湿度 · aiwiki.page

湿度表示空气中水汽的含量，可用描述水汽丰度或接近饱和程度的物理量来表征。绝对湿度、比湿和混合比分别以不同方式衡量水汽含量，而相对湿度则比较同一温度下的实际水汽压与饱和水汽压。这些区别解释了为什么即使不增加水汽，空气冷却也会使相对湿度升高。(radiometrics.com)

湿度将地球大气层与水循环联系起来，并影响蒸发、云的形成和降水。湿度的分布反映了大气与海洋及陆地之间的水分交换、大气环流以及温度的影响。水汽也会产生温室效应，因此，大气中水分的变化对气候和气候变化具有重要意义。(ipcc.ch)

湿度通过地面仪器、高空观测和遥感进行测量。除气象学之外，湿度还影响植物的水分利用、人体通过蒸发散热的能力，以及对湿度敏感的材料的性能。因此，在实际应用中，如何理解湿度取决于所测量的物理量和所研究的过程。(radiometrics.com)

湿度量及其单位

大气湿度描述大气中气态水的含量。水汽必须与悬浮在云中的液滴和冰晶，以及土壤中所含或材料所吸收的水区分开来。各类湿度量描述的是水汽的含量，或水汽含量与饱和状态的关系；它们并不是可以相互替代的测量值。尤其是，相对湿度的百分数并不能说明一定体积空气中水汽的质量。(forecast.weather.gov)

绝对湿度是单位体积湿空气中的水汽质量， $\rho_v=m_v/V$ ，因此是一种密度。其国际单位制单位为 $\mathrm{kg\,m^{-3}}$ ，但也使用 $\mathrm{g\,m^{-3}}$ 。比湿 $q$ 以水汽与干空气的总质量为分母，而水汽混合比 $r$ 仅以干空气的质量为分母：

q=\frac{m_v}{m_d+m_v}, \qquad r=\frac{m_v}{m_d}.

这里， $m_v$ 和 $m_d$ 分别表示水汽和干空气的质量。这两个量都是无量纲的质量比，通常以 $\mathrm{kg\,kg^{-1}}$ 或 $\mathrm{g\,kg^{-1}}$ 表示； $10\ \mathrm{g\,kg^{-1}}$ 等于 $0.010\ \mathrm{kg\,kg^{-1}}$ 。由于分母不同，只要有水汽存在，就有 $q<r$ 。(radiometrics.com)

水汽分压 $e$ 是水汽对大气总压强 $p$ 的贡献。它以帕、百帕或千帕表示，其中 $1\ \mathrm{hPa}=100\ \mathrm{Pa}$ 。以百分数表示的相对湿度为

\mathrm{RH}=100\frac{e}{e_s(T)},

其中， $e_s(T)$ 是空气温度 $T$ 下的饱和水汽压。压强单位相互抵消，因此相对湿度是无量纲的：50% 表示实际水汽压为饱和值的一半，而不是说空气有一半是水。必须说明饱和状态是以液态水还是冰为参照，尤其是在冰点以下。精密计算还会考虑湿空气中的饱和水汽压与纯水汽的饱和水汽压之间随压强而变化的微小差异。(weather.gov)

在理想气体近似下，水汽压和总压强决定混合比：

r=\frac{\varepsilon e}{p-e}, \qquad q=\frac{r}{1+r}, \qquad e=\frac{pr}{\varepsilon+r}.

常数 $\varepsilon\approx0.622$ 是水与干空气的摩尔质量之比。各压强量必须使用相同单位，且代入的 $r$ 必须是以 $\mathrm{kg\,kg^{-1}}$ 表示的比值。例如， $e=2.00\ \mathrm{kPa}$ 和 $p=100.0\ \mathrm{kPa}$ 可得 $r\approx12.69\ \mathrm{g\,kg^{-1}}$ 和 $q\approx12.53\ \mathrm{g\,kg^{-1}}$ 。在 $q$ 与 $r$ 之间换算既不需要温度，也不需要压强；将其中任一量换算为 $e$ ，则需要总压强。(weather.gov)

绝对湿度还涉及绝对温度：

\rho_v=\frac{e}{R_vT},

其中， $R_v$ 是水汽的比气体常数， $T$ 以开尔文为单位。因此，将水汽压换算为水汽密度需要温度，而将相对湿度换算为水汽压则需要温度和饱和水汽压关系式。由相对湿度求比湿还需要总压强。即使水汽质量和干空气质量保持不变，膨胀也会通过改变体积而改变绝对湿度；在这种情况下，比湿和混合比保持不变。(radiometrics.com)

饱和、温度与相平衡

饱和是水汽与凝聚相之间达到热力学平衡的状态，并不是空气能够“容纳”多少水的实际上限。在温度固定的纯液态水平坦表面上方，水分子不断通过蒸发逸出，又通过凝结返回。达到饱和时，这两个方向相反的分子通量相互平衡，液态水与水汽之间没有净转移。此时的水汽分压就是饱和水汽压， $e_s(T)$ 。水汽分压低于这一值时，液态水倾向于蒸发；高于这一值时，水汽倾向于在已有的液态水表面凝结。即使没有干空气，这种平衡也同样存在：氮气和氧气并不是水分子的容器。在湿空气中进行精密测量时，需要做小幅修正，以计入水汽与其他气体的相互作用以及总气压的影响。(prod-01-alb-www-noaa.woc.noaa.gov)

