การเปลี่ยนแปลงสภาพภูมิอากาศ

ผลกระทบของการเพิ่มสูงขึ้นของระดับน้ำทะเลในระดับภูมิภาค

ผลกระทบของการเพิ่มสูงขึ้นของระดับน้ำทะเลในระดับภูมิภาค หมายถึง ผลกระทบที่มีต่อพื้นที่ทางภูมิศาสตร์ 3 ลักษณะ คือ เกาะขนาดเล็ก ดินดอนสามเหลี่ยมปากแม่น้ำ และชายฝั่งทวีปหรือเกาะขนาดใหญ่ ในที่นี้จะกล่าวถึงเฉพาะ 2 ลักษณะแรกเท่านั้น เพราะมีความอ่อนไหวมากกว่า
เกาะขนาดเล็ก
การสูงขึ้นของระดับน้ำทะเล ก่อให้เกิดภาวะการเสี่ยงที่รุนแรงสำหรับประชากร ที่อาศัยบนเกาะขนาดเล็ก เพราะว่า มีที่ดินเหลือให้ประชากรล่าถอยไปได้น้อย และทำให้ แหล่งทรัพยากร ธรรมชาติ เช่น แหล่งน้ำจืด ที่โดยทั่วไปมีน้อยอยู่แล้ว เปลี่ยนแปลงไป ในหลายกรณีที่ปัจจัย ทางสิ่ง แวดล้อมในท้องถิ่น เช่น การพัฒนาชายฝั่ง การขุดทรายและปะการัง ที่ควบคุมไม่ได้ ทำให้ความอ่อนไหวเพิ่มสูงขึ้น ผลกระทบจะเกิดแตกต่างกันอย่างชัดเจน ในแต่ละเกาะ ทั้งนี้ขึ้นอยู่กับการมี หรือไม่มีการป้องกันชายฝั่ง ตามธรรมชาติ ตำแหน่งที่ตั้งของเกาะ ว่าอยู่ภายใน หรือภายนอกแถบการเกิดของพายุ
ประเทศเกาะเล็ก ๆ จำนวนมากจะประสบกับปัญหาการเพิ่มสูงขึ้นของระดับน้ำทะเล ประเทศเกาะ ที่ถูกกำหนดให้เป็นประเทศที่มีภาวะการเสี่ยงสูงมาก คือ หมู่เกาะมัลดีฟ หมู่เกาะมาร์เชล หมู่เกาะกิริบาติ และหมู่เกาะตองกา ตัวอย่างหมู่เกาะมาร์เชล ซึ่งประกอบด้วยเกาะหินปะการัง 29 เกาะและเกาะธรรมดาอีก 5 เกาะ มีความสูงจากระดับน้ำทะเล เฉลี่ยน้อยกว่า 2.4 เมตร จากการศึกษาที่เกาะบารูโจ ซึ่งเป็นเกาะที่ตั้งของเมืองหลวง คำนวณได้ว่า ในการป้องกันระดับน้ำทะเล ที่จะสูงขึ้น 0.3 เมตร จะต้องเสียค่าใช้จ่ายสูงถึง 1.5-3 เท่า ของ GNP ปัจจุบันของทั้งหมู่เกาะ ในกรณีของเกาะตองกาตาฟูที่มีประชากร 67,000 คน (2/3 ของประชากรทั้งหมดของประเทศตองกา) ระดับน้ำทะเล ที่เพิ่มสูงขึ้น 1 เมตร จะท่วมบ้านเรือนราษฎรถึง 10% ในปี ค.ศ. 1982 ได้เกิดภาวะน้ำท่วม จากพายุหมุนเขตร้อนในพื้นที่ 23 ตารางกิโลเมตร กระทบต่อประชากร 1/3 ของ ประชากรทั้งหมด ถ้ารวมกับน้ำทะเล ที่จะสูงขึ้นอีก 1 เมตรกับพายุหมุนเข้าด้วยกันแล้ว จะส่งผลกระทบต่อบ้านเรือนประชากร สูงถึง 45%
ดินดอนสามเหลี่ยมปากแม่น้ำ
ดินดอนสามเหลี่ยมปากแม่น้ำเป็นบริเวณที่มีคุณค่าทางเศรษฐกิจ มักเป็นที่ตั้งของโรงงานอุตสาหกรรม หรือเป็นแหล่งให้ผลผลิตทางการเกษตรสูง ตัวอย่างเช่น ในประเทศจีน กิจกรรมทางการค้า ตั้งอยู่บริเวณชายฝั่งที่เป็นดินดอนสามเหลี่ยมปากแม่น้ำ มีมูลค่าประมาณ 25% ของ GNP บริเวณดินดอนสามเหลี่ยมปากแม่น้ำจำนวนมาก จะมีประชากรอาศัยอยู่หนาแน่น เนื่องจากอยู่ในที่ต่ำ จึงมีภาวะการเสี่ยงสูงมาก ต่อการเกิดภาวะน้ำท่วม เมื่อน้ำทะเลมีระดับสูงขึ้น ยิ่งกว่านั้นดินดอนสามเหลี่ยมปากแม่น้ำจำนวนมาก ที่ประสบปัญหาอยู่แล้ว เนื่องจากการจัดการทรัพยากรไม่ดี และการทำลายที่อยู่อาศัยที่อยู่รอบ ๆ และในบางกรณีได้มีการสร้างเขื่อน และสิ่งก่อสร้างอื่น ๆ เพื่อป้องกันน้ำท่วม ทำให้การตกตะกอนลดลง ทำให้การชะล้างพังทลายของดิน และการจมตัวลงของแผ่นดิน ในท้องถิ่นนั้น ๆ ทวีความรุนแรงขึ้น การชะล้างพังทลายของดิน และการจมตัวลงของแผ่นดิน ยังเกิดได้จากการสูบน้ำใต้ดินมากเกินไปอีกด้วย ดังเช่นที่เกิดขึ้นในเมืองเซี่ยงไฮ้ และเทียนสิน ประเทศจีนที่การป้องกันการเพิ่มสูงขึ้นของระดับน้ำทะเล จะต้องเสียค่าใช้จ่ายหลายล้านเหรียญสหรัฐอเมริกา สำหรับประชากร 13 และ 7 ล้านคน ตามลำดับ
ดินดอนสามเหลี่ยมปากแม่น้ำที่มีความอ่อนไหวมากที่สุด ได้แก่ ดินดอนสามเหลี่ยมปากแม่น้ำคงคา - พรหมบุตร ในประเทศบังคลาเทศ ดินดอนสามเหลี่ยมปากแม่น้ำไนล์ ในประเทศอียิปต์ และดินดอนสามเหลี่ยมปากแม่น้ำมหานที แม่น้ำคงคา ที่อยู่ทางตะวันตกของอ่าวเบงกอล ทางตะวันตกของอ่าวเบงกอลนี้ ถ้าน้ำทะเลเพิ่มสูงขึ้น 1 เมตร จะทำให้น้ำท่วมพื้นที่ประมาณ 1,700 ตารางกิโลเมตร ซึ่งจะเป็นพื้นที่ที่ทำการเกษตรได้ผลผลิตสูงทั้งหมด และจะทำให้ประชากรได้รับความเดือดร้อนประมาณ 750,000 คน ในดินดอนสามเหลี่ยมปากแม่น้ำไนเจอร์ ในประเทศไนจีเรีย ระดับน้ำทะเล ที่จะสูงขึ้น 1 เมตร ในประมาณปี ค.ศ. 2100 จะทำให้เกิดภาวะน้ำท่วมในพื้นที่ประมาณ 15,000 ตารางกิโลเมตร เนื่องจากการป้องกัน ที่ได้ผลยังกระทำไม่ได้ ประชากรที่จะได้รับความเดือดร้อนต้องหาที่อยู่อาศัยใหม่ ประมาณครึ่งล้านคน
ปรากฏการณ์ทางลมฟ้าอากาศที่รุนแรงมาก ๆ กับภาวะน้ำท่วมชายฝั่ง

บริเวณชายฝั่งจะได้รับผลกระทบทางลบจากอุณหภูมิและหยาดน้ำฟ้าที่รุนแรงมาก ๆ พายุไซโคลน และคลื่นซัดฝั่งได้ จากแบบจำลองภูมิอากาศจำนวนมาก พบว่า ในบริเวณที่ภูมิอากาศร้อนกว่า โอกาสที่จะเกิดฝนตกหนักมีมากขึ้น อย่างไรก็ตาม การสร้างแบบจำลองภูมิอากาศโลก ยังคงอยู่ในระยะเริ่มต้น และการคาดหมายการเปลี่ยนแปลง ในระยะยาวถึงความถี่ และ/หรือ ความรุนแรงของปรากฏการณ์ ที่รุนแรงมาก ๆ ในระดับท้องถิ่นยังกระทำไม่ได้ พื้นที่บริเวณชายฝั่งเป็นอีกพื้นที่หนึ่งที่ยังมีความไม่แน่นอน ถึงความผันแปรของภูมิอากาศ ที่จะสัมพันธ์ซึ่งกันและกันกับการเพิ่มขึ้นของ ระดับน้ำทะเลในแต่ละท้องที่ ว่ามีผลกระทบอย่างไรบ้าง ถึงแม้จะเห็นชัดว่าบริเวณที่ต่ำแถบชายฝั่ง เมื่อเกิดฝนตกหนักมากขึ้น ผนวกกับการเพิ่มสูงขึ้นของระดับน้ำทะเล น่าจะทำให้เกิดภาวะน้ำท่วมมากขึ้น ซึ่งจะทำให้ประชากรที่อาศัยในบริเวณนี้ได้รับบาดเจ็บ เสียชีวิต ย้ายที่อยู่และเสี่ยงต่อการเกิดโรคติดต่อเพิ่มมากขึ้น การเพิ่มมากขึ้นของพายุไซโคลน เฮอริเคน หรือ ไต้ฝุ่น และภาวะน้ำท่วมที่เกิดตามมา อาจส่งผลกระทบ ต่อสุขภาพอนามัยของมนุษย์อย่างร้ายแรงได้
อย่างไรก็ตาม ถ้าหากว่าความถี่ของปรากฏการณ์ทางลมฟ้าอากาศ ที่รุนแรงมาก ๆ เปลี่ยนแปลงไป เพียงเล็กน้อย แต่ลำพังการเพิ่มสูงขึ้นของระดับน้ำทะเล ก็เพียงพอ ที่จะเสี่ยงต่อการเกิดภาวะน้ำท่วมชายฝั่ง เพิ่มมากขึ้น ผลกระทบทางอ้อม ของการเพิ่มสูงขึ้นของระดับน้ำทะเล ได้แก่ การ สูญเสียลักษณะการป้องกันทางธรรมชาติ เช่น สันทรายและป่าชายเลน เนื่องจากการชะล้างพังทลายเพิ่มมากขึ้น และการระบายของน้ำ จากลำธารชายฝั่งลดลง เนื่องจากอิทธิพลการไหลย้อนกลับ ของน้ำเกิดมากขึ้น การชะล้างพังทลายของดินที่เพิ่มขึ้น และการระบายน้ำที่ลดลง ก็ทำให้เสี่ยงต่อการเกิดภาวะน้ำท่วมสูงเช่นกัน ซึ่งได้มีการคำนวณจำนวนประชากร ที่จะเสี่ยงต่อภาวะน้ำท่วม อันเนื่องจากการเพิ่มสูงขึ้น ของระดับน้ำทะเลไว้แล้ว โดยประเมินตามพื้นฐานความถี่การเกิดคลื่นซัดฝั่ง ที่เป็นอยู่ในปัจจุบัน ประชากรปัจจุบัน และระดับการป้องกันอย่างธรรมดา อย่างไรก็ตาม ผลกระทบจากภาวะน้ำท่วม ที่จะเกิดกับมนุษย์ยังขึ้นอยู่กับปัจจัยอื่น ๆ อีก เช่น ขอบเขต และประสิทธิภาพของโครงสร้างทางสาธารณสุข แนวโน้มทางสังคม และระดับความเตรียมพร้อม ที่จะเผชิญกับภัยพิบัติ แต่การคำนวณเชิงปริมาณที่ แน่นอนของปัจจัยต่าง ๆ เหล่านี้ยังกระทำไม่ได้
ดังนั้น ในระหว่างนั้นควรดำเนินการวางแผนป้องกัน เช่น จะทำให้แน่ใจได้อย่างไรว่า การเตือนภาวะน้ำท่วมมีประสิทธิภาพ ซึ่งการเตือนภาวะน้ำท่วม สามารถลดอัตราการเสียชีวิตของประชากรลงได้อย่างมาก โดยเฉพาะอย่างยิ่ง ถ้าประชากรเหล่านั้น เคยประสบภัยพิบัติมาก่อน ผลกระทบของภาวะน้ำท่วม ที่จะมีต่อสุขภาพอนามัยของมนุษย์ อาจลดลงได้จากการออกแบบระบบน้ำประปา ให้ใช้ได้หลายวิธี เพื่อว่าเมื่อระบบใดระบบหนึ่งใช้การไม่ได้ ก็ยังมีระบบอื่นที่ยังใช้การได้ ไม่ทำให้ประชากรขาดน้ำอย่างสมบูรณ์ และการขนส่งน้ำไปยังพื้นที่ห่างไกล ก็จะต้องได้รับการประกันว่า ระหว่างการเกิดภัยพิบัติ จะไม่ถูกตัดขาด ซึ่งจะต้องกำหนดเส้นทางการขนส่งน้ำไว้หลาย ๆ เส้นทาง นอกจากนี้แนวป้องกันชายฝั่งธรรมชาติ เช่น พื้นที่ชุ่มน้ำ ควรได้รับการป้องกันไว้ด้วย เพราะเป็นแนวกันชนพายุได้เป็นอย่างดี
คุณภาพและปริมาณน้ำจืด
ผลกระทบระยะสั้นที่สำคัญและเกิดขึ้นทันทีทันใดจากภาวะน้ำท่วม อันเนื่องจากการเพิ่มสูงขึ้น ของระดับน้ำทะเล คือ คุณภาพและแหล่งน้ำจืด อย่างไรก็ตามผลกระทบในระยะยาว ว่าจะมีผลกระทบต่อแหล่งน้ำใต้ดินด้วยหรือไม่ นั้น ยังไม่แน่นอน แม้ว่าเป็นที่ทราบแล้วว่า การไหลเข้ามาของน้ำเค็ม จะก่อให้เกิดปัญหาที่สำคัญกับเมืองชายฝั่ง เช่น เมืองดาการ์ ประเทศเซเนกัล เมืองเซี่ยงไฮ้ ประเทศจีน ส่วนบนเกาะเล็ก ๆ ระดับน้ำใต้ดินที่โดยทั่วไปเป็นแหล่งน้ำจืด ที่มีอยู่อย่างจำกัด ป้องกันได้ยาก และง่ายต่อการแทรกซึมเข้าไปของน้ำทะเล การแก้ไขแหล่งน้ำจืด ที่เสียหายไปแล้วตามวิธีการนี้ยากมาก การรุกไล่ของน้ำเค็มเข้าไปในแผ่นดินได้เกิดขึ้นแล้ว ในประเทศอิสราเอล ทางตอนเหนือของประเทศจีน ทางตอนใต้ของประเทศสหรัฐอเมริกา และหมู่เกาะมาร์เชล ในมหาสมุทรแปซิฟิก บนหมู่เกาะมาร์เชล แหล่งน้ำในท้องถิ่นนำมาใช้ได้ไม่ยั่งยืน และอัตราการเพิ่มขึ้นของประชากร ที่อยู่ในระดับสูง เป็นปัจจัยที่ทำให้เกิดปัญหามากยิ่งขึ้น ได้มีการตั้งใจที่จะทำให้น้ำหายเค็ม หากน้ำเค็มแทรกซึมเข้ามาได้เพียง เล็กน้อยเพื่อใช้ภายในประเทศ แต่วิธีนี้ เป็นกระบวนการที่ต้องเสียค่าใช้จ่ายสูงมาก ผลกระทบของการเพิ่มสูงขึ้น ของระดับน้ำทะเลที่มีต่อแหล่งน้ำจืด นั้น ควรได้รับการศึกษาให้กว้างขวางมากยิ่งขึ้น รวมทั้งศักยภาพในการปรับตัวด้วย
ที่ราบต่ำบริเวณชายฝั่ง การเพิ่มสูงขึ้นของระดับน้ำทะเล อาจทำให้ระดับน้ำใต้ดินสูงขึ้นได้อีกด้วย นำไปสู่การเกิดความสกปรก เช่น เชื้อไวรัสและแบคทีเรีย จากระบบการบำบัดน้ำเสีย ที่อาจหลุดเข้าไปในทางน้ำได้ ซึ่งจะก่อให้เกิดอันตรายต่อประชากรในท้องถิ่นได้ ไม่โดยตรงก็โดยอ้อม ถ้าหากความสกปรกนี้ หลุดเข้าไปในโซ่อาหาร
โรคที่ต้องมีตัวนำโรค
ผลจากการเพิ่มสูงขึ้นของระดับน้ำทะเล ที่จะมีต่อการเปลี่ยนแปลงการแพร่กระจายของโรคติดต่อ เป็นไปอย่างสลับซับซ้อน อิทธิพลของการเพิ่มสูงขึ้นของระดับน้ำทะเล ที่มีต่อโรคที่ต้องมีตัวนำโรค โดยเฉพาะอย่างยิ่งโรคไข้มาลาเรีย ส่วนหนึ่งขึ้นอยู่กับปัจจัยในท้องถิ่น เช่น ลักษณะภูมิประเทศชายฝั่ง และประวัติความเป็นมาทางธรรมชาติ ของชนิดตัวนำเชื้อโรคในท้องถิ่นนั้น ตัวอย่าง ในทวีปแอฟริกา โดยทั่วไปตัวนำหลักของโรคไข้มาลาเรีย Falciparum คือ Anopheles gambiae ชนิดต่าง ๆ แต่การเพิ่มขึ้นของน้ำกร่อย มีแนวโน้มว่าตัวนำโรคที่มีประสิทธิภาพ An.gambiae และ An.arabiensis จะถูกแทนที่โดยตัวนำเชื้อโรค An.melas และ An.merus ซึ่งมีประสิทธิภาพในการนำเชื้อโรคน้อยกว่า ตัวนำเชื้อโรค 2 ชนิดหลังทนทานน้ำเค็มในบริเวณแอฟริกาตะวันตก และแอฟริกาตะวันออกได้ดี ดังนั้น การเพิ่มขึ้นของระดับน้ำทะเล น่าจะมีส่วนทำให้การแพร่กระจาย ของโรคไข้มาลาเรีย ในบริเวณชายฝั่งบางแห่งลดน้อยลง
ในบริเวณอื่น การเพิ่มสูงขึ้นของระดับน้ำทะเล น่าจะมีผลทำให้โรคไข้มาลาเรียเพิ่มมากขึ้น ในเอเชียใต้ และเอเชียตะวันออกเฉียงใต้ มียุงที่เป็นตัวนำเชื้อโรคไข้มาลาเรียหลายชนิด เจริญเติบโตได้ดี เช่น An.sundaicus ในประเทศอินโดนีเซีย มาเลเซีย พม่า และทางใต้ของประเทศบังคลาเทศ เป็นตัวนำโรคไข้มาลาเรีย ที่ทนความเค็มได้ บริเวณชายฝั่งที่เป็นดินเหนียวในประเทศเหล่านี้ เป็นบริเวณที่มีประชากรอาศัยอยู่อย่างหนาแน่น ดังนั้น ถ้าระดับน้ำทะเลสูงขึ้น ทำให้น้ำเค็มรุกไล่เข้าไปในแผ่นดินได้มากขึ้น ตัวนำเชื้อโรคจะมากขึ้นเป็นทวีคูณ ทำให้ประชากรในท้องถิ่น เสี่ยงต่อการเป็นโรคไข้มาลาเรียเพิ่มมากขึ้น แต่ตัวนำโรค An.sundaicus ในประเทศอินโดนีเซีย ขยายพันธุ์ในน้ำจืด อาจลดจำนวนลงหากน้ำเค็มเพิ่มมากขึ้น
แหล่งอาหาร
ประมาณ 70% ของชนิดปลาเพื่อการค้าของโลกได้มาจากบริเวณชายฝั่ง เนื่องจาก พื้นที่ชุ่มน้ำ และแนวปะการังเป็นแหล่งเพาะเลี้ยงปลา และสัตว์ที่มีเปลือกหุ้มหลายชนิด การเพิ่มสูงขึ้นของระดับน้ำทะเล จะกระทบต่อผลผลิตอาหารของท้องถิ่น ผ่านทางผลกระทบที่มีต่อระบบนิเวศเหล่านั้น นอกจากนี้ ยังกระทบต่อการผลิตอาหาร ผ่านทางการที่พื้นที่เกษตรกรรมถูกทำลาย ถูกน้ำท่วมเพิ่มมากขึ้น และน้ำเค็มรุกไล่เข้าไปได้ยังแหล่งน้ำเพื่อการเกษตร ประเทศเกาะขนาดเล็ก จะได้รับผลกระทบทางลบอย่างมาก เพราะว่าราคาการนำเข้าอาหารจะเพิ่มสูงมากขึ้น
ผลผลิตข้าวเป็นไปได้ว่าจะลดลงด้วย เนื่องจากปริมาณข้าวโลกประมาณ 8% ได้จากบริเวณเอเชียตะวันออกเฉียงใต้ ซึ่งเป็นบริเวณที่น่าจะได้รับผลกระทบอย่างรุนแรงมากที่สุด จากการเพิ่มสูงขึ้นของระดับน้ำทะเล บริเวณนี้สามารถผลิตข้าวสำหรับเลี้ยงประชากรได้ ประมาณ 200 ล้านคน ถ้าระดับน้ำทะเลเพิ่มสูงขึ้นครึ่งเมตร ในประมาณปี ค.ศ. 2100 จะมีประชากรถึง 75 ล้านคนที่ต้องสูญเสียแหล่งอาหารหลักไป ซึ่งประชากร ที่อาศัยอยู่ในบริเวณดินดอนสามเหลี่ยมปากแม่น้ำ ในเอเชียใต้ และ เอเชียตะวันออกเฉียงใต้ จะได้รับผลกระทบที่รุนแรงมากที่สุด
ประชากรที่ต้องอพยพ
ประชากรที่จะถูกไล่ที่เนื่องจากการเพิ่มสูงขึ้นของระดับน้ำทะเล คือ ประชากรที่อาศัยอยู่บนแผ่นดิน ที่เสี่ยงต่อการเกิดภาวะน้ำท่วม และยากจน ไม่ว่าจะเป็นในเขตชนบท หรือเขตเมืองก็ตาม เช่น ในประเทศอินโดนีเซีย มีประชากรจำนวนมากที่เสี่ยงมากที่สุด เพราะการอพยพเข้าไปตั้งถิ่นฐานตามบริเวณชายฝั่ง ทำให้ทั้งสังคมและเศรษฐกิจเสื่อมลง เป็นพื้นที่เกษตรกรรมที่เลว การตั้งถิ่นฐานแบบโดดเดี่ยวจำนวนมาก ในประเทศกำลังพัฒนา ก็จะได้รับผลกระทบด้วย การตั้งถิ่นฐานเช่นว่านี้ไม่มีการวางแผนมาก่อน และประชากรเพิ่มขึ้นอย่างรวดเร็ว การตั้งถิ่นฐานในลักษณะนี้จำนวนมากที่กลายเป็นเมืองขนาดใหญ่ ที่อยู่บริเวณชายฝั่ง เช่น กรุงเทพฯ บอมเบย์ กัลกัตตา การาจี มนิลา ลากอส จาการ์ตา ลิมา และริโอเดจาเนโร อิทธิพลของการถูกไล่ที่ที่มีต่อสุขภาพอนามัยของมนุษย์นั้น จะขึ้นอยู่กับอัตราของการถูกไล่ที่ แต่เป็นสิ่งที่ประเมินได้ยากมาก ประชากรที่ถูกไล่ที่ หรือที่ต้องอพยพย้ายถิ่นยัง จะต้องประสบกับปัญหาแหล่งอาหาร และอาหารที่จะลดลง การสูญเสียที่ดิน ได้รับความเสียหายจากพายุ เศรษฐกิจถดถอยตามผลกระทบทางลบ ที่มีต่อกิจกรรมทางเศรษฐกิจ เช่น การจับปลา การท่องเที่ยว การพักผ่อนหย่อนใจและการขนส่ง
มาตรการการป้องกัน
ประเทศชายฝั่งจะต้องวางแผนการจัดการชายฝั่งที่รัดกุม เพื่อให้ผลกระทบที่จะเกิดจากการเพิ่มสูงขึ้น ของระดับน้ำทะเล เป็นไปน้อยที่สุด ประเทศที่พัฒนาแล้ว สามารถช่วยประเทศกำลังพัฒนาได้ โดยการให้ความช่วยเหลือด้านวิชาการ แผนการจะต้องแน่ใจว่า การเสี่ยงของประชากรมีน้อยที่สุด ระบบนิเวศสำคัญ ๆ ยังคงอยู่และได้รับการป้องกัน และการพัฒนาบริเวณชายฝั่ง จะต้องเป็นไปแบบยั่งยืน นอกจากนี้ รัฐควรกำหนดการบริการ และทรัพยากรเฉพาะที่จะอยู่ในภาวะเสี่ยง และสร้าง มาตรการป้องกันไว้
มาตรการการป้องกัน แบ่งได้ 3 ขั้นตอน ดังนี้คือ

1. การอพยพ : การละทิ้งพื้นที่ที่มีความเสี่ยงสูงและสร้างที่อยู่ใหม่ให้กับประชากร
2. การปรับตัว : ยังคงอยู่และใช้พื้นที่เดิมที่มีความเสี่ยง โดยมีการปรับปรุงการใช้ พื้นที่และ ทรัพยากรให้เป็นไปอย่างเหมาะสม
3. การป้องกัน : การปกป้องพื้นที่ที่เสี่ยงสูงให้รอดพ้นจากอันตราย โดยเฉพาะอย่างยิ่งศูนย์กลางของประชากร กิจกรรมทางเศรษฐกิจและทรัพยากรธรรมชาติ

การอพยพอาจมีการวางแผนไว้ก่อนหรืออาจไม่ได้วางแผนไว้ก่อนก็ได้ แต่ในหลายสถานการณ์ ที่การอพยพจากการวางแผนไว้ก่อน เสียค่าใช้จ่ายน้อยที่สุด




ขอขอบคุณข้อมูลดีดีจาก
http://www.tmd.go.th

 

<table class="logfont" align="center" border="0" cellpadding="2" cellspacing="0" width="97%"><tbody><tr><td class="text">

ฤดูกาลของโลก

แหล่งพลังงานความร้อนที่สำคัญที่โลกได้รับคือดวงอาทิตย์ ซึ่งพลังงานความร้อนที่โลกได้รับนี้ ก่อให้เกิดกระบวนการต่าง ๆ ทางบรรยากาศของโลกมากมาย รวมตลอดถึงการเกิดฤดูกาลบนผิวพื้นโลกด้วย ทั้งนี้เนื่องจากแกนโลกเอียงจากแนวดิ่ง 23 องศา ตลอดเวลาที่โลกโคจรรอบดวงอาทิตย์นั่นคือ ขณะที่โลกเคลื่อนที่ไปก็เอียงไปด้วย โดยจะหันขั้วโลกเหนือและใต้เข้าหาดวงอาทิตย์สลับกัน ทำให้พลังงานความร้อน จากดวงอาทิตย์ที่ตกลงบนผิวพื้นโลกในรอบปี ในแต่ละพื้นที่ไม่เท่าเทียมกัน ขั้วโลกที่หันเข้าหาดวงอาทิตย์จะได้รับพลังงานความร้อน จากดวงอาทิตย์มากกว่า จะเป็นฤดูร้อน ส่วนขั้วโลกที่หันออกจากดวงอาทิตย์ จะได้รับพลังงานความร้อนจากดวงอาทิตย์น้อยกว่า จะเป็นฤดูหนาว ดังแสดงในรูปที่ 1

ถ้าโลกไม่เอียง บริเวณขั้วโลกทั้ง 2 จะได้รับพลังงานความร้อนจากดวงอาทิตย์น้อยมากตลอดปี ขณะที่ที่เส้นศูนย์สูตรจะได้รับสูงมากตลอดปี แต่เนื่องจากแกนโลกเอียงดังกล่าวแล้ว ทำให้การกระจายของพลังงานความร้อนจากดวงอาทิตย์เปลี่ยนแปลงไปในรอบปี

แนวโคจรของดวงอาทิตย์บนท้องฟ้ามีอิทธิพลต่อมุมของลำแสงที่ตกกระทบบนพื้นผิวโลก กล่าวคือบริเวณใดที่มีลำแสงตั้งฉากตกกระทบ บริเวณนั้นจะได้รับพลังงานความร้อน มากกว่าบริเวณที่มีลำแสงเฉียงตกกระทบ ทั้งนี้เพราะลำแสงเฉียงจะครอบคลุมพื้นที่ มากกว่าลำแสงตั้งฉากที่มีลำแสงขนาดเดียวกัน จึงทำให้ความเข้มของพลังงานความร้อน ในบริเวณที่มีลำแสงตั้งฉากตกกระทบ จะมากกว่าบริเวณที่มีลำแสงเฉียงตกกระทบ ดังแสดงในรูปที่ 2 นอกจากนี้ลำแสงเฉียง จะผ่านชั้นบรรยากาศที่หนากว่าลำแสงดิ่ง ดังนั้นฝุ่นละออง ไอน้ำในอากาศจะดูดกลืนความร้อนบางส่วนไว ้และสะท้อนความร้อนบางส่วนออกไปยังบรรยากาศภายนอก จึงทำให้ความเข้มของพลังงานความร้อนที่ตกกระทบผิวพื้นโลกของลำแสงเฉียงน้อยลง เพราะฉะนั้นในฤดูหนาวอากาศจึงหนาวเย็น เพราะความเข้มของแสงอาทิตย์น้อยกว่าเมื่อเปรียบเทียบกับในฤดูร้อน เพราะได้รับแสงในแนวเฉียงตลอดเวลา

ลำแสงของดวงอาทิตย์ตกกระทบตั้งฉากกับผิวพื้นโลกได้ เฉพาะระหว่างเส้นละติจูด 23 องศา เหนือ ถึง 23 องศา ใต้เท่านั้น ดังนี้

<table class="logfont" align="right" width="95%"> <tbody><tr> <td width="27%">วันที่ 21 - 22 มีนาคม </td> <td width="73%">ลำแสงของดวงอาทิตย์จะตั้งฉากที่เส้นละติจูด 0 องศา (เส้นศูนย์สูตร) </td> </tr> <tr> <td width="27%">วันที่ 21 - 22 มิถุนายน </td> <td width="73%">ลำแสงของดวงอาทิตย์จะเลื่อนขึ้นไปตั้งฉากที่เส้นละติจูด 23 องศาเหนือ </td> </tr> <tr> <td width="27%">วันที่ 22 - 23 กันยายน </td> <td width="73%">ลำแสงของดวงอาทิตย์จะเลื่อนลงมาตั้งฉากที่เส้นละติจูด 0 องศา อีกครั้งหนึ่ง </td> </tr> <tr> <td width="27%">วันที่ 21 - 22 ธันวาคม </td> <td width="73%">ลำแสงของดวงอาทิตย์จะเลื่อนลงไปตั้งฉากที่เส้นละติจูด 23 องศา ใต้ </td> </tr> </tbody></table>
​

</td> </tr> <tr> <td class="text">

รูปที่ 1 แนววงโคจรของโลกรอบดวงอาทิตย์



รูปที่ 2 มุมตกกระทบของลำแสงดวงอาทิตย์ ซึ่งเป็นสาเหตุให้ความเข้มของพลังงานจากดวงอาทิตย์ที่ตกลงถึงผิวพื้นโลกแตกต่างกัน ลำแสงที่ตกกระทบทำมุมสูงกว่าความเข้มของพลังงานจากดวงอาทิตย์จะมากกว่า​

</td> </tr> <tr> <td class="text">
ฤดูกาลของประเทศไทย

เนื่องจากประเทศไทยตั้งอยู่ในเขตอิทธิพลของมรสุม จึงทำให้ประเทศไทยมีฤดูกาลที่เด่นชัด 2 ฤดู คือ ฤดูฝนกับฤดูแล้ง (Wet and Dry Seasons) สลับกัน และสำหรับฤดูแล้งนั้น ถ้าพิจารณาให้ละเอียดลงไปสามารถแยกออกได้เป็น 2 ฤดู คือ ฤดูร้อนกับฤดูหนาว ดังนั้นฤดูกาลของประเทศไทยสามารถแบ่งได้เป็น 3 ฤดู คือ

1. ฤดูร้อน

เริ่มประมาณกลางเดือนกุมภาพันธ์ถึงประมาณกลางเดือนพฤษภาคม ซึ่งเป็นช่วงที่เปลี่ยนจากมรสุมตะวันออกเฉียงเหนือ เป็นมรสุมตะวันตกเฉียงใต้ (หรือที่เปลี่ยนจากฤดูหนาวเข้าสู่ฤดูฝน) เป็นระยะที่ขั้วโลกเหนือหันเข้าหาดวงอาทิตย์ โดยเฉพาะในเดือนเมษายนประเทศไทยจะเป็นประเทศหนึ่งที่ตั้งอยู่ในบริเวณที่ลำแสงของดวงอาทิตย์ จะตั้งฉากกับผิวพื้นโลกในเวลาเที่ยงวัน ทำให้ได้รับความร้อนจากดวงอาทิตย์อย่างเต็มที่ จึงทำให้สภาวะอากาศร้อนอบอ้าวโดยทั่วไป ในฤดูนี้แม้ว่าประเทศไทยอากาศจะร้อนและแห้งแล้ง แต่ในบางครั้งอาจมีมวลอากาศเย็นจากประเทศจีนแผ่ลงมาถึงประเทศไทยตอนบนได้ ทำให้เกิดการปะทะกันระหว่างมวลอากาศเย็น ที่แผ่ลงมากับมวลอากาศร้อนที่ปกคลุมอยู่เหนือประเทศไทย ซึ่งก่อให้เกิดพายุฝนฟ้าคะนองและลมกระโชกแรง หรืออาจมีลูกเห็บตกลงมาด้วย ก่อให้เกิดความเสียหายได้ พายุฝนฟ้าคะนองที่เกิดขึ้นในฤดูนี้มักเรียกว่า "พายุฤดูร้อน"

2. ฤดูฝน

เริ่มประมาณกลางเดือนพฤษภาคมถึงประมาณกลางเดือนตุลาคม ฤดูนี้จะเริ่มเมื่อมรสุมตะวันตกเฉียงใต้ ซึ่งเป็นลมชื้นพัดปกคลุมประเทศไทย ขณะที่ร่องความกดอากาศต่ำ (แนวร่องที่ก่อให้เกิดฝน) พาดผ่านประเทศไทยทำให้มีฝนชุกทั่วไป ร่องความกดอากาศต่ำนี้ปกติจะเริ่มพาดผ่านภาคใต้ในเดือนเมษายน แล้วจึงเลื่อนขึ้นไปพาดผ่านภาคกลางและภาคตะวันออก ภาคเหนือ และตะวันออกเฉียงเหนือ ในเดือนพฤษภาคมและมิถุนายนตามลำดับ ประมาณปลายเดือนมิถุนายนจะเลื่อนขึ้นไปพาดผ่านบริเวณประเทศจีนตอนใต้ ทำให้ฝนในประเทศไทยลดลงระยะหนึ่งและเรียกว่าเป็น "ช่วงฝนทิ้ง" ซึ่งอาจนานประมาณ 1 - 2 สัปดาห์ หรือบางปีอาจเกิดขึ้นรุนแรงและมีฝนน้อยนานนับเดือนได้ ประมาณเดือนสิงหาคมถึงพฤศจิกายนร่องความกดอากาศต่ำจ ะเลื่อนกลับลงมาทางใต้พาดผ่านบริเวณประเทศไทยอีกครั้งหนึ่ง โดยจะพาดผ่านตามลำดับจากภาคเหนือลงไปภาคใต้ ทำให้ช่วงเวลาดังกล่าวประเทศไทยจะมีฝนชุกต่อเนื่อง โดยประเทศไทยตอนบนจะตกชุกช่วงเดือนสิงหาคมถึงกันยายน และภาคใต้จะตกชุกช่วงเดือนตุลาคมถึงพฤศจิกายน ตลอดช่วงเวลาที่ร่องความกดอากาศต่ำเลื่อนขึ้นลงนี้ ประเทศไทยก็จะได้รับอิทธิพลของมรสุมตะวันตกเฉียงใต้ ที่พัดปกคลุมอยู่ตลอดเวลา เพียงแต่บางระยะอาจมีกำลังแรง บางระยะอาจมีกำลังอ่อน ขึ้นอยู่กับตำแหน่งของแนวร่องความกดอากาศต่ำ ประมาณกลางเดือนตุลาคมมรสุมตะวันออกเฉียงเหนือ ซึ่งเป็นลมหนาวจะเริ่มพัดเข้ามาปกคลุม ประเทศไทยแทนที่มรสุมตะวันตกเฉียงใต้ ซึ่งเป็นสัญญาณว่าได้เริ่มฤดูหนาวของประเทศไทยตอนบน เว้นแต่ทางภาคใต้จะยังคงมีฝนตกชุกต่อไปจนถึงเดือนธันวาคม ทั้งนี้เนื่องจากมรสุมตะวันออกเฉียงเหนือ ที่พัดลงมาจากประเทศจีนจะพัดผ่านทะเลจีนใต้ และอ่าวไทยก่อนลงไปถึงภาคใต้ ซึ่งจะนำความชื้นลงไปด้วย เมื่อถึงภาคใต้ โดยเฉพาะภาคใต้ฝั่งตะวันออกจึงก่อให้เกิดฝนตกชุกดังกล่าวข้างต้น

