建筑节能气候学.ppt

第二章建筑节能气候学知识,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、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0.283.0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，随水蒸汽分压力而变的R值。净长波辐射热流（卡/厘米2,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，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湿容量。显著的相对湿度日变化主要发生在气温日较差较大的大陆上。在此类地区，中午后不久当气温达到最高值时，相对湿度很低，而一到夜间，空气可能接近于饱和状态，即相对湿度接近100%。,2.2 建筑节能气候分区,2.2.1建筑热工设计分区建筑热工设计分区是用累年最冷月（即一月）和最热月（即七月）平均温度作为分区主要指标，累年日平均温度5和25的天数作为辅助指标，将全国划分为五个区，即严寒、寒冷、夏热冬冷、夏热冬暖和温和地区。,寒冷,严寒,夏热冬冷,夏热冬暖,温和,建筑热工设计气候分区图,寒冷,寒冷,严寒,严寒,建筑热工各气候区（新）特征,2.3 建筑节能的相关气象模型,2.3.1 统计气象模型 建筑节能统计气象模型是从历史上观测的气象数据中选择有代表性的一部分数据的组合，它能反映与建筑节能相关的气象规律。例如，用于建筑能耗分析和冷暖负荷计算的标准天或标准年，用于统计的气象资料通常采用历年的逐时气象数据。,2.3.1统计气象模型,1）实验性参考年（Test Reference Year,TRY）构成方法：按月平均温度依能量分析的重要性顺序进行筛选，把那些含有历年最热月（或冷月）平均温度的年份去掉，最后剩下的不含极值的一年为参考年。实验性参考年为时间连续的12个月构成的实际年，用它计算的年能耗不一定代表历年平均值。实验性参考年方法是美国国家气象中心（NCDC，1976年）提出，并获得美国60个城市的实验性参考年，,2.3.1统计气象模型,2）典型气象年（Typical Meterological Year,TMY、TMY-2）构成方法：用统计法选出典型月，由典型月构成的典型年（TMY）。选典型月的九项指标：水平总辐射，干球温度与露点温度的极大值、极小值和平均值，风速的极大值和平均值。按辐射权重50%，其余权重50%加权处理，选出典型月，由典型月构成典型年。典型气象年不是真实年 由于典型月来自不同年份，两月之间各取六个点（小时）用三次曲线平滑连接。TMY方法由美国SANDIA国家实验室提出。于1981年取1948-1975年的原始气象数据，形成美国234个城市的TMY；于1995年取1961-1990年原始气象数据，修订为包括美国239个城市的TMY-2。,2.3.1统计气象模型,TMY 与TMY-2应用注意：TMY 与TMY-2不仅原始气象数据来源年份不同，而且典型月的处理方式也不同，因此对同一对象计算出的年能耗不同。Huang的研究表明，TMY计算的采暖能耗较TMY-2大，而供冷能耗较TMY-2小。由于TMY-2采用的原始气象数据与历年平均值所用的原始气象数据年相同，采用TMY-2计算的年能耗与采用历年平均气象数据计算所得的年能耗更接近。建筑年能耗分析多采用TMY-2数据。用TMY-2计算的负荷为典型负荷，不是最大负荷。选择设备容量通常按最大负荷。ASHRAE技术委员会研究了用于选择设备容量的气象模型，结果见 ASHRAE手册基础篇（1997）。,2.3.1统计气象模型,中国的典型气象年构成法1）统计19712003年各年各月各参数的平均值，Xi,my，i为参数序号，m为月份序号，y为年份序号；2）计算各月各参数的累年平均值 i,m 及标准差Si,m；3）将各参数的平均值标准化处理：4）初选平均月：1994 2003年间某年某月的平均值与该月的累积平均值的差值小于等于该月标准差，即，则该月为“初选平均月”；5）如1994 2003年间有若干年份的m月都能满足初选平均月的条件，则对这些初选平均月的 进行加权求和，即计算，其中，KI是各挑选参数的权重，最后选择Dm 最小的月份作为该月的“平均月”。