饱和水汽压随温度的变化遵循克劳修斯–克拉佩龙关系。将水汽视为理想气体，并忽略液态水相对于水汽的比容，可得

\frac{d\ln e_s}{dT}\simeq \frac{L_v}{R_vT^2},

其中， $T$ 是以开尔文为单位的绝对温度， $L_v$ 是单位质量的汽化潜热， $R_v$ 是水汽的比气体常数。这一关系表明，在不太大的温度范围内，饱和水汽压随温度升高近似呈指数增长。在通常的地表温度附近，温度每升高一开尔文，饱和水汽压约增加 7%，但这一相对增长率会随温度变化。政府间气候变化专门委员会在其 2021 年关于水循环变化的评估中采用了这一近似变化规律。它描述的是平衡状态下饱和水汽压的变化，并不意味着实际水汽含量会自动增加。若要在升温过程中维持相对湿度不变，就需要补充水汽；升温本身并不会提供这些水汽。(ntrs.nasa.gov)

在冰点以下，凝聚相的种类十分重要。在相同的冰点以下温度下，过冷液态水表面的饱和水汽压 $e_{sw}$ 高于冰面上的饱和水汽压 $e_{si}$ 。因此，以液态水和冰为参照的相对湿度并不相同：

RH_w=100\frac{e}{e_{sw}},\qquad RH_i=100\frac{e}{e_{si}}.

例如，忽略湿空气带来的微小修正，常用的饱和水汽压公式给出的 $-10\,^\circ\mathrm{C}$ 时的数值约为 $e_{sw}=2.86\ \mathrm{hPa}$ 和 $e_{si}=2.60\ \mathrm{hPa}$ 。因此，相对于液态水的相对湿度为 100% 的空气，相对于冰的相对湿度约为 110%。反过来，相对于冰达到饱和的空气，相对于液态水的相对湿度仅约为 91%。所以，冰点以下的湿度数值必须说明所参照的物相；气象上通常使用的相对湿度，即使在低于 $0\,^\circ\mathrm{C}$ 时，也一般以液态水为参照。(eol.ucar.edu)

当水汽压超过指定物相的饱和值时，就会出现过饱和。这种状态之所以可能存在，是因为与已有的平坦表面达到平衡，与形成新的液滴或晶体，是不同的过程。形成微小液滴需要产生新的表面积，而且小液滴表面的曲率会使其平衡水汽压高于平坦液态水表面的平衡水汽压。溶解物质则起相反的作用，会降低平衡水汽压。海盐和硫酸盐等大气颗粒为液滴的形成提供了依附的物质；这些颗粒能否活化成为云凝结核，取决于颗粒的大小、组成以及周围环境的过饱和度。因此，相对于平坦纯水表面的相对湿度达到 100%，并不是每个颗粒都会变成云滴的普适阈值。(aoml.noaa.gov)

冰的形成同样存在成核势垒。冰核颗粒可以使过冷液滴开始冻结，其作用效果取决于温度和颗粒的表面性质；矿物尘埃和某些生物颗粒都是已有研究证实的例子。相对于冰达到饱和，本身并不保证冰晶会立即出现。一旦已有冰晶，只要周围空气相对于冰处于过饱和状态，水汽就可以通过凝华使冰晶增大，即使此时空气相对于液态水仍未饱和。因此，在同一团空气中，过冷液滴和冰晶与周围水汽交换的方向可能不同，这反映了两者平衡水汽压的差异。(repository.library.noaa.gov)

露点、湿球温度与湿空气学

露点 $T_d$ 是空气在压力恒定、水汽混合比不变的条件下冷却至饱和时的温度。在常规大气计算中，它满足 $e_s(T_d)=e$ ，其中 $e$ 为实际水汽压， $e_s$ 为液态水面上的饱和水汽压。空气冷却至露点的过程中散失的是显热，不需要增加水汽。霜点则指相对于冰面达到饱和时的温度，因此在冰点以下，这两种基准温度并不相同。露点差 $T-T_d$ 表示气温与露点之差：在气温一定时，露点差越小，相对湿度越高。(sciencedirect.com)

湿球温度反映的是蒸发冷却，而不是水汽含量不变时的冷却。温度计湿润纱布上的水蒸发时会消耗潜热，使温度下降，直到周围环境提供的热量与蒸发造成的热量损失达到平衡。干球温度则是没有这种蒸发冷却时测得的普通气温。在冰点以上的未饱和空气中，露点通常低于湿球温度，湿球温度又低于干球温度；达到饱和时，三者相等。热力学湿球温度由理想的等压绝热饱和过程定义，在这一过程中，蒸发使空气中的水汽增加。湿润温度计的读数近似于这一温度，但其测量过程涉及同时发生的传热和传质，并不等同于上述热力学过程。(fao.org)

解读湿球测量结果时，必须考虑通风条件和大气压力。常用的干湿球关系式为 $e=e_s(T_w)-Ap(T-T_w)$ ，其中压力 $p$ 与各水汽压须采用相容的单位。联合国粮食及农业组织（FAO）给出的系数为：气流速度约为 $5\ \mathrm{m\,s^{-1}}$ 的通风式干湿球湿度计， $A=0.000662\ \mathrm{K^{-1}}$ ；自然通风、气流速度约为 $1\ \mathrm{m\,s^{-1}}$ 时，则为 $0.000800\ \mathrm{K^{-1}}$ 。因此，不能脱离压力和通风条件，仅凭测得的干湿球温差 $T-T_w$ 换算湿度。(fao.org)