3. ฤดูหนาว

เริ่มประมาณกลางเดือนตุลาคมถึงประมาณกลางเดือนกุมภาพันธ์ เมื่อมรสุมตะวันออกเฉียงเหนือเริ่มพัดปกคลุมประเทศไทยประมาณกลางเดือนตุลาคม ซึ่งจะนำความหนาวเย็นมาสู่ประเทศไทย เป็นระยะที่ขั้วโลกใต้หันเข้าหาดวงอาทิตย์ ตำแหน่งลำแสงของดวงอาทิตย์ทำมุมฉากกับผิวพื้นโลกขณะเที่ยงวันจะอยู่ทางซีกโลกใต้ ทำให้ลำแสงที่ตกกระทบกับพื้นที่ในประเทศไทยเป็นลำแสงเฉียงตลอดเวลา </td> </tr> <tr> <td class="text">

ตำแหน่งร่องความกดอากาศต่ำ ทิศทางมรสุมและทางเดินพายุหมุนเขตร้อน
ที่เคลื่อนผ่านประเทศไทย ดังแสดงในรูปที่ 3



รูปที่ 3 ตำแหน่งร่องความกดอากาศต่ำ ทิศทางลมมรสุมและทางเดินพายุหมุนเขตร้อน ​

</td> </tr> <tr> <td class="text">

หมายเหตุ

1. ร่องความกดอากาศต่ำอาจมีกำลังอ่อนและไม่ปรากฎชัดเจนหรืออาจมีตำแหน่งคลาดเคลื่อนไปจากนี้ได้
2. ที่มา : เอกสาร "The Rainfal of Thailand", A Study by Lawrence Sternstein, supported by The U.S. Army Quartermaster Corps, Research and Engineering Command, Project No. 7-83-01-006.
3. ข้อมูลดีดีจาก http://www.tmd.go.th

​

</td></tr></tbody></table>

 

ผลกระทบของการเปลี่ยนแปลงภูมิอากาศที่มีต่อสุขภาพอนามัยของมนุษย์
ลักษณะทางชีววิทยา และสุขภาพอนามัยของมนุษย์ ไม่เพียงแต่ได้รับอิทธิพล จากสภาพภูมิอากาศเท่านั้น แต่ยังได้รับอิทธิพลจากสิ่งแวดล้อมรอบ ๆ ที่อยู่อาศัย อีกด้วย เช่น แนวเทือกเขา สามารถป้องกันลมแรง ให้กับท้องถิ่นนั้นได้ มหาสมุทร ทะเลสาบ และแม่น้ำ เป็นแหล่งความชื้นในบรรยากาศ สรีระของมนุษย์ปรับตัวได้ง่าย ตามสภาพลมฟ้าอากาศ เช่น การขับเหงื่อ ความสุขสบายของมนุษย์ ส่วนใหญ่กำหนดจาก ปัจจัยทางภูมิอากาศ อย่างไรก็ตาม การดัดแปรสภาพแวดล้อมภายในอาคาร เช่น การติดตั้งเครื่องทำความร้อน เครื่องทำความเย็น จะมีผลต่อสภาพลมฟ้าอากาศภายนอกอย่างมาก นอกจากนี้ การดำเนินชีวิตประจำวันของมนุษย์ เช่น การสวมใส่เสื้อผ้า ลักษณะอาชีพ ต่างก็มีผลต่อระดับความสุขสบายของมนุษย์ ที่เกิดจากปัจจัยทางลมฟ้าอากาศ ด้วยเช่นกัน ภูมิอากาศยังมีอิทธิพลทางอ้อมต่อสุขภาพอนามัย และการมีชีวิตรอดของมนุษย์ โดยผ่านทางอิทธิพล ที่มีต่อระบบนิเวศ วัฏจักรของน้ำ (แหล่งน้ำ) แหล่งอาหาร และพาหะนำโรค มนุษย์สามารถปรับตัว ให้เข้ากับการเปลี่ยนแปลงภูมิอากาศที่ค่อย ๆ เปลี่ยนในระยะเวลาที่ยาวนานได้ แต่ความผันแปรของลมฟ้าอากาศ ในระยะสั้น ๆ อาจเป็นสาเหตุให้เกิดผลกระทบทางลบ อย่างรุนแรงมาก ๆ ได้ ซึ่งเห็นได้จาก การเพิ่มขึ้นของอัตราการตาย การเพิ่มขึ้นของผู้เข้ารับการรักษาพยาบาล และจากเสียงบ่นของคนที่รู้สึกไม่สบาย
ปรากฏชัดว่ารูปร่างภายนอก ที่แสดงออกให้เห็นของมนุษย์ และสิ่งมีชีวิตอื่น ๆ นั้น ต่างเป็นผลมาจาก อิทธิพลของภูมิอากาศ ที่เป็นสิ่งแวดล้อมใกล้ชิด แทบทั้งสิ้น ดังนั้น นักวิจัยจึงใช้ปัจจัยทางภูมิอากาศหลาย ๆ ตัว เพื่อให้ได้ภาพรวมของภูมิอากาศมากที่สุด ในการศึกษาอิทธิพลของภูมิอากาศ ที่มีต่อสุขภาพอนามัยของมนุษย์
ผลกระทบของลมฟ้าอากาศรุนแรงที่มีต่อสรีระวิทยาและสุขภาพอนามัย

อุณหภูมิอากาศที่รุนแรงมาก ๆ ทั้งร้อนและเย็น ต่างก็สามารถทำความปั่นป่วน ให้กับสรีระวิทยา และทำลายอวัยวะบางอย่างได้ นำไปสู่ความเจ็บป่วยหรือเสียชีวิต สิ่งหนึ่งที่ค่อนข้างแน่นอนที่เกิดจาก การเปลี่ยนแปลงภูมิอากาศ คือ ความร้อนจะทำให้คนเสียสติ และเสียชีวิตเพิ่มมากขึ้น โดยเฉพาะอย่างยิ่ง ในช่วงที่เกิดลักษณะลมฟ้าอากาศรุนแรงมาก ๆ เช่น การเกิดคลื่นความร้อน (Heat wave) ความร้อนส่วนเกินที่เกิดขึ้น ทำให้คนเจ็บป่วย และเสียชีวิต เห็นได้ชัดจากคลื่นความร้อน ที่เกิดขึ้นในประเทศสหรัฐอเมริกา ในปี ค.ศ. 1980 1983 และ 1988 ซึ่งทำให้มีคนเสียชีวิต 1700 คน 556 คน และ 454 คน ตามลำดับ และคลื่นความร้อน ที่เกิดขึ้นในนครชิคาโก ประเทศสหรัฐอเมริกา เดือนกรกฎาคม ปี ค.ศ. 1995 ทำให้มีคนเสียชีวิต เนื่องจากความร้อน สูงถึง 465 คน
การปรับตัวทางสรีระวิทยาบางอย่าง เพื่อให้เคยชินกับสภาพอากาศรุนแรง อันเนื่องจากความร้อน ต้องใช้เวลานานหลายวัน แต่ถ้าจะให้ปรับตัวให้เคยชิน กับความร้อนที่ไม่คุ้นเคยได้อย่างสมบูรณ์ นั้น ต้องใช้เวลานานหลายปี ผลกระทบของสภาพอากาศร้อน ที่มีต่อสุขภาพ ได้มีการศึกษากันมาก ในส่วนที่สัมพันธ์กับสุขภาพ ที่ร้ายแรงมากที่สุด คือ การเสียชีวิต เหตุผลสำคัญคือ ข้อมูลการเสียชีวิตหาได้ง่าย และแน่นอน
จากการศึกษาจำนวนมากพบว่า ความร้อน ที่สัมพันธ์กับการเสียชีวิตนั้น ยังขึ้นอยู่กับปัจจัย ทางอุตุนิยมวิทยาอื่น ๆ อีก เช่น ความเร็วลม ความชื้นสัมพัทธ์ ทั้งความร้อน ความเร็วลม และความชื้นสัมพัทธ์ ร่วมกันก่อให้เกิดเป็น ความร้อนหรืออุณหภูมิ ที่ร่างกายมนุษย์รู้สึกได้ ที่เรียกว่า Apparent Temperature บุคคลที่มีสุขภาพดี จะมีกลไกในการควบคุมความร้อน ได้อย่างมีประสิทธิภาพ ในการต่อสู้กับการเพิ่มสูงขึ้นของ Apparent Temperature โดยการสูญเสียความร้อน จากการแผ่รังสี การพาความร้อน และการระเหยของเหงื่อ ตัวแปรที่สำคัญที่สุด ที่เป็นตัวกำหนดค่า Apparent Temperature คือ อุณหภูมิ เมื่อใดก็ตาม ที่เกิดความร้อนสูงขึ้น จนถึงจุดวิกฤตแล้ว กลไกการต่อสู้ทางสรีระวิทยา ก็ไม่สามารถเอาชนะได้ ซึ่งอุณหภูมิจะเป็นตัวบ่งบอกถึง ขีดจำกัดของมนุษย์ที่จะทนทานได้ อุณหภูมิขีดจำกัดในแต่ละท้องที่ไม่เท่าเทียมกัน เช่น อุณหภูมิขีดจำกัดของ เมือง เซนต์หลุย ซึ่งอยู่ทางตอนใต้ของประเทศสหรัฐอเมริกา เท่ากับ 36? ซ. ส่วนที่เมืองดีทรอย ซึ่งอยู่ทางตอนเหนือ เท่ากับ 32?ซ. ความร้อนที่ทำให้คนเสียชีวิตนั้น จะแตกต่างกันไป ตามลักษณะทางภูมิศาสตร์ เช่น ในเขต อบอุ่น คนเสียชีวิตเพิ่มขึ้นชัดเจนมาก ระหว่างการเกิดสภาพลมฟ้าอากาศ ที่ร้อนผิดปกติ ส่วนในเขตร้อน มนุษย์จะได้รับผลกระทบ จากอุณหภูมิที่ร้อนอย่างรุนแรงน้อยกว่า ความแตกต่างระหว่างภูมิภาค ในรูปแบบของความร้อน ที่สัมพันธ์กับการเสียชีวิตนี้ สะท้อนให้เห็นถึงความแตกต่างของความผันแปรอุณหภูมิ ฤดูร้อนในเขตอบอุ่น ช่วงที่อุณหภูมิสูงมาก ๆ จะเกิดขึ้นในช่วงเวลาที่อากาศโดยทั่ว ๆ ไปค่อนข้างสบาย เมื่อเกิดความผันแปร โดยอุณหภูมิเพิ่มสูงขึ้นมากทันทีทันใด ทำให้ร่างกายปรับตัวไม่ทัน เกิดสภาพที่เรียกว่า “ช็อก” สำหรับในเขตร้อน โดยปกติช่วงที่ร้อนที่สุด ไม่เกินไปกว่าอุณหภูมิเฉลี่ยมาก
ผลกระทบของการเปลี่ยนแปลงภูมิอากาศที่มีต่อการเสียชีวิต

ถ้าความผันแปรของลมฟ้าอากาศยังคงไม่เปลี่ยนแปลง แน่นอนว่าการเปลี่ยนแปลง ภูมิอากาศ จะเกิดขึ้นควบคู่กันไป โดยที่จำนวนวันที่อุณหภูมิสูงเกินกว่าขีดจำกัด จะเพิ่มมากขึ้น จากข้อมูลของเมือง มิสซูรี ประเทศสหรัฐอเมริกา พบว่า ในปี ค.ศ. 1980 วันที่ร้อนที่สุดในฤดูร้อน อุณหภูมิสูงกว่าค่าเฉลี่ย 2-3? ซ. และประเมินได้ว่าในปี ค.ศ. 2050 การเปลี่ยนแปลงภูมิอากาศจะทำให้วันที่ร้อนมาก ๆ ในกรุงวอชิงตัน ถี่มากขึ้นหลายเท่า และจะเกิดฤดูร้อน ที่ร้อนอย่างผิดปกติในประเทศอังกฤษ จากการศึกษาในประเทศที่พัฒนาแล้วในเขตอบอุ่น พบว่า การเสียชีวิต จะลดน้อยลงตามการเปลี่ยนแปลงภูมิอากาศ แต่จะเพิ่มมากขึ้นในฤดูร้อน จากแผนการคาดหมาย การเปลี่ยนแปลงภูมิอากาศ ที่ศึกษาในประเทศอังกฤษ พยากรณ์ว่า อุณหภูมิในฤดูหนาวจะเพิ่มสูงขึ้น 2-2.5? ซ. และจะทำให้ผู้เสียชีวิต ที่สัมพันธ์กับฤดูหนาวปีละ 9,000 คน ลดน้อยลงภายในปี ค.ศ. 2050 ผู้ที่รอดชีวิตมากกว่าครึ่ง เนื่องจากรอดพ้นจากโรคหัวใจ และ 5-10% รอดพ้นจากโรคปอด และหลอดลมอักเสบ แต่อัตราการเสียชีวิตในฤดูร้อน จะเพิ่มสูงขึ้น
อย่างไรก็ตาม เป็นที่ทราบกันอย่างดีแล้วถึงอิทธิพลทันทีทันใด ที่มีต่อสุขภาพเมื่อต้องเผชิญกับอุณหภูมิที่รุนแรงมาก ๆ แต่อิทธิพลระยะยาวของภูมิอากาศโดยตรงนั้น ยังคงมีความเข้าใจน้อยมาก เพียงแต่คาดหมายว่า การเปลี่ยนแปลงภูมิอากาศ จะมีอิทธิพลต่อเชื้อโรค มีผลต่อคนที่ต้องเผชิญกับภูมิอากาศ ที่รุนแรงมาก ๆ ทันทีทันใด แต่ยังไม่ได้ศึกษาในเชิงปริมาณแต่อย่างใด ดังนั้น การคาดหมายความรุนแรง ของการเปลี่ยนแปลงภูมิอากาศระยะยาว ที่มีต่อสุขภาพอนามัยของมนุษย์ อย่างมีกฎเกณฑ์นั้น ยังกระทำไม่ได้ เนื่องจากมนุษย์สามารถปรับตัว ให้เข้ากับการเปลี่ยนแปลงภูมิอากาศได้ จึงไม่เห็นผลกระทบ ที่เกิดจากภูมิอากาศชัดเจน เหมือนกับผลกระทบที่เกิดจากปัจจัยอื่น ๆ
ผลกระทบของการเปลี่ยนแปลงภูมิอากาศที่มีต่อการเกิดโรคติดต่อ

ในต้นศตวรรษที่ 20 สามารถควบคุมโรคติดต่อได้โดยทั่วไป แต่ปัจจุบันโรคติดต่อเก่า ๆ ได้กลับเกิดขึ้นมาใหม่ ในหลายส่วนของโลก พิษจากอาหารก็เพิ่มสูงขึ้นด้วย สถานการณ์นี้ สะท้อนถึงผลรวมระดับโลก ที่ไม่เคยมีมาก่อนของปัจจัยต่าง ๆ จำนวนมาก เช่น การเพิ่มขึ้นของประชากร อย่างรวดเร็ว การตั้งถิ่นฐาน ที่หนาแน่นมากตามขอบ ๆ ของป่า มนุษย์มีความรู้สึกไม่สบายมากขึ้น มีการค้าขายระยะทางไกล ๆ มีการใช้ยาฆ่าแมลง และยาปฏิชีวนะอย่างไม่เหมาะสม ปัญหาสังคมและการเมือง และความผันแปรทางภูมิอากาศ ในระดับภูมิภาค มีกระบวนการและสิ่งมีชีวิตมากมาย ที่สัมพันธ์กับการเกิดโรคติดต่อที่แผ่เป็นบริเวณกว้าง โดยเฉพาะอย่างยิ่ง อิทธิพลจากความไม่แน่นอนของภูมิอากาศ ตัวการเด่น ๆ คือ อุณหภูมิ หยาดน้ำฟ้า และความชื้น ซึ่งเป็นส่วนหนึ่งของความผันแปรทางภูมิอากาศปกติ ดังเห็นได้ชัดว่าเกิดโรคติดต่อตามฤดูกาลขึ้น ดังนั้น หากเกิดการเปลี่ยนแปลงภูมิอากาศ ในระดับภูมิภาคขึ้นแล้ว คาดหมายได้ว่า จะเป็นสาเหตุให้รูปแบบของโรคติดต่อ และโรคพิษจากอาหาร ขยับเลื่อนไปเป็นบริเวณกว้าง เช่น การร้อนขึ้นจากการเปลี่ยนแปลงภูมิอากาศ ที่กระจายไปตามพื้นที่ทางภูมิศาสตร์ (ทั้งตามความสูงและตามเส้นละติจูด) ทำให้ตัวนำเชื้อโรค มีศักยภาพในการแพร่กระจาย ได้กว้างขวางขึ้น นอกจากนี้ การเปลี่ยนแปลงภูมิอากาศ ยังสามารถเปลี่ยนวงจรการเคลื่อนไหว ของทั้งตัวนำโรค และตัวเชื้อโรค ซึ่งอาจจะยิ่งทำให้เชื้อโรค แพร่กระจายได้ดีมากยิ่งขึ้น
การแพร่กระจายของโรคที่ไม่ต้องมีตัวนำ บางครั้งก็ได้รับผลกระทบจากการเปลี่ยนแปลงภูมิอากาศด้วยเช่นกัน เช่น โรคอุจจาระร่วง (Faecaloral infections) โรคจากอาหารเป็นพิษ (Foodborne disease) และโรคติดต่อ ที่แพร่กระจายโดยตรง จากบุคคลหนึ่งไปยังอีกบุคคลหนึ่ง แม้ว่าโรคติดต่อเหล่านี้ จะเกิดเป็นโรคขึ้นได้ ขึ้นกับปัจจัยต่าง ๆ มากมาย แต่ปัจจัยด้านอุณหภูมิ และความชื้นก็มีส่วนสำคัญอย่างมาก นอกจากนี้ ปัจจัยทางภูมิอากาศ ยังมีผลต่อพฤติกรรมของมนุษย์ และสังคม ซึ่งส่งผลกระทบต่อการแพร่กระจาย ของโรคติดต่อได้อีกด้วย ดังนั้น แม้สภาพภูมิอากาศเปลี่ยนแปลงไปเพียงเล็กน้อย จากระดับที่มนุษย์ทนได้แล้ว จะมีผลทางอ้อมส่งผลกระทบ ต่อสุขภาพอนามัยของมนุษย์ทันที




ขอขอบคุณข้อมูลดีดีจาก
http://www.tmd.go.th

 

พายุหมุนเขตร้อนในประเทศไทย (Tropical cyclone in Thailand)

<table class="logfont" align="center" border="0" cellpadding="2" cellspacing="0" width="97%"><tbody><tr><td class="text">
พายุหมุนเขตร้อนเป็นคำทั่ว ๆ ไปที่ใช้สำหรับเรียกพายุหมุนหรือพายุไซโคลน (cyclone) ที่มีถิ่นกำเนิดเหนือมหาสมุทรในเขตร้อนแถบละติจูดต่ำ แต่อยู่นอกเขตบริเวณเส้นศูนย์สูตร เพราะยังไม่เคยปรากฏว่ามีพายุหมุนเขตร้อนเกิดที่เส้นศูนย์สูตรพายุนี้เกิดขึ้นในมหาสมุทร หรือทะเลที่มีอุณหภูมิสูงตั้งแต่ 26 ํซ. หรือ 27 ํซ. ขึ้นไป และมีปริมาณไอน้ำสูง เมื่อเกิดขึ้นแล้ว มักเคลื่อนตัวตามกระแสลมส่วนใหญ่จากทิศตะวันออกมาทางทิศตะวันตก และค่อยโค้งขึ้นไปทางละติจูดสูง แล้วเวียนโค้งกลับไปทางทิศตะวันออกอีก พายุหมุนเขตร้อนเกิดขึ้นได้หลายแห่งในโลก และมีชื่อเรียกต่างกันไปตามแหล่งกำเนิด บริเวณที่มีพายุหมุนเขตร้อนเกิดขึ้นเป็นประจำ ได้แก่

<table class="logfont" align="center" cellpadding="2" width="95%"> <tbody><tr valign="top"> <td width="7%">

​

</td> <td width="93%">มหาสมุทรแปซิฟิกเหนือด้านตะวันตก ทางตะวันตกของลองจิจูด 170 ํ ตะวันออก เมื่อมีกำลังแรงสูงสุด เรียกว่า "ไต้ฝุ่น" เกิดมากที่สุดในเดือนกรกฎาคม สิงหาคม กันยายน และตุลาคม </td> </tr> <tr valign="top"> <td width="7%">

​

</td> <td width="93%">มหาสมุทรแอตแลนติกเหนือแถวทะเลแคริบเบียนและอ่าวเม็กซิโก เรียกว่า "เฮอร์ริเคน" เกิดมากในเดือนสิงหาคม กันยายน และตุลาคม </td> </tr> <tr valign="top"> <td width="7%">

​

</td> <td width="93%">มหาสมุทรแปซิฟิกเหนือ ฝั่งตะวันตกของประเทศเม็กซิโก เรียกว่า "เฮอร์ริเคน" </td> </tr> <tr valign="top"> <td width="7%">

​

</td> <td width="93%">บริเวณมหาสมุทรอินเดียเหนือ อ่าวเบงกอล เรียกว่า "ไซโคลน" </td> </tr> <tr valign="top"> <td width="7%">

​

</td> <td width="93%">บริเวณมหาสมุทรอินเดียเหนือ ทะเลอาระเบีย เรียกว่า "ไซโคลน" </td> </tr> <tr valign="top"> <td width="7%">

​

</td> <td width="93%">มหาสมุทรอินเดียใต้ ตะวันตกของลองจิจูด 90 ํ ตะวันออก เรียกว่า "ไซโคลน" </td> </tr> <tr valign="top"> <td width="7%">

​

</td> <td width="93%">มหาสมุทรอินเดียใต้ ตะวันตกเฉียงเหนือของทวีปออสเตรเลีย เรียกว่า "วิลลี่วิลลี่" </td> </tr> </tbody></table> </td> </tr> <tr> <td class="text">
พายุหมุนเขตร้อนเมื่ออยู่ในสภาวะที่เจริญเติบโตเต็มที่ จะเป็นพายุที่มีความรุนแรงที่สุดชนิดหนึ่งในบรรดาพายุที่เกิดขึ้นในโลก มีเส้นผ่าศูนย์กลางประมาณตั้งแต่ 100 กิโลเมตรขึ้นไป และเกิดขึ้นพร้อมกับลมที่พัดแรงมาก ระบบการหมุนเวียนของลมเป็นไป โดยพัดเวียนในทิศทางทวนเข็มนาฬิกาเข้าสู่ศูนย์กลางของพายุในซีกโลกเหนือ ส่วนในซีกโลกใต้พัดเวียนตามเข็มนาฬิกา ยิ่งใกล้ศูนย์กลางลมจะหมุนเกือบเป็นวงกลมและมีความเร็วสูงที่สุด

ความเร็วลมสูงสุดที่บริเวณใกล้ศูนย์กลางนำมาใช้เป็นเกณฑ์ในการพิจารณาความรุนแรงของพายุ ซึ่งในย่านมหาสมุทรแปซิ-ฟิกเหนือด้านตะวันตก และทะเลจีนใต้มีการแบ่งตามข้อตกลงระหว่างประเทศดังนี้

<table class="logfont" align="center" cellpadding="2" width="95%"> <tbody><tr valign="top"> <td width="7%">

​

</td> <td width="93%">พายุดีเปรสชันเขตร้อน (tropical depression) ความเร็วลมใกล้ศูนย์กลางไม่ถึง 34 นอต (63 กม./ชม.) </td> </tr> <tr valign="top"> <td width="7%">

​

</td> <td width="93%">พายุโซนร้อน (tropical storm) ความเร็วลมใกล้ศูนย์กลาง 34 นอต (63 กม./ชม.) ขึ้นไป แต่ไม่ถึง 64 นอต (118 กม./ชม.)</td> </tr> <tr valign="top"> <td width="7%">

​

</td> <td width="93%">ไต้ฝุ่น (typhoon) ความเร็วลมสูงสุดใกล้ศูนย์กลางตั้งแต่ 64 นอต (118 กม./ชม.) ขึ้นไป



พายุหมุนเขตร้อนเป็นปรากฏการณ์ธรรมชาติที่ปกคลุมพื้นที่กว้างนับร้อยกิโลเมตร จึงก่อให้เกิดผลกระทบเป็นบริเวณกว้าง โดยเฉพาะในอาณาบริเวณที่ศูนย์กลางพายุเคลื่อนผ่านจะได้รับผลกระทบมากที่สุด ความเสียหายที่เกิดขึ้นเนื่องจากพายุแปรผันตามความรุนแรงของพายุ เมื่อพายุมีกำลังแรงในขั้นดีเปรสชันความเสียหายส่วนใหญ่จะเกิดขึ้น เนื่องจากฝนตกหนักและอุทกภัยที่เกิดขึ้นตามมา เมื่อพายุมีกำลังแรงขึ้นเป็นพายุโซนร้อนหรือไต้ฝุ่น จะมีความเสียหายเพิ่มขึ้นอีกมากทั้งชีวิตและทรัพย์สินเนื่องจากฝนตกหนัก อุทกภัย ลมพัดแรงจัด ในทะเลมีคลื่นสูงเป็นอันตรายต่อการเดินเรือ และมีคลื่นซัดฝั่ง พายุหมุนเขตร้อนที่มีความรุนแรงทำให้มีผู้เสียชีวิตได้นับแสนคน ดังเช่นที่เคยเกิดขึ้นในอดีตเมื่อ พ.ศ. 2513 ที่ประเทศบังคลาเทศ ในครั้งนั้นพายุไซโคลนในมหาสมุทรอินเดียมีความรุนแรงมากเคลื่อนตัวผ่านบริเวณแกงจีส ์และพรามบุตรา (Ganges-Bramaputra) เมื่อวันที่ 12 - 13 พฤศจิกายน มีผลกระทบต่อประชาชนกว่า 3 ล้านคน ในเนื้อที่กว่า 7,500 ตารางกิโลเมตร มีผู้เสียชีวิตประมาณ 250,000 คน และยังมีอันตรายอย่างอื่นตามมาอีก เช่น ความอดอยากขาดแคลนและโรคระบาด

สำหรับพายุหมุนเขตร้อนที่เคลื่อนเข้าสู่ประเทศไทยส่วนใหญ่เป็นพายุดีเปรสชัน เนื่องจากพายุอ่อนกำลังลงก่อนถึงประเทศไทย ส่วนที่มีกำลังแรงขนาดพายุโซนร้อนหรือไต้ฝุ่นมีโอกาสเคลื่อนเข้าสู่ประเทศไทยน้อย จากสถิติในรอบ 48 ปีที่ผ่านมามีเพียง 11 ครั้งที่มีกำลังแรงเป็นพายุโซนร้อนหรือไต้ฝุ่น (ไม่ถึง 10 เปอร์เซนต์ของจำนวนพายุทั้งหมดที่เคลื่อนเข้าสู่ประเทศไทย) และในจำนวน 11 ครั้งดังกล่าวมีเพียงครั้งเดียวที่พายุเคลื่อนเข้ามา ขณะมีกำลังแรงเป็นไต้ฝุ่น ได้แก่ ไต้ฝุ่น "เกย์" ที่เคลื่อนขึ้นฝั่งจังหวัดชุมพร เมื่อวันที่ 4 พฤศจิกายน 2532

ในส่วนของประเทศไทยผลกระทบเนื่องจากพายุมีทั้งประโยชน์และโทษ พายุที่อ่อนกำลังลงเป็นดีเปรสชัน มีประโยชน์ในแง่ที่ก่อให้เกิดฝนตกปริมาณมากซึ่งช่วยคลี่คลายสภาวะความแห้งแล้ง และสามารถกักเก็บน้ำไว้ตามแหล่งกักเก็บน้ำต่าง ๆ เพื่อใช้ในช่วงที่มีฝนน้อย ในส่วนที่เป็นโทษของพายุดีเปรสชันคืออุทกภัยซึ่งมักเกิดขึ้นหลังจากที่มีฝนตกหนักต่อเนื่อง และโรคระบาดที่เกิดตามมาหลังจากเกิดอุทกภัย และเมื่อพายุมีกำลังแรงขนาดพายุโซนร้อนจะมีความเสียหายเพิ่มขึ้นอีกจากวาตภัย เนื่องจากความเร็วลมตั้งแต่ 34 นอต (62 กม./ชม.) ขึ้นไปจะรุนแรงจนทำให้สิ่งก่อสร้างที่ไม่แข็งแรงเสียหาย กิ่งไม้ต้นไม้หักโค่น และหากเป็นไต้ฝุ่นจะยิ่งมีความเสียหายมากขึ้น ซึ่งสรุปได้ดังนี้

<table class="logfont" align="center" width="95%"> <tbody><tr valign="top"> <td width="93%">1. ต้นไม้ล้มถอนรากถอนโคน
เรือกสวน ไร่นาเสียหาย เสาไฟฟ้าล้ม สายไฟฟ้าขาด ไฟฟ้าช๊อต อาจเกิดเพลิงไหม้ได้

2. บ้านเรือนที่ไม่แข็งแรงพังทลาย ชิ้นส่วนของบ้านถูกลมพายุพัดปลิว เป็นอันตรายต่อผู้ที่อยู่ในที่โล่งแจ้ง บ้านเรือน และผู้คนที่พักอาศัยริมทะเลอาจถูกคลื่นใหญ่ซัดและม้วนลงทะเล

3. ฝนตกหนักมากทั้งวันทั้งคืน จนทำให้เกิดน้ำป่าและแผ่นดินถล่ม

4. ในทะเลมีคลื่นลมแรงจัดมากเป็นอันตรายต่อการเดินเรือ โดยเฉพาะเรือเล็ก และอาจมีคลื่นใหญ่ซัดชายฝั่ง ทำให้ระดับน้ำทะเลสูงขึ้นมากจนท่วมอาคารบ้านเรือนริมทะเลได้ </td> </tr> </tbody></table>
สถิติพายุที่เคลื่อนเข้าสู่ประเทศไทย

จากข้อมูลในรอบ 48 ปี (พ.ศ. 2494 -2541) ปรากฏว่าพายุเริ่มเคลื่อนเข้าสู่ประเทศไทย ได้ตั้งแต่เดือนเมษายนแต่มีโอกาสน้อยมาก โดยเกิดขึ้นเพียงครั้งเดียวเมื่อ พ.ศ. 2504 พายุจะมีโอกาสเคลื่อนเข้าสู่ประเทศไทยมากขึ้น เป็นลำดับตั้งแต่เดือนพฤษภาคมเป็นต้นไป และเดือนตุลาคมเป็นเดือนที่พายุมีโอกาสเคลื่อนเข้าสู่ประเทศไทยมากที่สุด รองลงไปคือเดือนกันยายน



พายุหมุนเขตร้อนที่เคลื่อนเข้าสู่ประเทศไทยส่วนใหญ่เคลื่อนมาจากด้านตะวันออกของประเทศ โดยมีแหล่งกำเนิดในมหาสมุทรแปซิฟิกและทะเลจีนใต้แล้วเคลื่อนตัวมา ในแนวทิศตะวันตกขึ้นฝั่งประเทศเวียดนามผ่านลาว หรือกัมพูชาเข้าสู่ประเทศไทย โดยผ่านเข้ามาทางจังหวัดต่าง ๆ ที่อยู่บริเวณแนวพรมแดนด้านตะวันออก ส่วนพายุที่มีแหล่งกำนิดในอ่าวเบงกอล หรือทะเลอันดามันแล้วเคลื่อนตัวมาในแนวทิศตะวันออกผ่านพม่าเข้าสู่ประเทศไทยทางด้านตะวันตก มีเพียงส่วนน้อยซึ่งจะเกิดขึ้นเฉพาะในเดือนพฤษภาคม จะเห็นได้ว่าพายุที่เคลื่อนเข้าสู่ประเทศไทยในแต่ละเดือน นั้นมีความแตกต่างกันทั้งแหล่งกำเนิดและการเคลื่อนตัว

จากความแตกต่างดังกล่าวเมื่อพิจารณาสถิติเส้นทางเดินพายุหมุนเขตร้อนที่เคลื่อนเข้าสู่ประเทศไทยในรอบ 48 ปี ซึ่งมีจำนวนทั้งหมด 164 ลูก สามารถนำมาวิเคราะห์และกำหนดรูปแบบเส้นทางเดินพายุในแต่ละเดือน โดยพิจารณาจากเส้นทางเดินของพายุส่วนใหญ่เพื่อให้สามารถนำผลการวิเคราะห์ไปใช้ประโยชน์ได้โดยง่าย และสะดวกกว่าการพิจารณาจากรายละเอียดของข้อมูลทั้งหมด ซึ่งในแต่ละเดือนได้กำหนดแนวเส้นทางเดินพายุไว้ 2 รูปแบบ โดยรูปแบบที่ 1 เป็นรูปแบบหลักซึ่งพายุส่วนใหญ่มีโอกาสเคลื่อนตัวตามรูปแบบนี้มากกว่า ส่วนรูปแบบที่ 2 เป็นรูปแบบรองซึ่งพายุมีโอกาสเคลื่อนตัวตามรูปแบบนี้น้อยกว่ารูปแบบที่ 1 ซึ่งปรากฏผลดังนี้

(รูป) รูปแบบทางเดินพายุหมุนเขตร้อนที่เคลื่อนที่เข้าสู่ประเทศไทย เดือนพฤษภาคม

พายุที่เคลื่อนเข้าสู่ประเทศไทยส่วนใหญ่มีแหล่งกำเนิดในอ่าวเบงกอล หรือทะเลอันดามันแล้วเคลื่อนขึ้นฝั่งประเทศพม่าก่อนเข้าสู่ ประเทศไทยทางด้านตะวันตก ส่วนพายุที่มีแหล่งกำเนิดในทะเลจีนใต้อาจเคลื่อนเข้าสู่ประเทศไทยทางด้านตะวันออกได้ โดยเคลื่อนผ่านประเทศเวียดนามและลาวเข้ามาทางภาคตะวันออกเฉียงเหนือตอนบน และภาคเหนือหรืออาจเคลื่อนผ่านเข้ามาทางอ่าวไทยโดยตรงแล้วเข้าสู่บริเวณชายฝั่งภาคตะวันออก แต่มีโอกาสน้อย

(รูป) รูปแบบทางเดินพายุหมุนเขตร้อนที่เคลื่อนที่เข้าสู่ประเทศไทย เดือนมิถุนายน

รูปแบบหลักมีแหล่งกำเนิดในทะเลจีนใต้เคลื่อนขึ้นฝั่งประเทศเวียดนามตอนบน ผ่านลาวเข้าสู่ประเทศไทยทางตอนบนของภาคตะวันออกเฉียงเหนือ และภาคเหนือ ส่วนรูปแบบรองมีแหล่งกำเนิดในทะเลจีนใต้ใกล้ฝั่งประเทศเวียดนามตอนล่าง เแล้วเคลื่อนผ่านประเทศกัมพูชาเข้าสู่ประเทศไทยบริเวณพื้นที่ติดต่อ ระหว่างภาคตะวันออกเฉียงเหนือตอนล่างกับภาคตะวันออก

(รูป) รูปแบบทางเดินพายุหมุนเขตร้อนที่เคลื่อนที่เข้าสู่ประเทศไทย เดือนกรกฎาคม

รูปแบบหลักมีแหล่งกำเนิดในมหาสมุทรแปซิฟิกเคลื่อนผ่านประเทศฟิลิปปินส์ ทะเลจีนใต้ ประเทศเวียดนามตอนบนและลาวผ่านเข้ามาใกล้ประเทศไทยทางเหนือของภาคตะวันออกเฉียงเหนือแล้วเข้าสู่ภาคเหนือ หรืออาจเคลื่อนผ่านภาคตะวันออกเฉียงเหนือตอนบนก่อนเข้าสู่ภาคเหนือ ส่วนรูปแบบรองมีแหล่งกำเนิดในทะเลจีนใต้ตอนล่างคลื่อนผ่านประเทศเวียดนามตอนล่าง และกัมพูชาเข้าสู่ประเทศไทยบริเวณภาคตะวันออกเฉียงเหนือตอนล่างต่อกับภาคตะวันออก

