ในอุณหพลศาสตร์บรรยากาศอุณหภูมิเสมือน ( ) ของมวลอากาศ ชื้น คืออุณหภูมิที่มวลอากาศ แห้งตามทฤษฎี จะมีแรงดันและความหนาแน่นรวมเท่ากับมวลอากาศชื้น^{[ 1 ]} อุณหภูมิเสมือนของอากาศชื้นที่ไม่อิ่มตัวจะมากกว่าอุณหภูมิอากาศสัมบูรณ์เสมอ อย่างไรก็ตาม เนื่องจากการมีอยู่ของหยดน้ำในเมฆที่แขวนลอยจะลดอุณหภูมิเสมือนลง ${\displaystyle T_{v}}$

ผลกระทบอุณหภูมิเสมือนยังเป็นที่รู้จักในชื่อผลกระทบการลอยตัวของไอน้ำ^{[ 2 ]} ได้รับการอธิบายว่าเป็นการเพิ่มการแผ่รังสีความร้อนของโลกโดยการทำให้บรรยากาศเขตร้อนอุ่นขึ้น^{[ 3 ] [ 4 ]}

ในกระบวนการทางอุณหพลศาสตร์ ของบรรยากาศ มักจะเป็นประโยชน์ที่จะสมมติว่ามวลอากาศมีพฤติกรรมแบบอะเดียแบติก โดยประมาณ และแบบอุดมคติ โดยประมาณ ค่าคงที่ของก๊าซจำเพาะสำหรับมวลมาตรฐานหนึ่งกิโลกรัมของก๊าซชนิดใดชนิดหนึ่งนั้นแปรผันได้ และอธิบายทางคณิตศาสตร์ได้ดังนี้

${\displaystyle R_{x}={\frac {R^{*}}{M_{x}}},}$

โดยที่คือค่าคงที่ของแก๊สโมลาร์ และ คือ มวลโมลาร์ปรากฏของแก๊สในหน่วยกิโลกรัมต่อโมล มวลโมลาร์ปรากฏของมวลชื้นตามทฤษฎีในชั้นบรรยากาศของโลกสามารถกำหนดได้ในส่วนประกอบของไอน้ำและอากาศแห้งดังนี้ ${\displaystyle R^{*}}$${\displaystyle M_{x}}$${\displaystyle x}$

${\displaystyle M_{\text{air}}={\frac {e}{p}}M_{v}+{\frac {p_{d}}{p}}M_{d},}$

โดยที่คือความดันย่อยของน้ำ คือความดันของอากาศแห้งและคือมวลโมลของไอน้ำและอากาศแห้งตามลำดับ ความดันรวมอธิบายได้ด้วยกฎความดันย่อยของดาลตัน : ${\displaystyle e}$${\displaystyle p_{d}}$${\displaystyle M_{v}}$${\displaystyle M_{d}}$${\displaystyle p}$

${\displaystyle p=p_{d}+e.}$

แทนที่จะทำการคำนวณเหล่านี้ การปรับขนาดปริมาณอื่นภายในกฎของก๊าซอุดมคติเพื่อให้ความดันและความหนาแน่นของมวลแห้งเท่ากับมวลชื้นนั้นสะดวกกว่า ปริมาณตัวแปรเดียวของกฎของก๊าซอุดมคติที่ไม่ขึ้นอยู่กับความหนาแน่นและความดันคืออุณหภูมิ ปริมาณที่ปรับขนาดนี้เรียกว่าอุณหภูมิเสมือน และช่วยให้สามารถใช้สมการสถานะของ อากาศแห้ง สำหรับอากาศชื้นได้^{[ 5 ]} อุณหภูมิมีความสัมพันธ์ผกผันกับความหนาแน่น ดังนั้นในทางวิเคราะห์ความดันไอ ที่สูงขึ้น จะทำให้ความหนาแน่นลดลง ซึ่งควรจะทำให้อุณหภูมิเสมือนสูงขึ้นตามไปด้วย