水汽压亏缺 $\mathrm{VPD}=e_s(T)-e$ 以压力单位表示环境空气偏离饱和状态的程度，常用单位为千帕。它表征大气的蒸发需求，但本身并不是蒸发速率。湿润表面处起驱动作用的水汽压差近似为 $e_s(T_s)-e$ ，其中 $T_s$ 为表面温度；只有在表面温度与气温相同时，环境空气的水汽压亏缺才等于这一差值。实际水汽通量还受可用能量及水汽输送阻力的制约。湿空气学用图表表示这些关系：图中综合呈现干球温度、含湿量、相对湿度曲线，以及湿球温度线和等焓线。每张图都适用于特定的总压力。例如，美国采暖、制冷与空调工程师学会（ASHRAE）2017 年的国际单位制湿空气图，包括适用于海平面的 $101.325\ \mathrm{kPa}$ 图，以及适用于标称海拔 $1{,}500\ \mathrm{m}$ 的 $84.54\ \mathrm{kPa}$ 图。在常规的温度—含湿量图上，沿含湿量不变的方向移动至饱和边界，即可确定露点。(fao.org)

下面以一个计算实例说明。假设同时观测到 $T=25^\circ\mathrm{C}$ ，相对湿度为 $50\%$ 。采用 FAO 于 1998 年发布的《作物蒸散量》指南中的液态水饱和水汽压近似公式，

e_s(T)=0.6108\exp\!\left(\frac{17.27T}{T+237.3}\right)\ \mathrm{kPa},

可得 $e_s(25)\approx3.168\ \mathrm{kPa}$ ，因此 $e\approx1.584\ \mathrm{kPa}$ ，且 $\mathrm{VPD}\approx1.584\ \mathrm{kPa}$ 。对同一公式进行反解，可得

T_d=\frac{237.3\ln(e/0.6108)} {17.27-\ln(e/0.6108)} \approx13.9^\circ\mathrm{C}.

因此，露点差约为 $11.1\ \mathrm{K}$ 。这些计算值以液态水面上的饱和状态为基准，并忽略了常规大气压力下气体偏离理想气体行为的微小影响。冰点以下、以冰面为基准的计算需要使用冰面饱和水汽压关系式；高压条件下的应用则需要更完整的湿空气物性方程。此外，要在图上确定相应的含湿量和湿球温度，还需要知道总压力。(fao.org)

来源、汇与大气输送

大气水汽来自海洋、湖泊、河流、湿润土壤及植被截留水的蒸发，以及植物叶片的蒸腾作用。土壤蒸发与植物蒸腾通常合称为蒸散。这些通量的形成需要汽化所需的能量，以及蒸发表面与周围空气之间的水汽压差。辐射和空气传来的热量提供能量；风和湍流则带走水汽，限制其在近地表积聚。实际通量还取决于可用水量，以及水分通过土壤和植被输送时所受的阻力，因此，空气干燥本身并不意味着蒸发一定很快。(fao.org)

能量供给与水汽输送的耦合，是霍华德·彭曼于1948年提出的、用于估算开阔水面蒸发量的综合法的基础。在约 $20\,^\circ\mathrm{C}$ 时，蒸发一千克水需要约 $2.45\ \mathrm{MJ}$ 的潜热。因此，蒸发既是水汽的来源，也是能量从地表向大气转移的过程。在有植被覆盖的陆地上，空气动力学阻力控制着水汽向冠层上方空气的输送，而表面阻力则表示气孔和土壤表面对这一过程的限制；农业方面的应用另行讨论。(fao.org)

凝结使水汽转变为液态水滴，凝华则使水汽直接转变为冰。两者都会使水脱离气相，但不一定会使水离开大气：水滴和冰晶可以继续悬浮在云中。到达地表的降水会将大气中的水送回陆地或海洋。若雨滴在落地前蒸发，其中的水就会重新回到水汽储库。同样，云滴蒸发和冰的升华会逆转先前的相变。因此，水汽收支需要区分这些内部交换与穿过地表边界、从大气中净移出的水量。(noaa.gov)

水平平流使水汽随风输送，湍流混合则使水汽在相邻气块之间，以及近地层与高空空气之间重新分配。对流将低层湿润空气向上输送；更大尺度的环流则组织起跨区域、跨大陆的输送。当通过大气输送进入某一区域的水量多于离开该区域的水量时，就会出现水汽辐合，为该区域提供本地蒸发之外的水分来源。大气河是水汽输送高度集中的狭长通道，其强度同时取决于水汽含量和风。2010年12月10日至22日，一系列大气河为美国西海岸的风暴提供了水汽，部分地点的降雨量达到11—25英寸，约合280—635毫米。(ipcc.ch)

可降水量衡量的是单位面积上方的水汽总质量，而不是某一高度的湿度。在静力平衡条件下，

W=\frac{1}{g}\int_0^{p_s}q\,dp,

其中， $q$ 为比湿， $p_s$ 为地面气压， $g$ 为重力加速度。其单位为 $\mathrm{kg\,m^{-2}}$ ； $1\ \mathrm{kg\,m^{-2}}$ 约相当于1毫米深的液态水。可降水量不包括云中的液态水和冰。因此，地表湿度相同，并不意味着整层大气的水汽总量相同。(confluence.ecmwf.int)

忽略凝结水的储存和输送时，大气柱的水汽收支为

\frac{\partial W}{\partial t}+\nabla_h\cdot\mathbf{Q}=E-P, \qquad \mathbf{Q}=\frac{1}{g}\int_0^{p_s}q\mathbf{v}_h\,dp,

其中， $E$ 为向上取正的蒸发通量， $P$ 为到达地表的降水， $\mathbf{v}_h$ 为水平风。通量散度为负表示辐合。如果大气柱内的水汽储量变化很小，降水量仍可超过本地蒸发量，因为水汽输送能够补足差额。反之，水汽辐散可以在本地蒸发的水形成降水之前将其输送出去。严格的总水量收支还包括凝结水的储存和输送。(confluence.ecmwf.int)