(รูป) รูปแบบทางเดินพายุหมุนเขตร้อนที่เคลื่อนที่เข้าสู่ประเทศไทย เดือนสิงหาคม

รูปแบบหลักมีแหล่งกำเนิดในทะเลจีนใต้ตอนบนเคลื่อนขึ้นฝั่งประเทศเวียดนามตอนบน ผ่านลาวเข้าสู่ภาคตะวันออกเฉียงเหนือตอนบน และภาคเหนือของประเทศไทย ส่วนรูปแบบรองมีแหล่งกำเนิดในมหาสมุทรแปซิฟิกเคลื่อนผ่านประเทศฟิลิปปินส์ตอนบนทะเลจีนใต้ เกาะไหหลำอ่าวตังเกี๋ยประเทศเวียดนามตอนบนและลาวผ่านเข้ามาทางตอนเหนือของภาคตะวันออกเฉียงเหนือ เข้าสู่ภาคเหนือ

(รูป) รูปแบบทางเดินพายุหมุนเขตร้อนที่เคลื่อนที่เข้าสู่ประเทศไทย เดือนกันยายน(ครึ่งเดือนแรก)

(รูป) รูปแบบทางเดินพายุหมุนเขตร้อนที่เคลื่อนที่เข้าสู่ประเทศไทย เดือนกันยายน(ครึ่งเดือนหลัง)

รูปแบบหลักในระยะครึ่งแรกของเดือนมีแหล่งกำเนิดในทะเลจีนใต้ตอนบนเคลื่อนขึ้นฝั่งประเทศเวียดนามผ่านลาว เข้าสู่ภาคตะวันออกเฉียงเหนือตอนบน และภาคเหนือของประเทศไทย ส่วนรูปแบบรองมีแหล่งกำเนิดในมหาสมุทรแปซิฟิกเคลื่อนผ่านประเทศฟิลิปปินส์ ทะเลจีนใต้ เกาะไหหลำ อ่าวตังเกี๋ย ประเทศเวียดนามตอนบน และลาวเข้าสู่ประเทศไทยทางภาคเหนือตอนบน ส่วนครึ่งหลังของเดือนรูปแบบหลักมีแหล่งกำเนิดในทะเลจีนใต้ตอนกลาง เคลื่อนขึ้นฝั่งประเทศเวียดนามผ่านลาวเข้าสู่ประเทศไทยทางภาคตะวันออกเฉียงเหนือตอนล่าง แล้วจึงเข้าสู่ภาคกลาง ส่วนรูปแบบรองมีแหล่งกำเนิดในมหาสมุทรแปซิฟิกเคลื่อนผ่านประเทศฟิลิปปินส์ ทะเลจีนใต้ประเทศเวียดนาม และลาวเข้าสู่ภาคตะวันออกเฉียงเหนือและภาคเหนือของประเทศไทย

(รูป) รูปแบบทางเดินพายุหมุนเขตร้อนที่เคลื่อนที่เข้าสู่ประเทศไทย เดือนตุลาคม(ครึ่งเดือนแรก)

(รูป) รูปแบบทางเดินพายุหมุนเขตร้อนที่เคลื่อนที่เข้าสู่ประเทศไทย เดือนตุลาคม(ครึ่งเดือนหลัง)

เป็นเดือนที่พายุมีโอกาสเคลื่อนตัวเข้าสู่ประเทศไทยได้ ตั้งแต่ภาคเหนือลงไปจนถึงภาคใต้ในระยะครึ่งแรกของเดือน รูปแบบหลักมีแหล่งกำเนิดในทะเลจีนใต้ตอนกลาง เคลื่อนขึ้นฝั่งประเทศเวียดนามตอนล่างผ่านประเทศกัมพูชาเข้าสู่ประเทศไทยทางภาคตะวันออก แล้วจึงเข้าสู่ภาคกลางตอนล่าง รูปแบบรองมีแหล่งกำเนิดในมหาสมุทรแปซิฟิกเคลื่อนผ่านประเทศฟิลิปปินส์ตอนบน ทะเลจีนใต้ ประเทศเวียดนาม และลาวเข้าสู่ประเทศไทยทางภาคตะวันออกเฉียงเหนือตอนบนและภาคเหนือ ส่วนในระยะครึ่งหลังของเดือนรูปแบบหลักมีแหล่งกำเนิดในทะเลจีนใต้ตอนล่างเคลื่อนผ่านปลายแหลมญวน และอ่าวไทยขึ้นฝั่งประเทศไทยบริเวณภาคใต้ตอนบน รูปแบบรองมีแหล่งกำเนิดในมหาสมุทรแปซิฟิกเคลื่อนผ่านประเทศฟิลิปปินส์ ทะเลจีนใต้ ประเทศเวียดนาม และลาวตอนล่างหรือกัมพูชาเข้าสู่ประเทศไทยทางภาคตะวันออกเฉียงเหนือตอนล่าง

(รูป) รูปแบบทางเดินพายุหมุนเขตร้อนที่เคลื่อนที่เข้าสู่ประเทศไทย เดือนพฤศจิกายน(ครึ่งเดือนแรก)

(รูป) รูปแบบทางเดินพายุหมุนเขตร้อนที่เคลื่อนที่เข้าสู่ประเทศไทย เดือนพฤศจิกายน(ครึ่งเดือนหลัง)

รูปแบบหลักในระยะครึ่งแรกของเดือนมีแหล่งกำเนิดในทะเลจีนใต้ตอนล่างเคลื่อนเข้าสู่อ่าวไทย และขึ้นฝั่งประเทศไทยได้ ตั้งแต่ภาคใต้ตอนบนจนถึงภาคใต้ตอนกลาง รูปแบบรองมีเส้นทางเดินคล้ายคลึงกับช่วงครึ่งหลังของเดือนตุลาคม คือมีแหล่งกำเนิดในมหาสมุทรแปซิฟิกเคลื่อนผ่านประเทศฟิลิปปินส์ ทะเลจีนใต้ ประเทศเวียดนามและลาวตอนล่างหรือกัมพูชาเข้าสู่ประเทศไทยบริเวณภาคตะวันออกเฉียงเหนือตอนล่าง ส่วนครึ่งหลังของเดือนพายุมีโอกาสเคลื่อนขึ้นฝั่งภาคใต้ของประเทศไทยได้ตั้งแต่บริเวณตอนกลางของภาคลงไป โดยรูปแบบหลักมีแหล่งกำเนิดในทะเลจีนใต้ตอนล่างเคลื่อนเข้าสู่อ่าวไทยแล้วจึงขึ้นฝั่ง รูปแบบรองมีแหล่งกำเนิดในมหาสมุทรแปซิฟิกเคลื่อนผ่านประเทศฟิลิปปินส์ ทะเลจีนใต้ ประเทศเวียดนามตอนล่างเข้าสู่อ่าวไทยแล้วจึงขึ้นฝั่ง

(รูป) รูปแบบทางเดินพายุหมุนเขตร้อนที่เคลื่อนที่เข้าสู่ประเทศไทย เดือนธันวาคม

รูปแบบหลักมีแหล่งกำเนิดในทะเลจีนใต้ตอนล่างเคลื่อนผ่านอ่าวไทย และขึ้นฝั่งประเทศไทยที่บริเวณภาคใต้ตอนล่าง ส่วนรูปแบบรองมีแหล่งกำเนิดในมหาสมุทรแปซิฟิกเคลื่อนผ่านประเทศฟิลิปปินส์ ทะเลจีนใต้ และปลายแหลมญวนเข้าสู่อ่าวไทยแล้วขึ้นฝั่งประเทศไทยบริเวณภาคใต้ตอนกลาง



จากสถิติพายุหมุนเขตร้อนที่เคลื่อนเข้าสู่ประเทศไทยในรอบ 48 ปี จำนวนทั้งหมด 164 ลูก เมื่อนำมาหาความถี่ที่พายุแต่ละลูกเคลื่อนผ่านในแต่ละพื้นที่ 1 grid (1 lat 5 1 long) แล้วคำนวณเปอร์เซนต์ความถี่ของแต่ละ grid นั้นแล้ว จึงนำค่าเปอร์เซนต์ความถี่มาวิเคราะห์แผนที่เส้นเท่า
ซึ่งจากการวิเคราะห์สถิติพายุโดยรวมตลอดทั้งปี ปรากฏว่าบริเวณที่ศูนย์กลางพายุเคลื่อนผ่านมากที่สุดคือ
ภาคตะวันออกเฉียงเหนือตอนบน โดยเฉพาะจังหวัดนครพนมมีพายุเคลื่อนผ่าน 20 - 25 เปอร์เซนต์ของพายุทั้งหมดจำนวน 164 ลูก รองลงไปได้แก่พื้นที่บริเวณจังหวัดมุกดาหาร สกลนคร หนองคาย อุดรธานี กาฬสินธุ์ หนองบัวลำภูและเลย มีพายุเคลื่อนผ่าน 15 - 20 เปอร์เซนต์ของจำนวนพายุทั้งหมด


จากการวิเคราะห์สถิติพายุที่เคลื่อนเข้าสู่ประเทศไทยในแต่ละเดือนตั้งแต่เดือนพฤษภาคมเป็นต้นไปปรากฏผลดังนี้

เดือนพฤษภาคม พายุส่วนใหญ่เคลื่อนเข้าสู่ประเทศไทยทางด้านตะวันตกของประเทศ บริเวณที่ศูนย์กลางพายุเคลื่อนผ่านมากที่สุดคือมากกว่า 25 เปอร์เซนต์ของพายุทั้งหมดที่เคลื่อนเข้าสู่ประเทศไทยในเดือนพฤษภาคมจำนวน 6 ลูก ได้แก่ พื้นที่ของภาคเหนือตอนบนในเขตจังหวัดแม่ฮ่องสอน เชียงใหม่ และลำพูน และพื้นที่ของภาคกลางในเขตจังหวัดกาญจนบุรี ต่อเนื่องกับจังหวัดตากและอุทัยธานี

เดือนมิถุนายน

ตั้งแต่เดือนนี้เป็นต้นไปพายุเคลื่อนเข้าสู่ประเทศไทยทางด้านตะวันออกของประเทศ ซึ่งในเดือนนี้บริเวณที่ศูนย์กลางพายุเคลื่อนผ่านมากที่สุด ได้แก่ ภาคตะวันออกเฉียงเหนือตอนบน โดยเฉพาะพื้นที่บริเวณจังหวัดนครพนม หนองคายและตอนบนของสกลนครมีพายุเคลื่อนผ่านมากกว่า 50 เปอร์เซนต์ของพายุทั้งหมดที่เข้ามาในเดือนนี้จำนวน 6 ลูก

เดือนสิงหาคม

บริเวณที่ศูนย์กลางพายุเคลื่อนผ่านมากที่สุดคือพื้นที่ทางด้านตะวันออกของภาคเหนือตอนบนบริเวณจังหวัดน่าน พะเยา แพร่ ลำปาง เชียงรายและเชียงใหม่ และพื้นที่ในภาคตะวันออกเฉียงเหนือตอนบนบริเวณจังหวัดนครพนม สกลนคร หนองคาย อุดรธานี หนองบัวลำภูและเลย โดยมีพายุเคลื่อนผ่านเข้ามามากกว่า 25 เปอร์เซนต์ของพายุทั้งหมด ที่เข้ามาในเดือนนี้จำนวน 18 ลูก

เดือนกันยายน

เดือนนี้เป็นเดือนแรกที่พายุเริ่มมีโอกาสเคลื่อนตัวเข้ามาในภาคใต้ตอนบน แต่มีโอกาสน้อย พื้นที่ส่วนใหญ่ที่ศูนย์กลางพายุเคลื่อนผ่านยังคงเป็นประเทศไทยตอนบน โดยเฉพาะในพื้นที่ภาคตะวันออกเฉียงเหนือตอนบนต่อกับภาคเหนือตอนล่าง บริเวณจังหวัดนครพนม สกลนคร หนองคาย อุดรธานี หนองบัวลำภู เลย อุตรดิตถ์ และพิษณุโลกมีพายุเคลื่อนผ่านเข้ามามากกว่า 25 เปอร์เซนต์ของพายุทั้งหมดที่เคลื่อนเข้ามาในเดือนนี้จำนวน 39 ลูก


เดือนตุลาคม

เป็นเดือนที่ศูนย์กลางพายุมีโอกาสเคลื่อนผ่านประเทศไทยได้ทั้งในประเทศไทยตอนบน และภาคใต้ โดยในเดือนนี้พายุเริ่มมีโอกาสเคลื่อนเข้าสู่ภาคใต้ตอนล่างได้บ้างแต่มีโอกาสน้อย ส่วนบริเวณที่ศูนย์กลางพายุเคลื่อนผ่านมากที่สุดคือพื้นที่ในภาคตะวันออกเฉียงเหนือเกือบทั้งหมด ภาคเหนือตอนล่าง ภาคตะวันออก และภาคกลางตอนล่างต่อเนื่องถึงภาคใต้ตอนบน ซึ่งมีพายุเคลื่อนผ่านมากกว่า 10 เปอร์เซนต์ของพายุทั้งหมดที่เคลื่อนผ่านเข้ามาในเดือนนี้จำนวน 48 ลูก

เดือนพฤศจิกายน

พายุมีโอกาสเคลื่อนเข้าสู่ภาคใต้ได้มากกว่าประเทศไทยตอนบน โดยเฉพาะบริเวณจังหวัดนครศรีธรรมราชมีพายุเคลื่อนผ่านมากกว่า 25 เปอร์เซนต์ของพายุทั้งหมดที่เคลื่อนผ่านเข้ามาในเดือนนี้จำนวน 28 ลูก บริเวณที่พายุเคลื่อนผ่านได้มากเป็นอันดับรองลงไป ได้แก่พื้นที่ในเขตจังหวัดประจวบคีรีขันธ์ ชุมพร สุราษฎร์ธานี ระนอง พังงา ภูเก็ต กระบี่ ตรัง และสงขลา ซึ่งมีศูนย์กลางพายุเคลื่อนผ่าน 10 - 25 เปอร์เซนต์ของจำนวนพายุทั้งหมด อย่างไรก็ตามบริเวณประเทศไทยตอนบน ยังมีบางพื้นที่ที่ศูนย์กลางพายุมีโอกาสเคลื่อนผ่านได้ โดยเฉพาะในพื้นที่ภาคตะวันออกเฉียงเหนือตอนล่าง ต่อกับภาคตะวันออกบริเวณจังหวัดนครราชสีมา บุรีรัมย์ และสระแก้ว มีพายุเคลื่อนผ่าน 10 - 15 เปอร์เซนต์ของจำนวนพายุทั้งหมด เดือนธันวาคม

เดือนนี้เป็นเดือนที่ไม่มีพายุเคลื่อนผ่านประเทศไทยตอนบนพายุทั้งหมด จะเคลื่อนผ่านอ่าวไทยเข้าสู่ภาคใต้ตอนล่างตั้งแต่จังหวัดชุมพรลงไป โดยศูนย์กลางพายุเคลื่อนผ่านบริเวณจังหวัดสงขลาและพัทลุงมากที่สุด คือ 75 เปอร์เซนต์ของพายุทั้งหมดที่เคลื่อนผ่านเข้ามาในเดือนนี้จำนวน 7 ลูกจะเคลื่อนเข้าสู่พื้นที่บริเวณ 2 จังหวัดดังกล่าว

ขอขอบคุณข้อมูลดีดีมีสาระจาก
http://www.tmd.go.th

</td></tr></tbody></table></td></tr></tbody></table>

 

การหมุนเวียนของบรรยากาศ และอิทธิพลของฤดูกาล

เมื่อเราพูดถึง “ลม” เราหมายถึงการเคลื่อนที่หมุนเวียนถ่ายเทของอากาศ ในลักษณะเป็นวงรอบ (Circulation) ซึ่งเกิดขึ้นด้วยความแตกต่างของความกดอากาศ (อุณหภูมิ) เหนือพื้นผิว การหมุนเวียนอากาศมีทั้งวงรอบขนาดเล็ก ปกคลุมพื้นที่เพียงไม่ถึงตารางกิโลเมตร และวงรอบขนาดใหญ่ ปกคลุมพื้นที่ทั้งทวีปและมหาสมุทร เราแบ่งสเกลการหมุนเวียนอากาศ
ออกเป็น 3 ระดับ ดังนี้ <table border="1" width="637"> <tbody><tr bgcolor="#ffcccc"> <td height="34" width="151">

สเกล​

</td> <td width="83">

ช่วงเวลา​

</td> <td width="131">

ขนาด (ระยะทาง) ​

</td> <td width="171">

ตัวอย่าง​

</td> </tr> <tr> <td>ระดับใหญ่ (Macroscale)
โลก
ทวีป </td> <td>

สัปดาห์ - ปี
วัน - สัปดาห์ ​

</td> <td>
1,000 – 40,000 กิโลเมตร
100 – 5,000 กิโลเมตร</td> <td>
ลมค้า ลมเวสเทอรีส
์ลมมรสุม ไซโคลน พายุไต้ฝุ่น เฮอริเคน</td> </tr> <tr> <td>ระดับกลาง (Mesoscale) </td> <td>

นาที - ชั่วโมง​

</td> <td>1 - 100 กิโลเมตร </td> <td>ลมบก-ลมทะเล พายุฝนฟ้าคะนอง </td> </tr> <tr> <td>ระดับเล็ก (Microscale) </td> <td>

วินาที - นาที​

</td> <td>ี <1 กิโลเมตร</td> <td> ลมบ้าหมู ลมกรรโชก</td> </tr> </tbody></table>

[FONT=Microsoft Sans Serif, MS Sans Serif, sans-serif]ระบบลมท้องถิ่น
ลมท้องถิ่น (Local winds) เป็นลมซึ่งเกิดขึ้นในช่วงวัน คลอบคลุมพื้นที่ขนาดจังหวัด การหมุนเวียนของอากาศในสเกลระดับกลางเช่นนี้ เกิดขึ้นเนื่องจากสภาพภูมิศาสตร์และความแตกต่างของอุณหภูมิภายในท้องถิ่น ตัวอย่างเช่น ลมบก-ลมทะเล ลมภูเขา-ลมหุบเขา[/FONT]​

[FONT=Microsoft Sans Serif, MS Sans Serif, sans-serif][/FONT]​

[FONT=Microsoft Sans Serif, MS Sans Serif, sans-serif]ภาพที่ 1 ลมบก ลมทะเล [/FONT]​

[FONT=Microsoft Sans Serif, MS Sans Serif, sans-serif]ลมบก – ลมทะเล
เวลากลางวัน พื้นดินดูดกลืนความร้อนเร็วกว่าพื้นน้ำ อากาศเหนือพื้นดินร้อนและขยายตัวลอยสูงขึ้น (ความกดอากาศต่ำ) อากาศเหนือพื้นน้ำมีอุณหภูมิต่ำกว่า (ความกดอากาศสูง) จึงจมตัวและเคลื่อนเข้าแทนที่ ทำให้เกิดลมพัดจากทะเลเข้าสู่ชายฝั่ง เรียกว่า “ลมทะเล” (Sea breeze)
เวลากลางคืน พื้นดินคลายความร้อนได้เร็วกว่าพื้นน้ำ อากาศเย็นเหนือพื้นดินจมตัวลง (ความกดอากาศสูง) และเคลื่อนตัวไปแทนที่อากาศอุ่นเหนือพื้นน้ำซึ่งยกตัวขึ้น (ความกดอากาศต่ำ) จึงเกิดลมพัดจากบกไปสู่ทะเล เรียกว่า “ลมบก” (Land breeze)[/FONT]​

[FONT=Microsoft Sans Serif, MS Sans Serif, sans-serif][/FONT]​

[FONT=Microsoft Sans Serif, MS Sans Serif, sans-serif]ภาพที่ 2 ลมหุบเขา ลมภูเขา [/FONT]​

[FONT=Microsoft Sans Serif, MS Sans Serif, sans-serif]ลมหุบเขา – ลมภูเขา
เวลากลางวัน พื้นที่บริเวณไหล่เขาได้รับความร้อนมากกว่าบริเวณพื้นที่ราบหุบเขา ณ ระดับสูงเดียวกัน ทำให้อากาศร้อนบริเวณไหล่เขายกตัวลอยสูงขึ้น (ความกดอากาศต่ำ) เกิดเมฆคิวมูลัสลอยอยู่เหนือยอดเขา อากาศเย็นบริเวณหุบเขาเคลื่อนตัวเข้าแทนที่ จึงเกิดลมพัดจากเชิงเขาขึ้นสู่ลาดเขา เรียกว่า “ลมหุบเขา” (Valley breeze)
หลังจากดวงอาทิตย์ตก พื้นที่ไหล่เขาสูญเสียความร้อน อากาศเย็นตัวอย่างรวดเร็ว จมตัวไหลลงตามลาดเขา เกิดลมพัดลงสู่หุบเขา เรียกว่า “ลมภูเขา” (Mountain breeze) ในบางครั้งกลุ่มอากาศเย็นเหล่านี้ปะทะกับพื้นดินในหุบเขาซึ่งยังมีอุณหภูมิสูงอยู่ จึงควบแน่นกลายเป็นหยดน้ำ ทำให้เกิดหมอก (Radiation fog) [/FONT]​

ระบบการหมุนเวียนของบรรยากาศโลก
โลกมีสัณฐานเป็นทรงกลม โคจรรอบดวงอาทิตย์ 1 รอบ ใช้เวลา 1 ปี หากโลกหมุนไม่หมุนรอบตัวเอง บริเวณเส้นศูนย์สูตรของโลกจะเป็นแถบความกดอากาศต่ำ (อุณหภูมิสูง) เนื่องจากแสงอาทิตย์ตกกระทบเป็นมุมชัน ส่วนบริเวณขั้วโลกทั้งสองจะเป็นแถบความกดอากาศสูง (อุณหภูมิต่ำ) เนื่องจากแสงอาทิตย์ตกกระทบเป็นมุมลาด อากาศร้อนบริเวณศูนย์สูตรยกตัวขึ้น ทำให้อากาศเย็นบริเวณขั้วโลกเคลื่อนตัวเข้าแทนที่ เราเรียกการหมุนเวียนของอากาศทั้งสองซีกโลกว่า “แฮดเลย์เซลล์” (Hadley cell) ดังรูปที่ 3​

​

ภาพที่ 3 การหมุนเวียนของบรรยากาศ หากโลกไม่หมุนรอบตัวเอง​

ในความเป็นจริง โลกหมุนรอบตัวเอง 1 รอบ ใช้เวลา 24 ชั่วโมง เซลล์การหมุนเวียนของบรรยากาศจึงแบ่งออกเป็น 3 เซลล์ ได้แก่ แฮดเลย์เซลล์ (Hadley cell), เฟอร์เรลเซลล์ (Ferrel cell) และ โพลาร์เซลล์ (Polar cell) ในแต่ละซีกโลก ดังภาพที่ 4 ​

​

[FONT=Microsoft Sans Serif, MS Sans Serif, sans-serif]ภาพที่ 4 การหมุนเวียนของบรรยากาศ เนื่องจากโลกหมุนรอบตัวเอง[/FONT]​

[FONT=Microsoft Sans Serif, MS Sans Serif, sans-serif] แถบความกดอากาศต่ำบริเวณเส้นศูนย์สูตร (Equator low) เป็นเขตที่ได้รับความร้อนจากดวงอาทิตย์มากที่สุด กระแสลมค่อนข้างสงบ เนื่องจากอากาศร้อนชื้นยกตัวขึ้น ควบแน่นเป็นเมฆคิวมูลัสขนาดใหญ่ และมีการคายความร้อนแฝงจำนวนมาก ทำให้เป็นเกิดพายุฝนฟ้าคะนอง อากาศชั้นบนซึ่งสูญเสียไอน้ำไปแล้ว เคลื่อนตัวไปทางขั้วโลก
แถบความกดอากาศสูงกึ่งศูนย์สูตร (Subtropical high) ที่บริเวณละติจูดที่ 30° เป็นเขตแห้งแล้ง เนื่องจากเป็นบริเวณที่อากาศแห้งจากแฮดลีย์เซลล์ และเฟอร์เรลเซลล์ ปะทะกันแล้วจมตัวลง ทำให้พื้นดินแห้งแล้งเป็นเขตทะเลทราย และพื้นน้ำมีกระแสลมอ่อนมาก เราเรียกเส้นละติจูดที่ 30ฐ ว่า “เส้นรุ้งม้า” (horse latitudes) เนื่องจากเป็นบริเวณที่กระแสลมสงบ จนบางครั้งเรือใบไม่สามารถเคลื่อนที่ได้ ลูกเรือต้องโยนสินค้า ข้าวของ รวมทั้งม้าที่บรรทุกมาทิ้งทะเล อากาศเหนือผิวพื้นบริเวณเส้นรุ้งม้าเคลื่อนตัวไปยังแถบความกดอากาศต่ำบริเวณเส้นศูนย์สูตร ทำให้เกิด “ลมค้า” (Trade winds) แรงโคริออริสซึ่งเกิดจากการหมุนรอบตัวของโลกเข้ามาเสริม ทำให้ลมค้าทางซีกโลกเหนือเคลื่อนที่มาจากทิศตะวันออกเฉียงเหนือ และลมค้าทางซีกโลกใต้เคลื่อนที่มาจากทิศตะวันออกเฉียงใต้ ลมค้าทั้งสองปะทะชนกันและยกตัวขึ้นบริเวณเส้นศูนย์สูตร แถบความกดอากาศต่ำนี้จึงมีอีกชื่อหนึ่งว่า “แนวปะทะอากาศยกตัวเขตร้อน” หรือ “ITCZ” ย่อมาจาก Intertropic convection zone
แถบความกดอากาศต่ำกึ่งขั้วโลก (Subpolar low) ที่บริเวณละติจูดที่ 60ฐ เป็นเขตอากาศยกตัว เนื่องจากอากาศแถบความกดอากาศสูงกึ่งศูนย์สูตร (H) เคลื่อนตัวไปทางขั้วโลก ถูกแรงโคริออริสเบี่ยงเบนให้เกิดลมพัดมาจากทิศตะวันตก เรียกว่า “ลมเวสเทอลีส์” (Westerlies) ปะทะกับ “ลมโพลาร์อีสเทอลีส์” (Polar easteries) ซึ่งพัดมาจากทิศตะวันออก โดยถูกแรงโคริออริสเบี่ยงเบนมาจากขั้วโลก มวลอากาศจากลมทั้งสองมีอุณหภูมิแตกต่างกันมาก ทำให้เกิด ”แนวปะทะอากาศขั้วโลก” (Polar front) มีพายุฝนฟ้าคะนอง อากาศชั้นบนซึ่งสูญเสียไอน้ำไปแล้ว เคลื่อนตัวไปยังจมตัวลงที่เส้นรุ้งม้า และบริเวณขั้วโลก[/FONT]​

​

[FONT=Microsoft Sans Serif, MS Sans Serif, sans-serif]ภาพที่ 5 แกนของโลกเอียงขณะที่โคจรรอบดวงอาทิตย์ ทำให้เกิดฤดูกาล[/FONT]​

[FONT=Microsoft Sans Serif, MS Sans Serif, sans-serif]อิทธิพลของฤดูกาล
เนื่องจากแกนของโลกเอียง 23.5° ขณะที่โคจรรอบดวงอาทิตย์ ในช่วงฤดูร้อนของซีกโลกเหนือ (ภาพที่ 5 ด้านซ้าย) โลกจะหันซีกโลกเหนือเข้าหาดวงอาทิตย์ และจะหันขั้วโลกใต้เข้าหาดวงอาทิตย์ในอีกหกเดือนต่อมา ซึ่งจะเป็นช่วงฤดูหนาวของซีกโลกเหนือ (ภาพที่ 5 ด้านขวา) การเปลี่ยนแปลงเช่นนี้ส่งผลให้ “แนวปะทะอากาศยกตัวเขตร้อน” หรือ ICTZ เลื่อนขึ้นทางเหนือในฤดูร้อนของซีกโลกเหนือ และเลื่อนลงทางใต้ในฤดูหนาวของซีกโลกเหนือ ดังในภาพที่ 6 การหมุนเวียนของบรรยากาศโลกที่เปลี่ยนแปลง ทำให้เกิดการกระจายความร้อนบนพื้นผิวโลก และมีผลต่อลมฟ้าอากาศดังนี้[/FONT]​

​

[FONT=Microsoft Sans Serif, MS Sans Serif, sans-serif]ภาพที่ 6 การเคลื่อนที่ของ ITCZ เนื่องจากฤดูกาล[/FONT]​

[FONT=Microsoft Sans Serif, MS Sans Serif, sans-serif]อุณหภูมิและแสงอาทิตย์
ในช่วงฤดูร้อน ซีกโลกที่เป็นฤดูร้อนจะได้รับพลังงานจากดวงอาทิตย์มากกว่าซีกโลกที่เป็นฤดูหนาว กลางวันยาวนานกว่ากลางคืน อุณหภูมิของกลางวันและกลางคืนมีความแตกต่างกันมาก ในเขตละติจูดสูงใกล้ขั้วโลกจะได้รับผลกระทบมาก แต่ในเขตละติจูดต่ำใกล้กับเส้นศูนย์สูตรไม่มีความแตกต่างมากนัก

ทิศทางลม
ลมเกิดขึ้นจากความแตกต่างของความกดอากาศ (แรงเกรเดียนความกดอากาศ) ดังนั้นการเปลี่ยนตำแหน่งของหย่อมความกดอากาศย่อมมีผลต่อทิศทางของลม ลมจึงมีการเปลี่ยนแปลงทิศทางไปตามฤดูกาล ลมมรสุมเป็นตัวอย่างหนึ่งของลมประจำฤดู คำว่า “มรสุม” (Monsoon) มีรากฐานมากจากคำภาษาอารบิกซึ่งแปลว่า “ฤดูกาล” ลมมรสุมเกิดขึ้นในเขตเอเชียตะวันออกเฉียงใต้ โดยมีความเกี่ยวเนื่องมาจากอุณหภูมิพื้นผิวและสภาพภูมิศาสตร์ คล้ายกับการเกิดลมบกลมทะเล แต่มีสเกลใหญ่กว่ามาก[/FONT]​

​

[FONT=Microsoft Sans Serif, MS Sans Serif, sans-serif]ภาพที่ 7 ลมมรสุมตะวันออกเฉียงเหนือ และ ลมมรสุมตะวันตกเฉียงใต้[/FONT]​

[FONT=Microsoft Sans Serif, MS Sans Serif, sans-serif] ในช่วงเดือนพฤศจิกายน – กุมภาพันธ์ อากาศแห้งบริเวณตอนกลางของทวีปมีอุณหภูมิต่ำกว่าอากาศชื้นเหนือมหาสมุทรอินเดีย กระแสลมพัดจากหย่อมความกดอากาศสูงในเขตไซบีเรีย ในลักษณะตามเข็มนาฬิกา (แอนตี้ไซโคลน) มายังหย่อมอากาศต่ำในมหาสมุทรอินเดีย ทำให้เกิด “ลมมรสุมตะวันออกเฉียงเหนือ” พัดผ่านประเทศไทย ทำให้อากาศหนาวเย็น และแห้งแล้ง ท้องฟ้าใส
ในช่วงเดือนมีนาคม – ตุลาคม อากาศบริเวณตอนกลางทวีปมีอุณหภูมิสูงกว่าอากาศเหนือมหาสมุทรอินเดีย อากาศร้อนยกตัวพัดเข้าหาแผ่นดินใจกลางทวีป ในลักษณะทวนเข็มนาฬิกา (ไซโคลน) ทำให้เกิด “ลมมรสุมตะวันตกเฉียงใต้” เมื่ออากาศชื้นปะทะเข้ากับชายฝั่งและภูมิประเทศซึ่งเป็นภูเขา มันจะยกตัวอย่างรวดเร็วและควบแน่น ทำให้เกิดเมฆและพายุฝนฟ้าคะนอง

ปริมาณไอน้ำในอากาศ และความชื้นสัมพัทธ์
อุณหภูมิมีผลต่อปริมาณไอน้ำในอากาศ ฤดูร้อนมีปริมาณไอน้ำในอากาศมาก อากาศจึงมีความชื้นสัมพัทธ์สูง และมีอุณหภูมิของจุดน้ำค้างสูงกว่าด้วย ฤดูหนาวมีปริมาณไอน้ำในอากาศน้อย อากาศมีความชื้นสัมพันธ์ต่ำ และมีอุณหภูมิของจุดน้ำค้างต่ำ อากาศจึงแห้ง

ปริมาณเมฆ และหยาดน้ำฟ้า
เมฆและหยาดน้ำฟ้าเกิดขึ้นจากการควบแน่นของอากาศยกตัว ดังนั้นการเคลื่อนตัวของแนว ITCZ แนวปะทะอากาศขั้วโลก ย่อมตามมาด้วยการเปลี่ยนแปลงปริมาณเมฆและหยาดน้ำฟ้า ในแต่ละภูมิภาค[/FONT]​

​

[FONT=Microsoft Sans Serif, MS Sans Serif, sans-serif]ภาพที่ 8 หมอกแดด ซึ่งเกิดจากละอองอากาศ (ใต้ฐานเมฆคิวมูลัส)[/FONT]​

[FONT=Microsoft Sans Serif, MS Sans Serif, sans-serif]ละอองอากาศ
ในเขตความกดอากาศต่ำ อากาศร้อนยกตัวขึ้นทำให้มีปริมาณอนุภาคขนาดเล็ก เช่น ฝุ่นละออง เขม่าควัน จากพื้นดินขึ้นไปแขวนลอยในอากาศ ซึ่งเรียกโดยรวมว่า “ละอองอากาศ” (Aerosols) หากอากาศมีละอองอากาศจำนวนมากก็จะเกิด “หมอกแดด” (Haze) หรือ ฟ้าหลัว ทำให้ทัศนวิสัยต่ำ แสงแดดกระทบพื้นดินได้น้อย หมอกแดดเป็นกลุ่มละอองอากาศ มิได้เกิดขึ้นจากการควบแน่นของไอน้ำในอากาศดังเช่น เมฆ และหมอก ในทางตรงข้ามในเขตอากาศสูง อากาศเย็นจะจมตัวลง ทำให้ละอองอากาศไม่สามารถลอยขึ้นได้ ท้องฟ้าจึงโปร่งใส นอกจากนี้เราจะเห็นได้ว่า หลังจากฝนตกหนัก ท้องฟ้าจะโปร่งใส ทั้งนี้เนื่องจากน้ำฝนชะล้างละอองอากาศให้ตกลงสู่พื้น[/FONT]​

[FONT=Microsoft Sans Serif, MS Sans Serif, sans-serif][/FONT]​

[FONT=Microsoft Sans Serif, MS Sans Serif, sans-serif]ภาพที่ 9 กราฟแสดงปริมาณคาร์บอนได้ออกไซด์ในอากาศของแต่ละปี[/FONT]​

[FONT=Microsoft Sans Serif, MS Sans Serif, sans-serif]องค์ประกอบของอากาศ
บรรยากาศมีปริมาณก๊าซคาร์บอนไดออกไซด์ในช่วงฤดูร้อนน้อยกว่าฤดูหนาว (เส้นกราฟขึ้น-ลง ในภาพที่ 9) ทั้งนี้เนื่องจากในฤดูร้อนพืชพรรณเจริญเติบโต จึงมีการสังเคราะห์แสง และตรึงก๊าซคาร์บอนไดออกไซด์ในอากาศมาสร้างอาหาร เป็นจำนวนมาก ส่วนในฤดูหนาวต้นไม้ผลัดใบ เจริญเติบโตได้ช้ากว่า แต่การหายใจออกเป็นก๊าซคาร์บอนไดออกไซด์ยังคงเดิม ในทางกลับกัน ในช่วงฤดูร้อนจะมีปริมาณก๊าซโอโซนในอากาศมากกว่าฤดูหนาว ทั้งนี้เนื่องจากแสงแดดช่วยให้เร่งปฏิกิริยาเคมีที่ทำให้เกิดก๊าซโอโซน[/FONT]


[FONT=Microsoft Sans Serif, MS Sans Serif, sans-serif]ที่มาของข้อมูล[/FONT]​

http://www.lesa.in.th

 

ความชื้น และเสถียรภาพของอากาศ

แม้ว่าองค์ประกอบส่วนใหญ่ของบรรยากาศจะเป็น ก๊าซไนโตรเจน และก๊าซออกซิเจน แต่ก๊าซทั้งสองก็มิได้มีอิทธิพลต่อในการเปลี่ยนแปลงสภาพอากาศ ทั้งนี้เนื่องจากก๊าซทั้งสองมีจุดควบแน่น และจุดเยือกแข็งต่ำมาก อุณหภูมิของอากาศมิได้ต่ำพอที่จะทำให้ก๊าซทั้งสองเปลี่ยนสถานะได้ ยกตัวอย่างเช่น หากจะทำให้ก๊าซไนโตรเจนในอากาศเปลี่ยนสถานะเป็นของเหลว อุณหภูมิอากาศจะต้องลดต่ำลงถึง -196°C ซึ่งก็เป็นไปไม่ได้ เนื่องจากโลกอยู่ใกล้ดวงอาทิตย์มากเกินไป
ในทางตรงข้ามแม้บรรยากาศจะมีไอน้ำอยู่เพียงเล็กน้อยประมาณ 0.1 - 4% แต่ก็มีอิทธิพลทำให้เกิดการเปลี่ยนแปลงสภาพอากาศได้อย่างรุนแรง ทั้งนี้เนื่องจากน้ำในอากาศสามารถเปลี่ยนสถานะกลับไปกลับมาได้ทั้งสามสถานะ เนื่องเพราะอุณหภูมิ ณ จุดควบแน่น และจุดเยือกแข็ง มิได้แตกต่างกันมาก การเปลี่ยนแปลงสถานะของน้ำอาศัยการดูดและคายพลังงาน ซึ่งเป็นกลไกในการขับเคลื่อนให้เกิดการเปลี่ยนแปลงสภาพลมฟ้าอากาศ

