study and analysis on air's wet-bulb temperature
wu xiping
the evaporation of the water in nature and the change of air's humidity ratio in a day have been studied,also the change law of the air's wet-bulb temperature and the simple formula for its calculating have been deduced.
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1 问题的提出
同济大学和清华大学等合编的《空气调节》教科书，无论第一版还是第三版都引用“气温日变化曲线”图(图1)。从图1中可以看出，从上午10:00到下午2:00空气的湿球温度是降低的，并一直延伸至下午8:00。我们都知道这样两点事实：
图1 气温日变化曲线
(1)在人类生存的大气环境内，空气的焓是空气的湿球温度的单值函数，据日本资料介绍，它可表示为：
i=4.19(0.1688tm2+0.1541tm+3.862)
(kj/kg) (1)
即空气的湿球温度tm愈高，空气的焓i值愈大；
(2)空气的焓又有它的定义形式：
i=1.01t+d(2500+1.84t) (kj/kg) (2)
式中 t——空气的干球温度，℃
d——空气的含湿量，g/kg
从上午10:00到下午2:00，太阳辐射强度逐渐增大，空气温度逐渐升高，地面上的水蒸发加快，直观理解空气的焓应当增加。但是在这一段时间内图1曲线中反映出的湿球温度是减小的，即焓值是降低的，由此可提出下列两个问题：(1)上述空气湿球温度日变化是否有一定的普遍性；(2)上述空气湿球温度变化如有普遍性，又如何来解释空气的焓在这段时间内下降的事实?
从式(2)可知，只要能说明空气的含湿量在这段时间内逐渐减小(空气的含湿量比空气的干球温度对焓影响大)，即可推论出空气的湿球温度在这段时间内是降低的。
2 水的蒸发
自然界中的水源很多，如开阔的水域、冰面、雪面及潮湿的土壤植被等。自然蒸发又相当复杂，其快慢不仅受气象因素的影响，而且还有地理环境的制约。近来人们通过大量研究发现，影响自然蒸发的主要因素是气压、饱和差和风速。气压高、空气湿度大蒸发速度慢。风速大可使蒸发加快。此外，水温、水质和水域大小等对蒸发快慢也有一定的影响。
蒸发速度和饱和差(p饱-p)成正比，此外p饱应由蒸发面的温度算出，但通常以气温下的饱和水汽压来代替。如果水面上空气的水汽压p小于该温度下的最大水汽压p饱，水的分子将蒸发成水蒸气进入大气中。饱和差愈大，水蒸发速度也就愈快。相反，饱和差愈小，则蒸发速度也就愈慢。风力对蒸发的影响很大，因为自然蒸发不是在静止的空气内，而是发生在风速变化很大的大气中。大气中水蒸气水平扩散和垂直扩散时对水蒸发起着决定性作用。风或湍流将蒸发面上的潮湿空气带走，取而代之的是另一种较干的新空气，在这种情况下，蒸发速度取决于空气速度湍流强度及所补充的新空气的饱和差。这些因素对水蒸发的影响是相当复杂的，但为方便起见，人们常把蒸发归纳为饱和差和风速的某一函数的乘积：
w=(p饱-p)f(v) (3)
需要说明的是如果风吹过的是一个很大的水域，风速的变化对蒸发的影响就不十分重要了。例如，在北非撒哈拉大沙漠中形成的风，流经北非海岸时很干燥，它的大小对水蒸发的影响很大；但在横跨地中海时，其性质改变了，变得温和而潮湿，这时风速的大小对蒸发的影响很小甚至没有什么影响。
大气湍流强度随风速增大而增大。强烈的湍流交换可以使空气搅拌均匀，减少垂直湿度梯度，从而使蒸发变缓。但是在水源充足，热量足够多的热带或副热带，蒸发主要决定于水汽向上层大气的湍流输送速度，因而湍流加大，蒸发速度也随之增加。
除了上述一些因素外，影响大陆上水的蒸发还有土壤的结构、湿度、植被特性，海洋上的水蒸发还有海水中的盐分等。