地理、垂直和时间分布特征

温暖的热带空气所含的水汽通常远多于寒冷的极地空气，即使极地空气的相对湿度更高也是如此。这种差异反映的是饱和水汽压对温度的强烈依赖，而不是空气具有某种固定的容纳水汽的能力。以大气压为 $100\ \mathrm{kPa}$ 时的计算为例，在 $30^\circ\mathrm{C}$ 、相对湿度为 80% 的条件下，每千克湿空气约含 $21\ \mathrm{g}$ 水汽。在 $-10^\circ\mathrm{C}$ 、以冰面为基准的相对湿度为 90% 的条件下，空气的水汽含量仅约为 $1.5\ \mathrm{g/kg}$ 。这些依据标准湿度关系式计算并取整的数值说明，接近饱和的极地空气，其水汽含量为何可能仅为温暖热带空气的约十四分之一。(radiometrics.com)

海洋与大陆之间的湿度差异，既取决于水汽供应，也取决于大气环流。海洋是广阔的蒸发源，而陆地上的蒸发则取决于土壤水分、植被和可利用的能量。因此，大陆湿度既受海洋输入水汽的影响，也受当地通过蒸散作用实现的水分再循环影响。深入内陆的距离并不能单独决定湿度：盛行风可以将水汽输送至大陆腹地。在南北纬 $30^\circ$ 附近，大尺度环流的下沉支有利于形成干燥环境。下沉空气因压缩而增温，使相对湿度降低，但不一定会进一步减少水汽；降雨不足也会限制此后陆地上的蒸发。(ipcc.ch)

季节性环流变化所造成的湿度差异，可能比距海岸远近造成的差异更大。在季风环流中，海陆受热状况和气压场的变化会重新调整风场与水汽输送。夏季从印度洋吹入的气流使南亚大部分地区变得湿润，而冬季从大陆吹出的气流通常较为干燥。北美季风一般于六月在墨西哥形成，七月扩展至美国西南部，带来太平洋和加利福尼亚湾的湿润空气。山地则在此基础上造成鲜明的局地差异：上升空气冷却，水汽凝结，并可能在迎风坡通过降水损失水分；背风侧的下沉空气增温，使相对湿度降低，并促成雨影。夏威夷的东北信风便是一个鲜明例子：迎风坡较湿润，背风坡较干燥。(nesdis.noaa.gov)

从垂直分布来看，大气中的水汽大多集中在靠近地表水汽源的对流层低层。气温随高度降低，以及空气上升过程中的凝结，通常会使高空的水汽含量减少，但具体的垂直廓线未必呈平滑递减。湿润的云层可能位于干燥空气层之上，而相对湿度也可能随高度增加，即使比湿同时在降低。寒冷的近岸海水还可以在温度逆温层下方维持一个凉爽、湿润的空气层，加利福尼亚沿岸就是如此。进入平流层的水分受到寒冷的热带对流层顶的强烈限制：冰的形成和沉降会使上升空气脱水。热带西太平洋是一个尤为重要的入口，那里的低温限制了穿过对流层顶后仍能进入平流层的水汽量。(ipcc.ch)

相对湿度的日变化周期往往主要由温度变化引起。当水汽压大致恒定时，相对湿度通常在一天中气温最低时达到最高，在午后较暖时降至最低。例如，采用联合国粮食及农业组织（FAO）的饱和水汽压近似公式，恒定为 $1.5\ \mathrm{kPa}$ 的水汽压在 $15^\circ\mathrm{C}$ 时对应约 88% 的相对湿度，而在 $30^\circ\mathrm{C}$ 时仅对应 35%。这种下降并不需要水汽减少。不过，实际水汽含量仍可能因蒸发、输送或结露而发生变化；夜间凝结可能降低水汽压，而日出后露水蒸发则会重新补充水汽。(fao.org)

局地湿度还取决于地表状况和观测所涵盖的空气层厚度。植被和湿润土壤会供应水汽，而遮阴会改变温度；因此，它们的影响既包括水分增加，也包括相对湿度的变化。对南加利福尼亚从海岸到沙漠各类环境的观测，记录了与植被有关的大气微气候差异。在冷水附近，降温可以提高相对湿度并形成浅薄的湿润空气层，但这并不意味着水汽含量特别高。加利福尼亚的海洋空气层体现了这一区别：凉爽、多雾的沿海空气上方，只需升高一小段距离，或向内陆移动不远，就可能出现更温暖、晴朗的空气。(agris.fao.org)

天气过程中的湿度

辐射冷却可以使物体表面及其邻近空气在水汽含量不增加的情况下达到饱和。晴朗的夜间，地面和暴露在外的物体通过红外辐射损失能量。如果物体表面的温度降至与其接触的空气的露点以下，水汽便会直接凝结在该表面上，形成露；此时，标准温度计观测高度处的空气不一定达到饱和。相比之下，雾由悬浮在近地面空气中的小水滴组成，而非沉积在物体上的水。当冷却使具有足够厚度的湿润近地面气层达到饱和时，就会形成辐射雾，这通常发生在天空晴朗、风力微弱的条件下。加利福尼亚州冬季的图勒雾就是一例：凉爽湿润的近地面气层、上方晴朗的天空以及微弱的风，有利于中央谷地形成浓雾。云由悬浮的水滴、冰晶或两者共同组成，通常位于地面上方；因此，露、雾和高于地面的云，分别表示凝结水所处的不同位置和存在形式。(weather.gov)