[FONT=Microsoft Sans Serif, MS Sans Serif, sans-serif]การเปลี่ยนสถานะของน้ำ
ไอน้ำ เป็นน้ำที่อยู่ในสถานะก๊าซ ไอน้ำไม่มีสี ไม่มีกลิ่น น้ำในอากาศสามารถเปลี่ยนจากสถานะหนึ่งไปสู่อีกสถานะหนึ่ง หรือแปรเปลี่ยนกลับไปมาได้ ขึ้นอยู่กับอุณหภูมิและความดันอากาศ การเปลี่ยนสถานะของน้ำมีการดูดกลืนหรือการคายความร้อน โดยที่ไม่ทำให้อุณหภูมิเปลี่ยนแปลง เราเรียกว่า “ความร้อนแฝง” (Latent heat)

ความร้อนแฝงมีหน่วยวัดเป็นแคลอรี
1 แคลอรี = ปริมาณความร้อนซึ่งทำให้น้ำ 1 กรัม มีอุณหภูมิสูงขึ้น 1°C (ดังนั้นหากเราเพิ่มความร้อน 10 แคลอรี
ให้กับน้ำ 1 กรัม น้ำจะมีอุณหภูมิสูงขึ้น 10°C)[/FONT]​

[FONT=Microsoft Sans Serif, MS Sans Serif, sans-serif][/FONT]​

[FONT=Microsoft Sans Serif, MS Sans Serif, sans-serif]ภาพที่ 1 พลังงานที่ใช้ในการเปลี่ยนสถานะของน้ำ[/FONT]​

[FONT=Microsoft Sans Serif, MS Sans Serif, sans-serif]การหลอมเหลว - การแข็งตัว
ถ้าเราต้องการให้น้ำแข็งเปลี่ยนสถานะเป็นของเหลว เราจะเพิ่มความร้อนให้แก้วซึ่งบรรจุน้ำแข็ง น้ำแข็งดูดกลืนความร้อนนี้ไว้ โดยยังคงรักษาอุณหภูมิ 0°C คงที่ไม่เปลี่ยนแปลงจนกว่าน้ำแข็งจะละลายหมดก้อน ความร้อนที่ถูกดูดกลืนเข้าไปจะทำลายโครงสร้างผลึกน้ำแข็ง ทำให้น้ำแข็งเปลี่ยนสถานะเป็นของเหลว เราเรียกว่า “การหลอมเหลว” (Melting) ซึ่งต้องการการดูดกลืนความร้อนแฝง 80 แคลอรี/กรัม
ในทางกลับกัน เมื่อน้ำเปลี่ยนสถานะจากของเหลวกลายเป็นน้ำแข็ง เราเรียกว่า “การแข็งตัว” (Freezing) น้ำจะคายความร้อนแฝงออกมา 80 แคลอรี/กรัม
การระเหย – การควบแน่น
เมื่อน้ำเปลี่ยนสถานะเป็นไอน้ำ เราเรียกว่า “การระเหย” (Evaporation) ซึ่งต้องการดูดกลืนความร้อนแฝง 600 แคลอรี เพื่อที่จะเปลี่ยน น้ำ 1 กรัมให้กลายเป็นไอน้ำ
ในทางกลับกัน เมื่อไอน้ำกลั่นตัวกลายเป็นหยดน้ำ “การควบแน่น” (Condensation) น้ำจะคายความร้อนแฝงออกมา 600 แคลอรี/กรัม เช่นกัน
การระเหิด – การระเหิดกลับ
ในบางครั้งน้ำแข็งสามารถเปลี่ยนสถานะเป็นไอน้ำได้โดยตรง โดยที่ไม่จำเป็นต้องละลายเป็นของเหลวแล้วระเหยเป็นก๊าซ การเปลี่ยนสถานะจากของแข็งเป็นก๊าซโดยตรงนี้เราเรียกว่า “การระเหิด” (Sublimation) ซึ่งต้องการดูดกลืนความร้อนแฝง 680 แคลอรี เพื่อที่จะเปลี่ยน น้ำแข็ง 1 กรัมให้กลายเป็นไอน้ำ
ในทางกลับกัน เมื่อไอน้ำจะเปลี่ยนสถานะเป็นน้ำแข็งโดยตรง เราเรียกว่า “การระเหิดกลับ” (Deposition) ไอน้ำจะคายความร้อนแฝงออกมา 680 แคลอรี/กรัม เช่นกัน[/FONT]​

[FONT=Microsoft Sans Serif, MS Sans Serif, sans-serif]ไอน้ำในอากาศ[/FONT]​

[FONT=Microsoft Sans Serif, MS Sans Serif, sans-serif][/FONT]​

[FONT=Microsoft Sans Serif, MS Sans Serif, sans-serif]ภาพที่ 2 โมเลกุลน้ำในภาชนะ[/FONT]​

[FONT=Microsoft Sans Serif, MS Sans Serif, sans-serif] หากมีกล้องวิเศษที่สามารถมองถังน้ำในภาพที่ 2 ด้วยกำลังขยายหนึ่งพันล้านเท่า เราจะมองเห็นโมเลกุลของน้ำอยู่เบียดเสียด วิ่งไปวิ่งมา โดยที่โมเลกุลแต่ละโมเลกุลเคลื่อนที่ด้วยความเร็วแตกต่างกัน ช้าบ้าง เร็วบ้าง ซึ่งค่าเฉลี่ยของความเร็วในการเคลื่อนที่ของโมเลกุลก็คือ “อุณหภูมิ” ของน้ำ (พลังงานจลน์) ถ้าโมเลกุลที่อยู่บริเวณผิวน้ำมีความเร็วมากพอ ที่จะทำให้โมเลกุลเคลื่อนที่หลุดออกไปสู่อากาศ โมเลกุลเหล่านี้จะเปลี่ยนสถานะจากน้ำเป็นไอน้ำ ซึ่งก็คือ “การระเหย” นั่นเอง
เมื่อเราปิดฝาถังและดันเข้าไปดังเช่นในภาพขวามือ น้ำที่เคยระเหยเป็นไอน้ำ จะถูกควบแน่นกลับเป็นของเหลวอีกครั้งหนึ่ง หาก “จำนวนโมเลกุลของน้ำที่ระเหยกลายเป็นไอน้ำ จะเท่ากับจำนวนโมเลกุลของไอน้ำที่ควบแน่นกลับเป็นน้ำพอดี” เราจะเรียกว่า “อากาศอิ่มตัวด้วยไอน้ำ” ในทางกลับกันหากเราดึงฝาเปิดออก ไอน้ำในอากาศซึ่งเคยอยู่ในถังจะหนีออกมาก ทำให้จำนวนโมเลกุลของไอน้ำที่มีอยู่ในน้อยกว่าจำนวนโมเลกุลของไอน้ำที่ทำให้อากาศอิ่มตัว อากาศจึงไม่เกิดการอิ่มตัว (ปัจจัยในธรรมชาติที่ช่วยให้อากาศไม่เกิดการอิ่มตัวคือ กระแสลม )
นอกจากความดันแล้ว ปัจจัยที่มีอิทธิพลต่อการระเหยของน้ำคือ อุณหภูมิ น้ำร้อนระเหยได้ง่ายกว่าน้ำเย็น เนื่องจากความร้อนทำให้โมเลกุลของน้ำเคลื่อนที่เร็วขึ้น และหลุดหนีจากสถานะของเหลวไปเป็นก๊าซ ในทำนองกลับกัน อากาศเย็นทำให้เกิดการควบแน่นได้ดีกว่าอากาศร้อน เนื่องจากโมเลกุลของไอน้ำเย็นมีพลังงานน้อยกว่า จึงสูญเสียความเร็วและเปลี่ยนสถานะเป็นของเหลวได้ง่าย [/FONT]​

[FONT=Microsoft Sans Serif, MS Sans Serif, sans-serif][/FONT]​

[FONT=Microsoft Sans Serif, MS Sans Serif, sans-serif]ภาพที่ 3 กราฟแสดงปริมาณไอน้ำที่ทำให้อากาศ 1 กิโลกรัม เกิดการอิ่มตัว[/FONT]​

[FONT=Microsoft Sans Serif, MS Sans Serif, sans-serif]กราฟในภาพที่ 3 แสดงให้เห็นว่า ปริมาณไอน้ำที่จะทำให้เกิดอากาศอิ่มตัวภายใต้อุณหภูมิต่างๆ เราจะเห็นได้ว่า อุณหภูมิสูงขึ้นทุกๆ 10°C อากาศจะต้องการปริมาณไอน้ำเพิ่มขึ้น 2 เท่า เพื่อทำให้เกิดการอิ่มตัว
[/FONT][FONT=Microsoft Sans Serif, MS Sans Serif, sans-serif] ณ อุณหภูมิ 10ฐC อากาศ 1 กิโลกรัม ต้องการไอน้ำ 7 กรัม
[/FONT][FONT=Microsoft Sans Serif, MS Sans Serif, sans-serif] ณ อุณหภูมิ 20ฐC อากาศ 1 กิโลกรัม ต้องการไอน้ำ 14 กรัม
[/FONT][FONT=Microsoft Sans Serif, MS Sans Serif, sans-serif] ณ อุณหภูมิ 30ฐC อากาศ 1 กิโลกรัม ต้องการไอน้ำ 28 กรัม
เราจึงสรุปได้ว่า “อากาศร้อนมีความสามารถในการเก็บจำนวนโมเลกุลของไอน้ำได้มากกว่าอากาศเย็น”[/FONT]​

[FONT=Microsoft Sans Serif, MS Sans Serif, sans-serif]ความดันไอน้ำ[/FONT]​

​

[FONT=Microsoft Sans Serif, MS Sans Serif, sans-serif]ภาพที่ 4 โมเลกุลของก๊าซต่างๆ ในกลุ่มอากาศ[/FONT]​

[FONT=Microsoft Sans Serif, MS Sans Serif, sans-serif] อากาศมีแรงดันออกทุกทิศทุกทาง ความดันนี้เกิดขึ้นจากการพุ่งชนกันของโมเลกุลของก๊าซ ถ้าสมมติให้กลุ่มอากาศ (Air parcel) ในภาพที่ 4 มีความกดอากาศ 1,000 mb (มิลลิบาร์) มีองค์ประกอบเป็นก๊าซไนโตรเจน 78% ก๊าซออกซิเจน 21% และไอน้ำประมาณ 1% ด้วยสัดส่วนนี้ ก๊าซไนโตรเจนทำให้เกิดแรงดัน 780 mb ก๊าซไนโตรเจนทำให้เกิดแรงดัน 210 mb
และไอน้ำทำให้เกิดแรงดัน 10 mb จะเห็นได้ว่า “ความดันไอน้ำ” (Vapor pressure) มีค่าน้อยมากเมื่อเทียบกับความดันก๊าซทั้งหมด อย่างไรก็ตามหากเราเพิ่มความดันให้กับกลุ่มอากาศ โดยการเพิ่มปริมาณอากาศในลักษณะเดียวกับการเป่าลูกโป่ง “จำนวนโมเลกุลของไอน้ำที่มากขึ้น จะทำให้ความดันไอน้ำมากขึ้นตามไปด้วย” นอกจากนั้นตามกฎของก๊าซ “อุณหภูมิจะแปรผันตามความดัน” กล่าวคือเมื่อความดันเพิ่มขึ้น อุณหภูมิก็จะเพิ่มตามไปด้วย[/FONT]​

​

[FONT=Microsoft Sans Serif, MS Sans Serif, sans-serif]ภาพที่ 5 กราฟแสดงความสัมพันธ์ระหว่างความดันไอน้ำอิ่มตัวกับอุณหภูมิ[/FONT]​

[FONT=Microsoft Sans Serif, MS Sans Serif, sans-serif] กราฟในภาพที่ 5 แสดงความสัมพันธ์ระหว่างความดันไอน้ำอิ่มตัวกับอุณหภูมิของอากาศ
[/FONT][FONT=Microsoft Sans Serif, MS Sans Serif, sans-serif] ความดันไอน้ำอิ่มตัว 12 มิลลิบาร์ ทำให้อากาศมีอุณหภูมิ 10°C
[/FONT][FONT=Microsoft Sans Serif, MS Sans Serif, sans-serif] ความดันไอน้ำอิ่มตัว 42 มิลลิบาร์ ทำให้อากาศมีอุณหภูมิ 30°C
หากมีจำนวนไอน้ำในอากาศมากขึ้น ความดันไอน้ำจะเพิ่มขึ้น และอุณหภูมิของอากาศก็จะสูงตามไปด้วย เราจึงสรุปได้ว่า “อุณหภูมิของอากาศแปรผันตามความดันไอน้ำ (ปริมาณของไอน้ำในอากาศ)” และ “อากาศชื้นย่อมจะมีอุณหภูมิสูงกว่าอากาศแห้ง” [/FONT]​

[FONT=Microsoft Sans Serif, MS Sans Serif, sans-serif]ความชื้น
ความชื้น (Humidity) หมายถึง จำนวนไอน้ำที่มีอยู่ในอากาศ ความชื้นของอากาศมีการเปลี่ยนแปลงอยู่ตลอดเวลา
จะมากหรือน้อย ขึ้นอยู่กับความดัน และอุณหภูมิ
ความชื้นสัมพัทธ์ (Relativety humidity) หมายถึง “อัตราส่วนของปริมาณไอน้ำที่มีอยู่จริงในอากาศ ต่อ ปริมาณไอน้ำที่จะทำให้อากาศอิ่มตัว ณ อุณหภูมิเดียวกัน” หรือ “อัตราส่วนของความดันไอน้ำที่มีอยู่จริง ต่อ ความดันไอน้ำอิ่มตัว” ค่าความชื้นสัมพัทธ์แสดงในรูปของร้อยละ (%) [/FONT]​

<table border="1" height="43" width="480"> <tbody><tr> <td bgcolor="#ffcc33" height="27" width="536">

[FONT=Microsoft Sans Serif, MS Sans Serif, sans-serif]ความชื้นสัมพัทธ์ = (ปริมาณไอน้ำที่อยู่ในอากาศ / ปริมาณไอน้ำที่ทำให้อากาศอิ่มตัว ) x 100%[/FONT]​

</td> </tr> </tbody></table>

[FONT=Microsoft Sans Serif, MS Sans Serif, sans-serif]หรือ[/FONT]​

<table border="1" height="43" width="480"> <tbody><tr> <td bgcolor="#ffcc33" height="27" width="536">

[FONT=Microsoft Sans Serif, MS Sans Serif, sans-serif]ความชื้นสัมพัทธ์ = (ความดันไอน้ำที่มีอยู่ในอากาศ / ความดันไอน้ำของอากาศอิ่มตัว) x 100%[/FONT]​

</td> </tr> </tbody></table>

[FONT=Microsoft Sans Serif, MS Sans Serif, sans-serif]
ปริมาณของไอน้ำในอากาศขึ้นอยู่กับอุณหภูมิของอากาศ อากาศร้อนสามารถเก็บไอน้ำได้มากกว่าอากาศเย็น ดังนั้นหากเราลดอุณหภูมิของอากาศจนถึงจุดๆ หนึ่ง จะเกิด “อากาศอิ่มตัว” (Saturated air) อากาศไม่สามารถเก็บกักไอน้ำไว้ได้มากกว่านี้ หรือกล่าวได้ว่า อากาศมีความชื้นสัมพัทธ์ 100% ดังนั้นหากอุณหภูมิยังคงลดต่ำลงอีก ไอน้ำจะเปลี่ยนสถานะเป็นของเหลว อุณหภูมิที่ทำให้เกิดการควบแน่นนี้เรียกว่า “จุดน้ำค้าง” (Dew point)[/FONT]​

​

[FONT=Microsoft Sans Serif, MS Sans Serif, sans-serif]ภาพที่ 6 ความสามารถในการเก็บไอน้ำในอากาศ ณ อุณหภูมิต่างๆ[/FONT]​

[FONT=Microsoft Sans Serif, MS Sans Serif, sans-serif] จากที่กล่าวมาแล้วในข้างต้น เราสามารถสรุปได้ว่า “จุดน้ำค้างของอากาศชื้นมีอุณหภูมิสูงกว่าจุดน้ำค้างของอากาศแห้ง” การควบแน่นของไอน้ำในอากาศ ทำให้เกิดการคายความร้อนแฝง ส่งผลให้อากาศโดยรอบมีอุณหภูมิสูงขึ้น เราเรียกการเปลี่ยนแปลงอุณหภูมิ โดยที่ไม่ต้องมีการเพิ่มพลังงานความร้อนจากภายนอกระบบเช่นนี้ว่า “การเปลี่ยนแปลงอุณหภูมิแบบ
อะเดรียแบติก” (Adiabatic temperature change)[/FONT]​

[FONT=Microsoft Sans Serif, MS Sans Serif, sans-serif]ตัวอย่าง:
[/FONT][FONT=Microsoft Sans Serif, MS Sans Serif, sans-serif] เมื่อเราใส่น้ำแข็งไว้ในแก้ว จะเกิดละอองน้ำเล็กๆ เกาะอยู่รอบๆ แก้ว ละอองน้ำเหล่านี้เกิดจากอากาศรอบๆ แก้ว มีอุณหภูมิลดต่ำลงจนเกิดการอิ่มตัว และไม่สามารถเก็บไอน้ำได้มากกว่านี้ ไอน้ำจึงควบแน่นเปลี่ยนสถานะเป็นหยดน้ำ
[/FONT][FONT=Microsoft Sans Serif, MS Sans Serif, sans-serif] ในวันที่มีอากาศหนาว เมื่อเราหายใจออกจะมีควันสีขาว ซึ่งเป็นละอองน้ำเล็กๆ เกิดจากอากาศอบอุ่นภายในร่างกายปะทะกับอากาศเย็นภายนอก ทำให้ไอน้ำซึ่งออกมากับอากาศภายในร่างกาย ควบแน่นกลายเป็นหยดน้ำเล็กๆ มองเห็นเป็นควันสีขาว
[/FONT][FONT=Microsoft Sans Serif, MS Sans Serif, sans-serif] กาต้มน้ำเดือดพ่นควันสีขาวออกจากพวยกา ควันสีขาวนั้นที่จริงเป็นหยดน้ำเล็กๆ ซึ่งเกิดจาก อากาศร้อนภายในกาพุ่งออกมาปะทะอากาศเย็นภายนอก แล้วเกิดการอิ่มตัว ควบแน่นเป็นละอองน้ำเล็กๆ ทำให้เรามองเห็น (ไอน้ำในสถานะของก๊าซนั้น ไม่มีสี เราไม่สามารถมองเห็นได้)[/FONT]​

​

[FONT=Microsoft Sans Serif, MS Sans Serif, sans-serif]ภาพที่ 7 สลิงไซโครมิเตอร์ (Sling psychrometer)[/FONT]​

[FONT=Microsoft Sans Serif, MS Sans Serif, sans-serif] ในการวัดความชื้นสัมพัทธ์ เราใช้เครื่องมือซึ่งเรียกว่า “ไฮโกรมิเตอร์” (Hygrometer) ซึ่งมีอยู่หลายหลากชนิด มีทั้งทำด้วยกระเปาะเทอร์มอมิเตอร์ และเป็นอุปกรณ์อิเล็กทรอนิกส์ ไฮโกรมิเตอร์ซึ่งสามารถทำได้เองและมีความน่าเชื่อถือเรียกว่า “สลิงไซโครมิเตอร์” (Sling psychrometer) ประกอบด้วยเทอร์มอมิเตอร์จำนวน 2 อันอยู่คู่กัน โดยมีเทอร์มอมิเตอร์อันหนึ่งมีผ้าชุบน้ำหุ้มกระเปาะไว้ เรียกว่า “กระเปาะเปียก” (Wet bulb) ส่วนกระเปาะเทอร์มอมิเตอร์อีกอันหนึ่งไม่ได้หุ้มอะไรไว้ เรียกว่า “กระเปาะแห้ง” (Dry bulb) เมื่อหมุนสลิงไซโครมิเตอร์จับเวลา 3 นาที แล้วอ่านค่าแตกต่างของอุณหภูมิกระเปาะทั้งสองบนตารางเปรียบเทียบ ก็จะได้ค่าความชื้นสัมพัทธ์ มีหน่วยเป็นเปอร์เซ็นต์[/FONT]​

<table border="1" height="57" width="468"> <tbody><tr> <td bgcolor="#ffcc99" width="458">

[FONT=Microsoft Sans Serif, MS Sans Serif, sans-serif]ไอน้ำ เป็นน้ำในสถานะก๊าซ ไอน้ำเป็นก๊าซไม่มีสี ไม่มีกลิ่น และมองไม่เห็น
เมฆ ที่เรามองเห็นเป็นหยดน้ำในสถานะของเหลว หรือเกล็ดน้ำแข็งในสถานะของแข็ง[/FONT]​

</td> </tr> </tbody></table>

[FONT=Microsoft Sans Serif, MS Sans Serif, sans-serif]การยกตัวของอากาศ
พื้นผิวโลกได้รับความร้อนจากดวงอาทิตย์ ทำให้อากาศซึ่งอยู่บนพื้นผิวมีอุณหภูมิสูงขึ้นและลอยตัวสูงขึ้น เมื่อกลุ่มอากาศร้อนยกตัว ปริมาตรจะเพิ่มขึ้นเนื่องจากความกดอากาศน้อยลง มีผลทำให้อุณหภูมิลดลงด้วยอัตรา 10°C ต่อ 1,000 เมตร จนกระทั่งกลุ่มอากาศมีความอุณหภูมิเท่ากับสิ่งแวดล้อมมันก็จะหยุดลอยตัว และเมื่อกลุ่มอากาศมีอุณหภูมิต่ำกว่าสิ่งแวดล้อม มันก็จะจมตัวลง และมีปริมาตรน้อยลงเนื่องจากความกดอากาศที่เพิ่มขึ้น และส่งผลทำให้อุณหภูมิสูงขึ้นด้วย ดังภาพที่ 8 [/FONT]​

[FONT=Microsoft Sans Serif, MS Sans Serif, sans-serif][/FONT]​

[FONT=Microsoft Sans Serif, MS Sans Serif, sans-serif]ภาพที่ 8 เสถียรภาพของอากาศ[/FONT]​

[FONT=Microsoft Sans Serif, MS Sans Serif, sans-serif] เมื่อกลุ่มอากาศยกตัว ปริมาตรจะเพิ่มขึ้น ทำให้อุณหภูมิลดต่ำลงด้วยอัตรา 10°C ต่อ 1,000 เมตร จะกระทั่งถึงระดับการควบแน่น อากาศจะอิ่มตัวเนื่องจากอุณหภูมิลดต่ำจนถึงจุดน้ำค้าง หากอุณหภูมิยังคงลดต่ำไปอีก ไอน้ำในอากาศจะควบแน่นเปลี่ยนสถานะเป็นหยดน้ำขนาดเล็ก (ซึ่งก็คือเมฆที่เรามองเห็น) และคายความร้อนแฝงออกมา ทำให้อัตราการลดลองของอุณหภูมิเหลือ 5°C ต่อ 1,000 เมตร ดังภาพที่ 9[/FONT]​

[FONT=Microsoft Sans Serif, MS Sans Serif, sans-serif][/FONT]​

[FONT=Microsoft Sans Serif, MS Sans Serif, sans-serif]ภาพที่ 9 การควบแน่นเนื่องจากการยกตัวของอากาศ[/FONT]​

[FONT=Microsoft Sans Serif, MS Sans Serif, sans-serif] เราจะเห็นได้ว่า “เมฆ” เกิดขึ้นได้ก็ต่อเมื่อมีการยกตัวของอากาศเท่านั้น กลไกที่ทำให้เกิดการเคลื่อนตัวของอากาศ
ในแนวดิ่งเช่นนี้ มี 4 กระบวนการ ดังนี้
[/FONT][FONT=Microsoft Sans Serif, MS Sans Serif, sans-serif] สภาพภูมิประเทศ เมื่อกระแสลมปะทะภูเขา อากาศถูกบังคับให้ลอยสูงขึ้น (เนื่องจากไม่มีทางออกทางอื่น) จนถึงระดับควบแน่นก็จะกลั่นตัวเป็นหยดน้ำ ดังเราจะเห็นได้ว่า บนยอดเขาสูงมักมีเมฆปกคลุมอยู่ ทำให้บริเวณยอดเขามีความชุ่มชื้นและอุดมไปด้วยป่าไม้ และเมื่อกระแสลมพัดผ่านยอดเขาไป อากาศแห้งที่สูญเสียไอน้ำไป จะจมตัวลงจนมีอุณหภูมิสูงขึ้น ภูมิอากาศบริเวณหลังภูเขาจึงเป็นเขตที่แห้งแล้ง เรียกว่า “เขตเงาฝน” (Rain shadow)[/FONT]​

[FONT=Microsoft Sans Serif, MS Sans Serif, sans-serif][/FONT]​

[FONT=Microsoft Sans Serif, MS Sans Serif, sans-serif]ภาพที่ 10 อากาศยกตัวเนื่องจากสภาพภูมิประเทศ[/FONT]​

[FONT=Microsoft Sans Serif, MS Sans Serif, sans-serif] [/FONT][FONT=Microsoft Sans Serif, MS Sans Serif, sans-serif] แนวปะทะ อากาศร้อนมีความหนาแน่นต่ำกว่าอากาศเย็น เมื่ออากาศร้อนปะทะกับอากาศเย็น อากาศร้อนจะเสยขึ้น และอุณหภูมิลดต่ำลงจนถึงระดับควบแน่น ทำให้เกิดเมฆและฝน ดังเราจะเคยได้ยินข่าวพยากรณ์อากาศที่ว่า ลิ่มความกดอากาศสูง (อากาศเย็น) ปะทะกับลิ่มความกดอากาศต่ำ (อากาศร้อน) ทำให้เกิดพายุฝน[/FONT]​

[FONT=Microsoft Sans Serif, MS Sans Serif, sans-serif][/FONT]​

[FONT=Microsoft Sans Serif, MS Sans Serif, sans-serif]ภาพที่ 11 อากาศยกตัวเนื่องจากแนวปะทะอากาศ[/FONT]​

[FONT=Microsoft Sans Serif, MS Sans Serif, sans-serif] [/FONT][FONT=Microsoft Sans Serif, MS Sans Serif, sans-serif] อากาศบีบตัว เมื่อกระแสลมพัดมาปะทะกัน อากาศจะยกตัวขึ้น ทำให้อุณหภูมิลดต่ำลงจนเกิดอากาศอิ่มตัว ไอน้ำในอากาศควบแน่นเป็นหยดน้ำ กลายเป็นเมฆ[/FONT]​

​

[FONT=Microsoft Sans Serif, MS Sans Serif, sans-serif]ภาพที่ 12 อากาศยกตัวเนื่องจากอากาศบีบตัว[/FONT]​

[FONT=Microsoft Sans Serif, MS Sans Serif, sans-serif] [/FONT][FONT=Microsoft Sans Serif, MS Sans Serif, sans-serif] การพาความร้อน พื้นผิวของโลกมีความแตกต่างกัน จึงมีการดูดกลืนและคายความร้อนไม่เท่ากัน จึงมีผลทำให้กลุ่มอากาศที่ลอยอยู่เหนือมัน มีอุณหภูมิแตกต่างกันไปด้วย โดยเฉพาะอย่างยิ่งในช่วงฤดูร้อน (ตัวอย่างเช่น กลุ่มอากาศที่ลอยอยู่เหนือพื้นคอนกรีตจะมีอุณหภูมิสูงกว่ากลุ่มอากาศที่ลอยอยู่เหนือพื้นหญ้า) กลุ่มอากาศที่มีอุณหภูมิสูงมีความหนาแน่นน้อยกว่าอากาศในบริเวณโดยรอบ จึงลอยตัวสูงขึ้น
ดังเราจะเห็นว่า ในวันที่มีอากาศร้อน นกเหยี่ยวสามารถลอยตัวอยู่เฉยๆ โดยไม่ต้องขยับปีกเลย [/FONT]​

[FONT=Microsoft Sans Serif, MS Sans Serif, sans-serif][/FONT]​

[FONT=Microsoft Sans Serif, MS Sans Serif, sans-serif]ภาพที่ 13 อากาศยกตัวเนื่องจากการพาความร้อน[/FONT]​

[FONT=Microsoft Sans Serif, MS Sans Serif, sans-serif]เสถียรภาพของอากาศ[/FONT]​

[FONT=Microsoft Sans Serif, MS Sans Serif, sans-serif]ภาพที 14 เสถียรภาพของอากาศ[/FONT]

[FONT=Microsoft Sans Serif, MS Sans Serif, sans-serif] เมื่อกลุ่มอากาศยกตัว มันจะขยายตัว และมีอุณหภูมิลดต่ำลง ถ้ากลุ่มอากาศมีอุณหภูมิต่ำกว่าสภาวะแวดล้อม มันจะจมตัวกลับสู่ที่เดิม เนื่องจากมีความหนาแน่นกว่าอากาศโดยรอบ เราเรียกสภาวะเช่นนี้ว่า “อากาศมีเสถียรภาพ” (Stable air) ถ้ากลุ่มอากาศยกตัวสูงจนเหนือระดับควบแน่นก็จะเกิดเมฆในแนวราบ และไม่สามารถยกตัวต่อไปได้อีก อากาศมีเสถียรภาพมักเกิดขึ้นในช่วงเวลาที่มีอุณหภูมิต่ำ เช่น เวลาเช้า
ในวันที่มีอากาศร้อน กลุ่มอากาศจะยกตัวขึ้นอย่างรวดเร็ว แม้จะมีความสูงเลยระดับควบแน่นไปแล้วก็ตาม แต่ก็ยังมีอุณหภูมิสูงกว่าอากาศโดยรอบ จึงลอยตัวสูงขึ้นไปอีก ทำให้เกิดเมฆก่อตัวในแนวตั้ง เช่น เมฆคิวมูลัส เมฆคิวมูโลนิมบัส
เราเรียกสภาวะเช่นนี้ว่า “อากาศไม่มีเสถียรภาพ” (Unstable air) อากาศไม่มีเสถียรภาพมักเกิดขึ้นในช่วงเวลาที่มีอุณหภูมิสูง เช่น เวลาบ่ายของฤดูร้อน

หมายเหตุ: การที่เราเห็นฐานของเมฆแบนเรียบเป็นระดับเดียวกันนั้น เป็นเพราะเมื่อกลุ่มอากาศ (ก้อนเมฆ) จมตัวลงต่ำกว่าระดับควบแน่น อากาศด้านล่างมีอุณหภูมิสูงกว่าจุดน้ำค้าง และยังไม่อิ่มตัว ละอองน้ำที่หล่นลงมาจึงระเหยเปลี่ยนในสถานะเป็นก๊าซ (ไอน้ำ) เราจึงมองไม่เห็น[/FONT]


[FONT=Microsoft Sans Serif, MS Sans Serif, sans-serif]ขอขอบคุณข้อมูลดีดีมีสาระจาก[/FONT]​

http://www.lesa.in.th

 

ดวงอาทิตย์ โลก บรรยากาศและไอน้ำ ทั้ง 4 สิ่งนี้เป็นองค์ประกอบใหญ่ของ กลจักรบรรยากาศ (atmospheric engine) อันมหึมา ซึ่งทำให้เกิดการหมุนเวียน (circulation) และเกิดปรากฏการณ์ต่าง ๆ ของบรรยากาศหรือกาลอากาศ (weather phenomena) ขึ้นในโลกของเรา ดวงอาทิตย์ทำหน้าที่คล้ายเป็นเตาเชื้อเพลิงส่งความร้อนมายังพื้นโลก บริเวณพื้นโลกที่ได้รับความร้อนมากกว่า เช่น ที่บริเวณศูนย์สูตรก็จะทำให้บรรยากาศของบริเวณนั้นร้อนขึ้น เกิดการขยายตัว และลอยสูงขึ้นไป อากาศในบริเวณพื้นโลกที่ได้รับความร้อนน้อยกว่า และเย็นกว่าก็จะเคลื่อนตัวเข้ามาแทนที่ กรรมวิธีนี้ทำให้เกิดการหมุนเวียนของอากาศขึ้น นอกจากนี้แล้ว การหมุนรอบตัวของโลกประมาณทุก ๆ 24 ชั่วโมง การเอียงของแกนหมุนของโลก การโคจรของโลกรอบดวงอาทิตย์ประมาณ 365 วัน รวมทั้งคุณสมบัติและความแตกต่างของพื้นดินและพื้นน้ำของโลก ทั้งหมดที่กล่าวมานี้ จะทำให้การหมุนเวียนของบรรยากาศ ภูมิอากาศ และปรากฏการณ์ของบรรยากาศเกิดความยุ่งยากขึ้นนานาประการ และแตกแยกออกไปเป็นหลายต่อ หลายชนิด เช่น ลม ฝน พายุฟ้าคะนอง พายุไต้ฝุ่น เป็นต้น

ปัจจัยที่ทำให้เกิดปรากฏการณ์ของอากาศหรือกาลอากาศ
การที่จะเกิดฝนตก พายุ หรือเมฆเต็มท้องฟ้านั้น จำต้องมีหลายสิ่งหลายอย่าง รวมกันเป็นต้นเหตุ สิ่งทำให้เกิดปรากฏการณ์ของอากาศมี 4 อย่างด้วยกัน คือ

1. ดวงอาทิตย์ ซึ่งเป็นลูกไฟดวงใหญ่ (ดูเรื่องเกี่ยวกับดวงอาทิตย์) ดวงอาทิตย์เป็นสิ่งที่ให้ความร้อนแก่โลก ซึ่งมีทั้งพื้นดินและพื้นน้ำ ความร้อนจากดวงอาทิตย์ เป็นต้น เหตุที่ทำให้เกิดปรากฏการณ์ต่าง ๆ ของอากาศ

2. โลกของเราหมุนรอบตัวเองทำให้เกิดกลางวันซึ่งร้อน และเกิดกลางคืนซึ่งเย็นกว่า นอกจากนี้แล้ว โลกยังโคจรรอบดวงอาทิตย์ ด้วยระยะเวลาประมาณ 365 วัน (1 ปี) ต่อรอบการโคจรของโลกทำให้เกิดฤดูต่าง ๆ เช่น ฤดูร้อน ฤดูฝน ฤดูหนาว

3. น้ำซึ่งเป็นแหล่งเกิดไอน้ำ พื้นโลกของเรามีน้ำอยู่มาก ความร้อนจากดวงอาทิตย์ จะทำให้น้ำระเหยเป็นไอน้ำ และลอยขึ้นไปในอากาศ เพราะฉะนั้นในอากาศจึงมีไอน้ำอยู่เสมอไม่มากก็น้อย

4. อากาศหรือบรรยากาศ ซึ่งเป็นสิ่งที่เคลื่อนตัวและหอบเอาไอน้ำไปด้วย ทำให้เกิดปรากฏการณ์ของอากาศ ตามธรรมดาเรามองไม่เห็นอากาศ แต่เรารู้สึกว่ามีอากาศ เมื่อลมพัดถูกร่างกายของเรา เราคงเคยเห็นแล้วว่า ถ้าลมแรงจริง ๆ ลมอาจจะพัดให้ต้นไม้หรือเสาไฟฟ้าล้มได้

สรุปได้ว่า ดวงอาทิตย์ โลก น้ำ (และไอน้ำ) และอากาศทั้ง 4 อย่างนี้ เป็นปัจจัยร่วมกัน ทำให้เกิดปรากฏการณ์ต่าง ๆ ของบรรยากาศหรือกาลอากาศที่เกิดขึ้นทุก ๆ วัน ถ้าขาด สิ่งใดสิ่งหนึ่งใน 4 อย่างนี้ ปรากฏการณ์ของอากาศจะไม่สามารถเกิดขึ้นได้ เช่น บนดวงจันทร์ ซึ่งนักบินอวกาศของสหรัฐอเมริกาลงไปสำรวจนั้น ไม่มีอากาศอยู่ด้วย จึงไม่มีลม ไม่มีพายุ จึงไม่มีปรากฏการณ์ของอากาศเลย

อากาศที่ห่อหุ้มโลกมีลักษณะการกระจายของความหนาแน่นและอุณหภูมิอย่างไร
ในตำแหน่งระดับผิวโลกอากาศมีความหนาแน่นมากที่สุด และจะเบาบางตามลำดับเมื่อสูงจากผิวโลก ในขณะเดียวกันความหนาแน่นของอากาศ จะมีค่ามากที่สุดบริเวณขั้วโลก และลดความหนาแน่นลงตามลำดับ โดยมีค่าน้อยที่สุดในบริเวณเส้นศูนย์สูตร

เนื่องจากโลกได้รับพลังงานความร้อนมากที่สุดในบริเวณศูนย์สูตร ดังนั้นอวกาศบริเวณศูนย์สูตร จะมีอุณหภูมิโดยเฉลี่ยสูงกว่าบริเวณอื่น ๆ และอากาศจะมีอุณหภูมิต่ำสุดบริเวณขั้วโลก โดยบริเวณศูนย์สูตรอุณหภูมิในฤดูร้อนเฉลี่ยประมาณ 30 C และบริเวณขั้วโลกประมาณ -1 C ส่วนในฤดูหนาวอุณหภูมิเฉลี่ยบริเวณศูนย์สูตรประมาณ 22 C และบริเวณขั้วโลกประมาณ -23 C สำหรับประเทศไทยอุณหภูมิเฉลี่ยในฤดูร้อนประมาณ 26 C ฤดูหนาวประมาณ 20 C ในขณะเดียวกันอุณหภูมิของอากาศบริเวณผิวโลก จะสูงกว่าอุณหภูมิของอากาศที่อยู่สูงขึ้นไปจากพื้นผิวโลก สำหรับอากาศบริเวณบ้านเรานั้น อุณหภูมิของอากาศจะลดลงประมาณ 6 – 7 C/1 กม.

