Advances in Environmental Protection 环境保护前沿, 2020, 10(4), 569-576
Published Online August 2020 in Hans. https://www.doczj.com/doc/9311343125.html,/journal/aep
https://https://www.doczj.com/doc/9311343125.html,/10.12677/aep.2020.104070
Study on the Characteristics of Air Humidity and Its Effects on Air Quality in Chengdu
Yaling Chen, Chao Wang*, Yanyan Zhou, Siqi Liu, Tiangui Xiao, Xiaohang Wen
Plateau Atmosphere and Environment Key Laboratory of Sichuan Province, College of Atmospheric Sciences, Chengdu University of Information Technology, Chengdu Sichuan
Received: Jul. 31st, 2020; accepted: Aug. 20th, 2020; published: Aug. 27th, 2020
Abstract
In order to study the characteristics of air relative humidity, absolute humidity and its effects on air quality in Chengdu, based on the ground observation data of relative humidity and temperature of Wenjiang station in Chengdu in 2014 and the mass concentration of PM10 and PM2.5 two kinds of par-ticulate matter, the characteristics of air humidity and particulate matter concentration in Chengdu under different time scales were analyzed and studied, the effect of humidity on the concentration of particulate matter was discussed, and the results show that: The air humidity in Chengdu is relatively high, the relative humidity is mainly concentrated in 90% - 100%, and its standard deviation is 16.3%, with a large range of change, while the absolute humidity is mainly concentrated in 5 - 10 g/m3, the standard deviation is 5.07 g/m3, there are some differences in the evolution characteristics of the two kinds of humidity parameters under different time scales. By using the typical high and low PM2.5 events in winter, the effect of the two kinds of humidity on air quality is not consistent. When precipi-tation occurs during the rainy season, the greater the relative and absolute humidity is, the smaller the particle concentration will be; in the winter with less precipitation, the greater the relative and absolute humidity is, the more favorable the moisture absorption growth of particulate matter is, and the worse the air quality is. The numerical weather forecast with higher spatial and temporal resolu-tion in recent years, combined with the characteristics of local air humidity in different seasons, can be used as a reference for the forecast of air pollution potential.
Keywords
Relative Humidity, Absolute Humidity, Particle Mass Concentration, Forecast of Pollution Potential
成都地区空气湿度演变规律
及其对空气质量的影响研究
陈亚玲，王超*，周艳艳，刘思祺，肖天贵，文小航
*通讯作者。
陈亚玲 等
成都信息工程大学大气科学学院，高原大气与环境四川省重点实验室，四川 成都
收稿日期：2020年7月31日；录用日期：2020年8月20日；发布日期：2020年8月27日
摘
要 为研究成都地区空气湿度的演变特征及对空气质量的影响情况，本文利用2014年成都地区温江站湿度、温度和PM 10、PM 2.5质量浓度的地面观测资料，分析研究了成都地区空气湿度和颗粒物浓度的不同时间尺度下的演变规律，并讨论了湿度对颗粒物浓度的影响作用，结果表明：成都地区总体上空气湿度较大，相对湿度主要集中于90%~100%，其标准差为16.3%；绝对湿度主要集中于5~10 g/m 3，其标准差为5.07 g/m 3，两类湿度参数在不同时间尺度的演变特征存在一定差异；利用冬季典型高、低PM 2.5事件，分别对两类湿度进行分析，两类湿度对空气质量的影响并不一致，在雨季发生降水时，相对、绝对湿度越大，这时颗粒物浓度越小；而在降水偏少的冬季，相对、绝对湿度越大，越有利于颗粒物的吸湿增长，对空气质量反而不利。利用近年来更高时空分辨率的数值天气预报，结合本地不同季节空气湿度的特征，可作为空气污染潜势预报的参考依据。