抬升使空气达到饱和的机制则有所不同：气块进入气压较低的区域时，会膨胀并冷却。沿锋面、山坡或在上升的热气流中被抬升的空气，可以到达凝结高度并形成云。混合也能使空气达到饱和，因为饱和水汽压随温度升高呈非线性增长。在理想化的恒压近似条件下，将温度分别为 $0\,^\circ\mathrm{C}$ 和 $20\,^\circ\mathrm{C}$ 的饱和空气等量混合后，平均水汽压约为 $14.8$ 百帕，而在混合后约为 $10\,^\circ\mathrm{C}$ 的温度下，达到饱和仅需 $12.3$ 百帕的水汽压。由此产生的多余水汽会通过凝结被去除。蒸发雾体现了相关过程：温暖水面的蒸发提供水汽，与冷空气混合后，在水面上方形成烟缕状的雾。然而，与足够干燥的空气混合，也可能使雾或云消散。(weather.gov)

凝结向上升的空气释放潜热，部分抵消其膨胀冷却。每凝结一千克水，释放的能量约为 $2.5\times10^6$ 焦耳；这一过程只是转移了先前蒸发时吸收的能量，而非创造能量。因此，上升的饱和气块通常比未饱和气块冷却得更慢。如果气块仍比周围空气温暖、密度更小，浮力便会维持其上升，并可促使浓积云和雷暴发展。单凭水汽并不能启动这一过程：还需要大气不稳定条件和抬升机制；而即使低层水汽充沛，逆温也可能抑制空气上升。(training.weather.gov)

干空气卷入，即周围空气被卷入云或上升气流的过程，会促进云滴蒸发，减少云中水量，并使混合后的空气冷却。因此，云的发展部分取决于凝结与蒸发之间的平衡。下落的降水同样可能在云下的未饱和气层中蒸发，使该气层增湿并冷却。冷却会增强负浮力，从而可能加强下沉气流；强烈的下沉空气到达地面后，可能以下击暴流的形式向外扩散。如果降水在到达地面之前完全蒸发，肉眼可见的下落条带称为雨幡。因此，高空出现雷达回波，并不一定意味着地面有可测量的降雨。(weather.gov)

天气预报需要综合利用水汽的垂直分布、温度、风以及抬升机制。在大气探空资料中，温度与露点相差很小，表明该气层接近饱和；两者相差较大，则表明存在干燥气层，这些气层可能抑制云的发展，或有利于降水蒸发。地面露点的分布可以反映湿空气输送及水汽边界；持续的水汽辐合则能指示水汽积聚的区域，如果不稳定条件和抬升条件也有利，这些区域就可能发生雷暴。仅凭地面相对湿度无法确定降雨概率：浅薄的饱和气层可能只产生雾而不降雨，而在高空湿润气层中形成的降水，则可能穿过相对干燥的近地面空气落下。因此，必须综合评估湿润气层的厚度、大气稳定度、上升运动以及降水下落路径上的蒸发过程。(weather.gov)

仪器、观测网络与测量质量

机械式湿度计将吸湿引起的变化转化为机械运动：随着相对湿度升高，毛发元件伸长，杠杆将这一变化放大，带动指针或记录笔。奥拉斯-贝内迪克特·德·索绪尔于1783年描述了一种毛发湿度计。干湿球湿度计则比较普通温度计与包覆湿润纱布的温度计的读数；蒸发冷却、通风状况和大气压力共同决定如何由两者的温差换算出湿度。电子仪器使自动记录成为可能：吸收的水分会改变聚合物介电材料的电容，或吸湿涂层的电阻。冷镜式仪器将反射表面冷却，直至能够维持一层由光学方式检测到的凝结物；只要确定凝结物的物相，测得的镜面温度便可给出露点或霜点。这些方法直接测量的是不同的量，并非对同一信号的可互换测量方式。(collection-lhst.epfl.ch)

地面观测需要辐射屏蔽和充分的空气流通，以使传感器温度能够代表周围空气的温度。通风不足的防护罩可能在阳光下升温，导致相对湿度读数偏低，即使大气中的水汽实际上并未减少。接近饱和时，感测元件上的凝结可能影响其响应及后续恢复；污染和老化也使定期检查成为必要。(weather.gov) 气球搭载的无线电探空仪将观测延伸至垂直方向：美国国家气象局安排在协调世界时（UTC）00:00和12:00进行常规探空。飞机沿航线开展测量，补充这些垂直廓线；业务系统包括MOZAIC和IAGOS项目使用的电容式传感器，以及第二代水汽传感系统（Water Vapour Sensing System II）。这些系统的采样位置不同于固定站点和气球升空观测的位置。(weather.gov)

在上升过程中穿越湿度梯度急剧变化的区域时，响应时间尤为重要。2004年的一项实验室和实地研究利用在 $+25\,^\circ\mathrm{C}$ 至 $-60\,^\circ\mathrm{C}$ 之间测得的响应，制定了维萨拉无线电探空仪湿度传感器的时间滞后订正方法；低温下较慢的响应可能使观测廓线中的特征变得平滑或发生位置偏移。(journals.ametsoc.org) 太阳辐射加热还会引入另一种误差，因为温度高于周围空气的传感器会测得偏低的相对湿度。维萨拉公布的2010年RS92数据处理变更同时订正了时间滞后和辐射加热的影响，其中对白天探空中距地面约10—15千米高度处的影响最大。因此，仪器型号、处理版本和订正历史都是观测记录不可或缺的元数据。(vaisala.com)

卫星遥感通过测得的辐射亮度反演湿度，而非采集空气样本。红外和微波通道对不同高度的敏感性不同，因此可以反演垂直廓线，但其中的信息分布在多个大气层内，并不意味着能在每一个输出高度层上独立分辨湿度。不透明云层会阻碍红外探测仪获取云下大气的廓线；配套的微波测量则可在有云条件下提供信息。欧洲气象卫星组织（EUMETSAT）的IASI产品将红外观测与AMSU-A和MHS的微波测量相结合。(eumetsat.int) 地基全球导航卫星系统观测，包括全球定位系统观测，利用的是大气造成的信号延迟。地面气压决定静力延迟部分；扣除这一部分后，剩余的湿延迟与整层积分水汽含量密切相关。这提供的是整层测量值，而非地面相对湿度，也不能唯一确定水汽的垂直廓线。(ngs.noaa.gov)