พิจารณามวลอากาศชื้นที่มีมวลของอากาศแห้งและไอน้ำอยู่ในปริมาตรที่กำหนดความหนาแน่นกำหนดโดย ${\displaystyle m_{d}}$${\displaystyle m_{v}}$${\displaystyle V}$

${\displaystyle \rho ={\frac {m_{d}+m_{v}}{V}}=\rho _{d}+\rho _{v},}$

โดยที่และคือความหนาแน่นของอากาศแห้งและไอน้ำตามลำดับ เมื่ออยู่ในปริมาตรของมวลอากาศนั้น การจัดเรียงสมการก๊าซอุดมคติมาตรฐานใหม่โดยใช้ตัวแปรเหล่านี้จะได้ ${\displaystyle \rho _{d}}$${\displaystyle \rho _{v}}$

${\displaystyle e=\rho _{v}R_{v}T}$และ${\displaystyle p_{d}=\rho _{d}R_{d}T.}$

เมื่อแก้สมการหาค่าความหนาแน่นในแต่ละสมการและรวมเข้ากับกฎของความดันย่อยจะได้

${\displaystyle \rho ={\frac {pe}{R_{d}T}}+{\frac {e}{R_{v}T}}.}$

จากนั้น เมื่อแก้สมการหาค่าและใช้งานจะได้ค่าประมาณ 0.622 ในชั้นบรรยากาศของโลก: ${\displaystyle p}$${\displaystyle \epsilon ={\tfrac {R_{d}}{R_{v}}}={\tfrac {M_{v}}{M_{d}}}}$

${\displaystyle p=\rho R_{d}T_{v},}$

โดยที่อุณหภูมิเสมือนคือ ${\displaystyle T_{v}}$

${\displaystyle T_{v}={\frac {T}{1-{\frac {e}{p}}(1-\epsilon )}}.}$

ขณะนี้เรามี ตัวแปรเชิงสเกลาร์ที่ไม่เป็นเชิงเส้นสำหรับอุณหภูมิ ซึ่งขึ้นอยู่กับค่าที่ไม่มีหน่วยเท่านั้นทำให้สามารถพิจารณาปริมาณไอน้ำที่แตกต่างกันในมวลอากาศได้ อุณหภูมิเสมือนนี้ในหน่วยเคลวินสามารถนำไปใช้ได้อย่างราบรื่นในสมการทางเทอร์โมไดนามิกใดๆ ที่ต้องการใช้ ${\displaystyle e/p}$${\displaystyle T_{v}}$

โดยทั่วไป พารามิเตอร์บรรยากาศที่เข้าถึงได้ง่ายกว่าคืออัตราส่วนการผสม โดยการขยายความจากนิยามของความดันไอในกฎของความดันย่อยดังที่ได้กล่าวไว้ข้างต้น และนิยามของอัตราส่วนการผสม: ${\displaystyle w}$

${\displaystyle {\frac {e}{p}}={\frac {w}{w+\epsilon }},}$

ซึ่งช่วยให้

${\displaystyle T_{v}=T{\frac {w+\epsilon }{\epsilon (1+w)}}.}$

การกระจายพีชคณิตของสมการนั้น โดยไม่คำนึงถึงอันดับที่สูงกว่าเนื่องจากอันดับทั่วไปในชั้นบรรยากาศของโลกคือและแทนที่ด้วยค่าคงที่ จะได้การประมาณเชิงเส้น ${\displaystyle w}$${\displaystyle 10^{-3}}$${\displaystyle \epsilon }$

${\displaystyle T_{v}\approx T(1+0.608w).}$

โดยมีอัตราส่วนการผสมแสดงในหน่วย g/g ^{[ 6 ]}${\displaystyle w}$

การแปลงโดยประมาณโดยใช้องศาเซลเซียสและอัตราส่วนการผสมในหน่วยกรัม/กิโลกรัมคือ^{[ 7 ]}${\displaystyle T}$${\displaystyle w}$