关键词
相对湿度，绝对湿度，颗粒物浓度，污染潜势预报
Copyright ? 2020 by author(s) and Hans Publishers Inc. This work is licensed under the Creative Commons Attribution International License (CC BY 4.0). https://www.doczj.com/doc/9311343125.html,/licenses/by/4.0/
1. 引言 空气湿度是影响空气质量的重要气象要素，相对湿度的阈值可以作为区分轻雾与霾的辅助判据，相对湿度较高时，在量级上其对气溶胶的群体光学特性参数以及太阳增温率所产生的影响相当于溶胶粒子浓度成倍变化的影响[1] [2]。但是相对湿度并不一定能够十分准确的反映出空气中水汽的多少，而绝对湿度是指在一定温度和气压的条件下，单位体积的空气中所含水蒸汽的份量，也就是空气中的水汽密度，其变化范围不大，比较稳定，能够更好的反映空气中水汽质量的多少[3]。空气质量的好坏与大气中颗粒物的浓度密切相关，而空气湿度是影响颗粒物质量浓度变化的主要气象因子[4]。颗粒物拥有吸湿特性，
因此随着相对湿度增加，空气中的PM 2.5和PM 10的质量浓度也逐渐增加，
其产生的消光效应也不断加剧，从而加重空气细颗粒物污染[5] [6]。
近些年来，许多国内外学者对于不同地区空气湿度和不同类型颗粒物间的相关特征进行了分析研究，国外的学者主要是在全球变暖的气候条件下研究相对湿度的动态变化[7] [8] [9] [10]，国内的学者对于空气相对湿度的研究较为广泛[11]-[18]，但是相对湿度受到温度影响较为显著，因此本文对两类湿度参数进行了对比分析，利用2014年成都地区逐时空气湿度观测以及颗粒物浓度数据，探究空气湿度对颗粒物的影响情况，将有利于加深对该地区灰霾天气过程的认识，从而提高成都地区空气质量预报的水平。
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陈亚玲 等
2. 空气湿度演变特征
2.1. 空气湿度的总体分布特征
图1为空气湿度的总体分布特征图，图1(a)为相对湿度的总体分布图，从图中可以看出成都地区空气的相对湿度总体主要分布在90%~100%，这表明成都地区相对湿度大，空气接近饱和；图1(b)为绝对湿度的总体分布图，可以看出，绝对湿度总体分布较分散，主要集中在5 g/m 3到10 g/m 3，其标准差为5.07 g/m 3，表明绝对湿度的变化幅度较小，分布均匀，比较稳定。
(a) (b) Figure 1. General distribution characteristics of air relative humidity (a), absolute humidity (b)
图1. 空气相对湿度(a)、绝对湿度(b)的总体分布特征图
(a) (b)
Figure 2. Characteristics of annual variation of air relative humidity (a), absolute humidity (b)
图2. 空气相对湿度(a)、绝对湿度(b)的年变化特征图
2.2. 空气湿度的年、季节变化特征
图2为空气湿度的年变化特征图，图2(a)为相对湿度、实际水汽压以及饱和水汽压的年变化特征图。空气相对湿度是指湿空气中实际水汽压与同温度和气压下饱和水汽压之比，相对湿度在6~11月较大，最大
陈亚玲 等
(a) (b) Figure 3. Characteristics of seasonal variation of air relative humidity (a), absolute humidity (b)
图3. 空气相对湿度(a)、绝对湿度(b)的季节变化特征图
值出现在8月，实际水汽压和饱和水汽压的变化趋势大致相同，均呈现倒“U ”型分布，这主要是由于成都地区夏季为雨季，大量降水使得空气中实际水汽压增加；图2(b)为绝对湿度的年变化特征图，由图可知，绝对湿度整体呈现倒“U ”型分布，1月至7月绝对湿度呈上升趋势，在7月达到最大值，8月至12月呈现下降趋势，在12月达到最小值。6~9月绝对湿度数值较大，表明夏季空气中水汽密度较高，空气潮湿。
图3为空气湿度的季节变化特征，图3(a)~(b)分别为相对、绝对湿度的季节变化图，由图可知，不同季节的相对湿度存在差异，但主要集中在75%~85%之间，相对湿度随季节先增大后减小，在秋季达到最大值，这是由于成都秋季的温度相较于夏季有了明显的下降，作为分母的饱和水气压下降，加之华西秋雨的影响，使得相对湿度在秋季偏大；绝对湿度随季节有显著变化，夏季绝对湿度最大，冬季绝对湿度最小。
2.3. 空气湿度的日变化特征
图4为空气湿度的日变化特征图，图4(a)为相对湿度、实际水汽压和饱和水汽压的日变化图，不同季节相对湿度的日变化幅度存在一定差异，其变化趋势大致呈余弦函数分布，实际水汽压的日变化不明显，而饱和水汽压由于受到温度日变化的影响，呈显著的倒“U ”型变化，白天温度较高，导致饱和水汽压较高，夜间反之，所以导致相对湿度也有显著的日变化的值。绝对湿度的日变化图4(b)相对复杂，在9时达到最大值，为12.30 g/m 3，在16时达到最小值，为11.26 g/m 3，但由于成都地区多夜雨，因此绝对湿度仍具有白天较低，夜晚较高的特征。
3. 空气湿度与颗粒物质量浓度的相关分析
3.1. 相对湿度与颗粒物的相关性分析
通过对2014年成都地区颗粒物质量浓度的统计分析，参照《环境空气质量标准》(GB3095-2012)评价，2014年成都市PM 10和PM 2.5两类颗粒物浓度日均值分别为122.53 μg/m 3和76.50 μg/m 3，超过二级标准，可见该年成都地区颗粒物浓度较高，污染情况比较严重。讨论中，将相对湿度按10%为刻度区间进行划分。图5(a)~(b)分别为PM 10和PM 2.5质量浓度在不同相对湿度区间的分布图，可见当相对湿度小于90%时，随着相对湿度的增大，PM 10和PM 2.5的质量浓度也随之增加，而当相对湿度超过90%时，PM
10
陈亚玲 等
和PM 2.5的质量浓度略微减小，这可能是因为在发生降水现象时，相对湿度接近饱和，导致湿沉降作用十分显著，从而空气中颗粒物浓度有所降低。
(a) (b) Figure 4. Diurnal variations of air relative humidity (a), absolute humidity (b)
图4. 空气相对湿度(a)、绝对湿度(b)的日变化特征图
(a) PM 10 (b) PM 2.5 Figure 5. Distribution of particulate matter in different relative humidity intervals
图5. 不同相对湿度区间颗粒物分布图
3.2. 绝对湿度与颗粒物的相关性分析