,2.3.1统计气象模型,典型气象年的各个“平均月”可能出现在不同的年份，例如北京典型气象年的各“平均月”的选择结果间下表。北京典型气象年的月份组成,2.3.1统计气象模型,设计典型年的挑选：5种设计典型年的构成以反映设计相关的气象特点为要求。用1971 2003年的气象数据，构成如下：（1）焓值极高年。计算每年各月的月平均空气焓值，选择月平均空气焓值最高值所在的月份为焓值极高年。（2）温度极高年。计算每年各月的日最高温度的月平均值，选择日最高温度的月平均值最高的月份为温度极高年。（3）温度极低年。计算每年各月的日最低温度的月平均值，选择日最低温度的月平均值最低的月份为温度极低年。（4）辐射极高年。计算每年各月的月总辐射量，选择月总辐射量最大的月份所在年作为辐射极高年。（5）辐射极低年。计算每年各月的月总辐射量，选择月总辐射量最小的月份所在年作为辐射极低年。,2.3.1统计气象模型,3）能量计算用天气年（Weather Year for Energy Calculation,WYEC、WYEC-2）能量年资料是ASHRAE（1980年）的研究成果，它也是用统计法从长期的原始气象资料中选出典型月，然后构成典型年，在选择过程中对温度和太阳辐射值与长周期的平均值的相关性和逼近性都做了检验，对选出的典型月中个别天做了置换以便与长周期的平均值逼近得更好，对两个月温度的连接做了调整，对错误和反常数据做了更正。WYEC包括美国的46个城市和加拿大的5个城市，由Crow于1983年完成；WYEC-2包括美国的54个城市和加拿大的5个城市，由Stoffel于1995年完成。WYEC和WYEC-2的原始气象数据取自相同年份，其中部分取自1941-1970年，其余取自1951-1980年。修订后的WYEC-2新增了部分太阳辐射资料，并对以前的原始气象数据进行了误差分析，重点对太阳辐射资料进行了修正，剔除了粗大误差，所有的原始记录采用逐时连续时间序列（1、2、3、24），并采用当地标准时间。正由于WYEC和WYEC-2的原始气象数据取自相同年份，所以对年能耗分析的净影响相差很小,2.3.1统计气象模型,4）日本的标准年 在最近十年的温度、湿度及日照平均值中按月份找出那一年该月三项值都接近十年平均值的该月均值后，把它作为代表月平均月，由12个月平均的逐时观测值衔接起来便构成了标准年气象资料。,2.3.1统计气象模型,5）中国的标准年 美国和日本的标准年气象数据有其适用范围，这与其地域和气候复杂程度有关，我国不宜套用其具体数值。1985年以来田胜元教授在吸收、消化日本标准年构成方法的基础上，改进原来的方法，提出一种构成我国“动态用气象资料标准年”9，该方法从理论上分析了空调负荷与室外参数之间的关系，至今，已构成了各大气候区多个中心城市的标准年气象资料。,典型气象年的检验,中国典型气象年的检验：典型气象年的逐时数据检验的方法是：以一套逐时气象数据为基础，根据上述方法挑选典型气象年。然后分别以这一套实测逐时数据和典型气象年的逐时数据为输入条件计算实际建筑的全年负荷，分析比较各实际年份的负荷与典型气象年的负荷即可大体检验构成方法对能耗模拟的适用性。,典型气象年的检验,各年负荷与典型气象年负荷的比较,典型气象年的检验,实测典型气象年负荷与计算典型气象年负荷的比较,数学模拟法气象模型,统计方法都是静态的，能够反映气候变化的静态规律，而不能反映气象过程的无重复的动态随机过程特征。此外，这类方法需要大量完整的原始气象资料，故暖通空调界又提出了第二种有前途的方法：数学模拟法。,数学模拟法气象模型,随机数模拟法 从过去实测的大批气象资料中找出各气象参数的概率分布和其他一些统计特征，用随机数模拟产生同实际气象变化具有相同数字特征的数据，作为能量分析用的气象数据。由于，随机数模拟法将各气象参数或参数部分看成正态分布的随机变量，而不是一个随机变化过程，因此不可能产生完全反映实际多维随机过程的气象参数。,数学模拟法气象模型,1966年，美国Larry O.Degelman给出了第一个使用Morte-Carlo 法模拟空气干球温度和太阳辐射的随机气象模型。他根据历年各月的日平均温度的月均值和方差，依正态分布产生随机的日平均温度。1979年，A.W.Boeke,A.H.C.Van Passon&A.G.De Jong建立了一个模拟太阳辐射、干球温度、绝对湿度、风向和风速的模型。此模型考虑了逐时太阳辐射前后的相关性，其他气象参数以太阳辐射为基础，在从原始数据分离出来的确定性部分上，加上模拟出来的随机因数而得到。