พลังความร้อนที่บริเวณพื้นผิวโลกได้รับจากดวงอาทิตย์เฉลี่ยทั้งปี มีลักษณะการกระจายเป็นอย่างไร
พลังงานความร้อนสุทธิที่ผิวโลกได้รับจากดวงอาทิตย์ เฉลี่ยทั้งปีมีค่าแตกต่างกันตามตำแหน่งของละติจูด โดยในเขตละติจูดต่าง ๆ ระหว่าง 30 N – 30 S ผิวโลกได้รับพลังงานความร้อนเฉลี่ยประมาณ 140 W/m2 และลดลงเหลือประมาณต่ำกว่า 50 W/m2 ในบริเวณขั้วโลก ดังนั้นบริเวณในเขตละติจูดระหว่าง 30 N – 30 S จึงมีอากาศร้อนกว่าอากาศในบริเวณอื่น ๆ ตลอดทั้งปี

ขอขอบคุณข้อมูลจาก
http://www.tmd.go.th

 

มารู้จักโอโซนกันนะครับ

หวังว่าข้อมูลที่ผมนำมาเสนอคงเป็นประโยชน์แก่ท่านผู้อ่านทุกท่านนะครับ ต้องขออภัยด้วยหากบทความใดที่ซ้ำกัน จะพยายามหาสิ่งที่ดีมานำเสนอครับ ติชมและเป็นกำลังใจให้ด้วยนะครับ ที่เหนือสิ่งอื่นใดอยากให้พวกเราทุกคนช่วยกันรักษาสิ่งแวดล้อมทางธรรมชาติ
ให้เข้าสู่ภาวะสมดุลย์ให้เร็วที่สุดครับ เพราะนั่นคือชีวิตของเราทุกคนนั่นเอง
ไปกันต่อเลยครับ >>>>>>>>>>>>>

<table class="logfont" align="center" border="0" cellpadding="2" cellspacing="0" width="97%"><tbody><tr><td class="text">

</td> </tr> <tr> <td class="text" align="center"></td> </tr> <tr> <td class="text">
ในบรรยากาศที่ห่อหุ้มโลกนั้นบรรยากาศชั้นสตราโตสเฟียร์ นับว่าเป็นชั้นที่มีอิทธิพลต่อสิ่งมีชีวิตบนพื้นโลกมากที่สุด เพราะสามารถกรองรังสีอุลตราไวโอเลต (UV) ซึ่งเป็นอันตรายต่อชีวิตมนุษย์ และสิ่งมีชีวิตอื่นๆ นอกจากนี้ยังมีส่วนสำคัญ ที่ทำให้อุณหภูมิของโลกอบอุ่นขึ้นอีกด้วย ดังนั้นการศึกษาสถานภาพของโอโซน และสารประกอบที่สามารถทำลายโอโซนในบรรยากาศชั้นสตราโตสเฟียร์ จึงมีความสำคัญมากโอโซนในบรรยากาศมีปริมาณน้อยมาก เฉลี่ยประมาณ 3 ใน 10 ล้านโมเลกุลอากาศ แม้ว่าจะมีปริมาณเล็กน้อยแต่มีบทบาทสำคัญในบรรยากาศมาก โดยปกติพบมากใน 2 บริเวณคือร้อยละ 90 พบในชั้นบรรยากาศ สตราโตสเฟียร์ที่ความสูงประมาณ 8 ถึง 50 กิโลเมตร พบโอโซนหนาแน่นที่ประมาณ 15 - 35 กิโลเมตร เรียกว่า ชั้นโอโซน ส่วนที่เหลือร้อยละ 10 พบที่บริเวณชั้นล่างลงมา คือชั้นโทรโพสเฟียร์ ดังภาพ</td> </tr> <tr> <td class="text">

โอโซนในบรรยากาศ


ปริมาณโอโซน (ความกด, มิลลิ-ปาสคาล)
​

</td> </tr> <tr> <td class="text">
โมเลกุลของโอโซนใน 2 บริเวณ นี้มีลักษณะทางเคมีเหมือนกัน เพราะว่าประกอบด้วยอะตอมออกซิเจน 3 อะตอมรวมกันด้วยสูตรเคมี O3 แต่มีผลกระทบต่อความเป็นอยู่ของสิ่งมีชีวิตต่างกัน โอโซนในบรรยากาศสตราโตสเฟียร์มีบทบาทสำคัญ ในการดูดกลืนรังสีอัลตราไวโอเลตที่เป็นอันตรายทางชีวภาพ ที่เรียกว่า UV-B ซึ่งมีเพียงส่วนน้อยที่ส่องถึงพื้นโลก การดูดกลืนรังสีอัลตราไวโอเลต ทำให้เกิดความอบอุ่นในบรรยากาศสตราโตสเฟียร์ ซึ่งมีลักษณะอุณหภูมิสูงขึ้นตามความสูง โอโซนจึงมีความสำคัญต่อระบบอุณหภูมิในบรรยากาศโลก หากปราศจากการกรองรังสีอัลตราไวโอเลต แล้วจะมีรังสีส่องถึงพื้นโลกมากขึ้น และส่งผลกระทบต่อมนุษย์ สัตว์ และพืชส่วนที่ผิวพื้นโลก โอโซนกลับเป็นอันตราย เพราะว่าทำปฏิกิริยากับโมเลกุลอื่น และระดับโอโซนที่สูงจะเป็นพิษกับสิ่งมีชีวิตซึ่งเป็นผลกระทบเชิงลบ ตรงกันข้ามกับคุณประโยชน์ในการช่วยกรองรังสี UV-B

บทบาททั้งสองประการของโอโซนนำไปสู่เรื่องของสิ่งแวดล้อมที่แยกประเด็นกันชัดเจน คือความเป็นห่วงในโอโซนผิวพื้นที่เพิ่มขึ้น ซึ่งเป็นส่วนประกอบในหมอกโฟโตเคมิคัลที่บริเวณผิวพื้นในเมืองใหญ่ และในชนบท และความเป็นห่วงเรื่องการสูญเสียโอโซนในบรรยากาศสตราโตสเฟียร์ เครื่องมือต่างๆ ทั้งภาคพื้นดิน และดาวเทียมตรวจพบว่ามีโอโซนลดลงมากเหนือทวีปแอนตาร์กติกถึงร้อยละ 60 ระหว่างเดือนกันยายน-พฤศจิกายนของทุกปีที่เรียกปรากฏการณ์ "รูรั่วโอโซนในทวีปแอนตาร์กติก" (Antarctic Ozone Hole) และเกิดการลดลงทำนองเดียวกันในขั้วโลกเหนือคือทวีปอาร์กติก ในฤดูหนาวถึงฤดูใบไม้ผลิตามปกติคือเดือนมกราคม-มีนาคมในช่วงเวลากว่า 10 ปีที่ผ่านมา อัตราการลดลงของโอโชนเฉลี่ยถึงร้อยละ 20-25 และมีค่าสูงกว่านี้สำหรับช่วงสั้นๆ ขึ้นอยู่กับปัจจัยทางอุตุนิยมวิทยา เช่นการเกิดของเมฆสตราโตสเฟียร์บริเวณขั้วโลกหรือ Polar Stratosphere Clouds (PSC) ซึ่งเป็นตัวการสำคัญในการนำสารประกอบ CFCs ไปสู่บรรยากาศชั้นสตราโตสเฟียร์ ถึงแม้อัตราการลดลงจะรุนแรงน้อยกว่าในขั้วโลกใต้แต่มีความสำคัญมาก เพราะว่าเป็นที่อยู่อาศัยของประชากรส่วนใหญ่ เพราะการเพิ่มขึ้นของรังสี UV-B ที่ตรวจพบนั้นสัมพันธ์กับการลดลงของโอโซนอย่างเห็นได้ชัด

จากการตรวจวัดภาคพื้นและดาวเทียมซึ่งได้ใช้เวลาศึกษามากกว่า 2 ทศวรรษโดยประชาคมผู้วิจัยจากนานาประเทศได้แสดงให้เห็นว่า สารเคมีที่มนุษย์สังเคราะห์ขึ้นทำให้ชั้นโอโซนบางลง สารประกอบที่ทำลายโอโซนประกอบด้วยคลอรีน (Cl) ฟลูออรีน (F) โบรมีน (Br) คาร์บอน (C) และไฮโดรเจน (H) มักเรียกรวมกันว่า ฮาโลคาร์บอน (Halocarbon) ส่วนสารที่ประกอบด้วยเพียง คลอรีน ฟลูออรีนและคาร์บอน เรียกว่า คลอโรฟลูออโรคาร์บอน หรือ CFCs(Chlorofluorocarbon) สารประกอบ CFCs คาร์บอนเตตระคลอไรด์(CCl4) และเมธิลคลอโรฟอร์ม(methyl Chloroform or 1,1,1-Trichloroethane) เป็นก๊าซสังเคราะห์ที่ใช้ในอุตสาหกรรมเครื่องทำความเย็นเช่น ตู้เย็น เครื่องปรับอากาศ การเป่าโฟม การใช้ทำความสะอาดอุปกรณ์อิเล็กทรอนิกส์ และใช้เป็นสารชะล้างอื่นๆ สามารถทำลายโอโซนได้เป็นอย่างมาก อีกกลุ่มหนึ่งคือ ฮาลอน (Halon) ประกอบด้วย C, Br, F และ Cl มักใช้เป็นสารดับเพลิง ประเทศต่างๆได้ตัดสินใจหยุดผลิตและบริโภค ยกเว้นเพื่อการใช้กรณีจำเป็น และในอุตสาหกรรมได้พัฒนาสารทดแทนที่ไม่ทำลายโอโซนขึ้นมาใหม่ ( Ozone-Friendly)

ปัญหาที่เกิดขึ้นกับโอโซน มี 2 ประเด็น คือ

1. เราสามารถฟื้นฟูโอโซนที่เสียไปได้หรือไม่
2. เราจะป้องกันปัญหาที่จะเกิดขึ้นในอนาคตได้อย่างไร
การเยียวยาแก้ไขมี 3 ทางเลือกคือ

1. หาทางเอา CFCs ออกจากบรรยากาศ
2. หยุดปล่อยคลอรีนที่ทำลายโอโซนก่อนที่จะเกิดความเสียหายมากกว่านี้
3. ทดแทนโอโซนที่สูญเสียไปในบรรยากาศ หรือ บางทีควรจะนำโอโซนมลพิษในเมืองที่มากเกินไปฉีดขึ้นไปชดเชยส่วนที่ขาดหาย หรือสร้างขึ้นใหม่

อย่างไรก็ตามเนื่องจากโอโซนทำปฏิกิริยากับโมเลกุลอื่นได้ง่าย จึงไม่เสถียรพอที่จะถูกสร้างและส่งขึ้นไปในบรรยากาศสตราโตสเฟียร์ได้ เมื่อพิจารณาปริมาตรของบรรยากาศและขนาดของโอโซนที่หายไป ที่มีขนาดมหาศาล จะเป็นการลงทุนที่สูง และใช้พลังงานมากจึงเป็นสิ่งปฏิบัติยากและเป็นการทำลายสิ่งแวดล้อมอีกด้วย

การฟื้นฟูชั้นโอโซน ด้วยการมีพิธีสารมอนทรีออล และการแก้ไขต่างๆ ซึ่งเป็นข้อตกลงเรื่องการหยุดผลิต และบริโภคสารทำลายโอโซนต่างๆ โดยการหยุดผลิตอย่างสิ้นเชิงและการใช้กรณีวิกฤตเพียงเล็กน้อยเท่านั้น โดยกำหนดให้ปี ค.ศ. 1996 เป็นหมายกำหนดการเลิกผลิต และใช้สำหรับประเทศพัฒนาแล้ว และปี ค.ศ. 2000 เป็นหมายกำหนดการเลิกผลิตและใช้สำหรับประเทศกำลังพัฒนา ผลลัพธ์คือปริมาณคลอรีนในบรรยากาศชั้นล่างๆ ที่จะสามารถขึ้นไปถึงสตราโตสเฟียร์ได้ถึงจุดสูงสุดแล้ว และความเข้มข้นในชั้นสตราโตสเฟียร์จะถึงจุดสูงสุดในปลายศตวรรษที่ 20 และจะเริ่มลดลงอย่างช้าๆ โดยขบวนการธรรมชาติ และชั้นโอโซนจะกลับคืนมาเหมือนเดิมในอีกประมาณ 50 ปีข้างหน้า
</td></tr></tbody></table>
ขอขอบคุณข้อมูลจาก

http://www.tmd.go.th

 

พ.ศ.2382 (1839) ค้นพบโอโซน โดย C.F. Schonbein คำว่า " โอโซน" เป็นภาษากรีก แปลว่า " กลิ่น" เพราะโอโซนมีกลิ่นฉุนเมื่อความเข้มข้นมาก

พ.ศ.2403 (1860) เริ่มมีการตรวจวัดโอโซนผิวพื้นกว่าร้อยสถานี

พ.ศ.2423 (1880) พบว่าโอโซนในบรรยากาศเหนือขึ้นไปดูดกลืนรังสีดวงอาทิตย์ช่วง 200-300 นาโนเมตร โดยฮาร์ตเลย์(Hartley)

พ.ศ.2456 (1913) โดยการตรวจวัดรังสีอัลตราไวโอเลต ได้พิสูจน์ว่าโอโซนส่วนใหญ่อยู่ชั้นบรรยากาศสตราโตสเฟียร์ ที่ 19-23 กิโลเมตรจากพื้นโลก

พ.ศ.2463 (1920) มีการตรวจวัดปริมาณโอโซนในบรรยากาศ หรือโอโซนรวมครั้งแรก โดยนักวิทยาศาสตร์แห่งมหาวิทยาลัย ออกซ์ฟอร์ด

พ.ศ.2469 (1926) มีการตรวจวัดปริมาณโอโซนในบรรยากาศด้วยเครื่องด็อบสันสเปคโตรโฟโตมิเตอร์ ( Dobson Spectrophotometer) 6 เครื่องทั่วโลก เครื่องมือออกแบบโดย Gordon Miller Bourne Dobson ประเทศอังกฤษ

พ.ศ.2472 (1929) มีการตรวจวัดแบบอัมเคอร์ (Umkehr) เพื่อหาการกระจายตัวตามแนวดิ่งของโอโซนที่ชั้นต่ำกว่า 25 กม.

พ.ศ.2473 (1930) มีทฤษฎีโฟโตเคมีคัลของการเกิดและสลายตัวของโอโซนที่เกิดจากออกซิเจนบริสุทธิ์

พ.ศ.2477 (1934) จากการตรวจโอโซนซอนด์บนบอลลูนแสดงให้เห็นว่าโอโซนปรากฏอยู่มากที่สุดที่ความสูงประมาณ
20 กม.

พ.ศ.2498 (1955) มีการก่อตั้งเครือข่ายสถานีตรวจโอโซนทั่วโลก

พ.ศ.2500 (1957) องค์การอุตุนิยมวิทยาโลก (WMO) ก่อตั้ง และดูแลการตรวจอย่างเป็นระบบ ที่เรียกว่า GO3Os (Global Ozone Observing System)

พ.ศ.2508 (1965) มีทฤษฎีโฟโตเคมีคัลที่เสนอว่าการสลายตัวของโอโซนเกิดจากองค์อนุมูลของไฮดรอกซิล (HOx)

พ.ศ.2509 (1966) มีการตรวจวัดโอโซนโดยดาวเทียมครั้งแรก

พ.ศ.2514 (1971) มีการเสนอกลไกการสลายตัวของโอโซนที่เกิดจากออกไซด์ของไนโตรเจน (NOx )

พ.ศ.2517 (1974) มีการพิจารณาว่าการสลายตัวของโอโซนเกิดจากกลุ่มแอคทีฟคลอรีน (ClOx)

พ.ศ.2517 (1974) พบว่าสารสังเคราะห์ซีเอฟซี เป็นที่มาของคลอรีนในบรรยากาศชั้นสตราโตสเฟียร์

พ.ศ. 2518 (1975) WMO เริ่มมีการประเมินสถานการณ์โอโซนครั้งแรก พ.ศ.2520 (1977) WMO ร่วมกับ UNEP มีแผนปฏิบัติเกี่ยวกับการป้องกันชั้นโอโซน

พ.ศ.2524-2541 (1981-98) WMO ร่วมกับ UNEP และสถาบันวิจัยอื่นๆ ออกหนังสือประเมินสถานการณ์โอโซน "Scientific Assessments of The Ozone Layer" ปี ค.ศ. 1981 1985 1988 1991 1994 และ 1998

พ.ศ.2527 (1984) รายงานฉบับแรกที่เสนอต่อ Ozone Commission Symposium ที่ Halkidiki ว่าโอโซนมีค่าต่ำกว่าปกติ (ประมาณ 200 มิลลิ บรรยากาศ เซนติเมตร) ที่สถานีไซโยวา (Syowa) ในทวีปแอนตาร์กติก เดือนตุลาคม ปี พ.ศ.2525

พ.ศ.2528 (1985) เกิดอนุสัญญาเวียนนา (Vienna Convention) เพื่อพิทักษ์ชั้นโอโซน และรายงานเกี่ยวกับช่องโหว่โอโซนตั้งแต่ทศวรรษ 1980s ซึ่งตีพิมพ์โดย British Antarctic Survey และ WMO มีรายงาน "Atmospheric Ozone 1985 " WMO No. 16

พ.ศ.2529 (1986) บทวิเคราะห์ของ Montsouris (ปารีส) เกี่ยวกับโอโซนผิวพื้นในปัจจุบันได้เพิ่มเป็น 2 เท่าของร้อยปีก่อนคือ ปี พ.ศ. 2416-2453 (1873-1910)

พ.ศ.2530 (1987) เกิดพิธีสารมอนทรีออล (Montreal Protocol) ว่าด้วยการลดและเลิกใช้สารทำลายชั้นโอโซน รวมทั้งการประเมินสถานการณ์โอโซนซึ่งริเริ่มโดยคณะทำงานแนวโน้มโอโซนระหว่างประเทศ

พ.ศ.2531 (1988) โอโซนลดลงอย่างต่อเนื่องประมาณ 10 % ต่อสิบปี โดยองค์การนาซ่าได้พิสูจน์ให้เห็นว่า ที่ความสูงชั้น
สตราโตสเฟียร์ตอนล่าง พบคลอรีนและโบรมีนที่มาจากกิจกรรมของมนุษย์เป็นสาเหตุของช่องโหว่โอโซน และ WMO
มีรายงาน "International Ozone Trends Panel Report 1988 " WMO No. 18

พ.ศ.2532 (1989) WMO มีรายงาน "Scientific Assessment of Stratospheric Ozone 1989 " WMO No. 20

พ.ศ.2533 (1990) มีการแก้ไขพิธีสารมอนทรีออล ณ กรุงลอนดอน (London Amendment) โดยประกาศห้ามผลิตและใช้สาร CFC ภายในปี ค.ศ. 2000

พ.ศ.2534 (1991) WMO ร่วมกับ UNEP ออกรายงานประเมินสถานการณ์โอโซน "WMO/UNEP Ozone Assessment -1991" โดยเน้นว่าโอโซนกำลังลดลงไม่เพียงแต่ในฤดูหนาว-ใบไม้ผลิเท่านั้น แต่เกิดขึ้นตลอดปีในเขตต่างๆ ยกเว้นเหนือเขตร้อน และคลอรีนโมโนออกไซด์ (ClO) ที่พบมากเหนือทวีปอาร์กติคเป็นเครื่องชี้ความรุนแรงของวิกฤติการณ์โอโซน

พ.ศ.2535 (1992) มีการแก้ไขพิธีสารมอนทรีออล ณ กรุงโคเปนฮาเกน ( Copenhagen Amendment) ได้ขยายความในพิธีสารมอนทรีออลให้มีการหยุดใช้สาร CFCs ภายในปี 1995 และเพิ่มการควบคุมสารประกอบอื่นๆ และ UNEP มีรายงานเรื่อง " Methyl Bromide: Its Atmospheric Science, Technology and Economics (Assessment Supplement) "

พ.ศ. 2535-37 (1992-94) วัดค่าโอโซนต่ำสุดได้ประมาณ 100 มิลลิ บรรยากาศ เซนติเมตร ระหว่างฤดูใบไม้ผลิเหนือทวีปแอนตาร์กติคและคลุมบริเวณกว้างถึง 24 ล้านตารางกิโลเมตร ขณะเดียวกันพบว่ามีคลอรีนและโบรมีนที่ชั้นสตราโตสเฟียร์เพิ่มขึ้น WMO และ UNEP ออกรายงานประเมินสถานการณ์โอโซนฉบับที่ 7 " Scientific Assessment of Ozone Depletion: 1994" WMO No. 37

พ.ศ.2538 (1995) ค่าโอโซนที่วัดได้ต่ำกว่าต่ำกว่าค่าเฉลี่ยในระยะยาวถึง 25 % วัดได้ที่เขตไซบีเรียและพื้นที่ส่วนใหญ่ของทวีปยุโรปในเดือนมกราคมถึงเดือน มีนาคม

พ.ศ.2539 (1996) กองทุนพหุภาคีช่วยเหลือทางด้านเทคนิคในอุตสาหกรรมการยกเลิกผลิตและใช้สาร CFCs ในงบประมาณ 500 ล้านเหรียญสหรัฐ

พ.ศ.2540 (1997) การแก้ไขพิธีสารมอนทรีออล ณ กรุงมอนทรีออล (Montreal Amendment) ได้เพิ่มเติมให้มีการหยุดใช้ เมธิลโบรไมด์ (CH3Br)

พ.ศ.2541 (1998) WMO/ UNEP มีรายงานประเมินสถานการณ์โอโซนฉบับที่ 8 " Scientific Assessment of Ozone Depletion: 1998" WMO No. 44

พ.ศ.2542 (1999) มีการแก้ไขพิธีสารมอนทรีออล ณ กรุงปักกิ่ง (Beijing Amendment) โดยได้เพิ่มการควบคุมสารโบรโมคลอโร มีเทน และไฮโดรคลอโรฟลูออโรคาร์บอน

ที่มา

http://www.tmd.go.th

 

<table class="logfont" align="center" border="0" cellpadding="2" cellspacing="0" width="97%"><tbody><tr><td class="text">

โมเลกุลโอโซน (O3) ประกอบด้วยอะตอมออกซิเจน 3 อะตอม แทนที่จะเป็นโมเลกุลออกซิเจน(O2)ตามปกติ รวมตัวกันในบรรยากาศ เมื่อโมเลกุลออกซิเจนได้รับรังสีดวงอาทิตย์ ในขบวนการโฟโตไลซิส (Photolysis) โมเลกุลออกซิเจนจะแตกตัวเป็นอะตอมออกซิเจน 2 อะตอม ซึ่งจะกลับไปรวมตัวกัน 3 อะตอม เกิดเป็นโอโซนอีกครั้งหนึ่ง

โอโซนถูกทำลายโดยธรรมชาติผ่านวัฏจักรคะตาไลติก (Catalytic Cycle) หรือที่เกี่ยวข้องกันของออกซิเจน ไนโตรเจน คลอรีน โบรมีนและไฮโดรเจน ชั้นสตราโตสเฟียร์ (สูง 10-50 กิโลเมตร) ประกอบด้วย โอโซนในบรรยากาศร้อยละ 90 และหนาแน่นมากที่สุดที่ประมาณ 19-23 กิโลเมตร (รูปที่ 1)

​

</td> </tr> <tr> <td class="text"> <table class="logfont" width="100%"> <tbody><tr valign="top"> <td width="30%">

​

</td> <td width="70%">โอโซนถูกทำลายโดยธรรมชาติผ่านวัฏจักรคะตาไลติก (Catalytic Cycle) หรือที่เกี่ยวข้องกันของออกซิเจน ไนโตรเจน คลอรีน โบรมีน และไฮโดรเจน ชั้นสตราโตสเฟียร์ (สูง 10-50 กิโลเมตร)ประกอบด้วย โอโซนในบรรยากาศร้อยละ 90 และหนาแน่นมากที่สุดที่ประมาณ 19-23 กิโลเมตร (รูปที่ 1)</td> </tr> <tr valign="top"> <td width="30%">

​

</td> <td width="70%">
รังสีดวงอาทิตย์กับการลดลงของโอโซนในสตราโตสเฟียร์เริ่มแรก เกิดจากรังสีอัลตราไวโอเลต ปริมาณรังสีดวงอาทิตย์จึงมีผลต่ออัตราการเกิดโอโซน พลังงานจากดวงอาทิตย์ที่ปล่อยออกมาในส่วนที่เป็นสเปคตรัมรังสีอัลตราไวโอเลต จะแปรตามวัฏจักรในรอบ 11 ปี ของจุดในดวงอาทิตย์ จากการตรวจวัฏจักรของดวงอาทิตย์นับจากปี ค.ศ. 1950 แสดงให้เห็นว่าระดับโอโซนลดลงร้อยละ 1-2 จากค่าสูงสุดถึงต่ำสุดของวัฏจักรดวงอาทิตย์ (Solar Cycle) ปกติ</td> </tr> </tbody></table> </td> </tr> <tr> <td class="text">
การดูดกลืนรังสีดวงอาทิตย์โดยโอโซน
รังสีอัลตราไวโอเลตไม่ส่องถึงพื้นที่ช่วงคลื่น UV-B (320 นาโนเมตร) เนื่องจากมีโอโซนดูดกลืน ดังรูป </td> </tr> <tr> <td class="text">

​

</td> </tr> <tr> <td class="text">
1.2 การตรวจวัดและการกระจายโอโซน

ผู้ค้นพบโอโซนชื่อ C.F. Sch?nbein (ขณะตรวจวัดการคายประจุไฟฟ้าใน ค.ศ. 1839) ต่อมาหลังจากปี 1850 มีการหาส่วนประกอบของบรรยากาศในธรรมชาติ) ชื่อโอโซนมาจากภาษากรีก แปลว่า "กลิ่น" เนื่องจากมีกลิ่นฉุนเป็นพิเศษเมื่อมีความเข้มข้นมากๆ เริ่มมีการตรวจวัดโอโซนผิวพื้นตั้งแต่ปี ค.ศ. 1860 ต่อมาในปี ค.ศ. 1880 มีการทดลองที่แสดงว่าโอโซนดูดกลืน รังสีอัลตราไวโอเลตในช่วงสเปคตรัมแสงอาทิตย์ ปี ค.ศ. 1913 มีข้อพิสูจน์ว่าโอโซนส่วนมากอยู่ในชั้นบรรยากาศสตราโตสเฟียร์ที่ความสูง 19-23 กิโลเมตร (ตามรูปที่ 1) ปี ค.ศ. 1920 มีการตรวจวัดโอโซนรวมในแนวดิ่งโดยนาย G.M.B.Dobson นักวิทยาศาสตร์ชาวอังกฤษ แห่งมหาวิทยาลัย ออกซ์ฟอร์ด โดยเครื่องมือที่ประดิษฐ์ขึ้นชื่อ ด็อบสันสเปคโตรโฟโตมิเตอร์ (Dobson Spectrophotometer) ต่อมาเครื่องมือนี้ได้กลายเป็นมาตรฐาน และมีการใช้ตรวจวัดโดยระบบกรตรวจโอโซนทั่วโลก (GO3OS) ต่อเนื่องมาจนปัจจุบันใช้ตรวจกว่า 100 สถานี รวมทั้งประเทศไทยโดยกรมอุตุนิยมวิทยา นับแต่ปี พ.ศ.2522

ปริมาณโอโซนปกติจะรายงานเป็นความหนาของโอโซนรวมในแนวดิ่ง ที่เรียกกันว่าหน่วยด็อบสัน (Dobson Unit) ปลายทศวรรษที่ 1950 มีการใช้เครื่องวัดแบบ ฟิลเตอร์ โอโซโนมิเตอร์ (filter ozonometer) ในรัสเซียถึง 44 สถานี ปัจจุบันมีเครื่องมือ บรูเวอร์ สเปคโตรโฟโตมิเตอร์ (Brewer Spectrophotometer) ได้ถูกพัฒนาขึ้น โดยที่มีเครื่องมือชนิดต่างๆ จำนวนมากขึ้นจึงเริ่มมีการรายงานข้อมูลโอโซน การตรวจวัดภาคพื้นดินได้ขยายออกไปเป็นระบบดาวเทียมพิเศษ เช่น Total Ozone Mapping Spectrometer (TOMS) มีการตรวจวัดฝุ่นละอองในบรรยากาศ (Stratospheric Aerosol) และการตรวจหาก๊าซอื่นๆ ตลอดจน Solar Backscatter Ultraviolet Spectrometer (SBUV) ได้รับการพัฒนาขึ้น เพื่อตรวจวัดรังสีอัลตราไวโอเลต

ปี ค.ศ.1929 ค้นพบวิธีที่เรียกว่า อัมเคอร์ เอฟเฟค (Umkehr Effect) ที่ใช้หาโอโซนในแนวดิ่ง เริ่มใช้กันในปี ค.ศ. 1930 ที่ได้จากการพัฒนาทฤษฎีโฟโตเคมีคัลของการรวมตัวโอโซน (Chapman) ต่อมามีการตรวจวัดด้วยบอลลูน โอโซนซอนด์ ซึ่งให้ข้อมูลโอโซนตามความสูง

เครือข่ายการตรวจโอโซนทั่วโลกได้ตั้งขึ้นในปี ค.ศ. 1957 ซึ่งเป็นปีภูมิฟิสิกส์สากลหรือ(International Geophysical Year, IGY) โดย WMO เป็นผู้รับผิดชอบการเก็บข้อมูลโอโซนจาก IGY โดยร่วมมือกับประชาคมโอโซนสากล จึงมีมาตรฐานคุณภาพการตรวจวัดที่ดี กิจกรรมนี้คือ GO3OS และปัจจุบันเป็นส่วนหนึ่งของโครงการ เฝ้าติดตามบรรยากาศโลก หรือ Global Atmospheric Watch (WMO-GAW)

การศึกษาโอโซนได้เน้นไปถึงจุดประสงค์ทางวิทยาศาสตร์ เช่นการหาบทบาทของโอโซนในสมดุลย์เชิงการแผ่รังสี หรือศักยภาพในการใช้เป็นตัวแปรหลักของการหมุนเวียนบรรยากาศ การเชื่อมโยงระหว่างรังสีอัลตราไวโอเลตที่เพิ่มขึ้น และมะเร็งผิวหนัง ซึ่งเป็นสิ่งน่าสงสัย แต่โลกก็ยังคงไม่ระมัดระวังในกิจกรรมที่เสี่ยงต่อการสูญเสียโอโซน

โอโซนจะเกิดขึ้นตลอดทั้งปีในชั้นสตราโตสเฟียร์เหนือแถบศูนย์สูตร แล้วเคลื่อนที่ไปทางแถบละติจูดขั้วโลก บริเวณสตราโตสเฟียร์ชั้นล่างๆ จะมีโอโซนมากที่สุด ขึ้นอยู่กับความสูงของโทรโพพอส การเคลื่อนที่ขึ้นไปกับกระแสอากาศไปทางขั้วโลก โอโซนจะมีค่าสูงสุดเหนือแคนาดาถึงอาร์กติกและเหนือเขตไซบีเรีย ระหว่างฤดูหนาวในซีกโลกใต้ จะมีมวลอากาศเย็นก่อตัวเป็นวงรอบขั้วโลกใต้ เกือบมีลักษณะสมมาตร ซึ่งจะป้องกันมวลอากาศที่มีโอโซนมากจากเขตร้อนศูนย์สูตร ไม่ให้เข้าถึงละติจูดบริเวณขั้วโลกใต้ ความเข้มโอโซนจึงมีค่าสูงเหนือละติจูดกลาง จนกว่าจะถึงฤดูร้อนของทวีปออสเตรเลีย (ซีกโลกใต้) สภาวะทางอุตุนิยมวิทยาเหนือแอนตาร์กติกเช่นนี้ ประกอบกับปริมาณของรีแอคทีฟคลอรีน เป็นเหตุกระตุ้นให้เกิดการทำลายโอโซน </td> </tr> <tr> <td class="text">

รูปที่ 2 ที่ตั้งของสถานีตรวจวัดโอโซนทั่วโลก นำมาซึ่งค่าเฉลี่ยและการกระจายโอโซน โดยมีค่าต่ำในเขตศูนย์สูตรและมีค่าสูงในละติจูดกลางและขั้วโลก สำหรับประเทศไทยมีค่าเฉลี่ยรายปี 240-280 หน่วยด็อบสัน ​

</td> </tr> <tr> <td class="text">
การตรวจวัดโอโซนและหน่วย

โอโซนรวมคือ ปริมาณโอโซนทั้งหมดในแนวดิ่งต่อพื้นที่ 1 ตารางเซนติเมตร ที่ความกดอากาศและอุณหภูมิมาตรฐาน สามารถแสดงในหน่วยของความดันโดยปกติประมาณ 0.3 เซนติเมตรบรรยากาศ ถ้าเป็นมิลลิ บรรยากาศ เซนติเมตร (m atm cm) มักเรียก หน่วยด็อบสัน (Dobson Unit) และสอดคล้องกับความเข้มบรรยากาศเฉลี่ย 1 ส่วนต่อพันล้านส่วนโดยปริมาตร (ppbv) โอโซนจะไม่กระจายสม่ำเสมอตลอดแนวดิ่ง โดยมีค่าเฉลี่ยทั่วโลกคือ 300 หน่วยด็อบสัน แปรตามที่ตั้งทางภูมิศาสตร์ จากประมาณ 230-500 หน่วยด็อบสัน ค่าโอโซนเฉลี่ยต่ำสุดที่บริเวณเส้นศูนย์สูตรและสูงขึ้นตามละติจูดที่เพิ่มขึ้น

</td> </tr> <tr> <td class="text"> <table class="logfont" width="100%"> <tbody><tr valign="top"> <td width="30%">

​

</td> <td width="70%">



อัมเคอร์เอฟเฟค (Umkehr Effect)</td> </tr> </tbody></table> </td> </tr> <tr> <td class="text">
การตรวจหาอัตราความเข้มแสงที่กระจายในท้องฟ้าใน 2 ช่วงคลื่นที่ต่างกันคือที่ 311 และ 332 นาโนเมตร เทียบกับมุมเหนือศีรษะ (Zenith angle)อยู่ระหว่าง 60-90 องศาอัตราส่วนเพิ่มขึ้น ตามมุมเหนือศีรษะที่เพิ่มขึ้น จนถึง 86 องศาแล้วผันกลับ ที่เรียกว่า Umkehr การรวมกันทั้งการดูดกลืนและการกระจายของช่วงคลื่นทั้งสอง ทำให้เกิดการสแกนตามความสูงของโอโซนได้ ซึ่งพิจารณาเป็นชั้นๆ ละ 5 กิโลเมตรได้ 9 ชั้น การคำนวณนี้ดำเนินการโดยศูนย์ข้อมูลโอโซนโลก (WMO-World Ozone Data Centre: WODC)
โทรโพพอส คือบริเวณที่มีอุณหภูมิเท่ากัน (Isothermal) ซึ่งเป็นจุดต่อระหว่างชั้นโทรโพสเฟียร์กับสตราโตสเฟียร์ (รูปที่ 1 ) ความสูงอยู่ที่ประมาณ 8-10 กิโลเมตรที่ละติจูดขั้วโลกและเกือบ 18 กิโลเมตรเหนือบริเวณเส้นศูนย์สูตร



ขอขอบคุณข้อมูลจาก


http://www.tmd.go.th</td></tr></tbody></table>

 

<table class="logfont" align="center" border="0" cellpadding="2" cellspacing="0" width="97%"><tbody><tr><td class="text">