同样的将绝对湿度按间隔3 g/m 3划分为一个区间，图6(a)~(b)分别为PM 10和PM 2.5质量浓度在不同绝对湿度区间的分布图，由图可知，绝对湿度主要集中在区间5~8 g/m 3，随着绝对湿度的增加，两类颗粒物的质量浓度均呈现降低，这主要是因为成都地区全年空气湿润，绝对湿度在夏季最大，降水频发，湿沉降现象比较显著，导致空气中颗粒物浓度减小。
4. 冬季高低污染事件下空气湿度变化特征分析
PM 2.5对冬季成都地区空气污染的影响较大，且通常是成都市空气污染的首要污染物，因此下文研究空气湿度与PM 2.5的影响作用。通过对成都地区2014年冬季PM 2.5质量浓度的统计分析，按照分位数进
陈亚玲 等
(a) PM 10 (b) PM 2.5
Figure 6. Distribution of particulate matter in different absolute humidity intervals
图6. 不同绝对湿度区间颗粒物分布图
行筛选，选取冬季样本数据中分位数大于75%的PM 2.5数值，即当PM 2.5质量浓度大于168 μg/m 3时定义
为高污染物事件；选取小于25%的PM 2.5数值，
即当PM 2.5质量浓度小于77 μg/m 3时定义为低污染物事件。据统计，选取的高低污染日数共22天，其中高污染事件中平均PM 2.5浓度为237.59 μg/m 3，低污染事件中平均PM 2.5浓度为52.71 μg/m 3。
图7为冬季不同空气质量下大气湿度的平均日变化特征图，图7(a)~(b)分别为高、低PM 2.5下相对湿度、绝对湿度的平均日变化的对比图，从图(a)中可以看出，相对湿度在高、低PM 2.5下日变化趋势大体一致，均呈余弦函数分布，高污染事件下的相对湿度均大于低污染条件；从图(b)中可知，高、低污染绝对湿度在夜间大致相当，但在白天，高污染事件的绝对湿度明显大于低污染事件。在成都地区冬季，空气中水汽含量较少，降水发生的几率也较小，水汽对颗粒物具有一定的吸附作用，加强了颗粒物的二次生成，因此颗粒物浓度与空气湿度会呈现出随着空气湿度增加的情况，高相对、绝对湿度对空气质量有着的不利影响。
(a) (b) Figure 7. Characteristics of average daily variation of relative (a), absolute (b) humidity under different air quality in winter 图7. 冬季不同空气质量下相对(a)、绝对(b)湿度平均日变化特征图
陈亚玲等5. 结论
本文以成都地区为例，利用2014年逐时的成都地区空气湿度资料以及逐日PM10、PM2.5的观测资料探究不同时间尺度空气湿度的演变特征，分析了空气湿度对于两类颗粒物产生的影响，通过综合探究后，主要得出以下结论：
1)成都地区空气相对湿度主要集中于90%~100%，其平均值达到了81%，夏、秋季较大，冬季次之，春季最小，而日变化趋势大致呈余弦函数分布；绝对湿度大部分集中在5~10 g/m3，其平均值为11.94 g/m3，绝对湿度的年变化呈倒“U”型分布，夏季绝对湿度最大，秋、春季次之，而冬季最小，两类湿度均有显著的日变化特征。
2) 通过散点图和冬季典型高、低污染事件对比分析中发现，一年中，空气湿度对空气质量的影响并不是一致的，在成都的雨季，高相对、绝对湿度往往出现在降水时期，此时大气湿沉降作用显著，空气质量较好；但在冬季，成都地区不容发生降水，大气中的水汽含量增加，反而促进了颗粒物的吸湿增长，出现颗粒物的质量浓度随着空气湿度增加而增大的情况，使空气质量恶化。利用近年来更高时空分辨率的城市数值天气预报产品中对空气湿度的预报，结合本地城市湿度特征，将对污染潜势预报有一定的参考价值。
基金项目
四川省科技厅(2019YJ0360，2018JY0011，2018SZDZX0023)，国家科技支撑计划(2015BAC03B05)，灾害天气国家重点实验室(2019LASW-B02)，国家气象中心(YBGJXM(2020)04-01)，成都信息工程大学(BKJX 2019120)。
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大气压的五种变化 在不同的季节，不同的气候条件和地理位置等条件下，地球上方大气压的值有所不同。本文择取大气压的五种主要变化，做一些分析讨论，供参考。 从微观角度看，决定气体压强大小的因素主要有两点：一是气体的密度n；二是气体的热力学温度T。在地球表面随地势的升高，地球对大气层气体分子的引力逐渐减小，空气分子的密度减小；同时大气的温度也降低。所以在地球表面，随地势高度的增加，大气压的数值是逐渐减小的。如果把大气层的空气看成理想气体，我们可以推得近似反映大气压随高度而变化的公式如下： μ=p0gh／RT 由上式我们可以看出，在不考虑大气温度变化这一次要因素的影响时，大气压值随地理高度h的增加按指数规律减小，其函数图象如图所示。在2km以内，大气压值可近似认为随地理高度的增加而线性减小；在2km以外，大气压值随地理高度的增加而减小渐缓。所以过去在初中物理教材中有介绍：在海拔2千米以内，可以近似地认为每升高12米，大气压降低1毫米汞柱。 地球表面大气层里的成份，变化比较大的就是水汽。人们把含水汽比较多的空气叫“湿空气”，把含水汽较少的空气
叫“干空气”。有些人直觉地认为湿空气比干空气重，这是不正确的。干空气的平均分子量为，而水气的分子量只有，所以含有较多水汽的湿空气的密度要比干空气小。即在相同的物理条件下，干空气的压强比湿空气的压强大。 在地球表面，由赤道到两极，随地理纬度的增加，一方面由于地球的自转和极地半径的减小，地球对大气的吸引力逐渐增大，空气密度增大；另一方面由于两极地区温度较低，所以空气中的水汽较少，可近似看成干空气，所以由赤道向两极，随地理纬度增加，大气压总的变化规律是逐渐增大。 对于同一地区，在一天之内的不同时间，地面的大气压值也会有所不同，这叫大气压的日变化。一天中，地球表面的大气压有一个最高值和一个最低值。最高值出现在9～10时。最低值出现在15～16时。 导致大气压日变化的原因主要有三点。一是大气的运动；二是大气温度的变化；三是大气湿度的变化。 日出以后，地面开始积累热量，同时地面将部分热量输送给大气，大气也不断地积累热量，其温度升高湿度增大。当温度升高后，大气逐渐向高空做上升辐散运动，在下午15～16时，大气上升辐散运动的速度达最大值，同时大气的湿度也达较大值，由于此二因素的影响，导致一天中此时的大气压最低。16时以后，大气温度逐渐降低，其湿度减小，向上的辐散运动减弱，大气压值开始升高；进入夜晚；大气
大气温度垂直分布规律及原因各层的特点及原因：
大气温度随高度变化曲线： 逆温现象：对流层由于热量主要直接来自地面辐射，所以海拔越高，气温越低。一般情况下，海拔每上升1000米，气温下降6°C。有时候出现下列情况：①海拔上升，气温升高；②海拔上升1000米，气温下降幅度小于6°C。这就是逆温现象。逆温现象往往出现在近地面气温较低的时候，如冬季的早晨。逆温现象使空气对流运动减弱，大气中的污染物不易扩散，大气环境较差。 对流层中温度的垂直分布： 在对流层中，总的情况是气温随高度而降低，这首先是因为对流层空气的增温主要依靠吸收地面的长波辐射，因此离地面愈近获得地面长波辐射的热能愈多，气温乃愈高。离地面愈远，气温愈低。其次，愈近地面空气密度愈大，水汽和固体杂质愈多，因而吸收地面辐射的效能愈大，气温愈高。愈向上空气密度愈小，能够吸收地面辐射的物质——水汽、微尘愈少，因此气温乃愈低。整个对流层的气温直减率平