实验室校准将仪器与受控湿度发生器和参考湿度计进行比较，并通过有记录的标准和不确定度建立计量溯源性。湿度发生器可以在已知温度和压力下使气体达到饱和，再使其膨胀或与干燥气体混合，从而获得规定的水摩尔分数。参考冷镜式仪器可以将这一校准传递至现场传感器，而现场传感器的漂移必须另行检查。(radiometrics.com) 克里斯托弗·W.迈耶、托比亚斯·赫尔曼和W.怀亚特·米勒在2021年对美国国家标准与技术研究院（NIST）混合式湿度发生器的介绍中报告，该发生器可在环境压力下产生露点或霜点范围为 $-90\,^\circ\mathrm{C}$ 至 $+85\,^\circ\mathrm{C}$ 的湿气。该发生器在覆盖因子为 $k=2$ 时，露点或霜点高于 $-60\,^\circ\mathrm{C}$ 范围内的扩展测量不确定度低于 $0.025\,^\circ\mathrm{C}$ 。这一参考不确定度并不代表业务观测的完整不确定度，后者还取决于经校准仪器的重复性和测量条件。(nist.gov)

气候反馈、变化趋势与研究局限

水汽吸收地球发出的红外辐射，因而对温室效应有所贡献。在温度等其他条件不变时，水汽增加会减少向外辐射，并改变地球能量收支。变暖会使饱和水汽压升高；如果大气水汽随之增加，新增水汽对辐射的吸收便会放大最初的变暖，形成正的气候反馈。这不同于二氧化碳等长寿命温室气体浓度增加所产生的外部强迫：对流层水汽对温度变化的响应很强，并通过蒸发、凝结和降水持续交换。对流层上部的水汽对辐射响应尤为重要，因此，仅凭地表湿度无法表征水汽反馈的强度。(ipcc.ch)

政府间气候变化专门委员会（IPCC）在2021年的评估中指出，自20世纪70年代以来，陆地和海洋近地表比湿很可能有所增加；自2000年以来，全球大部分陆地区域的相对湿度很可能有所下降，北半球中纬度地区尤其如此。北半球高纬度地区的相对湿度有所增加，而非像中纬度地区那样普遍下降。该评估对比湿增加和陆地相对湿度下降这两个总体变化方向具有高信度。其主要地表湿度图涵盖1973—2019年。上一份评估所指出的约2000—2012年间比湿增速放缓的现象并未持续；2015—2016年的强厄尔尼诺事件促使地表水汽含量达到异常高的水平。这些发现描述的是不同的物理量，并非相互矛盾的趋势。(ipcc.ch)

水汽含量增加可以与相对湿度下降同时发生，因为相对湿度取决于实际水汽压与随温度变化的饱和水汽压之比。如果实际水汽压的增速低于饱和水汽压，相对湿度就会下降。陆地的升温幅度通常大于海洋，而从海洋输送来的水汽对陆地湿度构成重要制约。因此，输入陆地的水汽虽然可能增加，却未必能跟上较暖陆地上饱和水汽压的增幅。土壤水分的可利用性和植被响应，包括气孔导度的变化，也会进一步改变当地的水汽供应。这些机制将湿度变化与陆地和海洋的升温差异联系起来，而不要求大气含水量出现绝对下降。(ipcc.ch)

未来预估不同于上述观测结果。在2021年的评估中，CMIP6气候模型预估，相对于1995—2014年，2041—2060年全球平均整层积分水汽含量将增加约6%—13%，2081—2100年将增加约5%—32%，具体取决于排放情景。IPCC对全球平均整层水汽含量和陆地近地表比湿将继续增加具有高信度，但对陆地相对湿度将随地区和季节而异地下降仅具有中等信度。区域水汽输送仍较难确定，因为环流变化既可能增强，也可能抵消热力学变化的作用。云的响应涉及空间分布不均、微物理机制复杂的过程，因而带来额外的不确定性。(ipcc.ch)

长期湿度记录仍存在不容忽视的不确定性。采样稀疏限制了对区域趋势的估计，南半球海洋上空尤其如此；船舶观测高度、仪器偏差，以及需要对记录进行均一化处理的各种变化，都会影响地表数据集。再分析资料可提供空间覆盖完整的估计，但仍对其观测系统的变化敏感：一些整层水汽记录中的明显突变恰好与此类变化发生在同一时期。即使各数据集对变化方向的判断一致，这些局限也会增加估计趋势幅度的难度。研究问题还包括对流和云如何重新分配对流层上部的水汽，以及区域环流变化如何改变湿度。由于高层水汽的辐射作用远大于其含量占比所对应的程度，仅仅在地表湿度或整层水汽总量的趋势上取得一致，并不能证明模型能够再现水汽的垂直分布或其与云的耦合关系。(ipcc.ch)

植物水分关系与农业应用

蒸腾作用由湿润的叶片内部与周围空气之间的水汽压差驱动。通常将叶片内部气隙中的空气近似视为在叶温下接近饱和，因此叶片与空气之间的水汽压梯度为 $e_s(T_{\mathrm{leaf}})-e_a$ ，其中 $e_s$ 为饱和水汽压， $e_a$ 为环境水汽压。这与根据气温计算的水汽压亏缺不同：受阳光照射、温度高于空气的叶片可能承受更大的梯度。水汽通过气孔和紧邻叶片的边界层向外传输。因此，气孔阻力和外部传输阻力会限制水汽通量；仅凭较大的压差，并不能确定水分散失的速率。叶片内部接近饱和，是气体交换计算中采用的一种近似，而非始终不变的状态。(academic.oup.com)