เชื่อกันว่าหลายล้านปีมาแล้วที่องค์ประกอบของบรรยากาศไม่มีการเปลี่ยนแปลง แม้แต่สารประกอบที่หายากเช่นคาร์บอนไดออกไซด์ ซึ่งทราบกันว่าได้เปลี่ยนแปลงไป ในขณะนี้ โมเลกุลโอโซนซึ่งมีความเข้มข้นมากที่ความสูง 15-35 กิโลเมตร ได้กำหนดโครงสร้างของอุณหภูมิในบรรยากาศชั้นสตราโตสเฟียร์ และปกป้องสิ่งมีชีวิตบนโลกด้วยการดูดกลืนรังสีอัลตราไวโอเลตที่เป็นอันตราย แต่กว่าครึ่งศตวรรษที่ผ่านมา มนุษย์ได้ทำให้ชั้นโอโซนอยู่ในภาวะอันตราย เนื่องจากการปล่อยสารประกอบที่มีส่วนทำลายชั้นโอโซนที่ผ่านมาได้ทำให้ธรรมชาติขาดสมดุลย์ไป

การตรวจวัดโอโซนเริ่มต้นประมาณปีทศวรรษที่ 1920 แต่เริ่มมีการตรวจวัดที่เป็นระบบเมื่อกว่า 40 ปีที่ผ่านมา โดยสมาชิกกว่า 60 ประเทศได้ก่อตั้งระบบการตรวจโอโซนทั่วโลกภายใต้องค์การอุตุนิยมวิทยาโลก (WMO\GO3OS) ขี้นเพื่อเตรียมข้อมูลสำหรับการพิสูจน์ และทำความเข้าใจสภาวะชั้นโอโซนและการเปลี่ยนแปลงไป ข้อมูลเหล่านี้ได้ใช้ในการวิเคราะห์อย่างละเอียดตั้งแต่ช่วงปีทศวรรษที่ 1970 เมื่อมีการค้นพบทางวิทยาศาสตร์ที่ชี้ว่าสารประกอบพวกคลอโรฟลูออโรคาร์บอน และฮาลอนมีศักยภาพสูงต่อการทำลายชั้นโอโซน

อย่างไรก็ตาม จนกระทั่งประมาณทศวรรษที่ 1980 โอโซนที่ลดลงเหนือทวีปแอนตาร์กติกในฤดูใบไม้ผลิ ได้รับความชัดเจน เนื่องจากการศึกษาวิจัยโดยนักวิทยาศาสตร์ทั่วโลกกว่า 25 ปีได้แสดงให้เห็นว่า สารประกอบที่ปล่อยสู่บรรยากาศโดยมนุษย์นั้น กำลังทำลายโอโซนเนื่องจากบรรยากาศไม่มีขอบเขตของประเทศใดประเทศหนึ่ง ดังนั้นกิจกรรมการเยียวยารักษาจึงควรเป็นภารกิจของทุกประเทศ องค์การอุตุนิยมวิทยาโลกได้รับผิดชอบการทำงานกับประเทศต่างๆ เพื่อเตรียมข้อมูลทางวิทยาศาสตร์ และเป็นกระบอกเสียงให้กับรัฐบาลในเรื่องสภาวะและพฤติกรรมของบรรยากาศ และภูมิอากาศโลก ในปี ค.ศ. 1975 ได้ออกแถลงการณ์ฉบับแรกเรื่อง "การเปลี่ยนแปลงไปของชั้นโอโซนเนื่องจากกิจกรรมมนุษย์และผลกระทบต่อภูมิอากาศ 2 ปีต่อมา องค์การอุตุนิยมวิทยาโลกและองค์การสิ่งแวดล้อมแห่งสหประชาชาติ (UNEP) มีการประชุมผู้เชี่ยวชาญ เพื่อวางแผนการดำเนินการเพื่อพิทักษ์ชั้นโอโซน ณ กรุงวอชิงตัน ดีซี ในเดือนมีนาคม ค.ศ. 1977 นับเป็นความสำเร็จของการร่วมมือขององค์การอุตุนิยมวิทยาโลก และองค์การสิ่งแวดล้อมแห่งสหประชาชาติ ที่ได้มีการประเมินทางวิทยาศาสตร์ของสภาวะชั้นโอโซน เป็นระยะ ๆ โดยนักวิทยาศาสตร์จากประเทศต่างๆ เพื่อเป็นพื้นฐานการต่อรองโดยองค์การสิ่งแวดล้อมแห่งสหประชาชาติต่อข้อสรุป ของอนุสัญญาการพิทักษ์ชั้นโอโซนนั่นคือ อนุสัญญาเวียนนา ในปี ค.ศ. 1985 และพิธีสารมอนทรีออล ค.ศ.1987 ตลอดจนการแก้ไขพิธีสารมอนทรีออล ณ กรุงลอนดอน ปี ค.ศ.1990 การแก้ไขพิธีสารมอนทรีออล ณ กรุงโคเปนฮาเกน ปี ค.ศ. 1992 ณ กรุงเวียนนา 1997 และ ณ กรุงปักกิ่ง ค.ศ. 1999 สำหรับความจำเป็นในการหยุดใช้สาร ซีเอฟซี ฮาลอน และสารทำลายโอโซนชนิดอื่นๆ ที่เป็นตัวการหลักในการทำลายโอโซน ในเวลาต่อมา

ข้อตกลงเหล่านี้เป็นสนธิสัญญาการจัดการความเสี่ยงต่อสิ่งแวดล้อมโลกครั้งแรก ซึ่งอยู่ภายใต้สหประชาชาติ เพื่อป้องกันปัญหาที่กำลังเกิดขึ้น เรื่องของสนธิสัญญาเหล่านี้ถือเป็นกรณีพิเศษ และจะถือเป็นแบบอย่างการดำเนินการระดับนานาประเทศที่นอกเหนือจากการบำบัดสิ่งแวดล้อมโลก การดำเนินการหรือกิจกรรมเพื่อพิทักษ์ชั้นโอโซน ถือเป็นความสำเร็จระดับนานาประเทศที่สำคัญยิ่งในศตวรรษนี้ และเป็นเครื่องบอกความร่วมมือระหว่างรัฐบาล วงการอุตสาหกรรม องค์กรสิ่งแวดล้อมและประชาชน ทำให้เราได้รับความมั่นใจในความปลอดภัยและความยั่งยืนของโลกในอนาคต

1.1 บทนำ

นับแต่ราวๆ ปี ค.ศ.1970 เป็นต้นมา ความสนใจจากนักวิทยาศาสตร์กลุ่มย่อยได้กลายมาเป็นความสนใจระดับโลก การเปลี่ยนแปลงอย่างก้าวกระโดดนี้ ก็เพราะว่านักวิทยาศาสตร์ได้พบว่า ความเข้มข้นของโอโซนในบรรยากาศถูกรบกวนด้วยกิจกรรมโดยมนุษย์ การเปลี่ยนแปลงนี้ ตรวจพบโดยข้อมูลจากการตรวจวัดทั่วโลกตั้งแต่กลางทศวรรษที่ 1950 มากกว่า 150 สถานีในอดีต 15 ปี จากดาวเทียมพิเศษ และจากการศึกษาวิจัยในห้องปฏิบัติการ การตรวจนอกสถานที่ต่างๆ การค้นคว้าเชิงทฤษฎี เหล่านี้ได้สร้างการเชื่อมโยงระหว่างสารสังเคราะห์ และการสูญเสียโอโซน โดยข้อมูลเหล่านี้ที่ประเทศต่างๆ ตอบสนองการเรียกร้องโดยองค์การสิ่งแวดล้อมแห่งสหประชาชาติ ขอให้ลงนามใน อนุสัญญาเวียนนา เพื่อพิทักษ์สิ่งแวดล้อมโอโซน ฉบับแรก ในปี ค.ศ. 1985 ร้อยละ 99 ของอากาศที่เราหายใจเข้าไปประกอบด้วยไนโตรเจน ถึง 78 ออกซิเจน 21 และสัดส่วนนี้ไม่มีการเปลี่ยนแปลงในช่วงเวลาหลายล้านปี นอกจากนี้เป็นส่วนประกอบอื่นๆ เช่น ไอน้ำ คาร์บอนไดออกไซด์ มีเทน ไนตรัสออกไซด์ โอโซนและก๊าซเฉื่อย (เช่นอาร์กอน ฮีเลียม นีออน) รวมกันแล้วน้อยกว่าร้อยละ 1 ของปริมาณอากาศทั้งหมด เฉพาะโอโซนแล้วประกอบด้วยโดยเฉลี่ย 3 ใน10 ล้านโมเลกุล (ถ้าทุกโมเลกุลโอโซนถูกกดลงที่ผิวพื้นโลกจะมีความหนาประมาณ 3 มิลลิเมตร) แม้ว่าจะมีสัดส่วนน้อยแต่โมเลกุลโอโซนก็มีบทบาทสำคัญมากต่อสิ่งมีชีวิตบนโลกมาก โดยที่การดูดกลืนรังสีอัลตราไวโอเลตที่ความยาวคลื่นต่ำกว่า 320 นาโนเมตร จะช่วยป้องกันอันตรายให้กับมนุษย์สัตว์และพืช และโอโซนยังไปกำหนดโครงสร้างทางอุณหภูมิของอากาศชั้นสตราโตสเฟียร์ที่ 10-50 กิโลเมตร ทำให้มีอุณหภูมิเพิ่มขึ้นตามความสูงดังรูปที่ 1 ​

</td> </tr> <tr> <td class="text">

รูปที่ 1 ร้อยละ 90 ของโอโซนอยู่ในสตราโตสเฟียร์หนาแน่นมากที่ความสูง 19-23 กิโลเมตร เหนือจากพื้นโลกดังกราฟแสดงด้วยเส้นซ้ายมือ และอุณหภูมิอากาศหลังจากที่ลดลงอย่างรวดเร็วตามความสูง
ชั้นโทรโพสเฟียร์แล้วกลับเพิ่มขึ้นตามความสูง เนื่องจากการดูดกลืนรังสีของกาซโอโซนดังเส้นขวามือ ​

</td> </tr> <tr> <td class="text">
แม้ว่าการเกิดโอโซนจะขึ้นกับพลังงานจากดวงอาทิตย์ แต่ก็สามารถสลายตัวได้เองโดยสารประกอบ พวกไนโตรเจน ออกซิเจน และคลอรีนหรือโบรมีน ในธรรมชาติ สารเคมีเหล่านี้มีอยู่ในบรรยากาศสตราโตสเฟียร์มานานก่อนที่มนุษย์ จะเป็นผู้สร้างมลภาวะในอากาศ โดยปกติสารประกอบไนโตรเจนมักมาจากภาคพื้นดินและมหาสมุทร ส่วนไฮโดรเจนมาจากไอน้ำในอากาศ และคลอรีนมาจากมหาสมุทรในรูปเมธิลคลอไรด์และเมธิลโบรไมด์ ขณะนี้มนุษย์เป็นผู้ทำลายความสมดุลย์ระหว่างการเกิดและการสลายตัวของโอโซน โดยการปล่อยสารประกอบจำพวกคลอรีนและโบรมีน เช่น คลอโรฟลูออโรคาร์บอน(CFC) เข้าไปในบรรยากาศ เราจึงเป็นผู้ทำลายโอโซนให้มีปริมาณต่ำกว่าเดิมในสตราโตสเฟียร์

ขบวนการที่ตรงกันข้ามเกิดขึ้นที่ผิวโลกหรือบรรยากาศชั้นล่างที่ 0- 12 กิโลเมตรที่เรียกว่าโทรโพสเฟียร์ ส่วนมากเป็นผลจากขบวนการสันดาป ความเข้มข้นของโอโซนในละติจูดกลางทางซีกโลกเหนือเพิ่มขึ้นเป็น 2 เท่าของเมื่อ 100 ปีก่อน การเพิ่มขึ้นของโอโซนนี้ไม่สามารถชดเชยการลดลงของโอโซนในชั้นบนได้ ซึ่งความเปลี่ยนแปลงนี้มีผลต่อสมดุลของระบบบรรยากาศทั่วโลก

ที่มาของข้อมูล ขอขอบคุณ

http://www.tmd.go.th
</td></tr></tbody></table>

 

<table class="logfont" align="center" border="0" cellpadding="2" cellspacing="0" width="97%"><tbody><tr><td class="text"></td> </tr> <tr> <td class="text">

​

</td> </tr> <tr> <td class="text">
การสูญเสียโอโซนรุนแรงสุดเหนือทวีปแอนตาร์กติกที่หนาวเย็น เพราะอากาศเย็นจัดที่ไหลเวียนรอบๆ ขั้วโลกในชั้นสตราโตสเฟียร์ จะป้องกันไม่ให้เกิดการแลกเปลี่ยนมวลอากาศ กับเขตละติจูดกลาง ทำให้อุณหภูมิต่ำถึง -80 องศาเซลเซียส ซึ่งก่อให้เกิดเมฆบนชั้นสตราโตสเฟียร์เหนือบริเวณขั้วโลก (Polar Stratospheric Cloud) ด้วยอนุภาคน้ำแข็ง ปกติโบรมีน และคลอรีนค่อนข้างอยู่ในสถานะคงที่ เช่นสารประกอบคลอรีนไนเตรต (ClONO2)

ในเดือนตุลาคม ค.ศ.1987 ความเข้มข้นโอโซนเหนือทวีปแอนตาร์กติกต่ำกว่าระดับปกติ (ปี 1957-1978) กว่าครึ่งหนึ่ง และรูรั่วโอโซนที่เกิดขึ้นมีบริเวณเทียบเท่ากับทวีปยุโรป จากนั้นมาแนวโน้มลดลงรุนแรงขึ้นเรื่อยๆ โดยที่

- ค่าโอโซนต่ำสุดที่ผ่านมาวัดได้ น้อยกว่า 100 หน่วย มิลลิบรรยากาศเซนติเมตร หรือ ลดลงร้อยละ 70 เป็นเวลาหลายวัน
- รูรั่วโอโซนคิดเป็นพื้นที่ ถึง 24 ล้านตารางกิโลเมตร
- โอโซนที่ลดลงตลอดฤดูใบไม้ผลิ มากกว่าร้อยละ 40

การสูญเสียโอโซนรุนแรงมากในชั้นสตราโตสเฟียร์ตอนล่าง ระหว่างเดือนกันยายนถึงตุลาคม เหนือทวีปแอนตาร์กติก ที่ความสูงระหว่าง 13-20 กิโลเมตร ดังรูปที่ 8 เมื่อชั้นบรรยากาศเย็นจัด และเปลี่ยนแปลงไปหลายเท่าของค่าที่วัดได้ในฤดูร้อน ดังรูปที่ 9</td> </tr> <tr> <td class="text">

รูปที่ 8 โอโซนตามความสูงที่ สถานีไซโยวา(Syowa) ละติจูด 69 องศาใต้ ในเดือนตุลาคม 1992
แสดงให้เห็นการถูกทำลายโดยสมบูรณ์ในชั้นสตราโตสเฟียร์ เทียบกับค่าเฉลี่ยระหว่างปี 1957-1980



รูปที่ 9 การเปลี่ยนแปลงโอโซนตามฤดูกาลจากช่วงก่อนเกิดรูรั่วโอโซน (ปี 1957-1978)เหนือทวีปแอนตาร์กติก วัดจากสถานีในขั้วโลกใต้ (ฟาราเดย์ (Faraday) ไซโยวา (Syowa) และอ่าวฮัลเลย์ (Halley Bay) ​

</td> </tr> <tr> <td class="text">
รูรั่วโอโซนเกิดเฉพาะเหนือบริเวณทวีปแอนตาร์กติกเพราะว่ามีสภาพอากาศที่เอื้ออำนวยให้เกิดปฏิกิริยาทำลายโอโซน เนื่องจากแสงแดดในฤดูใบไม้ผลิ เช่นดังรูป 10 แสดงรูรั่วโอโซนของวันที่ 17 ตุลาคม 1994</td> </tr> <tr> <td class="text">

รูปที่ 10 รูรั่วโอโซนของวันที่ 17 ตุลาคม 1994 ​

</td> </tr> <tr> <td class="text">
ปี ค.ศ.1988 มีการตรวจเพิ่มขึ้นหลายชนิดในแถบขั้วโลกเหนือ เช่น จากเครื่องบิน บอลลูน และดาวเทียมทั้งจากภาคพื้นดิน ให้ผลว่าชั้นสตราโตสเฟียร์เหนือทวีปอาร์คติกในฤดูหนาวถึงใบไม้ผลิมีสารเคมี เช่นคลอรีน และโบรมีน เป็นปริมาณสูงเช่นเดียวกัน แต่อย่างไรก็ตามทวีปอาร์กติกก็ไม่ได้รุนแรงเท่าทวีปแอนตาร์ก-ติก ด้วยเหตุผลคืออุณหภูมิบนสตราโตสเฟียร์ ไม่ค่อยต่ำกว่า - 80 องศา เซลเซียส เนื่องจากมีการแลกเปลี่ยนมวลอากาศกับละติจูดกลางบ่อยกว่า และวงอากาศหมุนเวียนมักจะกระจายหายไปในฤดูหนาวตอนปลาย ก่อนที่แสงอาทิตย์จะเป็นเหตุให้เกิดการทำลายโอโซน จากรายงานขององค์การอุตุนิยมวิทยาโลก ปี ค.ศ. 1988 ได้ข้อเท็จจริงว่า

-ระดับโอโซนลดลงหลายหลายเปอร์เซ็นต์ระหว่าง 17 ปีที่ผ่านมา ในระหว่างฤดูหนาวถึงใบไม้ผลิเหนือละติจูดกลางและขั้วโลก
-ขบวนการธรรมชาติไม่สามารถอธิบายสาเหตุที่ ทำให้ทำให้โอโซนลดลงได้ทั้งหมด แต่สาเหตุที่เด่นชัดคือสารประกอบฮาโลคาร์บอนที่สังเคราะห์ขึ้น

จากรายงานการประเมินโอโซนในปี ค.ศ. 1991 พบค่าโอโซนต่ำลงในฤดูร้อนด้วย และเมื่อผู้คนอยู่กลางแจ้งจะได้รับแสงอัลตราไวโอเลตสูงสุด ในฤดูร้อนเนื่องจากโอโซนสูญเสียไปในเวลาเดียวกัน และในปีหลังๆ พบว่ามีปัญหาสุขภาพมากขึ้น

การลดลงของโอโซนอย่างต่อเนื่องทุกปีนับจากปี ค.ศ. 1970 ทั่วโลกยกเว้นเขตศูนย์สูตร ซึ่งได้จากการตรวจวัดโดยระบบตรวจวัดโอโซนทั่วโลก (GO3OS) รวมทั้งข้อมูลดาวเทียม แสดงให้เห็นว่าโอโซนลดลงเหนือละติจูดกลาง และขั้วโลก ประมาณ ร้อยละ 10 (ได้พิจารณาความเปลี่ยนแปลงตามธรรมชาติจากทั้งสองซีกโลกด้วยแล้ว) นับความรุนแรงในฤดูหนาวถึงใบไม้ผลิเป็นร้อยละ 6-7 ต่อ 10 ปี และเปลี่ยนไปประมาณร้อยละ 3-3.5 ในฤดูร้อนถึงใบไม้ร่วง การศึกษาอย่างละเอียดแสดงความเปลี่ยนแปลงที่ชัดเจนประมาณ ร้อยละ 1.5-2 ในช่วง ปี 1981-1991 (เทียบกับปี 1970-1980) การแสดงแนวโน้มเชิงตัวเลขเหนือละติจูดกลาง และซีกโลกเหนือทั้งหมดและซีกโลกใต้แสดงดังตาราง </td> </tr> <tr> <td class="text">

​

</td> </tr> <tr> <td class="text">
ในเดือนตุลาคม ค.ศ.1987 ความเข้มข้นโอโซนเหนือทวีปแอนตาร์กติกต่ำกว่าระดับปกติ (ปี 1957-1978) กว่าครึ่งหนึ่ง และรูรั่วโอโซนที่เกิดขึ้นมีบริเวณเทียบเท่ากับทวีปยุโรป จากนั้นมาแนวโน้มลดลงรุนแรงขึ้นเรื่อยๆ โดยที่

- ค่าโอโซนต่ำสุดที่ผ่านมาวัดได้ น้อยกว่า 100 หน่วย มิลลิบรรยากาศเซนติเมตร หรือ ลดลงร้อยละ 70 เป็นเวลาหลายวัน
- รูรั่วโอโซนคิดเป็นพื้นที่ ถึง 24 ล้านตารางกิโลเมตร
- โอโซนที่ลดลงตลอดฤดูใบไม้ผลิ มากกว่าร้อยละ 40

การสูญเสียโอโซนรุนแรงมากในชั้นสตราโตสเฟียร์ตอนล่าง ระหว่างเดือนกันยายนถึงตุลาคม เหนือทวีปแอนตาร์กติก ที่ความสูงระหว่าง 13-20 กิโลเมตร ดังรูปที่ 8 เมื่อชั้นบรรยากาศเย็นจัด และเปลี่ยนแปลงไปหลายเท่าของค่าที่วัดได้ในฤดูร้อน ดังรูปที่ 9 </td> </tr> <tr> <td class="text">

รูปที่ 8 โอโซนตามความสูงที่ สถานีไซโยวา (Syowa) ละติจูด 69 องศาใต้ ในเดือนตุลาคม 1992 แสดงให้เห็นการถูกทำลายโดยสมบูรณ์ในชั้นสตราโตสเฟียร์ เทียบกับค่าเฉลี่ยระหว่างปี 1957-1980



รูปที่ 9 การเปลี่ยนแปลงโอโซนตามฤดูกาลจากช่วงก่อนเกิดรูรั่วโอโซน (ปี 1957-1978) เหนือทวีปแอนตาร์กติก วัดจากสถานีในขั้วโลกใต้ (ฟาราเดย์ (Faraday) ไซโยวา (Syowa) และอ่าวฮัลเลย์ (Halley Bay) ​

</td> </tr> <tr> <td class="text">
รูรั่วโอโซนเกิดเฉพาะเหนือบริเวณทวีปแอนตาร์กติก เพราะว่ามีสภาพอากาศที่เอื้ออำนวยให้เกิดปฏิกิริยาทำลายโอโซน เนื่องจากแสงแดดในฤดูใบไม้ผลิ เช่นดังรูป 10 แสดงรูรั่วโอโซนของวันที่ 17 ตุลาคม 1994</td> </tr> <tr> <td class="text">

รูปที่ 10 รูรั่วโอโซนของวันที่ 17 ตุลาคม 1994

ขอขอบคุณข้อมูลจาก

http://www.tmd.go.th


​

</td></tr></tbody></table>

 

<table class="logfont" align="center" border="0" cellpadding="2" cellspacing="0" width="97%"><tbody><tr><td class="text">

ขอขอบคุณข้อมูลจาก

http://www.tmd.go.th




ไม่มีใครนึกฝันว่ากิจกรรมมนุษย์จะนำมาซึ่งการคุกคามชั้นโอโซน จนกระทั่งทศวรรษที่ 1970 เมื่อนักวิทยาศาสตร์ชี้ว่าที่มาของปัญหามี 2 สาเหตุ คือไอเสียเครื่องบินความเร็วเหนือเสียง (Supersonic Transport; SST) ที่บินในบรรยากาศชั้นสตราโตสเฟียร์ตอนล่าง และสารเคมีที่ใช้ในเครื่องทำความเย็น และละอองของสเปรย์ต่างๆ

โดยในปี ค.ศ. 1971 นาย H.S. Johnston มหาวิทยาลัยเบิร์กเลย์แห่งแคลิฟอเนียร์ชี้ว่าเครื่องบิน SST ต่างๆ จะปล่อยไนตริกออกไซด์สู่ชั้นบรรยากาศสตราโตสเฟียร์ตอนล่าง และเป็นไปได้ในการไปกระตุ้นการสลายโอโซนในธรรมชาติ 3 ปีต่อมา F.S. Rowland และ Mario J. Molina ได้ชี้ให้เห็นว่าการใช้ก๊าซเฉื่อยอย่างคลอโร ฟลูออโรคาร์บอนซึ่งได้เคลื่อนย้ายไปสู่บรรยากาศ โดยการเคลื่อนที่แบบยกตัวของบรรยากาศ สามารถดูดกลืน โฟตอนพลังงานสูงจากแสงอาทิตย์และปล่อยอะตอมคลอรีนอิสระออกมา และอะตอมคลอรีนนี้สามารถไปสลายโมเลกุลโอโซน ได้โดยปฏิกิริยาคะตาไลติก ต่อมาทั้งคู่ได้รับรางวัลโนเบลสาขาเคมีในปี ค.ศ.1995

เราทราบว่าโบรมีนในสารจำพวกฮาลอนที่ใช้ในอุปกรณ์ดับเพลิง ก็ถูกปล่อยสู่บรรยากาศสตราโตสเฟียร์ และมีผลทำลายโอโซนได้มากกว่า ทั้งคลอโรฟลูออโรคาร์บอน (CFCs) และฮาลอนสามารถอยู่ในบรรยากาศได้นานมากกว่าร้อยปี ฮาโลคาร์บอน (ประกอบด้วยอะตอม คลอรีน (Cl) ฟลูออรีน(F) โบรมีน (Br) คาร์บอน (C) และไฮโดรเจน (H))ที่ถูกปล่อยออกมาในช่วง 6 ปีที่ผ่านมาจะมีผลทำลายโอโซนในสิบปีถัดไป คลอรีน และโบรมีนที่เคลื่อนที่ขึ้นไปนับเป็นปริมาณหลายพันตัน นั้นถือว่ามากกว่าคลอรีนที่ปล่อยจากมหาสมุทรในรูปเมธิลคลอไรด์ และโบรไมด์โดยธรรมชาติหลายเท่า​

ปี ค.ศ.1975 องค์การอุตุนิยมวิทยาโลกมีการประชุมผู้เชี่ยวชาญ และออกแถลงการณ์เรื่อง "การเปลี่ยนแปลงชั้นโอโซนเนื่องจากกิจกรรมของมนุษย์ และผลกระทบทางภูมิฟิสิกส์" (Modification of the ozone layer due to human activities and some possible geophysical consequences) ซึ่งเน้นผลกระทบจากการคมนาคมโดยอากาศยานความเร็วเหนือเสียง และ CFCs นับเป็นสัญญาณเตือนภัยและข้อเสนอแนะ ต่อการดำเนินการเพื่อความเข้าใจที่ดีขึ้น ถึงอันตรายของโอโซนที่ลดลงกระทันหันต่อนานาประเทศ ปีต่อมาองค์การอุตุนิยมวิทยาโลกตั้งโครงการวิจัย และติดตามโอโซนทั่วโลกเพื่อให้คำปรึกษาต่อสมาชิกสหประชาชาติ และองค์การระหว่างประเทศอื่นๆ ที่เกี่ยวข้อง เช่น

- การขยายผลไปถึงมลพิษอื่นๆ ที่ทำลายโอโซนในสตราโตสเฟียร์
- ผลกระทบต่อแนวโน้มของภูมิอากาศและรังสีอัลตราไวโอเลตที่ผิวพื้น
- การชี้ให้เห็นความจำเป็นในการตรวจติดตามโอโซนในระยะยาว

จากการวิจัยโดยนักวิทยาศาสตร์หลายร้อยคนซึ่งได้รับการสนับสนุนจากหน่วยงานรัฐบาลทั่วโลก ได้เพิ่มความรู้ความเข้าใจเรื่องการถูกคุกคามจากชั้นโอโซน และองค์การสิ่งแวดล้อมแห่งสหประชาชาติ ร่วมกับองค์การอุตุนิยมวิทยาโลกได้ออกรายงานทางวิทยาศาสตร์ 38 ฉบับ ประกอบด้วยการประเมินโอโซน 6 ฉบับซึ่งได้เป็นพื้นฐานการเตรียมสนธิสัญญาโอโซนระหว่างประเทศ และการแก้ไขพิธีสารมอนทรีออล ในเวลาต่อๆ มา​

การประชุมสุดยอดวิชาการของประชาคมด้านโอโซน ในเมือง Halkidiki ปี ค.ศ. 1984 โดย S. Chubachi จากหน่วยงานอุตุนิยมวิทยาแห่งญี่ปุ่นได้รายงานว่า มีการตรวจวัดโอโซนได้ค่าต่ำสุดประมาณ 200 มิลลิ บรรยากาศ เซนติเมตร ณ สถานีไซโยวา (Syowa) เป็นเวลาหลายวันในช่วงฤดูหนาวในทวีปแอนตาร์กติกในปี ค.ศ. 1982 ความชัดเจนจากข้อมูลดังกล่าวได้เพิ่มขึ้นเมื่อมีการตีพิมพ์ข้อมูล จากสถานีสำรวจแอนตาร์กติกของอังกฤษ ณ สถานีฮัลเลย์ (Halley) แสดงการลดลงของโอโซนในปี 1985 แสดงให้เห็นถึงช่องว่างของชั้นโอโซน เกิดขึ้นทุกๆ ฤดูใบไม้ผลินับจากปี 1980 เป็นต้นมา นักวิทยาศาสตร์ส่วนใหญ่คิดว่านี่เป็นสัญญาณว่าฮาโลคาร์บอน ได้เริ่มกัดเซาะชั้นโอโซนเข้าแล้ว เมื่อมีการตรวจพบรีแอคทีฟคลอรีน เช่น คลอรีนโมโนออกไซด์ (ClO) ดังรูปที่ 5 แสดงให้เห็นว่า สารสังเคราะห์อย่าง CFC กำลังทำลาย และเปลี่ยนสมดุลโอโซนในชั้นสตราโตสเฟียร์เหนือทวีปแอนตาร์กติก


​

</td> </tr> <tr> <td class="text"> <table class="logfont" width="100%"> <tbody><tr> <td width="55%">

​

</td> <td width="5%"> </td> <td width="40%">รูปที่ 3 การปล่อย CFC-11 และ CFC-12 ที่ใช้กันแพร่หลาย สูงขึ้นกว่าใน ทศวรรษที่ 1950 มากกว่า 700,000 ตันต่อปี ในต้น ทศวรรษที่ 1970 และลดลงในปีหลังๆ ซึ่งผลจาก พิธีสารมอนทรีออลแต่ความเข้มข้น ในบรรยากาศยังคงสูงขึ้น แสดงให้เห็นว่าสารประกอบเหล่านี้มีช่วงชีวิตที่ยาวนาน</td> </tr> </tbody></table> </td> </tr> <tr> <td class="text">

รูปที่ 4 เปอร์เซ็นต์การใช้ CFCs ปี ค.ศ.1986
​

</td> </tr> <tr> <td class="text"> <table class="logfont" width="100%"> <tbody><tr> <td width="30%">

​

</td> <td width="5%"> </td> <td width="65%">
ฮาโลคาร์บอน เป็นก๊าซสังเคราะห์ที่ประกอบด้วยอะตอมคาร์บอนและพวกฮาโลเจน (เช่น ฟลูออรีน คลอรีน และโบรมีน) ฮาโลคาร์บอนประกอบด้วย คลอโรฟลูออโรคาร์บอน (CFC) และฮาลอน เริ่มมีการสังเคราะห์ครั้งแรกในปี ค.ศ.1928นับจากนั้นมามีการใช้แพร่หลาย เช่นใช้เป็นสารผลักดันในกระป๋องสเปรย์ โฟม เครื่องทำความเย็น เครื่องปรับอากาศและเป็นสารชะล้าง ในอุตสาหกรรมอิเลคทรอนิกส์ ด้วยสัดส่วนดังรูปที่ 4

ฮาโลคาร์บอนในชั้นบรรยากาศโทรโพสเฟียร์จะเป็นก๊าซเฉื่อย ไม่มีพิษ ไม่ติดไฟ ไม่มีกลิ่น ไม่มีสี อย่างไรก็ตาม เมื่อไปถึงชั้นบรรยากาศ โดยเฉพาะที่ความสูงช่วงโอโซนหนาแน่นคือ 19-23กิโลเมตรเมื่อได้รับพลังงานสูง จากโฟตอนของรังสีอัลตราไวโอเลตจากดวงอาทิตย์ ทำให้สารประกอบแตกตัวให้คลอรีน หรือโบรมีนอะตอมอิสระ อะตอมเหล่านี้จะทำปฏิกิริยาคะตาไลซิส กับอะตอมออกซิเจนจากโมเลกุลโอโซน ดังนี้จะเปลี่ยนโมเลกุลโอโซน เป็นโมเลกุลออกซิเจน ดังรูปที่ 6-7 นอกจากนี้ยังสีช่วงชีวิตยืนยาว เช่น
</td> </tr> </tbody></table> </td> </tr> <tr> <td class="text">
<table class="logfont" align="center" bgcolor="#000000" cellpadding="2" cellspacing="1" width="95%"> <tbody><tr> <td bordercolor="#EDECF4" bgcolor="#ffffff">CFC-11 จะอยู่ในบรรยากาศถึง 50 ปี</td> </tr> <tr> <td bordercolor="#EDECF4" bgcolor="#ffffff">CFC-12 จะอยู่ในบรรยากาศถึง 102 ปี</td> </tr> <tr> <td bordercolor="#EDECF4" bgcolor="#ffffff">CFC-115 อยู่ในบรรยากาศถึง 1,700 ปี</td> </tr> <tr> <td bordercolor="#EDECF4" bgcolor="#ffffff">Halon 1301 อยู่ในบรรยากาศถึง 65 ปี ใช้ในอุปกรณ์ดับเพลิง </td> </tr> <tr> <td bordercolor="#EDECF4" bgcolor="#ffffff">คาร์บอนเตตระคลอไรด์ (CCl4) อยู่ในบรรยากาศถึง 42 ปี ใช้เป็นสารชะล้าง</td> </tr> <tr> <td bordercolor="#EDECF4" bgcolor="#ffffff">เมธิลคลอโรฟอร์ม (CH3CCl3 or 1,1,1,-trichloroethane)อยู่ในบรรยากาศถึง 5.4 ปี </td> </tr> <tr> <td bordercolor="#EDECF4" bgcolor="#ffffff">ไฮโดรโบรโมฟลูออโรคาร์บอน (HBFCs) ใช้ไม่ค่อยกว้างขวางนักแต่รวมในพิธีสารเพื่อป้องกันการนำมาใช้</td> </tr> <tr> <td bordercolor="#EDECF4" bgcolor="#ffffff">ไฮโดรคลอโรฟลูออโรคาร์บอน (HCFCs) พัฒนาขึ้นมาเพื่อทดแทน CFC มีผลทำลายน้อยกว่า CFCs แต่สามารถทำลายโอโซนได้เช่นกัน อยู่ในบรรยากาศ ได้ 19.5 ปี</td> </tr> <tr> <td bordercolor="#EDECF4" bgcolor="#ffffff">เมธิลโบรไมด์ (CH3Br) ใช้ในการบำบัดโรคระบาดในปศุสัตว์ การรมผลผลิตทางการเกษตรเพื่อทำลายศัตรูพืชก่อนการส่งออก สามารถอยู่ในบรรยากาศถึง 0.7 ปี</td> </tr> </tbody></table>
</td></tr></tbody></table>

 

ขอขอบคุณข้อมูลจาก

http://www.tmd.go.th


การสูญเสียโอโซนรุนแรงสุด เหนือทวีปแอนตาร์กติกที่หนาวเย็น เพราะอากาศเย็นจัดที่ไหลเวียนรอบๆ ขั้วโลกในชั้นสตราโตสเฟียร์ จะป้องกันไม่ให้เกิดการแลกเปลี่ยนมวลอากาศ กับเขตละติจูดกลาง ทำให้อุณหภูมิต่ำถึง -80 องศาเซลเซียส ซึ่งก่อให้เกิดเมฆบนชั้นสตราโตสเฟียร์เหนือบริเวณขั้วโลก (Polar Stratospheric Cloud) ด้วยอนุภาคน้ำแข็ง ปกติโบรมีนและคลอรีนค่อนข้างอยู่ในสถานะคงที่ เช่นสารประกอบคลอรีนไนเตรต (ClONO2)

โบรมีนไนเตรต (BrONO2) และไฮโดรเจนคลอไรด์ (HCl) อนุภาคน้ำแข็งจะดึงดูดไอน้ำ และดูดกลืนสารประกอบไนโตรเจนแล้วตกลงมาอยู่ในบรรยากาศระดับล่างๆ ด้วยการคายน้ำออก แต่เมื่อมีแสงแดดในฤดูใบไม้ผลิสารประกอบที่สะสมอยู่ก็จะเปลี่ยนเป็นรีแอคทีฟคลอรีนและโบรมีน บนผิวของเมฆขั้วโลก และสามารถทำลายโมเลกุลโอโซนได้อย่าง น่าอัศจรรย์


รูปแบบการทำลายโอโซนเหนือทวีปแอนตาร์กติก



รูปแบบการทำลายโอโซนโดยแอคทีฟ คลอรีน และโมเลกุล CFC-12

 

<table class="logfont" align="center" border="0" cellpadding="2" cellspacing="0" width="97%"><tbody><tr> <td class="text">

ขอขอบคุณข้อมูลจาก

http://www.tmd.go.th

ในเดือนตุลาคม ค.ศ.1987 ความเข้มข้นโอโซนเหนือทวีปแอนตาร์กติกต่ำกว่าระดับปกติ (ปี 1957-1978) กว่าครึ่งหนึ่งและ
รูรั่วโอโซนที่เกิดขึ้นมีบริเวณเทียบเท่ากับทวีปยุโรป จากนั้นมาแนวโน้มลดลงรุนแรงขึ้นเรื่อยๆ โดยที่