均为0.65℃/100m。实际上，在对流层内各高度的气温垂直变化是因时因地而不同的。 对流层的中层和上层受地表的影响较小，气温直减率的变化比下层小得多。在中层气温直减率平均为0.5—0.6℃/100m，上层平均为 0.65—0.75℃/100m。 对流层下层（由地面至2km）的气温直减率平均为0.3—0.4℃/100m。但由于气层受地面增热和冷却的影响很大，气温直减率随地面性质、季节、昼夜和天气条件的变化亦很大。例如，夏季白昼，在大陆上，当晴空无云时，地面剧烈地增热，底层（自地面至300—500m高度）气温直减率可大于干绝热率（可达1.2—1.5℃/100m）。但在一定条件下，对流层中也会出现气温随高度增高而升高的逆温现象。造成逆温的条件是，地面辐射冷却、空气平流冷却、空气下沉增温、空气湍流混合等。但无论那种条件造成的逆温，都对天气有一定的影响。例如，它可以阻碍空气垂直运动的发展，使大量烟、尘、水汽凝结物聚集在其下面，使能见度变坏等等。下面分别讨论各种逆温的形成过程。（一）辐射逆温 由于地面强烈辐射冷却而形成的逆温，称为辐射逆温。图2·35表明辐射逆温的生消过程。图中a为辐射逆温形成前的气温垂直分布情形；在晴朗无云或少云的夜间，地面很快辐射冷却，贴近地面的气层也随之降温。由于空气愈靠近地面，受地表的影响愈大，所以，离地
温度与相对湿度、绝对湿度、饱和湿度的关系 绝对湿度 (1)定义或解释 ①空气里所含水汽的压强，叫做空气的绝对湿度。 ②单位体积空气中所含水蒸汽的质量，叫做空气的绝对湿度。 (2)单位 绝对湿度的单位习惯用毫米水银柱高来表示。也常用l 立方米空气中所含水蒸汽的克数来表示。 (3)说明 ①空气的干湿程度和单位体积的空气里所含水蒸汽的多少有关，在一定温度下，一定体积的空气中，水汽密度愈大，汽压也愈大，密度愈小，汽压也愈小。所以通常是用空气里水蒸汽的压强来表示湿度的。 ②湿度是表示空气的干湿程度的物理量。空气的湿度有多种表示方式，如绝对湿度，相对湿度、露点等。 相对湿度 2 5 4P su x =? (1)定义或解释 ①空气中实际所含水蒸汽密度和同温度下饱和水蒸汽密度的百分比值，叫做空气的相对湿度。 ②在某一温度时，空气的绝对湿度，跟在同一温度下的饱和水汽压的百分比值，叫做当时空气的相对湿度。 (2)说明 ①实际上碰到许多跟湿度有关的现象并不跟绝对湿度直接有关，而是跟水汽离饱和状态的程度有直接关系，因此提出了一个能表示空气中的水汽离开饱和程度的新概念——相对湿度。也是空气湿度的一种表示方式。 ②由于在温度相同时，蒸汽的密度和蒸汽压强成正比，所以相对湿度通常就是实际水蒸汽压强和同温度下饱和水蒸汽压强的百分比值。 露点 (1)定义或解释 ①使空气里原来所含的未饱和水蒸汽变成饱和时的温度，叫做露点。 ②空气的相对湿度变成100％时，也就是实际水蒸汽压强等于饱和水蒸汽压强时的温度，叫做露点。 (2)单位 习惯上，常用摄氏温度表示。 (3)说明 ①人们常常通过测定露点，来确定空气的绝对湿度和相对湿度，所以露点也是空气湿度的一种表示方式。例如，当测得了在某一气压下空气的温度是20℃，露点是12℃那么，就可从表中查得20℃时的饱和蒸汽压为17.54mmHg ，12℃时的饱和蒸汽压为lO.52mmHg 。则此时：空气的绝对湿度p=10.52mmHg ， 空气的相对湿度．B=(10.52/17.54)×100％=60％。 采用这种方法来确定空气的湿度，有着重大的实用价值。但这里很关键的一点，要求学生学会露点的测定方法。 ②露点的测定，在农业上意义很大。由于空气的湿度下降到露点时，空气中的水蒸汽就凝结成露。如果露点在O℃以下，那末气温下降到露点时，水蒸汽就会直接凝结成霜。知道了露点，可以预报是否发生霜冻，使农作物免受损害。 ⑨气温和露点的差值愈小，表示空气愈接近饱和。气温和露点接近，也就是此时的相对湿度百分比值大，人们感觉气候潮湿；气温和露点差值大，即此时的相对湿度百分比值小，人们感觉气候干燥。人体感到适中的相对湿度是60～70％。 ④严格地说，露点时的饱和汽压和空气当时的水汽压强是不相等的。
大气温度垂直分布规律及原因 各层的特点及原因： 层次特点原因 对流层①气温随高度增加而递减，每上升100米降低℃。 ②对流动动显著（低纬17~18、中纬10~12、高纬 8~9千米）。 ③天气现象复杂多变。 热量绝大部分来自地面， 上冷下热，差异大，对流 强， 水汽杂质多、对流运动显 著。 平流层起初气温变化小，30千米以上气温迅速上升。 大气以水平运动为主。 大气平稳天气晴朗有利高空飞行。 臭氧吸收紫外线。 上热下冷。 水汽杂质少、水平运动。 高层大气存在若干电离层，能反射无线电波，对无线电通信 有重要作用。[自下而上分三层：中间层、暖层（电 离层）、逃逸层] 太阳紫外线和宇宙射线作 用 大气温度随高度变化曲线： 逆温现象：对流层由于热量主要直接来自地面辐射，所以海拔越高，气温越低。一般情况下，海拔每上升1000米，气温下降6°C。有时候出现下列情况：①海拔上升，气温升高；②海拔上升1000米，气温下降幅度小于6°C。这就是逆温现象。逆温现象往往出现在近地面气温较低的时候，如冬季的早晨。逆温现象使空气对流运动减弱，大气中的污染物不易扩散，大气环境较差。
对流层中温度的垂直分布： 在对流层中，总的情况是气温随高度而降低，这首先是因为对流层空气的增温主要依靠吸收地面的长波辐射，因此离地面愈近获得地面长波辐射的热能愈多，气温乃愈高。离地面愈远，气温愈低。其次，愈近地面空气密度愈大，水汽和固体杂质愈多，因而吸收地面辐射的效能愈大，气温愈高。愈向上空气密度愈小，能够吸收地面辐射的物质——水汽、微尘愈少，因此气温乃愈低。整个对流层的气温直减率平均为℃/100m。实际上，在对流层内各高度的气温垂直变化是因时因地而不同的。 对流层的中层和上层受地表的影响较小，气温直减率的变化比下层小得多。在中层气温直减率平均为—℃/100m，上层平均为—℃/100m。 对流层下层（由地面至2km）的气温直减率平均为—℃/100m。但由于气层受地面增热和冷却的影响很大，气温直减率随地面性质、季节、昼夜和天气条件的变化亦很大。例如，夏季白昼，在大陆上，当晴空无云时，地面剧烈地增热，底层（自地面至300—500m 高度）气温直减率可大于干绝热率（可达—℃/100m）。但在一定条件下，对流层中也会出现气温随高度增高而升高的逆温现象。造成逆温的条件是，地面辐射冷却、空气平流冷却、空气下沉增温、空气湍流混合等。但无论那种条件造成的逆温，都对天气有一定的影响。例如，它可以阻碍空气垂直运动的发展，使大量烟、尘、水汽凝结物聚集在其下面，使能见度变坏等等。下面分别讨论各种逆温的形成过程。 （一）辐射逆温 由于地面强烈辐射冷却而形成的逆温，称为辐射逆温。图2·35表明辐射逆温的生消过程。图中a为辐射逆温形成前的气温垂直分布情形；在晴朗无云或少云的夜间，地面很快辐射冷却，贴近地面的气层也随之降温。由于空气愈靠近地面，受地表的影响愈大，所以，离地面愈近，降温愈多，离地面愈远，降温愈少，因而形成了自地面开始的逆温（图2·35b）；随着地面辐射冷却的加剧，逆温逐渐向上扩展，黎明时达最强（图2·35中c）；日出后，太阳辐射逐渐增强，地面很快增温，逆温便逐渐自下而上地消失（图2·35中d、e）。 辐射逆温厚度从数十米到数百米，在大陆上常年都可出现，以冬季最强。夏季夜短，逆温层较薄，消失也快。冬季夜长，逆温层较厚，消失较慢。在山谷与盆地区域，由于冷却的空气还会沿斜坡流入低谷和盆地，因而常使低谷和盆地的辐射逆温得到加强，往往持续数天而不会消失。