,数学模拟法气象模型,随机过程模拟法1970年，Box和Jenkins发表了他们多年以时间序列方法研究随机过程的成果，提出了一整套分析、模拟、预测、控制随机过程的时间序列方法，较好地解决了一维随机过程的模拟、预测和控制问题。为气象过程的研究开辟了一条崭新的路径。自1975年以来，用此方法模拟逐日逐时气象参数的研究十分活跃。B.J.Brinkworth给出了模拟逐日太阳辐射的时间序列模型。1981年R,H.B.Exe对东南亚（泰国）地区建立了太阳辐射时间序列的模型。1985年，西班牙的Luis Vergara-Doming 对原始辐射值做了低通滤波，对所得数据进行Fourier分析，实现了确定性部分与随机性部分的分离。,数学模拟法气象模型,在我国的进展：1984年江亿首次将时间序列模型推广到多维，建立了北京地区五维（温度、日均值、日较差、水气压日均值及其日较差、太阳总辐射）AR（1）模型。1987年，李永安用不同的前处理方法建立了类似的模型，并涉及了模型推广问题。1988年，李新达、解频分别利用西安和南通资料建立了AR（10）、AR（2），中心化和非中心化疏系数混合回归模型，并将此模型推广至六维。1989年康郁箐用福州气象资料更细致地讨论了这一模型，并在模型推广和建模地点上做了研究。1991年，张素宁建立了长春地区六维疏系数混合回归模型和温度湿度逐时模型，毕翔宇等利用上海资料建立了上海模型，并对BIC准则数和模型跨区试用进行了研究，还澄清了模型的模拟和预报的区别。1991 年林文胜重建了一套比较完整的北京气象数学模型，特别是对太阳辐射的逐时模型进行了比较深刻的分析，同时对逐日模型的数据前处理提出了一种平均年差分方法，使建筑能耗分析用气象数学模型得到进一步发展。但国内在太阳逐时值确定部分的研究几乎是空白，又使得研究方向和精度都受到限制。,2.3.4按天气过程构建气象模型,夏季空调有多种可用的冷源，如夜间冷空气、阴雨天冷空气、夜空、各种水体、一定深处的岩土等天然冷源以及人工冷源。从不同冷源获取相同的冷量，能耗相差很大。在不同的天气过程中，不同的冷源承担夏季建筑降温除湿冷负荷的可行性不同。建立气象模型的数据工作量较小。,2.3.4按天气过程构建气象模型,分天气过程对室外干球温度的最高值、最低值和平均值进行统计分析，构成计算夏季空调冷耗所用的室外气象模型。当室外日平均气温小于27.5时节能住宅可采用间歇通风方法达到夏季降温的要求。故将日平均气温均小于27.5的天气过程排除。把日平均温度超过27.5的天气过程中的各天分为3类：雨天、雨天后的晴天和晴天后的晴天。设定两项指标：雨天后的晴天的数目和晴天后的晴天的数目。选择雨天后的晴天数和晴天后的晴天数与历年平均天数最接近的某年某月为该月的代表月。夏季各代表月的气象数据衔接起来便构成标准夏季。,2.4气象数据观测,2.4.1气象数据来源 各级气象局、气象信息中心地面气候资料数据库和气象观测卫星资料数据库。长期不断的观测积累。参考书：【1】中国气象局，地面气象观测规范，气象出版社，2003；【2】中国气象局，气象辐射观测方法，气象出版社，1996。,2.4.2地面气候资料观测基本情况,1）地面气候资料中的一日，除日照时数是以真太阳时为日界外，其余均以北京时间20：0020：00为一日；2）日4次定时观测时间：2:00、8:00、14:00、20:00；3）日24次定时观测时间：21:0020:00的逐时；4）定时观测在正点以前15分钟内完成。,2.4.3气温（空气干球温度）观测,气温是指离地面1.5m高度处的空气温度。气温的单位以摄氏度（）表示，取一位小数。气温的观测数据有：定时观测的气温、日最高气温、日最低气温。定时观测的气温使用安装在百叶箱中的温度计进行观测。日最高气温、日最低气温在北京时间20时使用安装在百叶箱中的最高温度计和最低温度计进行观测。气温的统计数据有：日平均气温、月平均气温。日平均气温通常用定时气温的平均值代表。显然，日24次定时气温的平均值要比日4次定时气温的平均值代表性好。但是，考虑到不同台站之间的比较性，统一用日4次定时观测的平均值。,湿球温度观测,湿球温度是为了获取空气湿度而进行的一种温度观测，在地面1.5m高度处使用安装在百叶箱中的湿球温度计观测的空气温度。湿球温度的单位以摄氏度（）表示，取一位小数。湿球温度与湿球温度计的类型有直接密切的关系，不同类型的湿球温度计测得的湿球温度有很大的差异。