辐射为汽化提供能量，风和湍流则将水汽从叶丛中带走。在冠层尺度上，空气动力学阻力描述水汽从植被向上方大气传输时受到的阻碍，其大小取决于风、测量高度和冠层结构。表面阻力表示气孔、叶面积和蒸发中的土壤表面共同施加的限制。这些阻力与水分供应相互作用：土壤变干时，即使大气蒸发需求很强，气孔阻力的增大也可能使蒸腾减弱。辐射、温度和水汽压亏缺同样会影响气孔行为，而不同作物及品种的响应有所差异。因此，湿度测量反映的是蒸发环境的一个组成部分，而不是对植物实际水分散失量的直接测量。(fao.org)

农业计算通常采用FAO 彭曼–蒙蒂斯方程，将可用能量与空气动力学水汽传输结合起来。霍华德·彭曼于1948年提出的综合方法，将能量平衡计算与质量传输计算相结合；1990年5月，联合国粮食及农业组织（FAO）的一次专家咨询会议建议，将彭曼–蒙蒂斯方法作为计算参考蒸散量的标准。其日尺度形式为

ET_0= \frac{0.408\Delta(R_n-G)+ \gamma\frac{900}{T+273}u_2(e_s-e_a)} {\Delta+\gamma(1+0.34u_2)}.

其中， $ET_0$ 的单位为毫米每天； $R_n$ 和 $G$ 分别为净辐射和土壤热通量，单位为兆焦耳每平方米每天； $T$ 为平均气温，单位为摄氏度； $u_2$ 为2米高度处的风速，单位为米每秒。水汽压的单位为千帕， $\Delta$ 和 $\gamma$ 则分别为饱和水汽压曲线斜率和干湿表常数。参考表面是假想的、供水充足的草地，草高0.12米，表面阻力为 $70\ \mathrm{s\,m^{-1}}$ ，反照率为0.23。(fao.org)

湿度观测主要通过 $e_a$ 参与计算，该值可由露点、干湿球测量，或结合温度的相对湿度数据求得。在日尺度计算中，FAO 使用日最高温度和日最低温度对应的饱和水汽压的平均值来计算 $e_s$ ，而不是仅根据日平均温度计算。随后，通过 $ET_c=K_cET_0$ 将参考蒸散量换算为标准条件下的作物蒸散量，其中作物系数 $K_c$ 表示作物特性及其生长阶段。在水分胁迫计算中，可以单独调低蒸腾分量，同时保留明确的土壤蒸发分量。作物蒸散量并不等同于灌溉需水量：还必须考虑有效降雨、土壤储水量的变化以及水量平衡中的其他收支项。(fao.org)

在炎热干燥地区，供水充足的作物既有充沛的可用能量，也面临较大的水汽压梯度。在湿润的热带环境中，即使辐射较强，较高的环境水汽压仍会减小这一梯度；因此，与干燥空气中的情况相比，风速增加的影响往往较小。冠层内部的蒸发会使局部空气变得湿润，而受限的空气交换可能减小叶片周围的水汽压梯度。这类测量反映的微环境，不同于标准气象站观测所代表的环境；后者通常在大片草地或低矮植被上方2米处进行。因此，在蒸散量计算中，若不考虑环境暴露条件和测量高度的差异，就不能直接用作物冠层内的湿度替代参考观测场的数据。(fao.org)

人体热交换与热环境指标

汗液蒸发时会从皮肤吸收潜热，从而参与人体的体温调节。因此，出汗与蒸发散热是两个不同的过程：留在皮肤上或滴落的汗液，并不能产生汗液在皮肤表面蒸发时所带来的降温作用。蒸发的驱动力来自湿润皮肤表面与周围空气之间的水汽压差。在皮肤温度、空气流动和衣着等其他条件相近时，大气水汽压升高会缩小这一压差，降低蒸发冷却所能达到的速率。相对湿度通过其与实际水汽压的关系影响这一过程；仅凭一个百分比，并不能确定皮肤与空气之间的水汽压梯度。(weather.gov)

人体热交换还包括对流、辐射、传导以及呼吸散热。气温决定了对流热交换的方向：温度低于皮肤的空气可以吸收皮肤释放的显热，而温度较高的空气则可以向人体传递热量。太阳辐射和高温周围环境发出的红外辐射，都可能增加人体吸收的热量，而这种作用并不取决于湿度。身体活动会增加代谢产热，衣着则会同时改变隔热性能和水汽传递阻力。例如，不透气的防护服可能限制汗液蒸发，并在紧贴皮肤处形成温暖、潮湿的微环境，即使气象站测量结果显示外界大气相对较干燥，也可能如此。风会改变对流传热和蒸发散热，因此不能仅用湿度来描述其影响。(cdc.gov)

热指数以体感温度表示气温与相对湿度的综合影响，而不是温度计的测量值，也不是对体温的预测。其生理学基础源自罗伯特·G.斯特德曼于1979年开展的温度—湿度分析；美国国家气象局在业务中使用的计算方法，则采用了兰斯·P.罗思福斯在1990年一份技术附件中描述的回归公式。美国国家气象局给出的一个示例显示，当气温为 $100^\circ\mathrm{F}$ （约 $38^\circ\mathrm{C}$ ）、相对湿度为55%时，热指数为 $124^\circ\mathrm{F}$ （约 $51^\circ\mathrm{C}$ ）。在气温相同、但相对湿度为15%时，给出的热指数为 $96^\circ\mathrm{F}$ （约 $36^\circ\mathrm{C}$ ）。这些数值描述的是模型估算的体感状况；两种情况下，实测气温均仍为 $100^\circ\mathrm{F}$ 。(wpc.ncep.noaa.gov)