空气负离子与温湿度的关系 摘要：研究了在自然条件下温度、湿度和温湿度同时改变时空气负离子浓度的变化规律。实验表明，湿度对负离子浓度有明显作用，随湿度逐渐升高(相对湿度 10%~80%)，负离子浓度从200个/cm3升至8000个/cm3以上，负离子浓度上升的幅度随湿度增加逐渐增大;负离子浓度也随温度升高而升高 (在5~40C之间);温湿度同时变化时，负离子浓度变化率增大。 关键词：空气负离子;相对湿度;温度 空气负离子被称做空气的维生素，对人体健康有利。自然界的空气负离子主要来源于自然界中放射性物质、水的冲击作用引起的Lenard效应、宇宙射线、空气与地面的摩擦、风的作用以及闪电雷电等[1]。空气分子或原子被电离时，释放出一个电子，该电子附着在周围的分子或原子上，结合一定的水分子(一般结合 8~10个水分子)形成空气负离子，失去电子的形成正离子。日本医学界通过大量的观测和临床实验，证实空气负离子有益人体健康 [2-4]。根据大地测量学和地理物理学国际联盟大气联合委员会采用的理论，空气负离子是02-(H20)n或0H-(H20)n或C032- (H20)n [5]。空气负离子浓度因地区气候不同有明显差异，大气流动、异性电荷中和、电场、微粒吸附、土壤中放射性物质的活动、自然地理条件的变化和季节等因素都会影响空气负离子的浓度。一般认为，夏季的温度高于冬季，夏季的负离子浓度也较高;在雨或雪后，湿度的变化很大，空气负离子浓度也很高 [6]。对空气负离子的研究已有100多年，但其随自然条件变化的规律目前仍鲜见详细的报道，笔者针对温度和湿度对空气负离子浓度的影响进行了详细研究。 1.实验 1.1实验地点 为减少外界因素影响，模拟自然条件的空气负离子浓度变化趋势，所以选择污染较少，植有很多树木的郊区为实验点，实验时避免外界的噪声、振动、电场和人走动等因素的影响，进行长时间(从2002年12月至2003年3月)的连续测试。 1.2实验仪器 采用由中国建筑材料科学研究院研制的静态法离子测定仪AIT-!。静态法是测定离子采集器上的电荷，而不是测定电流。先用稳恒电源对采集器充一定电量，让其在空中自由放电，通过对带电体剩余电荷(O)与放电时间(t)的关系进行科学分析，得出带电体周围空气中负离子浓度。用浙江浙大中控自动化仪表有限公司生产的中控仪表(JL-30B彩屏无纸记录仪)记录温度和湿度的变化。空气离子测定仪和中控仪表的采样装置放在1m3密闭仓中，外部连接电脑。通过电脑选择测试参数、记录测试条件和测试结果。 1.3实验过程 空气离子测定仪每20min采集1个数据，24h连续测试，由计算机随时记录其放电曲线，并保存测试时间和与之相对应点的负离子浓度值，同时记录温度和湿度。通过1台电炉加热来控制环境温度，用2个直径为22.5cm圆形敞口盛有水的器皿调节湿度。在1次测试完成后，用制图程序对测试数据进行处理，绘出浓度变化与温度和湿度的关系曲线。
大气温度垂直分布规律及原因各层的特点及原因： 大气温度随高度变化曲线：
对流层中温度的垂直分布： 在对流层中，总的情况是气温随高度而降低，这首先是因为对流层空气的增温主要依靠吸收地面的长波辐射，因此离地面愈近获得地面长波辐射的热能愈多，气温乃愈高。离地面愈远，气温愈低。其次，愈近地面空气密度愈大，水汽和固体杂质愈多，因而吸收地面辐射的效能愈大，气温愈高。愈向上空气密度愈小，能够吸收地面辐射的物质——水汽、微尘愈少，因此气温乃愈低。整个对流层的气温直减率平均为0.65℃/100m。实 际上，在对流层内各高度的气温垂直变化是因时因地而不同的。 对流层的中层和上层受地表的影响较小，气温直减率的变化比下层小得多。在中层气温直减率平均为0.5—0.6℃/100m，上层平均为0.65—0.75℃/100m。 对流层下层（由地面至2km）的气温直减率平均为0.3—0.4℃/100m。但由于气层受地面增热和冷却的影响很大，气温直减率随地面性质、季节、昼夜和天气条件的变化亦很大。例如，夏季白昼，在大陆上，当晴空无云时，地面剧烈地增热，底层（自地面至300—500m 高度）气温直减率可大于干绝热率（可达1.2—1.5℃/100m）。但在一定条件下，对流层中也会出现气温随高度增高而升高的逆温现象。造成逆温的条件是，地面辐射冷却、空气平流冷却、空气下沉增温、空气湍流混合等。但无论那种条件造成的逆温，都对天气有一定的影响。例如，它可以阻碍空气垂直运动的发展，使大量烟、尘、水汽凝结物聚集在其下面，使能见度变坏等等。下面分别讨论各种逆温的形成过程。 （一）辐射逆温 由于地面强烈辐射冷却而形成的逆温，称为辐射逆温。图2·35表明辐射逆温的生消过程。图中a为辐射逆温形成前的气温垂直分布情形；在晴朗无云或少云的夜间，地面很快辐射冷却，贴近地面的气层也随之降温。由于空气愈靠近地面，受地表的影响愈大，所以，离地面愈近，降温愈多，离地面愈远，降温愈少，因而形成了自地面开始的逆温（图2·35b）；随着地面辐射冷却的加剧，逆温逐渐向上扩展，黎明时达最强（图2·35中c）；日出后，太阳辐射逐渐增强，地面很快增温，逆温便逐渐自下而上地消失（图2·35中d、e）。 辐射逆温厚度从数十米到数百米，在大陆上常年都可出现，以冬季最强。夏季夜短，逆温层较薄，消失也快。冬季夜长，逆温层较厚，消失较慢。在山谷与盆地区域，由于冷却的空气还会沿斜坡流入低谷和盆地，因而常使低谷和盆地的辐射逆温得到加强，往往持续数天而不会消失。 （二）湍流逆温
