2第二章建筑外环境.docx
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2第二章建筑外环境
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180o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180o,叫东经,向西分180o,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90o,称为北纬,向南极方向分为90o,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:
(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+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:
(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:
(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
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(),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
(2-5)
(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=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[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:
(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/(m2m)。
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:
(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(-kx)(2-9)
从上式可以看到,k值越大,辐射照度衰减越大,因此a=kL值又称为大气层消光系数,L是当太阳位于天顶时(日射垂直于地面),到达地面的太阳辐射行程,而k相当于单位厚度大气层的消光系数(specificextinction)。
大气层消光系数a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:
Il=Ioexp(-a)(2-10)
令P=Il/Io=exp(-a),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=Ioexp(-am)=IoPm(2-11)
式中m=L’/L=1/sin,称为大气层质量,反映了太阳光在大气层中通过距离的长短,取决于太阳高度角的大小。
因此,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=INcosi=INsin(+)cos(A+)(2-12)
水平面上的直射辐射照度IDH=INsin(2-13)
垂直面上的直射辐射照度IDV=INcoscos(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
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。
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。
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:
(2-15)
其中:
ni气体的分子数密度,单位体积内的分子数,个/m3;
分子平均平动能,
,K为波尔兹曼常量,K=1.3806×10-23J·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98~104kPa之间变动,平均约为101.3kPa。
随着海拔高度增加,气压值按指数减少,离地面10km处的气压值只有海平面的25%。
海平面大气压力称作标准大气压,为101325Pa或760mmHg。
图2-12为我国不同海拔城市(地区)多年平均大气压力分布,北京海拔为31m,大气压力为101kPa;珠穆朗玛峰海拔为8848m,大气压力为31kPa,数值相差3倍以上。
由于空气的密度与温度成反比,因此在陆地上同一位置,冬季大气压力比夏季大气压力高,但变化范围仅在5%以内。
图2-12我国城市(地区)大气压力随海拔高度变化规律
为了给飞行器的设计和计算、压力高度计校准和气象制图提供基准,根据探测数据和理论计算所制定出的一种比较接近实际大气平均状况铅直分布特性的大气,称为标准大气,又称参照(考)大气。
现在最具有权威性的模式是1976美国标准大气。
该大气描述了中等太阳活动期间,1000km以下中纬度地区的平均大气结构。
据我国有关部门测试统计表明,1976美国标准大气30km以下部分与我国45ºN附近30km以下的实际大气平均状态比较接近,取该大气的30km以下部分作为我们国家的标准大气(30km以下)。
根据标准大气压高公式和状态方程可获得气压、密度数据。
相应的压高公式为[4]:
11km以下:
(2-16)
11~20km:
(2-17)
20~30km:
(2-18)
式中p的单位为kPa,H为海拔高度,m。
图2-13(a)是高度与气压关系的图示。
(a)气压随高度的分布[3](b)平均气压随纬度分布[2]
图2-13气压与在地球上的位置的关系
气压的多年平均值随纬度分布如图2-13(b)所示。
赤道带为低压带,由赤道带往南或往北气压增高,于30º~50º附近达到最高值,称为副热带高压带。
再往高纬度则气压又下降,于60º~70º处气压最低,南半球球的气压下降尤为显著,极地区域的气压又有所增加。
气压有周期性的日变化和年变化,还有非周期性的变化。
气压的非周期性变化常和大气环流及天气系统有联系,而且变化幅度大。
气压的日变化在热带表现得很明显(图2-14),一昼夜有两个最高值(9~10时及21~11时)和两个最低值(3~4时及15~16时)。
温带地区气压的日变化平缓一些。
图2-14气压日变化[2]
气压的年变化由地理状况而定。
赤道区年变化不大,高纬区年变化较大。
大陆和海洋也有显著的差别,大陆冬季气压高,夏季最低,而海洋恰好相反。
2.3.2风与大气边界层
风是指由于大气压差所引起的大气水平方向的运动。
地表增温不同是引起大气压力差的主要原因,也是风的主要成因。
风可分为大气环流与地方风两大类。
由于照射在地球的上的太阳辐射不均匀,造成赤道和两极间的温差,由此引发大气从赤道到两极和从两极到赤道的经常性活动,叫做大气环流。
它是造成各地气候差异的主要原因之一,见图2-15。
地球的自转和公转也影响了大气环流的走向。
图2-15风的形成和对地球热平衡的影响
地方风是由于地表水陆分布、地势起伏、表面覆盖等地方性条件不同所引起的,如海陆风、季风、山谷风、庭院风及巷道风等。
海陆风与山谷风是由于局部地方昼夜受热不均匀而引起的,所以其变化以一昼夜为周期,风向产生日夜交替的变化。
季风是因为海陆间季节温差而引起的:
冬季大陆被强烈冷却,气压增高,季风从大陆吹向海洋;夏季大陆强烈增温,气压降低,季风由海洋吹向大陆。
因此,季风的变化是以年为周期的。
我国的东部地区,夏季湿润多雨而冬季干燥,就是受强大季风的影响。
我国的季风大部分来自热带海洋,影响区域基本是东南和东北的大部分区域,夏季多为南和东南风,冬季多为北风和西北风。
从地球表面到500~1000m高的这层空气叫做大气边界层,其厚度主要取决于地表的粗糙度。
在平原地区边界层薄,在城市和山区边界层厚,见图2-16。
边界层内风速沿垂直方向存在梯度,其形成的原因是下垫面对气流有摩擦作用。
在摩擦力的作用下,贴近地面处的风速为0,沿高度风速递增,因为地面摩擦力的影响越往上越小。
到达一定高度以后,风速不再增大,人们往往把这个高度称为边界层高度。
图2-
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