热指数图表以处于阴凉处且风力较弱为前提。美国国家气象局指出，暴露在充足的阳光下，可使体感热负荷增加相当于最高 $15^\circ\mathrm{F}$ 的温差，即约 $8^\circ\mathrm{C}$ ；这并不是适用于所有日照环境的固定修正值。该指数并未明确纳入个人实际受到的太阳辐射、局地风况、劳动强度或所穿衣物。其计算方法也存在数学上的适用限制：当体感温度低于约 $80^\circ\mathrm{F}$ ，即 $27^\circ\mathrm{C}$ 时，罗思福斯回归公式并不适用，需改用较简单的计算方法；对于超出基础数据范围的极端温度与湿度组合，该公式同样无效。(weather.gov)

无论是相对湿度还是露点，单独一项都不足以完整描述热环境。相对湿度取决于气温，而露点能够确定大气水汽压，却不能说明气温、辐射或空气流动情况。因此，相同的露点可能对应不同的对流热负荷，相同的相对湿度也可能对应不同的大气水汽压。热交换评估因而会将环境测量值与代谢活动、衣着特性区分开来。在实测温度和湿度完全相同的条件下，穿着防护连体服从事繁重劳动的人，与穿着轻薄衣物、处于休息状态的人，可能承受不同的热负荷。任何单一的湿度值，都不能作为区分安全与不安全暴露条件的普适界限。(cdc.gov)

建筑、材料与湿度控制

吸湿性材料会与周围空气交换水汽，直至接近由相对湿度、温度及其水分吸着历程决定的平衡含水率。这一指标指的是材料内部保有的水分，而不是邻近空气的相对湿度。木材、纸张、皮革和许多纺织纤维会在湿度上升时吸收水分，在湿度下降时释放水分；由于成分、涂层、厚度和内部结构不同，它们的响应也有所差异。美国林务局于2021年修订的《木材手册》说明了水分变化如何引起木材尺寸变化，其中横纹方向的变化远大于顺纹方向。在复合物件中，各部分尺寸变化不一致，或变化受到约束，会使膨胀和收缩转化为应力：木制接合部可能松动，纸张可能翘曲，漆层或饰面木皮可能开裂，或与基底分离。扩散和表面涂层会延缓材料达到平衡，因此短暂的湿度波动未必会引起与长期暴露相同的响应。(research.fs.usda.gov)

当建筑物表面的温度低于与其接触的空气的露点时，就会发生凝结。因此，即使测得的室内平均湿度并未显示空气已达到饱和，窗户、冷水管和冷却空气输送风管仍可能变湿。美国环境保护署的湿度控制指南举了一个例子：露点高于70 °F（约21 °C）的室外空气接触温度约为55 °F（约13 °C）的空调风管时，水分会在风管外表面凝结。在出现可见的凝结水之前，降温就可能已使局部相对湿度升高到足以促使材料劣化的程度。因此，家具背后或靠近外墙处的环境条件，可能与位于房间中央的传感器所测得的条件有很大差异。材料成分和暴露时间同样重要：吸水性背衬、不透水涂层和裸露金属表面，对同一环境的响应各不相同。(epa.gov)

主动湿度控制会改变水汽的收支平衡。采用制冷方式的空气调节和除湿设备将空气冷却至露点以下，使水汽凝结并排出液态水；随后再加热，可以进一步降低相对湿度，而不会使已除去的水分重新回到空气中。干燥剂则通过吸附或吸收来摄取水汽，无须先将空气冷却至饱和状态即可除湿。加湿器通过蒸发或输送蒸汽增加水汽。当用于置换的室外空气含湿量较低时，通风可以排除水分；但当进入室内的空气露点高于室内空气时，通风反而会增加湿负荷。单纯加热会降低相对湿度，却不会除去水汽；单纯冷却则会使相对湿度上升，直至开始凝结。这些区别说明，达到设定温度并不一定意味着空调系统已充分控制湿度。(energy.gov)

在博物馆中，密闭展柜可以形成适合特定藏品的微环境，而不必要求整栋建筑都维持相同条件。经调湿处理的硅胶可充当可逆的水分缓冲剂，在湿度上升时吸收水分，在湿度下降时释放水分。其效果取决于吸着剂的用量、吸湿容量、展柜的漏气程度，以及内外环境条件的差异。加拿大文物保护研究所记录了一个于2021年3月1日至11日接受测试的展柜，其空气交换率为每天0.44次：在未使用吸着剂的情况下，柜内相对湿度约需九天才接近室内环境水平。改善密封性可以减少所需的吸着剂用量和再生频率，但密封本身并不能使潮湿的内装物品变干。已含有过多水分的物件被封闭后，可能持续维持潮湿的微环境，因为其自身储存的水分释放缓慢。(canada.ca)

文化遗产的保存要求因损害机制而异。由真菌引起的霉菌生长，取决于可利用的水分、基质、温度和时间；加拿大文物保护研究所《技术通报》第26号汇总的实验表明，在75%的相对湿度下，约两周至三个月后会出现可见的霉菌生长，而在80%至90%的相对湿度下，仅需一至五天。腐蚀受表面污染物的影响很大：氯化钠可在相对湿度接近75%时潮解，形成具有腐蚀性的液膜。相比之下，机械损伤尤其取决于水分引起的尺寸变化的幅度和持续时间，以及这种变化是否受到约束。因此，斯特凡·米哈尔斯基的文物保护框架将潮湿、特定物件的临界湿度、水分促进的化学劣化和湿度波动区分开来，而不是认为同一个相对湿度范围适合所有藏品。(canada.ca)

参考来源

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