第4节温度和湿度基础知识 学习目标 掌握温度和湿度及其相关概念 了解温度与湿度的关系 理解温度和湿度变化规律和干湿球温度计的测湿原理 能够正确设置、使用干湿球温度计和应用《温度和湿度查对表》知识要求 不同的商品，它们的性能也不一致。有的怕潮，有的怕干，有的怕热，有的怕冻。例如，食糖、食盐潮解融化；奶粉、漂白粉受潮结块；金属受潮锈蚀；闷热、潮湿的空气，容易引起动植物商品生霉、生虫；而空气过分干燥，又会引起肥皂干缩，皮革、竹木制品干裂等。温度过高或过低，也会引起某些商品质量的变化，例如，蜡质品遇热发黏或熔化；医药针剂、 福尔马林、墨水等受冻则聚合沉淀等。影响仓储商品变化的外界因素很多，其中最主要的是 仓库的温度和湿度。商品发生质量变化，几乎都与空气的温度、湿度有密切的关系。 各种商品，一般都具有与大气相适应的性能。按其内在的特性，又都要求有一个适宜的 温度、湿度范围。而库内温度、湿度的变化，直接收到库外自然气候变化的影响。因此，我们不但要熟悉各种商品的特性，还必须了解自然气候变化的规律，以及气候对不同仓库温度、 湿度的影响，以便积极采取措施，适当第控制与调节库内的温度、湿度，创造适宜商品储存 的温度、湿度条件，确保商品质量安全。 一、空气温度及变化规律 1?空气温度 空气温度是指空气的冷热程度，简称气温。空气中热量的来源，主要是由太阳通过光辐 射把热量传到地面，地面又把热量传到近地面的空气中。因为空气的导热性很小，所以，距 地面越近气温越高，距地面越远气温越低。 气温是用温度来测定的。衡量空气温度高低的尺度成为温标。常用的温标有摄氏温标和 华氏温标两种，都以水沸腾时的温度(沸点)与水结冰时的温度(冰点)作为基准点。 摄氏温标的结冰点为0 C,沸点为100C，中间分成100等份，每一份为1摄氏度，摄氏度用符号“C”来表示。 华氏温标的结冰点为32 T，沸点为212 °F,中间分成180等份，每一等份为1华氏度，华氏度用符号“T”来表示。 在仓库哭日常温度管理中，我国规定采用摄氏度表示，凡0C以下度数，在度数前加负 号“―”。 摄氏温标和华氏温标可以互相换算，其公式如下： t1=5/9(t2-32) 式中t1――摄氏度度数，C t2――华氏度度数，F 2?空气温度的变化规律 空气的温度处于经常的、不断的运动变化中。它的变化有周期性变化和非周期性变化两种类型。周期性变化又有日变化和年变化。 (1)气温的日变化。气温的日变化是指一昼夜间气温的变化。一日之中，日出前温度最低，因为在夜间，地面得不到太阳的照射，加上不断地散热，温度下降。日出以后，由于太阳照射地面，地面吸收的热量多于散失的热量，使地面的温度不断升高，空气的温度也随 之逐渐升高，通常在午后 2 —3时，温度上升较快，从午后到黄昏，温度下降较慢，夜间到次日日出，温度下降较快。一日内气温变化最快的时间是上午8—10时，其次是午后6—8 时。 一天中气温的最高值和最低值的差叫做气温日较差。气温日较差的大小受纬度、季节、地形等因素的影响很
气温的时空变化规律 1.气温的日变化规律 一天中气温变化规律，主要由大气得到热量（地面辐射）和失去热量（大气辐射）的差值决定。 地面的热量主要来自太阳辐射；大气（对流层）的热量直接来着地面。 （1）太阳辐射：最强时为当地地方时12时。 （2）地面辐射：当地地方时为12点时，地面获得的太阳辐射热量大于地面损失的辐射热量，地面热量盈余，地面温度仍在升高。当地地方时大约午后1点左右，地面热量由盈余转为亏损，地面温度为一天中最高值。 （3）大气温度：当地地方时大约午后2点左右，地面已经通过辐射、对流、湍流等方式把热量传给大气，此时气温达到最高值。随后，太阳辐射继续减弱，地面热量持续亏损，地面温度不断降低，气温随之也不断下降。至日出后，地面热量由亏损转为盈余的时刻，地面温度达到最低值，气温也随后达到最低值。因此气温最低值总是出现在日出前后。 2. 气温的年变化规律 由于地面吸收、储存、传递热量的原因，气温在一年中的最高、最低值，也并不出现在辐射最强、最弱的月份，而是有所滞后。 3.全球气温水平分布规律 （1）气温从低纬向各纬递减。太阳辐射是地面热量的根本来源，并
由低纬向高纬递减。受太阳辐射、大气运动、地面状况等因素影响，等温线并不完全与纬线平行。 (2)南半球的等温线比北半球平直。南半球物理性质比较均一的海洋比北半球广阔，气温变化和缓。 （3）北半球1月份大陆等温线向南（低纬）凸出，海洋上则向（高纬）凸出；7月份正好相反。在同一纬度上，冬季大陆比海洋冷，夏季大陆比海洋热。同一纬度的陆地与海洋，热的地方等温线向高纬凸出，冷的地方等温线向低纬凸出，即“热高冷低”。 （4）7月份，世界值热的地方是北纬20-30大陆上的沙漠地区，撒哈拉沙漠是全球炎热中心，1月份，西伯利亚是全球的寒冷中心，世界极端最低气温出现在南极洲大陆上。 二、等温差线 1、气温的日变化 (1)气温的日变化 一天中气温随时间的连续变化，称气温的日变化。在一天中空气温度有一个最高值和一个最低值，两者之差为气温日较差。通常最高温度出现在14～15时，最低温度出现在日出前后。 由于季节和天气的影响，出现时间可能提前也可能落后。比如，夏季最高温度大多出现在14～15时；冬季则在13～14时。由于纬度不同日出时间也不同，最低温度出现时间随纬度的不同也会产生差异。气温日较差小于地表面土温日较差，并且气温日较差离地面越远则越小，最高、最低气温出现时间也越滞后。
Advances in Environmental Protection 环境保护前沿, 2020, 10(4), 569-576 Published Online August 2020 in Hans. https://www.doczj.com/doc/9311343125.html,/journal/aep https://https://www.doczj.com/doc/9311343125.html,/10.12677/aep.2020.104070 Study on the Characteristics of Air Humidity and Its Effects on Air Quality in Chengdu Yaling Chen, Chao Wang*, Yanyan Zhou, Siqi Liu, Tiangui Xiao, Xiaohang Wen Plateau Atmosphere and Environment Key Laboratory of Sichuan Province, College of Atmospheric Sciences, Chengdu University of Information Technology, Chengdu Sichuan Received: Jul. 31st, 2020; accepted: Aug. 20th, 2020; published: Aug. 27th, 2020 Abstract In order to study the characteristics of air relative humidity, absolute humidity and its effects on air quality in Chengdu, based on the ground observation data of relative humidity and temperature of Wenjiang station in Chengdu in 2014 and the mass concentration of PM10 and PM2.5 two kinds of par-ticulate matter, the characteristics of air humidity and particulate matter concentration in Chengdu under different time scales were analyzed and studied, the effect of humidity on