透明度下的太阳直射 图2-11 给出了北纬40全年各月水平面、南向表面和东西向表面每天获得的太阳总辐射照度。从图 中可以看出，对于水平面来说，夏季总辐射照度达到最大；而南向垂直表面，则冬季所接受的总辐射 照度为最大。 图2-11 北纬40的太阳总辐射照度
第三节室外气候 地球上的气候形成,是由太阳辐射对地球的作用决定的。落到地球上的太阳辐射热主要由地球表 面与大气层吸收,而地球表面与大气层向太空的长波辐射是地球向外界散热的主要方式。太阳辐射中 有51%左右被地球表面吸收,有19%被大气层和云吸收,另外还有30%左右被地面、大气层和云层直 接反射回去,而被地球表面和大气层吸收的太阳辐射热主要是通过长波辐射的形式发射回太空。也就 是通过这种地球表面对太阳辐射的吸收和地球表面向太空的长波辐射才能维持地球表面的热平衡,保 持地球特有的长期稳定的适宜人类生存的气候条件 二氧化碳和水蒸气之所以被称作温室气体,是由于其对部分波段的长波红外线有较高的吸收率, 但对以可见光与近红外线为主的太阳辐射几乎是透明体。如果大气层中的二氧化碳和水蒸气含量高, 将会阻碍地球表面以长波辐射的形式向外太空散热,但对投入地球表面的太阳辐射却没有阻碍作用 所以说二氧化碳的大量排放是导致全球变暖的重要因素之一。因为二氧化碳和水蒸气对地球的热作用 有如玻璃温室的作用,故被称作温室气体。 太阳辐射能量落到赤道附近的要远远多于两极,尽管赤道地区和地球的两极都会向太空进行长波辐 射,但赤道附近地区获得的太阳辐射要多于对外的长波辐射,而极地则相反,因此赤道附近的低纬度 地区要比两极附近的高纬度地区热得多,见图2-15 赤道与两极的存在的地面温差会引起地球表面大气层的自然对流,即赤道附近的高温地表面加热空 气形成上升气流,而极地的冷地表面会冷却空气形成下沉气流,从而形成大气环流。大气环流会将赤 道附近的热量带到两极,减少赤道与两极获得的能量差异。 本节涉及到的建筑环境的室外气候因素,包括大气压力、风、空气温湿度、地温、有效天空温 度、降水等,都是由太阳辐射以及地球本身的物理性质决定的 231大气压力 空气分子不断地做无规则的热运动,不断地与物体表面相碰撞,宏观上,物体表面就受到一个持 续的、恒定的压力。物体表面单位面积所受的大气分子的压力称为大气压强或气压 空气可看成是混合理想气体,压强可写成: ∑ 其中: n—气体的分子数密度,单位体积内的分子数,个/m3 W——分子平均平动能,W=KT,K为波尔兹曼常量,K=1.3806×10-23JK: T—热力学温度,K。 因此,在重力场中,空气的分子数随高度的增加而呈指数减少,所以气压大体上也是随高度按指 数降低的。 地面气压恒在98~104kPa之间变动,平均约为101.3kPa。随着海拔高度增加,气压值按指数减
10 第三节 室外气候 地球上的气候形成，是由太阳辐射对地球的作用决定的。落到地球上的太阳辐射热主要由地球表 面与大气层吸收，而地球表面与大气层向太空的长波辐射是地球向外界散热的主要方式。太阳辐射中 有51％左右被地球表面吸收，有19％被大气层和云吸收，另外还有30％左右被地面、大气层和云层直 接反射回去，而被地球表面和大气层吸收的太阳辐射热主要是通过长波辐射的形式发射回太空。也就 是通过这种地球表面对太阳辐射的吸收和地球表面向太空的长波辐射才能维持地球表面的热平衡，保 持地球特有的长期稳定的适宜人类生存的气候条件。 二氧化碳和水蒸气之所以被称作温室气体，是由于其对部分波段的长波红外线有较高的吸收率， 但对以可见光与近红外线为主的太阳辐射几乎是透明体。如果大气层中的二氧化碳和水蒸气含量高， 将会阻碍地球表面以长波辐射的形式向外太空散热，但对投入地球表面的太阳辐射却没有阻碍作用， 所以说二氧化碳的大量排放是导致全球变暖的重要因素之一。因为二氧化碳和水蒸气对地球的热作用 有如玻璃温室的作用，故被称作温室气体。 太阳辐射能量落到赤道附近的要远远多于两极，尽管赤道地区和地球的两极都会向太空进行长波辐 射，但赤道附近地区获得的太阳辐射要多于对外的长波辐射，而极地则相反，因此赤道附近的低纬度 地区要比两极附近的高纬度地区热得多，见图2-15。 赤道与两极的存在的地面温差会引起地球表面大气层的自然对流，即赤道附近的高温地表面加热空 气形成上升气流，而极地的冷地表面会冷却空气形成下沉气流，从而形成大气环流。大气环流会将赤 道附近的热量带到两极，减少赤道与两极获得的能量差异。 本节涉及到的建筑环境的室外气候因素，包括大气压力、风、空气温湿度、地温、有效天空温 度、降水等，都是由太阳辐射以及地球本身的物理性质决定的。 2.3.1 大气压力 空气分子不断地做无规则的热运动，不断地与物体表面相碰撞，宏观上，物体表面就受到一个持 续的、恒定的压力。物体表面单位面积所受的大气分子的压力称为大气压强或气压。 空气可看成是混合理想气体，压强可写成： 2 3 i p n w = (2-15) 其中： ni ⎯⎯气体的分子数密度，单位体积内的分子数，个/m3； w ⎯⎯分子平均平动能， w KT 2 3 = ，K为波尔兹曼常量，K = 1.3806×10-23 J·K； T⎯⎯ 热力学温度，K。 因此，在重力场中，空气的分子数随高度的增加而呈指数减少，所以气压大体上也是随高度按指 数降低的。 地面气压恒在 98～104 kPa之间变动，平均约为101.3 kPa。随着海拔高度增加，气压值按指数减