观测数据：定时观测的湿球温度,水汽压观测,水汽压指离地面1.5m高度处的空气中水汽作用在单位面积上的压力。水汽压的单位以百帕（hPa）表示，取一位小数。观测计算数据：定时的水汽压，由定时观测的气温、湿球温度、本站气压查表或计算得到的。对于不同类型湿球温度计测得的湿球温度，查表和计算的公式示不同的。统计数据：日平均水汽压，通常用定时水汽压的平均值代表。用日4次定时水汽压的平均值。,相对湿度观测,相对湿度是指1.5m高度处的水汽压与当时气温下的饱和水汽压之比。相对湿度的单位以百分数（）表示，取整数。观测计算数据：定时的相对湿度、日最小相对湿度，定时的相对湿度由定时观测的气温、湿球温度、本站气压查得或计算得到。对于不同类型湿球温度计测得的湿球温度，查表和计算的公式是不同的；日最小相对湿度，是在湿度计（自动记录相对湿度连续变化的仪器）一日（2020时）记录中挑选的最小值。统计数据：日平均相对湿度、月平均相对湿度。日平均相对湿度通常用定时相对湿度的平均值代表。采用日4次定时相对湿度的平均值；月平均相对湿度是月逐日平均相对湿度的平均值。,地面温度（地表温度）观测,地面温度是指直接与土壤表面接触的温度计所指示的温度，地面温度的单位以摄氏度（）表示，取一位小数。观测数据：定时观测的地面温度。统计数据：日平均地面温度，通常用定时地面温度的平均值代表，采用日4次定时地面温度的平均值。,风向风速观测,风向风速是指离地面1012M高处的风向风速。风向用16方位加静风（N、NNE、NE、ENE、E、ESE、SE、SSE、S、SSW、SW、WSW、W、WNW、NW、NNW、C）表示；风速单位为米/秒（m/s），取一位小数（定时风速的观测精度为1m/s，小数位补0）。观测数据：定时观测的风向风速、日最大风向及其风向。定时观测的风向风速是定时两分钟的最多风向和平均风速。日最大风速及其风向是由连续记录风向风速的风向风速计一日（2020时）记录中挑选滑动十分钟平均风速的最大值及其相应十分钟的最多风向。统计数据：日平均风速、月平均风速。日平均风速通常用定时风速的平均值代表。采用日4次定时风速的平均值。月平均风速是月逐日平均风速的平均值。,本站气压观测,气压（本站气压）是指近地面的空气作用在单位面积上的压力。气压的单位以百帕（hPa）表示，取一位小数。观测数据：定时观测的气压。统计数据：日平均气压、月平均气压。日平均气压通常用定时气压的平均值代表，采用日4次定时气压的平均值。月平均气压是月逐日平均气压的平均值。,日照时数观测,日照包括日照时数和日照百分率。日照时数是指在指定时间段内太阳直射 光线照射到地面的时间。日照时数以小时（h）为单位，取一位小数。日照时数的观测数据：全日日照时数。全日日照时数是指太阳中心从出现在一地的东方地平线进入一地的西方地平线太阳知直射光线实际照射地面的时间。鉴于我国北方部分地区夏季中的某些时日，其日落时间已经在北京时间20时以后，届时，全日日照时数的一日与其他地面气象要素日值的一日，存在有实际意义的差别。,日照时数观测,日照的统计数据：月日照百分率，以表示，取整数。月日照百分率是表示某月日照总时数占该月可照总时数的百分比，其中，月日照总时数是月逐日日照时数之总和，月可照总时数是月逐日可照总时数之总和。可照时数是指太阳中心从出现在一地的东方地平线到进入一地的西方地平线，太阳直射光线在无地物、云、雾等任何遮蔽的条件下，照射到地面所经历的时间。,云量观测,云量是指云遮蔽天空视野的成数。云量是用人的眼睛进行测量的，因此，测量的主观因素比较大，尤其是在没有月亮的夜间，由于视觉能力的限制，可能会有较大的误差。观测数据：定时观测的总云量 所有云遮蔽天空视野的成数，单位为成（指天空的1/10），取整数。统计数据：日平均总云量。日平均总云量通常用定时总云量的平均值代表。采用日4次定时总云量的平均值。,总辐射观测,总辐射(短波)，是指水平表面上在2立体角内所接收到的太阳直接辐射和太阳散射辐射之和。总辐射用总辐射计（亦称天空辐射计）测量。总辐射的观测数据有：时总辐射曝辐量、日总辐射曝辐量。日总辐射曝辐量是一日中各时总辐射曝辐量的总和。,散射辐射观测,散射辐射（短波），是指太阳辐射经过大气散射或云的反射，从天空2立体角以短波形式向下达到地面的那部分辐射。散射辐射用总辐射计遮住太阳直接辐射的方法测量。散射辐射的观测数据有：时散射辐射曝辐量、日散射辐射曝辐量。时散射辐射曝辐量是一日中各时散射辐射曝辐量的总和。,