ค่าโอโซนต่ำสุดที่ผ่านมาวัดได้ น้อยกว่า 100 หน่วย มิลลิบรรยากาศเซนติเมตร หรือ ลดลงร้อยละ 70 เป็นเวลาหลายวัน
รูรั่วโอโซนคิดเป็นพื้นที่ ถึง 24 ล้านตารางกิโลเมตร
โอโซนที่ลดลงตลอดฤดูใบไม้ผลิ มากกว่าร้อยละ 40 การสูญเสียโอโซนรุนแรงมากในชั้นสตราโตสเฟียร์ตอนล่าง ระหว่างเดือนกันยายนถึงตุลาคม เหนือทวีปแอนตาร์กติก ที่ความสูงระหว่าง 13-20 กิโลเมตร</td> </tr> <tr> <td class="text" align="center">


โอโซนตามความสูงที่ สถานีไซโยวา(Syowa) ละติจูด 69 องศาใต้ ในเดือนตุลาคม 1992 แสดงให้เห็นการถูกทำลายโดยสมบูรณ์ในชั้นสตราโตสเฟียร์ เทียบกับค่าเฉลี่ยระหว่างปี 1957-1980



เมื่อชั้นบรรยากาศเย็นจัด และเปลี่ยนแปลงไปหลายเท่าของค่าที่วัดได้ในฤดูร้อน




การเปลี่ยนแปลงโอโซนตามฤดูกาลจากช่วงก่อนเกิดรูรั่วโอโซน (ปี 1957-1978)เหนือทวีปแอนตาร์กติก วัดจากสถานีในขั้วโลกใต้ (ฟาราเดย์ (Faraday) ไซโยวา (Syowa) และอ่าวฮัลเลย์ (Halley Bay)
</td> </tr> <tr> <td class="text">รูรั่วโอโซนเกิดเฉพาะเหนือบริเวณทวีปแอนตาร์กติก เพราะว่ามีสภาพอากาศที่เอื้ออำนวยให้เกิดปฏิกิริยา ทำลายโอโซนเนื่องจากแสงแดดในฤดูใบไม้ผลิ

ปี ค.ศ.1988 มีการตรวจเพิ่มขึ้นหลายชนิดในแถบขั้วโลกเหนือ เช่น จากเครื่องบิน บอลลูนและดาวเทียมทั้งจากภาคพื้นดิน ให้ผลว่าชั้นสตราโตสเฟียร์เหนือทวีปอาร์คติก ในฤดูหนาวถึงใบไม้ผลิมีสารเคมี เช่นคลอรีนและโบรมีน เป็นปริมาณสูงเช่นเดียวกัน แต่อย่างไรก็ตามทวีปอาร์กติกก็ไม่ได้รุนแรงเท่าทวีปแอนตาร์ก-ติก ด้วยเหตุผลคืออุณหภูมิบนสตราโตสเฟียร์ ไม่ค่อยต่ำกว่า - 80 องศา เซลเซียส เนื่องจากมีการแลกเปลี่ยนมวลอากาศ กับละติจูดกลางบ่อยกว่า และวงอากาศหมุนเวียนมักจะกระจายหายไป ในฤดูหนาวตอนปลายก่อนที่แสงอาทิตย์ จะเป็นเหตุให้เกิดการทำลายโอโซน จากรายงานขององค์การอุตุนิยมวิทยาโลก ปี ค.ศ. 1988 ได้ข้อเท็จจริงว่า
ระดับโอโซนลดลงหลายหลายเปอร์เซ็นต์ระหว่าง 17 ปีที่ผ่านมา ในระหว่างฤดูหนาวถึงใบไม้ผลิเหนือละติจูดกลางและ
ขั้วโลก
ขบวนการธรรมชาติไม่สามารถอธิบายสาเหตุ ที่ทำให้ทำให้โอโซนลดลงได้ทั้งหมด แต่สาเหตุที่เด่นชัดคือ สารประกอบฮาโลคาร์บอนที่สังเคราะห์ขึ้น

จากรายงานการประเมินโอโซนในปี ค.ศ. 1991 พบค่าโอโซนต่ำลงในฤดูร้อนด้วย และเมื่อผู้คนอยู่กลางแจ้ง จะได้รับแสงอัลตราไวโอเลตสูงสุดในฤดูร้อน เนื่องจากโอโซนสูญเสียไปในเวลาเดียวกันและในปีหลังๆ พบว่ามีปัญหาสุขภาพมากขึ้น
การลดลงของโอโซนอย่างต่อเนื่องทุกปีนับจากปี ค.ศ. 1970 ทั่วโลกยกเว้นเขตศูนย์สูตร ซึ่งได้จากการตรวจวัดโดยระบบตรวจวัดโอโซนทั่วโลก (GO3OS) รวมทั้งข้อมูลดาวเทียม แสดงให้เห็นว่าโอโซนลดลง เหนือละติจูดกลางและขั้วโลก ประมาณ ร้อยละ 10 (ได้พิจารณาความเปลี่ยนแปลงตามธรรมชาติจากทั้งสองซีกโลกด้วยแล้ว) นับความรุนแรงในฤดูหนาวถึงใบไม้ผลิเป็นร้อยละ 6-7 ต่อ 10 ปี และเปลี่ยนไปประมาณร้อยละ 3-3.5 ในฤดูร้อนถึงใบไม้ร่วง การศึกษาอย่างละเอียดแสดงความเปลี่ยนแปลงที่ชัดเจนประมาณ ร้อยละ 1.5-2 ในช่วง ปี 1981-1991 (เทียบกับปี 1970-1980) การแสดงแนวโน้มเชิงตัวเลขเหนือละติจูดกลาง และซีกโลกเหนือทั้งหมดและซีกโลกใต้แสดงดังตาราง
</td> </tr> <tr> <td class="text" align="center">
</td></tr></tbody></table>

 

<table class="logfont" align="center" border="0" cellpadding="2" cellspacing="0" width="97%"><tbody><tr><td class="text">

ปี ค.ศ.1988 มีการตรวจเพิ่มขึ้นหลายชนิดในแถบขั้วโลกเหนือ เช่น จากเครื่องบิน บอลลูน และดาวเทียมทั้งจากภาคพื้นดิน ให้ผลว่าชั้นสตราโตสเฟียร์เหนือทวีปอาร์คติก ในฤดูหนาวถึงใบไม้ผลิมีสารเคมี เช่นคลอรีนและโบรมีน เป็นปริมาณสูงเช่นเดียวกัน แต่อย่างไรก็ตามทวีปอาร์กติกก็ไม่ได้รุนแรงเท่าทวีปแอนตาร์ก-ติก ด้วยเหตุผล คืออุณหภูมิบนสตราโตสเฟียร์ ไม่ค่อยต่ำกว่า - 80 องศา เซลเซียส เนื่องจากมีการแลกเปลี่ยนมวลอากาศ กับละติจูดกลางบ่อยกว่า และวงอากาศหมุนเวียน มักจะกระจายหายไปในฤดูหนาวตอนปลายก่อนที่แสงอาทิตย์ จะเป็นเหตุให้เกิดการทำลายโอโซน จากรายงานขององค์การอุตุนิยมวิทยาโลก ปี ค.ศ. 1988 ได้ข้อเท็จจริงว่า


<table class="logfont" align="center" bgcolor="#000000" cellpadding="2" cellspacing="1" width="95%"> <tbody><tr> <td bordercolor="#EDECF4" bgcolor="#ffffff">-ระดับโอโซนลดลงหลายหลายเปอร์เซ็นต์ระหว่าง 17 ปี ที่ผ่านมา ในระหว่างฤดูหนาวถึงใบไม้ผลิเหนือละติจูดกลาง และขั้วโลก</td> </tr> <tr> <td bordercolor="#EDECF4" bgcolor="#ffffff" height="29">-ขบวนการธรรมชาติไม่สามารถอธิบายสาเหตุ ที่ทำให้โอโซนลดลงได้ทั้งหมด แต่สาเหตุที่เด่นชัดคือสารประกอบฮาโลคาร์บอนที่สังเคราะห์ขึ้น</td> </tr> </tbody></table>
จากรายงานการประเมินโอโซนในปี ค.ศ. 1991 พบค่าโอโซนต่ำลงในฤดูร้อนด้วย และเมื่อผู้คนอยู่กลางแจ้งจะได้รับแสงอัลตราไวโอเลตสูงสุดในฤดูร้อน เนื่องจากโอโซนสูญเสียไปในเวลาเดียวกัน และในปีหลังๆ พบว่ามีปัญหาสุขภาพมากขึ้น

การลดลงของโอโซนอย่างต่อเนื่องทุกปีนับจากปี ค.ศ. 1970 ทั่วโลกยกเว้นเขตศูนย์สูตร ซึ่งได้จากการตรวจวัดโดยระบบตรวจวัดโอโซนทั่วโลก (GO3OS) รวมทั้งข้อมูลดาวเทียม แสดงให้เห็นว่าโอโซนลดลงเหนือละติจูดกลางและขั้วโลก ประมาณ ร้อยละ 10 (ได้พิจารณาความเปลี่ยนแปลงตามธรรมชาติจากทั้งสองซีกโลกด้วยแล้ว) นับความรุนแรงในฤดูหนาวถึงใบไม้ผลิเป็นร้อยละ 6-7 ต่อ 10 ปี และเปลี่ยนไปประมาณร้อยละ 3-3.5 ในฤดูร้อนถึงใบไม้ร่วง การศึกษาอย่างละเอียดแสดงความเปลี่ยนแปลงที่ชัดเจนประมาณ ร้อยละ 1.5-2 ในช่วง ปี 1981-1991 (เทียบกับปี 1970-1980) การแสดงแนวโน้มเชิงตัวเลขเหนือละติจูดกลาง และซีกโลกเหนือทั้งหมด และซีกโลกใต้แสดงดังตาราง </td> </tr> <tr> <td class="text">

​

</td> </tr> <tr> <td class="text">
1.5 การสูญเสียโอโซนในซีกโลกเหนือ

โอโซนที่ลดลงในซีกโลกเหนือมากสุดในปี 1992-1993 และ 1995 ถึงประมาณ 20 เปอร์เซ็นต์ ในเดือนกุมภาพันธ์ถึงเดือนมีนาคม ปกติอยู่ในช่วง 9-20 เปอร์เซ็นต์ สาเหตุเกิดจากคลอรีน และโบรมีนที่มาจากสารประกอบ ซีเอฟซีและฮาลอน เช่น การตรวจพบ คลอรีนโมโนออกไซด์ ในมวลอากาศเคลื่อนที่ไปทางใต้จากทวีปอาร์กติกลงไปถึงละติจูดประมาณ 45-65 องศาเหนือ และองค์ประกอบอื่นๆ อีก เช่น

<table class="logfont" align="center" width="95%"> <tbody><tr valign="top"> <td width="5%">

​

</td> <td width="91%">ชั้นสตราโตสเฟียร์ตอนล่างมีความหนาวเย็น และเกิดเมฆในชั้นสตราโตสเฟียร์บริเวณขั้วโลก และเกิดการทำลายโอโซนที่ผิวเมฆ </td> </tr> <tr valign="top"> <td width="5%">

​

</td> <td width="91%">การกวัดแกว่งรอบสองปี หรือ QBO ในปี 1993 และ 1995 เฟสเป็นลมตะวันตก การหมุนเวียนอากาศในชั้นสตราโตสเฟียร์ทำให้โอโซนลดลงไป 6-8 เปอร์เซ็นต์ </td> </tr> <tr valign="top"> <td width="5%">

​

</td> <td width="91%">ในปี 1993 การกั้นมวลอากาศที่ประกอบด้วย โอโซนในเขตร้อนไม่ให้เคลื่อนที่ไปบริเวณขั้วโลกด้วยพายุหมุน (anti-cyclone) ที่เกิดบริเวณมหาสมุทรแอตแลนติคเหนือ และทวีปยุโรปเป็นเวลาหลายสัปดาห์ </td> </tr> <tr valign="top"> <td width="5%">

​

</td> <td width="91%">ภูเขาไฟปินาตูโบระเบิด ในฟิลิปปินส์ ในเดือนมิถุนายน 1991 สามารถทำให้โอโซนลดลงได้ 1-2 เปอร์เซ็นต์ ในปี 1992-1993 </td> </tr> </tbody></table>

ในเดือน มกราคม ถึง มีนาคม ปี 1995 การสูญเสียโอโซนมีความรุนแรง 15-25 เปอร์เซ็นต์ เหนือละติจูดกลางของทวีปยุโรปตะวันออกและเอเชีย โดยเฉพาะเหนือเขตไซบีเรีย (ใกล้ 35 เปอร์เซ็นต์) โดยพบ คลอรีนโมโนออกไซด์ และลมตะวันตกที่รุนแรงของ QBO</td> </tr> <tr> <td class="text">

รูปที่ 11 การเปลี่ยนแปลงโอโซนเดือนมีนาคม 1993 เหนือละติจูดกลางของซีกโลกเหนือ สังเกตว่าบริเวณขั้วโลกจริงๆ โอโซนลดลงน้อยกว่าบริเวณที่ได้รับแสงแดดมากกว่าส่วนโอโซนที่ลดลงเหนือทวีปยุโรป
และอเมริกาเหนือ ประมาณเกือบร้อยละ 10 เห็นได้ชัด ดังรูป 12



รูปที่ 12 แสดงการเปลี่ยนแปลงโอโซนรวมจากค่าเฉลี่ยปี 1964-1980 ทั้งปี ในทวีปยุโรปและอเมริกาเหนือ แสดงแนวโน้มนับจากปี 1970 การกวัดแกว่งในรอบ 2 ปี (QBO) เกี่ยวข้องกับการเคลื่อนที่ในชั้นสตราโตสเฟียร์ ​

</td> </tr> <tr> <td class="text">
การกวัดแกว่งระหว่างปีเกี่ยวข้องกับการเคลื่อนที่ของมวลอากาศในสตราโตสเฟียร์ ซึ่งสัมพันธ์กับการเปลี่ยนเฟสของการกวัดแกว่งรอบ 2 ปี หรือ QBO (Quasi-biennial-oscillations) ในชั้นสตราโตสเฟียร์เขตศูนย์สูตร อย่างไรก็ตาม แนวโน้มทั้งหมดจากแบบจำลองให้ผลสรุปว่ากับคลอรีน และโบรมีนทำให้มีการทำลายโอโซน

QBO (Quasi-Biennial Oscillation) เป็นการสลับกันของลมตะวันออก และลมตะวันตกในชั้นสตราโตสเฟียร์บริเวณศูนย์สูตร ในช่วง 24 -30 เดือน เป็นเหตุให้เกิดผลกระทบหลายประการต่อการเคลื่อนที่ของบรรยากาศ เมื่อลมสตราโตสเฟียร์ เป็นลมตะวันตก จะพบว่าโอโซนลดลงร้อยละ 6-8 ในเขตละติจุดกลางถึงขั้วโลก ขณะเป็นลมตะวันออกก็จะมีผลมากกว่านั้น

ระหว่าง 10 ปีที่ผ่านมา (1984-1993) ระดับโอโซนเฉลี่ยตกลงไปที่ 297 มิลลิ บรรยากาศ เซนติเมตร จาก 306 (ในปี 1964-1980) แตกต่างประมาณร้อยละ 3 (ดังรูป 13) ยกเว้นในแถบศูนย์สูตรซึ่งไม่มีการเปลี่ยนแปลงโอโซนมาก </td> </tr> <tr> <td class="text">

รูปที่ 13 โอโซนเฉลี่ยรายเดือนทั่วโลกระหว่างปี 1980 และ 1984-1993 ชัดเจนว่าลดลงมาก
โดยเฉพาะเดือนกันยายนถึงมกราคม การเฉลี่ยนี้รวมทั้งในเขตร้อนด้วย
ซึ่งมีการเปลี่ยนแปลงน้อยมาก ดังนั้นการเปลี่ยนแปลงในเขตอื่นที่แท้จริงจึงสูงกว่านี้

ขอขอบคุณข้อมูลจาก

http://www.tmd.go.th

​

</td></tr></tbody></table>

 

<table class="logfont" align="center" border="0" cellpadding="2" cellspacing="0" width="97%"><tbody><tr><td class="text">

ทั้งโอโซนและสารประกอบฮาโลคาร์บอน เป็นก๊าซเรือนกระจก(Greenhouse Effect) เหมือนกับคาร์บอนไดออกไซด์ ซึ่งมีบทบาทในการดูดกลืน และปลดปล่อยรังสีช่วงอินฟราเรดที่แผ่ออกจากโลก ฉะนั้นจึงทำให้บรรยากาศชั้นสตราโตสเฟียร์ตอนล่างอุ่นขึ้น เนื่องจากโอโซน ไม่ได้กระจายตัวอย่างเป็นรูปแบบ และไม่เสถียร ดังนั้นการแผ่รังสี (Radiative Forcing) จึงซับซ้อนมากกว่าก๊าซเรือนกระจกตัวอื่นๆ ซึ่งมีช่วงชีวิตยาวถึงแม้จะมีการคลุกเคล้ากัน โดยทั่วไปเมื่อเพิ่มโอโซนในชั้นโทรโพสเฟียร์ จะทำให้บรรยากาศอุ่นขึ้นโดยเฉพาะในบริเวณโทรโพพอส ดังนั้นการลดลงของโอโซนในสตราโตสเฟียร์ จึงทำให้บรรยากาศเย็นลง อุณหภูมิที่ลดลงเล็กน้อย คือ 0.6-0.8 องศาเซลเซียส ที่ความสูง 12-20 กิโลเมตร ระหว่าง 20 ปี ที่ผ่านมาดูเหมือนจะเป็นผลกระทบ ของการแผ่รังสีเมื่อโอโซนลดลง

ความถูกต้องในการประเมินผลกระทบของการแผ่รังสี (Radiative effect) ของการเปลี่ยนแปลงโอโซน ถูกจำกัดโดยข้อมูลการกระจายตัว ของโอโซนตามความสูง ตามละติจูดและลองติจูด อย่างไรก็ตามจากการคำนวณในปีหลังๆ ได้สนับสนุนข้อสรุปเบื้องต้นที่ว่า การลดลงของโอโซนในหลายสิบปีที่ผ่านมา ให้ผลการแผ่รังสีที่เป็นลบ เช่น การเย็นลงของภูมิอากาศ ขณะที่มีการแผ่รังสีเพิ่มขึ้น เนื่องจากการเพิ่มขึ้นของก๊าซอื่นๆ 15-20 % การเพิ่มขึ้นของโอโซนในโทรโพสเฟียร์ ตั้งแต่ก่อนยุคอุตสาหกรรมเป็นต้นมา อาจเพิ่มการแผ่รังสีเนื่องจากก๊าซเรือนกระจกถึงร้อยละ 20 ความเปลี่ยนแปลงต่างๆ สามารถมีผลต่อสมดุล การแผ่รังสีของระบบอากาศโดยรวมบนโลก และโครงสร้างอุณหภูมิของบรรยากาศ เป็นเหตุของความเปลี่ยนแปลงรูปแบบการหมุนเวียน บรรยากาศอื่นๆ ที่อาจยังไม่สามารถทำนายได้

โอโซนและผลกระทบต่อภูมิอากาศหรือการแผ่รังสี คุณสมบัติหรือศักยภาพของผลกระทบต่อภูมิอากาศ มักใช้คำนิยาม radiative forcing มีหน่วย วัตต์ต่อ ตารางเมตร (W/m^2 ) การประมาณเพื่อทำนายความเปลี่ยนแปลง บริเวณผิวพื้นโดยใช้หลักของรังสีดวงอาทิตย์สุทธิ (net Solar) และ รังสีความร้อนช่วงอินฟราเรดที่โทรโพพอส ซึ่งไม่มีอิทธิพลจากเมฆ ฝุ่นละอองและมหาสมุทร ค่าบวกแสดงว่าพลังงานที่เพิ่มขึ้นหรือ ทำให้อบอุ่นขึ้น ค่าลบคือการเสียพลังงานหรือการเย็นลงของบรรยากาศ โอโซนในโทรโพสเฟียร์ ได้เพิ่มขึ้นในซีกโลกเหนือตั้งแต่ก่อนยุคอุตสาหกรรม จากแบบจำลองและการตรวจวัดพบว่ามี Radiative forcing เป็นบวก ประมาณ 0.5 วัตต์ต่อตารางเมตร โอโซนในสตราโตสเฟียร์ลดลงนับจากช่วง 20 ปีที่ผ่านมา จากการศึกษาต่างๆ ได้รับการยืนยันว่า ระหว่าง ปี 1980-1990 ก่อให้เกิด Radiative forcing เป็นลบ ประมาณ 0.1 วัตต์ต่อตารางเมตร เปรียบเทียบกับ ค่าบวกประมาณ 0.45 วัตต์ต่อตารางเมตร ที่เกิดจากการเพิ่มขึ้นของก๊าซเรือนกระจกอื่นๆ ในช่วงเดียวกัน ค่าเฉลี่ยการแผ่รังสีทั่วโลก ที่เพิ่มขึ้นจากการเปลี่ยนแปลงโอโซน ดูเหมือนจะเป็นบวกตั้งแต่ก่อนยุคอุตสาหกรรม เกิดขึ้นถึงร้อยละ 20 ของก๊าซเรือนกระจกทั้งหมด ซึ่งเป็นเหตุให้มีการแผ่รังสีเพิ่มขึ้นในช่วงนั้น
</td> </tr> <tr> <td class="text" align="center">


ตัวอย่างการเปลี่ยนแปลงโอโซนต่อการแผ่รังสี โดยก๊าซเรือนกระจกทั้งหมด (CO2, CH4, N2O, CFCs และO3) จากปี 1971-1980 ถึง 1981-1990 เหนือละติจูดกลางซีกโลกเหนือ โดยใช้การตรวจหยั่งอากาศ ณ สถานี Hohenpeissenberg การคำนวณจากแบบจำลอง 2 แบบคือแบบจำกัดอุณหภูมิ (fixed Temperature, FT) และจำกัดความร้อนเชิงไดนามิกส์ (Fixed dynamical heating, FD) แสดงการเปลี่ยนแปลงโอโซนในเดือนมกราคม มีผลต่อการแผ่รังสีประมาณครึ่งหนึ่งของเดือนกรกฎาคม

</td> </tr> <tr> <td class="text">การเปลี่ยนแปลงโอโซนกับรังสีอัลตราไวโอเลต บทบาทของโอโซนในบรรยากาศ ในการปกป้องรังสีดวงอาทิตย์ที่เป็นอันตรายให้กับสิ่งมีชีวิต แม้เป็นเพียงปริมาณเล็กน้อย ของรังสีอัลตราไวโอเลตชนิดบี (UV-B) ที่ผ่านชั้นโอโซนสามารถกระทบต่อสุขภาพคนเรา เช่น โรคตา ต้อกระจก อันตรายต่อเนื้อเยื่อผิวหนัง และการเพิ่มขึ้นของมะเร็งผิวหนังชนิดนอนมีลาโนมา (non-melanoma) การทำลายดีเอ็นเอทางพันธุกรรม และยับยั้งระบบภูมิคุ้มกันร่างกาย ภายใต้สภาวะที่ปราศจากเมฆนั้น การลดลงของโอโซน 1 เปอร์เซ็นต์ ทำให้รังสีอัลตราไวโอเลตชนิดบีที่ผิวโลกเพิ่มขึ้น 1.3 เปอร์เซ็นต์ การลดลงของโอโซน ทำให้รังสีอัลตราไวโอเลตชนิดบี หรือที่ความยาวคลื่น 280-320 นาโนเมตรส่งถึงผิวพื้นโลกได้มากขึ้น (ยกเว้นในเขตร้อน) โอโซนที่ลดลงยังมีผลกระทบทางเคมีต่อสิ่งมีชีวิตอื่นๆ เช่น พืช ระบบนิเวศน์ในน้ำ แพลงตอน และผลด้านอื่นๆที่ยังมองไม่เห็น จากการประเมินพบว่าเมื่อโอโซนลดลง 1 เปอร์เซ็นต์ จะทำให้เกิดมะเร็งผิวหนังชนิดนอนมีลาโนมาเพิ่มขึ้น 2 เปอร์เซ็นต์ กรณีไฟโตแพลงตอนในทะเล เป็นแหล่งสะสมคาร์บอนไดออกไซด์ และเมื่อรังสีอัลตราไวโอเลตชนิดบีกระทบต่อไฟโตแพลงตอน จึงมีส่วนกับอนาคตของคาร์บอนไดออกไซด์ และต่อภูมิอากาศในที่สุด รังสีอัลตราไวโอเลตชนิดบีที่เพิ่มขึ้น จะทำให้มีอัตราการแตกตัวมากขึ้น ของก๊าซที่จำเป็นในการควบคุม ขบวนการทางเคมีในโทรโพสเฟียร์ ความเข้มของรังสีอัลตราไวโอเลตที่พื้น ขึ้นอยู่กับ เมฆที่ปกคลุม การสะท้อน ฝุ่นละอองในบรรยากาศ ซัลเฟอร์ไดออกไซด์และโอโซน โดยความสัมพันธ์ที่แปรกลับกัน รังสีอัลตราไวโอเลตชนิดบี ที่ตรวจพบขณะมีรูรั่วโอโซนมากที่สุด คือ เดือนตุลาคมถึงก่อนเดือนมิถุนายน และรังสีที่ทำลายดีเอ็นเอ วัดที่สถานี Palmer (ละติจูด 64 องศาใต้) ในเดือนตุลาคมสูงกว่าค่าสูงสุดฤดูร้อนที่วัดได้ที่ SanDiego (32 องศาเหนือ) ที่ละติจูดกลางรังสีอัลตราไวโอเลตชนิดบี เพิ่มขึ้นน้อยกว่าแต่มีความชัดเจนขณะโอโซนลดลง เช่น โอโซนลดลงประมาณ 15 เปอร์เซ็นต์ที่ตรวจพบที่อเมริกาใต้ เดือนตุลาคมเมื่อ 15 ปีก่อนทำให้รังสีอัลตราไวโอเลตที่ Ushuaia กลางเดือนตุลาคม 1994 ที่ 300 นาโนเมตรเพิ่มเป็น 5 เท่าและที่ 305 นาโนเมตรเพิ่มเป็น 2 เท่าเทียบกับขณะโอโซนปกติ
</td> </tr> <tr> <td class="text" align="center">

ระหว่างเดือนกันยายนถึงเดือนพฤศจิกายน 1994 รูรั่วโอโซนขยายไปถึง Ushuaia (55 องศาใต้) ปริมาณรังสีอัลตราไวโอเลต

</td> </tr> <tr> <td class="text">ที่ส่องถึงพื้นจะกลับกันกับค่าโอโซนที่วัดได้เหนือศีรษะ สังเกตกลางเดือนตุลาคม ปี 1994 ณ วันที่ 17 ตุลาคม วัดโอโซนได้ 151 มิลลิ บรรยากาศ เซนติเมตร (ลดลง 60 เปอร์เซ็นต์) และพบว่ารังสีอัลตราไวโอเลตชนิดบี ที่ 305 นาโนเมตร (nm) วัดได้เกือบ 30 ไมโครวัตต์ต่อตารางเซนติเมตร และที่ 300 นาโนเมตรวัดได้เกือบ 8 ไมโครวัตต์ต่อตารางเซนติเมตร เพิ่มขึ้นจากปกติอย่างเห็นได้ชัด

ขอขอบคุณข้อมูลจาก

http://www.tmd.go.th

</td></tr></tbody></table>

 

<table class="logfont" align="center" border="0" cellpadding="2" cellspacing="0" width="97%"><tbody><tr><td class="text">

</td> </tr> <tr> <td class="text">

รูปที่ 14 แสดงความเปลี่ยนแปลงตลอดปี ระหว่างโอโซนเฉลี่ยในปี 1964-1980
และ 1984-1993 ชัดเจนว่าบริเวณขั้วโลกลดลงมากถึงร้อยละ 35 ในเดือนตุลาคมเหนือขั้วโลกใต้
ในละติจูดกลางและขั้วโลกเหนือ(ในฤดูหนาว-ใบไม้ผลิ) ลดลงร้อยละ 7 ส่วนเขตศูนย์สูตร
(รวมทั้งประเทศไทย) ไม่มีความเปลี่ยนแปลง
​

</td> </tr> <tr> <td class="text">โอโซนตามความสูง ลดลงมากสุดที่ชั้นสตราโตสเฟียร์ตอนล่าง จากการหยั่งอากาศที่เมือง Hohenpeissenberg ประเทศเยอรมัน แสดงโอโซนเป็นความกด (partial pressure) ที่ความสูง 19-21 กิโลเมตร ลดลง 30 นาโนบาร์ (nb) หรือประมาณร้อยละ 20 ของเทียบกับ 25 ปีก่อน ดังรูปที่ 15</td> </tr> <tr> <td class="text">

รูปที่ 15 โอโซนที่ความสูง 19-21 กิโลเมตร ณ Hohenpeissenberg ลดลง 20 เปอร์เซ็นต์ จาก 25 ปีก่อน จากการพลอตค่าเฉลี่ย 12 เดือน เห็นได้ชัดว่ามีการกวัดแกว่งในรอบ 2 ปี
เป็นผลจากการกวัดแกว่ง QBO ของการเคลื่อนที่ในชั้นสตราโตสเฟียร์
​

</td> </tr> <tr> <td class="text">1.6 โอโซนผิวพื้นกำลังเพิ่มขึ้น

ในขณะที่โอโซนในสตราโตสเฟียร์กำลังลดลง โอโซนในโทรโพสเฟียร์กำลังเพิ่มขึ้นถึงร้อยละ 10 ต่อ 10 ปี ในซีกโลกเหนือ โอโซนที่เพิ่มขึ้นตรวจพบในบริเวณไฟใหม้ในทุ่งหญ้าสะวันนา (Savannah) ในเขตร้อน การที่โอโซนเพิ่มขึ้นในบริเวณโทรโพสเฟียร์ เพราะมีรังสีดวงอาทิตย์กระทบกับมลพิษบางชนิด โดยเฉพาะ ออกไซด์ของไนโตรเจน (NOx) ซึ่งเกิดจากการปลดปล่อยบริเวณพื้นผิว ไอเสียเครื่องบินและรถยนต์ รวมทั้งการเพิ่มขึ้นของสารกระตุ้นหรือสารเริ่มต้นของปฏิกิริยา (Precursors) เช่น มีเทน (CH4) และคาร์บอนมอนออกไซด์ (CO) คิดเป็น 2 เท่าตัว เทียบกับเมื่อร้อยปีที่ผ่านมา หรือบางแห่งโอโซนเพิ่มขึ้น มากกว่า ร้อยละ 1 ต่อปี นับจากปลายศตวรรษที่ 19 รวมทั้งการตรวจวัดโอโซนเชิงเคมีที่ Montsouris (Paris) และเครือข่าย ที่ใช้วิธี ของ Sch?nbein (ผู้ค้นพบโอโซน) การตรวจวัดเป็นครั้งคราวจากเครื่องบินในต้นทศวรรษที่ 1940 และติดตามต่อเนื่องมาใน Pic du Midi ประเทศฝรั่งเศส และเยอรมันนีตอนใต้ อีกด้วยไม่กี่สิบปีที่ผ่านมา บริเวณเหนือผิวพื้นในโทรโพสเฟียร์ตอนกลางและตอนบน ก็พบโอโซนเพิ่มขั้นมากเช่นกัน ดังรูปที่ 16 แต่อย่างไรก็ตามโอโซนที่เพิ่มขึ้นนี้ไม่สามารถชดเชยโอโซนที่ลดลงในสตราโตสเฟียร์ได้โอโซนที่เพิ่มขึ้น บริเวณผิวพื้นมีผลกระทบต่อสุขภาพมนุษย์ เช่น การแสบตา ระคายเคืองต่อหลอดลม นอกจากนั้นเพราะว่าโอโซนทำปฏิกิริยากับโมเลกุลอื่นๆ ได้อย่างง่ายด้วยการออกซิไดซ์ โอโซนใกล้ผิวพื้นเป็นส่วนประกอบที่สำดัญของหมอกที่เกิดขึ้น ในวันที่อากาศร้อนอบอ้าว ปราศจากเมฆในเมืองใหญ่ทั่วโลก ซึ่งรัฐบาลต่างๆ เริ่มมีมาตรการควบคุมมลพิษในปัจจุบัน
</td> </tr> <tr> <td class="text">

รูปที่ 16 โอโซนผิวพื้นจากสถานี Montsouris (M) และPic du Midi (D )สำหรับ50 ปีหลังของศตวรรษที่ 19 น้อยกว่าครึ่งหนึ่งของปลายศตวรรษที่ 20 ซึ่งวัดที่สถานี Hohenpeissenberg (HP) Arkona (A) Zugspitze (Z) และ Pic du Midi (D ) แสดงให้เห็นชัดว่าโอโซนในโทรโพสเฟียร์เพิ่มขึ้นในซีกโลกเหนือที่ความกด 400 hPa (ประมาณ 7.2 กม.)
​

</td> </tr> <tr> <td class="text">
1.7 ผลกระทบของการเปลี่ยนแปลงโอโซนต่อรังสีอัลตราไวโอเลต

ทั้งโอโซนและสารประกอบฮาโลคาร์บอนเป็นก๊าซเรือนกระจก (Greenhouse Effect) เหมือนกับคาร์บอนไดออกไซด์ ซึ่งมีบทบาทในการดูดกลืน และปลดปล่อยรังสีช่วงอินฟราเรดที่แผ่ออกจากโลก ฉะนั้นจึงทำให้บรรยากาศชั้นสตราโตสเฟียร์ตอนล่างอุ่นขึ้น เนื่องจากโอโซน ไม่ได้กระจายตัวอย่างเป็นรูปแบบ และไม่เสถียร ดังนั้นการแผ่รังสี (Radiative Forcing) จึงซับซ้อนมากกว่าก๊าซเรือนกระจกตัวอื่นๆ ซึ่งมีช่วงชีวิตยาว ถึงแม้จะมีการคลุกเคล้ากัน โดยทั่วไปเมื่อเพิ่มโอโซนในชั้นโทรโพสเฟียร์ จะทำให้บรรยากาศอุ่นขึ้นโดยเฉพาะในบริเวณโทรโพพอส ดังนั้นการลดลงของโอโซนในสตราโตสเฟียร์ จึงทำให้บรรยากาศเย็นลง อุณหภูมิที่ลดลงเล็กน้อย คือ 0.6-0.8 องศาเซลเซียส ที่ความสูง 12-20 กิโลเมตรระหว่าง 20 ปีที่ผ่านมาดูเหมือนจะเป็นผลกระทบของการแผ่รังสีเมื่อโอโซนลดลง ความถูกต้องในการประเมินผลกระทบของการแผ่รังสี (Radiative effect) ของการเปลี่ยนแปลงโอโซน ถูกจำกัดโดยข้อมูลการกระจายตัวของโอโซนตามความสูง ตามละติจูดและลองติจูด อย่างไรก็ตามจากการคำนวณในปีหลังๆ ได้สนับสนุนข้อสรุปเบื้องต้นที่ว่า การลดลงของโอโซนในหลายสิบปีที่ผ่านมา ให้ผลการแผ่รังสีที่เป็นลบ เช่น การเย็นลงของภูมิอากาศ ขณะที่มีการแผ่รังสีเพิ่มขึ้นเนื่องจากการเพิ่มขึ้นของก๊าซอื่นๆ 15-20 % การเพิ่มขึ้นของโอโซนในโทรโพสเฟียร์ตั้งแต่ก่อนยุคอุตสาหกรรมเป็นต้นมา อาจเพิ่มการแผ่รังสีเนื่องจากก๊าซเรือนกระจกถึงร้อยละ 20 ความเปลี่ยนแปลงต่างๆ สามารถมีผลต่อสมดุลการแผ่รังสีของระบบอากาศโดยรวมบนโลก และโครงสร้างอุณหภูมิของบรรยากาศ เป็นเหตุของความเปลี่ยนแปลงรูปแบบการหมุนเวียนบรรยากาศอื่นๆ ที่อาจยังไม่สามารถทำนายได้ </td> </tr> <tr> <td class="text">

