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