the concentration of particulate matter was discussed, and the results show that: The air humidity in Chengdu is relatively high, the relative humidity is mainly concentrated in 90% - 100%, and its standard deviation is 16.3%, with a large range of change, while the absolute humidity is mainly concentrated in 5 - 10 g/m3, the standard deviation is 5.07 g/m3, there are some differences in the evolution characteristics of the two kinds of humidity parameters under different time scales. By using the typical high and low PM2.5 events in winter, the effect of the two kinds of humidity on air quality is not consistent. When precipi-tation occurs during the rainy season, the greater the relative and absolute humidity is, the smaller the particle concentration will be; in the winter with less precipitation, the greater the relative and absolute humidity is, the more favorable the moisture absorption growth of particulate matter is, and the worse the air quality is. The numerical weather forecast with higher spatial and temporal resolu-tion in recent years, combined with the characteristics of local air humidity in different seasons, can be used as a reference for the forecast of air pollution potential. Keywords Relative Humidity, Absolute Humidity, Particle Mass Concentration, Forecast of Pollution Potential 成都地区空气湿度演变规律 及其对空气质量的影响研究 陈亚玲，王超*，周艳艳，刘思祺，肖天贵，文小航 *通讯作者。
4.1.湿度与温度的关系 《自我预防哮喘和过敏性鼻炎（自我防喘法）》（34） 第四章粘纤系统的一般规律 第一节湿度与温度的关系 在讨论粘纤系统的规律之前，我们先来讨论湿度与温度的关系。 湿度是表示空气的干湿程度的物理量。空气的干湿程度和单位体积的空气里所含水蒸汽的多少有关，我们把单位体积空气中所含水蒸汽的质量叫做空气的绝对湿度。除了绝对湿度，空气的湿度还有多种表示方式，例如相对湿度。 我们都知道，水有三种形态：固态、液态和气态。一般情形下，温度超过摄氏一百度，水蒸发为水蒸汽，成为气态；温度低于零度，水凝结为冰，成为固态；在零度至一百度之间，水为液态。然而，温度低于摄氏一百度，有少量的水蒸发为水蒸汽，由液态或固态转变为气态。 水蒸汽的数量与温度有较大关联。从热力学研究的角度，温度是分子平均动能的标志。气体中的所有物质都在作杂乱无章的热运动，包括水蒸汽。温度高，水蒸汽的动能高，其运动速度就高；反之，温度低，其运动速度就低。在液态水的表面，有些水蒸汽落入水中，成为液态水；有些水分子获得能量，脱离液体，成为水蒸汽，进入空气中。从微观的角度，
许多水分子处于液态与气态的转换之中。从宏观统计的角度，当水分子由液态转为气态的数量多，绝对湿度上升；反之，绝对湿度下降。 我们来看一个典型的实验。在一个密闭的容器里，下面有一层水，上面是空气。假设，温度保持恒定，一段时间后，水分子两种状态变换的数量将相等。我们称空气湿度呈饱和状态，称该绝对湿度为饱和湿度。饱和湿度是在某一温度下空气中所能容纳水汽量的最大限度。在忽略其他因素的前提下，饱和湿度为一组与温度对应的常数。接下来，我们把温度提高，再保持恒定。这时，由于能量的提高，水分子由液态转为气态的数量增多，空气中的水蒸汽增加。随着水蒸汽的增加，水分子由气态转为液态的数量增多。一段时间后，水分子两种状态变换的数量再次相等，再次呈饱和状态。反之，我们把温度降低，再保持恒定。这时，由于能量的降低，水蒸汽或落入水中，或凝结成水滴，空气中的水蒸汽将减少，很快，水分子两种状态变换的数量再次相等，再次呈饱和状态。 该实验有三个条件：一是有限的密闭的气体空间，二是有足够的水，三是水与空气之间有相对足够的接触面积。我们将这三个条件称为饱和三要素。当这三个条件满足时，一段时间恒温以后，便可呈现湿度饱和的状态。 然而，自然界中饱和三要素很难满足，绝大多数绝对湿度都
第三章大气中的水分 一、名词解释题： 1. 饱和水汽压(E)：空气中水汽达到饱和时的水汽压。 2. 相对湿度(U)：空气中的实际水汽压与同温度下的饱和水汽压的百分比。 3. 饱和差(d)：同温度下饱和水汽压与实际水汽压之差。 4. 露点温度(td )：在气压和水汽含量不变时，降低温度使空气达到饱和时的温度。 5. 降水量：从大气中降落到地面，未经蒸发、渗透和流失而在水平面上积累的水层厚度。 6. 干燥度：为水面可能蒸发量与同期内降水量之比。 7. 农田蒸散：为植物蒸腾与株间土壤蒸发的综合过程。 8. 降水距平：是指某地实际降水量与多年同期平均降水量之差。 % 9. 降水变率=降水距平/多年平均降水量×100％ 10. 辐射雾：夜间由于地面和近地气层辐射冷却，致使空气温度降低至露点以下所形成的雾。 11.露点 12.水分临界期 13. 农田蒸散：为植物蒸腾与株间土壤蒸发的综合过程。 14. 冰晶效应：是指在温度低于0℃时，由于平冰面的饱和水汽压低于平水面的饱和水汽压，对水面还未饱和的水汽压来说冰面已达到饱和，此时在水滴和冰晶共存的条件下，水滴将不断蒸发而冰晶将不断增长的现象。 15. 二、填空题： 1. 低层大气中的水汽，随着高度的升高而(1)减少。 2. 蒸发量是指一日内由蒸发所消耗的(2)水层厚度。 ： 3. 相对湿度的日变化与温度的日变化(3)相反。 4. 使水汽达到过饱和的主要冷却方式有(4) 辐射冷却、接触冷却、(5)混合冷却和(6)绝热冷却。 5. 空气中水汽含量越多，露点温度越(7) 高。空气中的水汽达到饱和时，则相对湿度是(8) 100％。 6.根据土壤含水量由多到少，可将土壤蒸发速率分为三个阶段：、、三个阶段。 7.达到过饱和状态的途径：一是增加大气中的，二是使含有一定量水汽的空气。 8．饱和差等于零时，相对湿度等于_____。 9. 饱和水气压随温度的升高而_升高（增大）_。 10.当水汽压不变时，相对湿度随温度的升高而_降低（减小）_。 11. 农田蒸散是由__植物蒸腾_和___土壤蒸发_组成。 12.水汽达到过饱和状态的途径：一是增加大气中的_水汽含量_，二是使含有一定量水汽的空气__降低温度_。 —