${\displaystyle T_{v}\approx T+{\frac {w}{6}}.}$

เมื่อทราบว่าความชื้นจำเพาะแสดงในรูปของอัตราส่วนการผสมเป็นดังนั้นเราสามารถเขียนอัตราส่วนการผสมในรูปของความชื้นจำเพาะได้เป็น และเราสามารถเขียนอุณหภูมิเสมือนในรูปของความชื้นจำเพาะได้ดังนี้ ${\displaystyle q}$${\displaystyle w}$${\displaystyle q={\frac {w}{1+w}}}$${\displaystyle w={\frac {q}{1-q}}}$${\displaystyle T_{v}}$${\displaystyle T_{v}=T{\frac {{\frac {q}{1-q}}+\epsilon }{\epsilon (1+{\frac {q}{1-q}})}}}$

เมื่อทำให้ง่ายขึ้นแล้ว จะได้ดังนี้

${\displaystyle T_{v}=T[{\frac {q}{\epsilon }}+(1-q)]}$

และเมื่อใช้ค่าของเราก็สามารถเขียนได้ว่า ${\displaystyle \เอปไซลอน =0.622}$

${\displaystyle T_{v}=T(0.608q+1)}$

อุณหภูมิศักย์เสมือนมีความคล้ายคลึงกับอุณหภูมิศักย์ตรงที่มันขจัดความผันแปรของอุณหภูมิที่เกิดจากการเปลี่ยนแปลงของความดัน อุณหภูมิศักย์เสมือนมีประโยชน์ในการใช้เป็นตัวแทนของความหนาแน่นในการคำนวณแรงลอยตัวและในการขนส่งแบบปั่นป่วน ซึ่งรวมถึงการเคลื่อนที่ของอากาศในแนวดิ่งด้วย

มวลอากาศชื้นอาจมีหยดน้ำและผลึกน้ำแข็งนอกเหนือจากไอน้ำ อัตราส่วนการผสมสุทธิสามารถกำหนดได้ว่าเป็นผลรวมของอัตราส่วนการผสมของไอน้ำของเหลวและน้ำแข็งที่มีอยู่ในมวลอากาศ สมมติว่าและโดยทั่วไปมีขนาดเล็กกว่า มากอุณหภูมิความหนาแน่นของมวลอากาศสามารถกำหนดได้ ซึ่งแสดงถึงอุณหภูมิที่มวลอากาศแห้งตามทฤษฎีจะมีแรงดันและความหนาแน่นเท่ากับมวลอากาศชื้นในขณะที่คำนึงถึงการควบแน่น: ^{[ 8 ] : 113} ${\displaystyle w_{T}}$${\displaystyle w}$${\displaystyle w_{i}}$${\displaystyle w_{l}}$${\displaystyle w_{i}}$${\displaystyle w_{l}}$${\displaystyle w}$${\displaystyle T_{\rho }}$

${\displaystyle T_{\rho }=T{\frac {1+w/\epsilon }{1+w_{T}}}}$

อุณหภูมิเสมือนถูกนำมาใช้ในการปรับ ค่า CAPE sounding เพื่อประเมินพลังงาน ศักยภาพการพาความร้อนที่มีอยู่ จากแผนภาพ log-P แบบ skew-Tข้อผิดพลาดที่เกี่ยวข้องกับการละเลยการแก้ไขอุณหภูมิเสมือนสำหรับค่า CAPE ที่เล็กกว่าอาจมีนัยสำคัญมาก^{[ 9 ]}ดังนั้น ในช่วงเริ่มต้นของการก่อตัวของพายุฝนฟ้าคะนอง การแก้ไขอุณหภูมิเสมือนจึงมีความสำคัญในการระบุความรุนแรงที่อาจเกิดขึ้นใน การก่อตัว ของพายุหมุนเขตร้อน^{[ 10 ]}

• วอลเลซ, จอห์น เอ็ม.; ฮอบส์, ปีเตอร์ วี. (2006). วิทยาศาสตร์บรรยากาศ . ISBN 0-12-732951-X.