3 空气含湿量日变化
从上午9：00至下午2：00左右，空气的干湿温度逐渐升高，但在这段时间内，空气含湿量的变化是空气焓值变化影响的主要因素。在通常情况下，空气含湿量增加，空气的焓也随之变大，反之空气的焓值随之降低。图2和图3分别为上海龙华气象站和原苏联多尔普鲁德纳气象站测试的当地大气含湿量日变化曲线。由图2和图3可知，从上午7：00至下午1：00左右空气的含湿量逐渐变小，因此它反映的空气焓值随之变小，这和图1反映的情况是一致的。所不同的是地点及最大、最小值出现的时间和数值不同，因此图1反映的空气的湿球温度变化曲线在部分地区内具有一定的代表性。
图2 上海龙华气象站1989年5月26日湿度日变化
图3 原苏联多尔普鲁德纳亚气象站测试的
湿度日变化曲线，夏天2m（多年平均）
4 空气含湿量变化特性
随着高度的增加，空气中的水蒸气含量迅速减少，一般从地面到高空每升高1500～1200m，水气含量约减少1/2。到5000m高度上，水汽含量仅是地面的1/10。水蒸气压力随高度的减小可表达为：
p=p0×10-z/β(4)
式中 p、p0——任意高度、地面上的平均水汽压，mbar
β——经验系数，m，对于低层大气，β≈5000m
z——高度，m
虽然空气的湿度随高度单调减小，但大气中湍流混合强度的增加，促使大气不同层内的湿度变得均匀，从而可引起下面湿度减小和边界层上部的湿度大。图4是原苏联多尔普鲁得纳亚气象站给出的不同高度和不同时刻空气的湿度值。图中的曲线充分说明了上述见解。在200m高空以下，空气湿度从7∶00至16∶00是减小的，(这和图2和图3基本相同)。在200m以上高空，这段时间内空气的湿度是增加的。这种结果是由于水蒸气垂直扩散造成的。在16∶00由于强烈的混合结果，铅直梯度不大，而在早晨7∶00，在整个边界内铅直梯度都很大。
图4 湿度的铅直廊线
大气温度的改变是影响土壤温度变化的主要因素之一。而土壤温度的变化又直接影响其上面空气温度的变化。在白天，随着土壤表面温度的升高，在其表面和低层空气内的温度要增加；夜间，随着空气温度的降低，温度相应也要减小。然而从早晨到中午，由于湍流的增强和空气温度的升高会引起相反的结果。综合影响的效果取决于上层土壤的潮湿程度和湍流日变化的范围。在干燥土壤的上面，白天随着土壤表面温度的升高，空气湿度没有明显地增加，在这种情况下，蒸发耗热不大，白天的热力不稳定度很大。所以湍流影响是主要的因素。白天在边界低部空气湿度达到极小值。在早晨和傍晚，由于湍流交换不大，虽然蒸发也不大，但是蒸发会使水汽在土壤表面附近积累，因而空气温度会出现最大值。夜间当完全没有蒸发或出现结露时，空气温度又出现另一个极小值，图2很明显地表现出这种特性。
5 夏季空气湿球温度简化计算式
通过上述分析可知，空气的湿球温度与空气的含湿量、干球温度有关，而空气的含湿量又与海拔高度、地面水蒸发情况、风向风速等很多因素有关。空气干球温度同样也会影响水的蒸发和空气中含湿量的大小，因此很难把这些因素用一个确切的函数关系表达出来。通过大量资料和数据分析整理，提出下述室外空气湿球温度简化计算式：
 (5)
式中 tm,τ——τ时刻的室外空气湿球温度，℃
tm——夏季空气调节室外计算湿球温度，℃
tw——夏季空气调节温度，℃
tp——夏季空气调节日平均温度，℃
b′——夏季大气压，mbar
b——标准大气压，b=1013.25mbar
τ——计算时刻，h
s——修正值，取s=5
例：计算北京夏季上午8：00的室外空气湿球温度。
解：查gbj19—87《采暖通风与空气调节设计规范》得北京市有关气象参数为：tm=26.4℃，tw=33.2℃，tp=28.6℃，b′=998.6mbar。
代入式(5)计算得tm.8=27.2℃。
作者简介：吴喜平，54岁，大学毕业，蓄能空调研究所所长。
吴喜平（同济大学） |
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