第一篇 一些基础物理量 第1章 一些表示空气湿度的物理量 §1.1 饱和水气压 §1.1.1 克劳修斯-克拉贝龙方程 1. 水面和水汽的动态平衡 假定有一封闭的绝热容器，内装有一部分水,如图1.1.1。水体表面层内的分子处于动乱状态：其中有的离开水面成为水汽分子,有的水汽分子撞击水面，并被水面吸附。这样，凝结和蒸发便同时发生。在给定的某一温度条件下，当凝结和蒸发达到同一速率时，将处于动态平衡状态。此时空气和水汽的温度等于液水的温度，而且没有水分子从一个相态区转移到另一相态区去的净变化。液面上方就称为处于水汽饱和状态，这种情况下的水汽分压强就称为饱和水汽压。 2. 克劳修斯-克拉贝龙方程 人们发现饱和水汽压仅与温度有关，这种函数关系可用一个重要的微分方程(克劳修斯-克拉贝龙方程)来描述，下面将根据盛裴轩等编著的《大气物理学》(2003)介绍这个微分方程。 图1.1.1 水汽与水面处于平衡状态示意图 根据热力学理论，当水汽和水两相平衡时，必须满足热平衡条件、力学平衡条件和相变平衡条件： ) ,(),(212121p T p T p p p T T T μμ===== (1.1.1) 式(1.1.1)不但给出了两相平衡共存时压强和温度的关系，它也是描述相图中相平
衡曲线的方程式。其中μ表示mol 1(或g 1)物质的吉布斯函数(通常称为化学势)，余为惯用符号。 上述盛裴轩等编著的教科书中利用相平衡曲线上两相化学势相等的性质推导出了克拉贝龙-克劳修斯方程： 2T R e L dT de v s v s = (1.1.2) 式中v L 是汽化热，s e 为饱和水汽压，余为惯用符号。 式(1.1.2)是由克拉贝龙(Clapeyron)首先得到，并由克劳修斯(Clausius)用热力学理论导出的，所以叫克拉贝龙-克劳修斯方程。应指出，此方程适用于平液面，而在讨论云、雨滴等的相变过程时必须考虑曲液面的影响。 §1.1.2 由克劳修斯-克拉贝龙方程导出的饱和水汽压(E 或e*或e s )表达式 考虑到2)1(T dT T d -=,并将v L 简写为L ，则式(1.1.2)变化为： )1(T d R L e de v s s -= ， )1(ln T d R L e d v s -= (1.1.3) 如果把潜热L 看成是常数，可对方程式(1.1.3)从),(0T e so 积分到),(T e s ，进而得到： )11(ln 00T T R L e e v s s -= (1.1.4) 式(1.1.4)中0s e 是0T 时的饱和水汽压，在式中它是积分常数，可由实验或由另外的假设来确定。事实上，L 随温度有少量的变化，所以式(1.1.4)并不是s e 与T 关系的精确描述。在通常所遇到的对流层温度范围内，L 的变化仅为16010501.2-??=kg J L 值的百分之几，将此L 值代入式(1.1.4)，可以得到实际饱和水汽压的很好的近似值。在K T 2730=时，积分常数0s e 等于6.11百帕(hPa)。 当温度低于0℃时，可将式(1.1.4)中L 代之以凝华潜热s L ，以获得相对于冰面的饱和水汽压。 §1.1.3 饱和水汽压经验公式
§1.1 饱和水气压 §1.1.1 克劳修斯-克拉贝龙方程 1. 水面和水汽的动态平衡 假定有一封闭的绝热容器，内装有一部分水,如图1.1.1。水体表面层内的分子处于动乱状态：其中有的离开水面成为水汽分子,有的水汽分子撞击水面，并被水面吸附。这样，凝结和蒸发便同时发生。在给定的某一温度条件下，当凝结和蒸发达到同一速率时，将处于动态平衡状态。此时空气和水汽的温度等于液水的温度，而且没有水分子从一个相态区转移到另一相态区去的净变化。液面上方就称为处于水汽饱和状态，这种情况下的水汽分压强就称为饱和水汽压。 2. 克劳修斯-克拉贝龙方程 人们发现饱和水汽压仅与温度有关，这种函数关系可用一个重要的微分方程(克劳修斯-克拉贝龙方程)来描述，下面将根据盛裴轩等编著的《大气物理学》(2003)介绍这个微分方程。 图1.1.1 水汽与水面处于平衡状态示意图 根据热力学理论，当水汽和水两相平衡时，必须满足热平衡条件、力学平衡条件和相变平衡条件： ) ,(),(212121p T p T p p p T T T μμ===== (1.1.1) 式(1.1.1)不但给出了两相平衡共存时压强和温度的关系，它也是描述相图中相平衡曲线的方程式。其中μ表示mol 1(或g 1)物质的吉布斯函数(通常称为化学势)，余为惯用符号。
上述盛裴轩等编著的教科书中利用相平衡曲线上两相化学势相等的性质推导出了克拉贝龙-克劳修斯方程： 2T R e L dT de v s v s = (1.1.2) 式中v L 是汽化热，s e 为饱和水汽压，余为惯用符号。 式(1.1.2)是由克拉贝龙(Clapeyron)首先得到，并由克劳修斯(Clausius)用热力学理论导出的，所以叫克拉贝龙-克劳修斯方程。应指出，此方程适用于平液面，而在讨论云、雨滴等的相变过程时必须考虑曲液面的影响。 §1.1.2 由克劳修斯-克拉贝龙方程导出的饱和水汽压(E 或e*或e s )表达式 考虑到2)1(T dT T d -=,并将v L 简写为L ，则式(1.1.2)变化为： )1(T d R L e de v s s -= ， )1(ln T d R L e d v s -= (1.1.3) 如果把潜热L 看成是常数，可对方程式(1.1.3)从),(0T e so 积分到),(T e s ，进而得到： )11(ln 00T T R L e e v s s -= (1.1.4) 式(1.1.4)中0s e 是0T 时的饱和水汽压，在式中它是积分常数，可由实验或由另外的假设来确定。事实上，L 随温度有少量的变化，所以式(1.1.4)并不是s e 与T 关系的精确描述。在通常所遇到的对流层温度范围内，L 的变化仅为16010501.2-??=kg J L 值的百分之几，将此L 值代入式(1.1.4)，可以得到实际饱和水汽压的很好的近似值。在K T 2730=时，积分常数0s e 等于6.11百帕(hPa)。 当温度低于0℃时，可将式(1.1.4)中L 代之以凝华潜热s L ，以获得相对于冰面的饱和水汽压。 §1.1.3 饱和水汽压经验公式 1. 饱和水汽压定义 大气中由水汽所产生的分压强称为水汽压。它的大小视大气中水汽含量的多少而定，单位用百帕(hPa)表示。在气象观测中，它是由干、湿球温度的值经过