โอโซนและผลกระทบต่อภูมิอากาศหรือการแผ่รังสี ​

คุณสมบัติหรือศักยภาพของผลกระทบต่อภูมิอากาศ มักใช้คำนิยาม radiative forcing มีหน่วย วัตต์ต่อ ตารางเมตร (W/m^2 ) การประมาณเพื่อทำนายความเปลี่ยนแปลงบริเวณผิวพื้นโดยใช้หลักของรังสีดวงอาทิตย์สุทธิ (net Solar) และ รังสีความร้อนช่วงอินฟราเรดที่โทรโพพอส ซึ่งไม่มีอิทธิพลจากเมฆ ฝุ่นละอองและมหาสมุทร ค่าบวกแสดงว่าพลังงานที่เพิ่มขึ้นหรือ ทำให้อบอุ่นขึ้น ค่าลบคือการเสียพลังงานหรือการเย็นลงของบรรยากาศ
โอโซนในโทรโพสเฟียร์ ได้เพิ่มขึ้นในซีกโลกเหนือตั้งแต่ก่อนยุคอุตสาหกรรม จากแบบจำลองและการตรวจวัดพบว่ามี Radiative forcing เป็นบวก ประมาณ 0.5 วัตต์ต่อตารางเมตร
โอโซนในสตราโตสเฟียร์ลดลงนับจากช่วง 20 ปีที่ผ่านมา จากการศึกษาต่างๆ ได้รับการยืนยันว่า ระหว่าง ปี 1980-1990 ก่อให้เกิด Radiative forcing เป็นลบ ประมาณ 0.1 วัตต์ต่อตารางเมตร เปรียบเทียบกับ ค่าบวกประมาณ 0.45 วัตต์ต่อตารางเมตรที่เกิดจากการเพิ่มขึ้นของก๊าซเรือนกระจกอื่นๆ ในช่วงเดียวกัน
ค่าเฉลี่ยการแผ่รังสีทั่วโลกที่เพิ่มขึ้นจากการเปลี่ยนแปลงโอโซน ดูเหมือนจะเป็นบวกตั้งแต่ก่อนยุคอุตสาหกรรม เกิดขึ้นถึงร้อยละ 20 ของก๊าซเรือนกระจกทั้งหมด ซึ่งเป็นเหตุให้มีการแผ่รังสีเพิ่มขึ้นในช่วงนั้น


</td> </tr> <tr> <td class="text">

รูปที่ 17 ตัวอย่างการเปลี่ยนแปลงโอโซนต่อการแผ่รังสี โดยก๊าซเรือนกระจกทั้งหมด (CO2, CH4, N2O, CFCs และO3) จากปี 1971-1980 ถึง 1981-1990 เหนือละติจูดกลางซีกโลกเหนือ โดยใช้การตรวจหยั่งอากาศ ณ สถานี Hohenpeissenberg การคำนวณจากแบบจำลอง 2 แบบคือแบบจำกัดอุณหภูมิ (fixed Temperature, FT)
และจำกัดความร้อนเชิงไดนามิกส์ (Fixed dynamical heating, FD) แสดงการเปลี่ยนแปลงโอโซนในเดือนมกราคม มีผลต่อการแผ่รังสีประมาณครึ่งหนึ่งของเดือนกรกฎาคม
​

</td> </tr> <tr> <td class="text">
การเปลี่ยนแปลงโอโซนกับรังสีอัลตราไวโอเลต

บทบาทของโอโซนในบรรยากาศในการปกป้องรังสีดวงอาทิตย์ที่เป็นอันตรายให้กับสิ่งมีชีวิต แม้เป็นเพียงปริมาณเล็กน้อยของรังสีอัลตราไวโอเลตชนิดบี (UV-B) ที่ผ่านชั้นโอโซนสามารถกระทบต่อสุขภาพคนเรา เช่น โรคตา ต้อกระจก อันตรายต่อเนื้อเยื่อผิวหนัง และการเพิ่มขึ้นของมะเร็งผิวหนังชนิดนอนมีลาโนมา (non-melanoma) การทำลายดีเอ็นเอทางพันธุกรรมและยับยั้งระบบภูมิคุ้มกันร่างกายภายใต้สภาวะที่ปราศจากเมฆนั้น การลดลงของโอโซน 1 เปอร์เซ็นต์ทำให้รังสีอัลตราไวโอเลตชนิดบีที่ผิวโลกเพิ่มขึ้น 1.3 เปอร์เซ็นต์ การลดลงของโอโซนทำให้รังสีอัลตราไวโอเลตชนิดบ ีหรือที่ความยาวคลื่น 280-320 นาโนเมตรส่งถึงผิวพื้นโลกได้มากขึ้น (ยกเว้นในเขตร้อน) โอโซนที่ลดลงยังมีผลกระทบทางเคมีต่อสิ่งมีชีวิตอื่นๆ เช่น พืช ระบบนิเวศน์ในน้ำ แพลงตอน และผลด้านอื่นๆที่ยังมองไม่เห็น จากการประเมินพบว่าเมื่อโอโซนลดลง 1 เปอร์เซ็นต์ จะทำให้เกิดมะเร็งผิวหนังชนิดนอนมีลาโนมาเพิ่มขึ้น 2 เปอร์เซ็นต์กรณีไฟโตแพลงตอนในทะเล เป็นแหล่งสะสมคาร์บอนไดออกไซด์ และเมื่อรังสีอัลตราไวโอเลตชนิดบีกระทบต่อไฟโตแพลงตอน จึงมีส่วนกับอนาคตของคาร์บอนไดออกไซด์และต่อภูมิอากาศในที่สุด รังสีอัลตราไวโอเลตชนิดบีที่เพิ่มขึ้น จะทำให้มีอัตราการแตกตัวมากขึ้น ของก๊าซที่จำเป็นในการควบคุมขบวนการทางเคม ีในโทรโพสเฟียร์ความเข้มของรังสีอัลตราไวโอเลตที่พื้น ขึ้นอยู่กับ เมฆที่ปกคลุม การสะท้อน ฝุ่นละอองในบรรยากาศ ซัลเฟอร์ไดออกไซด์และโอโซน โดยความสัมพันธ์ที่แปรกลับกันรังสีอัลตราไวโอเลตชนิดบี ที่ตรวจพบขณะมีรูรั่วโอโซนมากที่สุด คือเดือนตุลาคมถึงก่อนเดือนมิถุนายน และรังสีที่ทำลายดีเอ็นเอ วัดที่สถานี Palmer (ละติจูด 64 องศาใต้) ในเดือนตุลาคมสูงกว่าค่าสูงสุดฤดูร้อนที่วัดได้ที่ SanDiego (32 องศาเหนือ) ที่ละติจูดกลางรังสีอัลตราไวโอเลตชนิดบีเพิ่มขึ้นน้อยกว่าแต่มีความชัดเจน ขณะโอโซนลดลงเช่น โอโซนลดลงประมาณ 15 เปอร์เซ็นต์ที่ตรวจพบที่อเมริกาใต้ เดือนตุลาคมเมื่อ 15 ปีก่อนทำให้รังสีอัลตราไวโอเลตที่ Ushuaia กลางเดือนตุลาคม 1994 ที่ 300 นาโนเมตรเพิ่มเป็น 5 เท่าและที่ 305 นาโนเมตรเพิ่มเป็น 2 เท่าเทียบกับขณะโอโซนปกติ ดังรูปที่ 18
</td> </tr> <tr> <td class="text">

รูปที่ 18 ระหว่างเดือนกันยายนถึงเดือนพฤศจิกายน 1994 รูรั่วโอโซนขยายไปถึง Ushuaia (55 องศาใต้) ปริมาณรังสีอัลตราไวโอเลต ที่ส่องถึงพื้นจะกลับกันกับค่าโอโซนที่วัดได้เหนือศีรษะ สังเกตกลางเดือนตุลาคม ปี 1994 ณ วันที่ 17 ตุลาคม วัดโอโซนได้ 151 มิลลิ บรรยากาศ เซนติเมตร(ลดลง 60 เปอร์เซ็นต์) และพบว่ารังสีอัลตราไวโอเลตชนิดบี ที่ 305 นาโนเมตร(nm) วัดได้เกือบ 30 ไมโครวัตต์ต่อตารางเซนติเมตร และที่ 300 นาโนเมตรวัดได้เกือบ 8 ไมโครวัตต์ต่อตารางเซนติเมตร เพิ่มขึ้นจากปกติอย่างเห็นได้ชัด


ขอขอบคุณข้อมูลจาก

http://www.tmd.go.th

​

</td></tr></tbody></table>

 

<table class="logfont" align="center" border="0" cellpadding="2" cellspacing="0" width="97%"><tbody><tr><td class="text">

แผนปฏิบัติการเกี่ยวกับชั้นโอโซน

ขอขอบคุณข้อมูลจาก

http://www.tmd.go.th

แถลงการณ์จากองค์การอุตุนิยมวิทยาฉบับแรกถึงอันตรายของชั้นโอโซนปี ค.ศ. 1975 เพื่อเป็นพื้นฐานของแผนปฏิบัติตามกฎหมาย องค์การสิ่งแวดล้อมแห่งสหประชาชาติ (UNEP) เรียกร้องให้มี "การทดสอบความจำเป็นและการตัดสินมาตราการควบคุมการปล่อยสารสังเคราะห์ในประเทศ และระหว่างประเทศ" ปี 1976 และจัดประชุมผู้เชี่ยวชาญทั้งภาครัฐและองค์กรเอกชน ร่วมกับองค์การอุตุนิยมวิทยาโลก (WMO) ณ กรุงวอชิงตันดีซี วันที่ 1-9 มีนาคม 1977 องค์การอุตุนิยมวิทยาโลกออกรายงาน "การสำรวจสถานะความรู้ความเข้าใจต่อชั้นโอโซน" ที่รวมข้อเสนอแนะเรื่องการตรวจติดตามโอโซน และอื่นๆที่เกี่ยวข้อง เช่น การวิเคราะห์ข้อมูล การทำแบบจำลองและปฏิบัติการโฟโตเคมีคัล และการตรวจวัดรังสีอัลตราไวโอเลตชนิดบี เป็นต้น องค์การสิ่งแวดล้อมแห่งสหประชาชาติ ได้ตั้งกองทุนสำหรับแผนปฏิบัติระหว่างประเทศตัวแทนจาก 32 ประเทศ รับข้อเสนอแผนปฏิบัติเกี่ยวกับชั้นโอโซน แผนวิจัยต่างๆ 21 เรื่องครอบคลุมไปถึงการตรวจติดตามโอโซน และรังสีดวงอาทิตย์ การประเมินผลกระทบจากโอโซนลดลงต่อสุขภาพมนุษย์ ระบบนิเวศน์และภูมิอากาศ และการพัฒนาวิธีการประเมินต้นทุนและกำไรของมาตรการควบคุมต่างๆ โดยที่ องค์การอุตุนิยมวิทยาโลก รับผิดชอบแผนวิจัยด้านบรรยากาศ องค์การสิ่งแวดล้อมแห่งสหประชาชาติ ให้ความร่วมมือระหว่างประเทศ โดยการรับแผนปฏิบัติการ ผู้เชี่ยวชาญยอมรับว่ายังมีอุปสรรค อย่างไรก็ตามได้มีความพยายามในบางประเทศ ก่อนเช่น อเมริกา คานาดา นอรเวย์ และสวีเดน ในการเริ่มหยุดใช้ กระป๋องสเปรย์ ในปี 1980 ประชาคมยุโรป มีข้อตกลงไม่เพิ่มการผลิต CFC-11 และ CFC-12 และลดการใช้ในกระป๋องสเปรย์ ลง 30 เปอร์เซ็นต์ ภายในปี 1982ในการส่งเสริมแผนปฏิบัติ นั้น องค์การสิ่งแวดล้อมแห่งสหประชาชาติ ได้ตั้งคณะกรรมการประสานงานเรื่อง ชั้นโอโซน ซึ่งประกอบด้วยตัวแทนจากประเทศต่างๆ องค์การอุตุนิยมวิทยาโลก องค์การอนามัยโลก (WHO) และองค์กรเอกชน(NGO) ซึ่งมีการพบปะประสานงาน จนกระทั่งกลางทศวรรษ 1980 ได้กลายมาเป็นจุดศูนย์กลางปฏิบัติการระหว่างประเทศ สมมุติฐาน ต่างๆ ได้รับการถกเถียงกันระหว่างนักวิทยาศาสตร์ และความท้าทายในภาคอุตสาหกรรม จนกระทั่งความต้องการที่จะควบคุมสารซีเอฟซีกลายมาเป็นที่ยอมรับ ​

</td> </tr> <tr> <td class="text">

รูปที่ 19 คลอรีนส่วนใหญ่ในบรรยากาศ 82 เปอร์เซ็นต์ มาจากการสังเคราะห์ และ 18 เปอร์เซ็นต์มาจากธรรมชาติ
​

</td> </tr> <tr> <td class="text">
อนุสัญญาเวียนนา

นับเป็นเวลาหลายปีที่ความห่วงใยอย่างต่อเนื่อง และข่าวสารทางวิทยาศาสตร์ที่เพิ่มขึ้น นำไปสู่การยอมรับระหว่างประเทศมากขึ้น ในความต้องการที่จะปฏิบัติตามแผน เพื่อปกป้องชั้นโอโซนในเดือนมกราคม ปี 1982 องค์การสิ่งแวดล้อมแห่งสหประชาชาติ จัดให้มีการประชุมครั้งแรกของกลุ่มผู้เชี่ยวชาญเฉพาะด้านกฏหมาย และวิชาการเพื่อความร่วมมือต่อการพิทักษ์ชั้นโอโซน องค์การอุตุนิยมวิทยาโลกเตรียมการด้านวิทยาศาสตร์ และที่ประชุมได้กำหนดข่ายงานของอนุสัญญา หลังจาก 3 ปี ของการเจรจาระหว่าง โดยองค์การสิ่งแวดล้อมแห่ง สหประชาชาติ อนุสัญญาจึงได้รับการยอมรับ ณ กรุงเวียนนา ในเดือนมีนาคม ค.ศ.1985 โดยทั้ง 21 มาตราของอนุสัญญาเป็นการให้คำมั่นของสมาชิก เพื่อปกป้องสุขภาพมนุษย์และสิ่งแวดล้อมจากผลกระทบที่โอโซนลดลง โดยส่งเสริมความร่วมมือในการวิจัยโอโซนในบรรยากาศ การตรวจอย่างเป็นระบบ โอโซน การตรวจติดตามการผลิตสารทำลายโอโซน และการแลกเปลี่ยนข้อมูลข่าวสาร พิธีสารมอนทรีออลหลังจากองค์การสิ่งแวดล้อมแห่งสหประชาชาติ ได้ผลักดันให้มีการลงนามใน อนุสัญญาเวียนนา ว่าด้วยการพิทักษ์ชั้นโอโซน ในปี พ.ศ.2528 (1985) ปัจจุบันมี สมาชิก 176 ประเทศ รวมทั้งประเทศไทย ต่อมาได้มีข้อกำหนดที่เรียกว่า พิธีสารมอนทรีออล ที่เกิดขึ้นเมื่อวันที่ 16 กันยายน พ.ศ.2530 (1987) ณ นคร มอนทรีออล โดยประเทศต่างๆทั่วโลกจำนวน 47 ประเทศได้ให้สัตยาบันต่อข้อกำหนด ว่าด้วยการลด และเลิกใช้สารทำลายชั้นโอโซน รัฐบาลต่างๆ เห็นความจำเป็นของมาตรการที่แข็งแกร่งเพื่อลด และเลิกใช้สารทำลายโอโซน ซึ่งได้แก่ CFC-11, CFC-12, CFC-113, CFC-114, CFC-115 และ Halon -1211, Halon-1301, Halon-2402 จึงมีหมายกำหนดเลิกใช้บนพื้นฐานการประเมินทางวิทยาศาสตร์ นับจากนั้นมาได้มีประเทศอื่นที่ให้สัตยาบันต่อพิธีสารแล้วกว่า 175 ประเทศ (ข้อมูลวันที่ 20 กรกฎาคม 2543) รวมทั้งประเทศไทย (โดยได้ให้สัตยาบัน เมื่อวันที่ 7 กรกฎาคม 2532 ) และได้มีการแก้ไขเพิ่มเติมในปีต่อๆ มาอีก 5 ครั้ง เพื่อเพิ่มมาตรการในการควบคุมสารทำลายโอโซนให้รัดกุมและได้ผลเร็วขึ้น ได้แก่


<table class="logfont" align="center" bgcolor="#000000" cellpadding="2" cellspacing="1" width="95%"> <tbody><tr> <td bordercolor="#EDECF4" bgcolor="#ffffff">การแก้ไขข้อกำหนดในการควบคุมสารทำลายชั้นโอโซนในการประชุมประเทศภาคีสมาชิกครั้งที่ 2 ณ นครลอนดอน พ.ศ.2533 หรือ London Amendment 1990 มีเนื้อหาเพื่อลดการใช้ CFC-13, 111, 112, 211, 212, 213, 214, 215, 216, 217 รวมทั้ง คาร์บอนเตตระคลอไรด์ (CCl4)และ เมธิลคลอโรฟอร์ม (CH3CCl3) ปัจจุบันมีสมาชิก 141 ประเทศรวมทั้งประเทศไทย</td> </tr> <tr> <td bordercolor="#EDECF4" bgcolor="#ffffff">การแก้ไขข้อกำหนดในการควบคุมสารทำลายชั้นโอโซนในการประชุมประเทศภาคีสมาชิกครั้งที่ 4 ณ
นครโคเปนฮาเกน พ.ศ.2535 หรือ Copenhagen Amendment 1992 มีเนื้อหาเพื่อลดการใช้ เมทธิลโบรไมด์ (CH3Br) ไฮโดรโบรโมฟลูออโรคาร์บอน (HBFCs) และ ไฮโดรคลอโรฟลูออโรคาร์บอน (HCFCs) ปัจจุบันมี สมาชิก 108 ประเทศ รวมทั้งป000ระเทศไทย</td> </tr> <tr> <td bordercolor="#EDECF4" bgcolor="#ffffff">การแก้ไขข้อกำหนดในการควบคุมสารทำลายชั้นโอโซน ในการประชุมประเทศภาคีสมาชิกครั้งที่ 7ณ กรุง เวียนนา พ.ศ.2538 หรือ Vienna Adjustment 1995 มีกำหนดการควบคุมเมทธิลโบรไมด์
</td> </tr> <tr> <td bordercolor="#EDECF4" bgcolor="#ffffff">การแก้ไขข้อกำหนดในการควบคุมสารทำลายชั้นโอโซน ในการประชุมประเทศภาคีสมาชิกครั้งที่ 9 ณ นครมอนทรีออล พ.ศ.2540 หรือ Montreal Amendment 1997 มีกำหนดเลิกใช้ เมทธิลโบรไมด์ ปัจจุบันมี สมาชิก 39 ประเทศ</td> </tr> <tr> <td bordercolor="#EDECF4" bgcolor="#ffffff">การแก้ไขข้อกำหนดในการควบคุมสารทำลายชั้นโอโซน ในการประชุมประเทศภาคีสมาชิกครั้งที่ 11 ณ นครปักกิ่ง พ.ศ.2542 หรือ Beijing Amendment 1999 เพิ่มเติมการควบคุมสาร โบรโมคลอโรมีเทน และ ไฮโดรคลอโรฟลูออโรคาร์บอน (ปัจจุบันมี สมาชิก 1 ประเทศ)</td> </tr> </tbody></table> </td> </tr> <tr> <td class="text">
หมายเหตุ พันธกรณีสำหรับประเทศไทย รับผิดชอบโดย กรมโรงงานอุตสาหกรรม

ผลที่จะเกิดหากไม่มีพิธีสารมอนทรีออล

ประมาณปี ค.ศ. 2050 จะมีการสูญเสียโอโซนเพิ่มขึ้นเป็น 50 เปอร์เซ็นต์ ในแถบละติจูดกลางของซีกโลกเหนือ และ 70 เปอร์เซ็นต์ในซีกโลกใต้ ซึ่งมีความรุนแรงกว่าปัจจุบันถึง 10 เท่า ผลที่ตามมาจะทำให้รังสีอัลตราไวโอเลตส่องถึงพื้นโลกได้ 2 เท่าตัว ในเขตละติจูดกลางซีกโลกเหนือ และ 4 เท่าในซีกโลกใต้ ปริมาณสารทำลายโอโซน ที่มีการปลดปล่อยจะมากกว่าเดิมถึง 5 เท่า อันตรายจากมะเร็งผิวหนังชนิดนอนมีลาโนมา จะเพิ่มขึ้นเป็น 19 ล้านราย และ มะเร็งมีลาโนมาจะเพิ่มขึ้นเป็น 1.5 ล้านราย และโรคตาจะเพิ่มเป็น 130 ล้านราย โดยประมาณ นักวิทยาศาสตร์ทำนายผลการสูญเสียโอโซน จะถึงจุดสูงสุดภายในไม่กีปีข้างหน้านี้แล้วจะค่อยๆ รุนแรงน้อยลงจนกระทั่งกลับคืนสภาพปกติประมาณปี ค.ศ.2050 โดยสมมุติฐานที่พิธีสารมอนทรีออลได้รับความร่วมมืออย่างเต็มที่ แม้ว่าการปลดปล่อยสารซีเอฟซีจะน้อยลง ความเข้มข้นในชั้นสตราโตสเฟียร์จะยังคงเพิ่มขึ้น แม้ว่าในบรรยากาศชั้นล่างๆ จะลดลงแล้ว เนื่องจากสารซีเอฟซีมีช่วงชีวิตยาว และจะขึ้นไปอย่างต่อเนื่องในชั้นสตราโตสเฟียร์ ปริมาณของสารซีเอฟซี คาร์บอนเตตระคลอไรด์ และ เมทธิลคลอโรฟอร์ม กำลังลดน้อยลงแล้ว ส่วนความเข้มข้น ไฮโดรคลอโรฟลูออโรคาร์บอน (สารทดแทน) กำลังสูงขึ้นความสำเร็จของการพิทักษ์ชั้นโอโซนมีความเป็นไปได้เพราะว่า วิทยาศาสตร์และอุตสาหกรรมสามารถพัฒนา และใช้สารทดแทนสารเคมีที่ทำลายโอโซนในเชิงพานิชย์ ประเทศพัฒนาแล้วได้สิ้นสุดการใช้สารซีเอฟซีเร็วกว่า และด้วยราคาที่ต่ำกว่าในฐานะเป็นผู้นำต้นแบบสารทดแทนที่สำคัญ โดยเฉพาะด้านอุปกรณ์อิเลคทรอนิคส์ ได้หันมาใช้ น้ำ คาร์บอนไดออกไซด์ ไฮโดรคาร์บอน และ ไฮโดรคลอโรฟลูออโรคาร์บอน ในการทำโฟม ส่วนของเครื่องทำความเย็นได้หันมาใช้สารทดแทน ไฮโดรคลอโรฟลูออโรคาร์บอนซึ่งมีศักยภาพการทำลายชั้นโอโซนต่ำ รวมไปถึง ไฮโดรฟลูออโรคาร์บอน (HFC) แอมโมเนีย และไฮโดรคาร์บอนในเครื่องทำความเย็นแบบ Greenfreeze เพิ่มมากขึ้นเรื่อยๆ นอกจากนี้มีการนำเอาสารดับเพลิงที่มีอยู่กลับมาใช้ใหม่ ในระหว่างการพัฒนาสารทดแทน และประเทศอุตสาหกกรรมพยายามใช้สารทดแทนในกรณีจำเป็น เพราะว่ายังมีศักยภาพในการทำลายเช่นกันการทำนายอนาคตของคลอรีน เนื่องจากการมีพิธีสารแสดงดังรูปที่ 20 </td> </tr> <tr> <td class="text">

รูปที่ 20 การตรวจวัดสมดุลคลอรีนในบรรยากาศนับแต่ปี ค.ศ.1960 และการทำนายเนื่องจากการลดเลิกใช้สารซีเอฟซีและสารทำลายโอโซนต่างๆ ตัวเลขข้างล่างชี้การลดลงของโอโซนต่อสิบปี หากพิธีสารมอนทรีออลประสบความสำเร็จ

สมดุลคลอรีน การคืนสู่สภาพเดิมของโอโซน


​

ขึ้นอยู่กับปริมาณคลอรีนและโบรมีนจะน้อยลงเร็ว เพียงใดนักวิทยาศาสตร์ได้คำนวณความเข้มข้นเหล่านี้ เป็นค่าการมี สมดุลคลอรีนในสตราโตสเฟียร์ เพื่อนำไปใช้ประมาณการลดลงของโอโซน

เมทธิลโบรไมด์(CH3Br) เป็นสารเคมีที่ใช้กันกว้างขวางอีกตัวหนึ่งและให้อะตอมโบรมีน ซึ่งมีผลทำลายโอโซนได้มากกว่าคลอรีนถึง 30-60 เท่า ใช้เป็นสารรมดิน(fumigant) และพืชผลต่างๆ รวมทั้ง การบำบัดโรคติดต่อในผลิตภัณฑ์บางชนิด และเติมในน้ำมันเชื้อเพลิง มีปริมาณการปล่อยมากกว่า 40,000 ตัน หรือ 2 เท่าในทศวรรษที่ ค.ศ. 1980 นอกจากนี้ยังมาจากแหล่งธรรมชาติเช่นการเผาไหม้มวลชีวภาพมีถึง 30,000-50,000 ตันต่อปี มากกว่าครึ่งหนึ่งของเมทธิลโบรไมด์ที่ผลิตขึ้นจะถูกปล่อยสู่บรรยากาศ และปัจจุบันมีความเข้มข้นอยู่ระหว่าง 8-15 ส่วนต่อพันล้านส่วนโดยปริมาตร และยังไม่มีสารเคมีทดแทนในปัจจุบัน​

กองทุนพหุภาคีและสิ่งแวดล้อมโลก (The Multilateral Fund and Global Environment Facility) กองทุนพหุภาคีเป็นกลไกเพื่อความช่วยเหลือด้านการเงิน กับประเทศกำลังพัฒนาในการเลิกใช้และผลิตสารทำลายโอโซน ก่อตั้งขึ้นภายใต้พิธีสารมอนทรีออลในเดือนมิถุนายน ค.ศ.1990 ส่วนกองทุนพหุภาคีและสิ่งแวดล้อมโลก (GEF) ก่อตั้งโดยประชาคมโลกเพื่อช่วยเหลือประเทศกำลังพัฒนา ในกิจกรรมการเลิกใช้สารทำลายโอโซน การเปลี่ยนแปลงภูมิอากาศ การเปลี่ยนแปลงทางชีววิทยา และน่านน้ำสากล กองทุนทั้งสองได้รับการส่งเสริมจาก องค์การสหประชาชาติและธนาคารโลก ​

รูรั่วโอโซนเหนือทวีปแอนตาร์กติกา



1.9 อัพเดทรูรั่วโอโซนเหนือทวีปแอนตาร์กติก ?



1.10 อัพเดทการลดลงของโอโซนเหนือทวีปอาร์กติก? ​

</td> </tr> <tr> <td class="text">
หน่วยวัดโอโซนในบรรยากาศ ?

"หน่วยด็อบสันหรือ Dobson Unit" เราวัดโอโซนในบรรยากาศเป็นความหนาเหนือพื้นที่คอลัมน์ ที่อุณหภูมิ 0 องศาเซลเซียสและที่ความกดอากาศ 1 บรรยากาศ หน่วยเป็น มิลลิ-บรรยากาศ-เซนติเมตร (milli-atmosphere-centimetre or m-atm-cm) หรือ หน่วยด็อบสัน โดยที่ 1 m-atm-cm = 1 D.U. = 10-5 m = 10-3 cm ของโอโซนบริสุทธิ์ที่ STP = 2.687x1016 molecules.cm-2 = 2.141 mg.cm-1 1 mm at STP = 0.1 D.U. = 2.687x1015 molecules.cm-2 = 1 part per million metre (=1.0 ppmm at STP) </td> </tr> <tr> <td class="text">

​

</td></tr></tbody></table>

 

ภัยธรรมชาติ

เราทราบเรื่องราวของการเปลี่ยนแปลงทางภูมิอากาศไปพอสังเขปแล้วนะครับ คราวนี้ผมจะนำเสนอบทความเกี่ยวกับ "ภัยธรรมชาติ" ซึ่งเป็นผลกระทบโดยตรงจากการเปลี่ยนแปลงสภาพภูมิอากาศของโลก ซึ่งผู้ที่ได้รับผลกระทบโดยตรงคือ "มนุษย์นั่นเอง" มาดูความโหดร้ายของธรรมชาติที่มนุษย์เป็นผู้ก่อให้เิกิดภัย
>>>>>>>>>>>>>>>>>>>>>>>>>>>>>>>

<table class="logfont" align="center" border="0" cellpadding="2" cellspacing="0" width="97%"><tbody><tr><td class="text">

1. อะไรเป็นสาเหตุของอุทกภัยในประเทศไทย
อุทกภัยคือ ภัยและอันตรายที่เกิดจากสภาวะน้ำท่วมหรือน้ำท่วมฉับพลัน มีสาเหตุมาจากการเกิดฝนตกหนักหรือฝนต่อเนื่องเป็นเวลานาน เนื่องมาจาก 1.1 หย่อมความกดอากาศต่ำ
1.2 พายุหมุนเขตร้อน ได้แก่ พายุดีเปรสชั่น, พายุโซนร้อน, พายุใต้ฝุ่น
1.3 ร่องมรสุมหรือร่องความกดอากาศต่ำ
1.4 ลมมรสุมตะวันตกเฉียงใต้
1.5 ลมมรสุมตะวันออกเฉียงเหนือ
1.6 เขื่อนพัง

2. ลักษณะของอุทกภัยเกิดได้อย่างไรบ้าง
ลักษณะของอุทกภัยมีความรุนแรง และรูปแบบต่าง ๆ กัน ขึ้นอยู่กับลักษณะภูมิประเทศ และสิ่งแวดล้อมของแต่ละพื้นที่โดยมีลักษณะดังนี้
2.1 น้ำป่าไหลหลาก หรือน้ำท่วมฉับพลัน มักจะเกิดขึ้นในที่ราบต่ำหรือที่ราบลุ่มบริเวณใกล้ภูเขาต้นน้ำ เกิดขึ้นเนื่องจากฝนตกหนักเหนือภูเขาต่อเนื่องเป็นเวลานาน ทำให้จำนวนน้ำสะสมมีปริมาณมากจนพื้นดิน และต้นไม้ดูดซับไม่ไหวไหลบ่าลงสู่ที่ราบต่ำ เบื้องล่างอย่างรวดเร็ว มีอำนาจทำลายร้างรุนแรงระดับหนึ่ง ที่ทำให้บ้านเรือนพังทลายเสียหาย และอาจทำให้เกิดอันตรายถึงชีวิตได้

2.2 น้ำท่วม หรือน้ำท่วมขัง เป็นลักษณะของอุทกภัยที่เกิดขึ้นจากปริมาณน้ำสะสมจำนวนมาก ที่ไหลบ่าในแนวระนาบ จากที่สูงไปยังที่ต่ำเข้าท่วมอาคารบ้านเรือน เรือกสวนไร่นาได้รับความเสียหาย หรือเป็นสภาพน้ำท่วมขัง ในเขตเมืองใหญ่ที่เกิดจากฝนตกหนัก ต่อเนื่องเป็นเวลานาน มีสาเหตุมาจากระบบการระบายน้ำไม่ดีพอ มีสิ่งก่อสร้างกีดขวางทางระบายน้ำ หรือเกิดน้ำทะเลหนุนสูงกรณีพื้นที่อยู่ใกล้ชายฝั่งทะเล

2.3 น้ำล้นตลิ่ง เกิดขึ้นจากปริมาณน้ำจำนวนมากที่เกิดจากฝนหนักต่อเนื่อง ที่ไหลลงสู่ลำน้ำ หรือแม่น้ำมีปริมาณมากจนระบายลงสู่ลุ่มน้ำด้านล่าง หรือออกสู่ปากน้ำไม่ทัน ทำให้เกิดสภาวะน้ำล้นตลิ่งเข้าท่วมเรือกสวน ไร่นา และบ้านเรือนตามสองฝั่งน้ำ จนได้รับความเสียหาย ถนน หรือสะพานอาจชำรุด ทางคมนาคมถูกตัดขาดได้

3. เมื่อเกิดอุทกภัยอันตรายและความเสียหายที่เกิดขึ้นมีอะไรบ้าง
สามารถแบ่งอันตรายและความเสียหายที่เกิดจากอุทกภัยดังนี้
ความเสียหายโดยตรง
3.1 น้ำท่วมอาคารบ้านเรือน สิ่งก่อสร้างและสาธารณสถาน ซึ่งจะทำให้เกิดความเสียหายทางเศรษฐกิจอย่างมาก บ้านเรือนหรืออาคารสิ่งก่อสร้างที่ไม่แข็งแรงจะถูกกระแสน้ำที่ไกลเชี่ยวพังทลายได้ คนและสัตว์พาหนะและสัตว์เลี้ยงอาจได้รับอันตรายถึงชีวิตจากการจมน้ำตาย

3.2 เส้นทางคมนาคมและการขนส่ง อาจจะถูกตัดเป็นช่วง ๆ โดยความแรงของกระแสน้ำ ถนน และสะพานอาจจะถูกกระแสน้ำพัดให้พังทลายได้ สินค้าพัสดุอยู่ระหว่างการขนส่งจะได้รับความเสียหายมาก

3.3 ระบบสาธารณูปโภค จะได้รับความเสียหาย เช่น โทรศัพท์ โทรเลข ไฟฟ้า และประปา ฯลฯ

3.4 พื้นที่การเกษตรและการปศุสัตว์จะได้รับความเสียหาย เช่น พืชผล ไร่นา ทุกประการที่กำลังผลิดอกออกผล อาจถูกน้ำท่วมตายได้ สัตว์พาหนะ วัว ควาย สัตว์เลี้ยง ตลอดจนผลผลิตที่เก็บกักตุน หรือมีไว้เพื่อทำพันธุ์จะได้รับความเสียหาย ความเสียหายทางอ้อม จะส่งผลกระทบต่อเศรษฐกิจโดยทั่วไป เกิดโรคระบาด สุขภาพจิตเสื่อม และสูญเสียความปลอดภัยเป็นต้น
</td> </tr> <tr> <td class="text" align="center">


รูปที่ 1 อุทกภัยที่ อำเภอหาดใหญ่ จังหวัดสงขลา เมื่อเดือน พฤศจิกายน 2543
</td> </tr> <tr> <td class="text">4. วิธีปฏิบัติในการป้องกันตนเองและบรรเทาจากอุทกภัย กระทำได้อย่างไรบ้าง 4.1 การวางแผนการใช้ที่ดินอย่างมีประสิทธิ์ภาพ ควรกำหนดผังเมือง เพื่อรองรับการเจริญเติบโตของตัวเมือง ไม่ให้กีดขวางทางไหลของน้ำ กำหนดการใช้ที่ดินบริเวณพื้นที่น้ำท่วม ให้เป็นพื้นที่ราบลุ่มรับน้ำ เพื่อเป็นการหน่วงหรือชะลอการเกิดน้ำท่วม

4.2 การออกแบบสิ่งก่อสร้างอาคารต่าง ๆ ให้มีความสูงเหนือระดับที่น้ำเคยท่วมแล้ว เช่น บ้านเรือนที่ยกพื้นสูงแบบไทย ๆ เป็นต้น

4.3 การเคลื่อนย้ายวัสดุจากที่ที่จะได้รับความเสียหายอันเนื่องมาจากน้ำท่วม ให้ไปอยู่ในที่ปลอดภัยหรือในที่สูง

4.4 การนำถุงทรายมาทำเขื่อน เพื่อป้องกันน้ำท่วม

4.5 การพยากรณ์และการเตรียมภัยน้ำท่วม เพื่อให้ประชาชนรับทราบล่วงหน้า เพื่อเตรียม ป้องกัน

4.6 การสร้างเขื่อน ฝาย ทำนบ และถนน เพื่อเป็นการกักเก็บน้ำหรือเป็นการกั้นทางเดิน ของน้ำ เป็นต้น
5.สถิติอุทกภัยร้ายแรงที่เกิดขึ้นในประเทศไทย มีที่ใดและเกิดขึ้นเมื่อไรในอดีตมีอุทกภัยหลายเหตุการณ์

5.1 อุทกภัยจากพายุอีรา เข้าสู่ประเทศไทยที่ จ.อุบลราชธานี เมื่อวันที่ 4 ตุลาคม 2533 สรุปความเสียหายได้ดังนี้
ถนนเสียหาย 3,891 สาย

สะพานถูกทำลาย 332 แห่ง
เหมือง ฝาย 242 แห่ง
โรงเรียน 43 แห่ง
วัด 17 แห่ง
พื้นที่เกษตรกรรม 4,133,281 ไร่
มูลค่าความเสียหาย 6,011,353,756 บาท

5.2 อุทกภัยจากพายุดีเปรสชั่น เข้าประเทศไทย ที่ จ.นครศรีธรรมราช เมื่อวันที่ 29 พฤศจิกายน 2536 สรุปความเสียหายได้ดังนี้

ประชาชนประสบภัย 377,070 คน
ตาย 23 คน
อพยพราษฎร 16,487 คน
บาดเจ็บ 252 คน
บ้านเรือนได้รับความเสียหาย 2,180 คน
พื้นที่การเกษตรเสียหาย 701,483 ไร่
ปศุสัตว์ 403,090 ตัว
ถนนเสียหาย 4,231 แห่ง
ฝาย-ทำนบเสียหาย 135 แห่ง
สะพานชำรุด 479 แห่ง
สาธารณประโยชน์อื่น ๆ 972 แห่ง
มูลค่าความเสียหายรวม 1,260,940,725 บาท
5.3 อุทกภัยจากพายุซีตา เคลื่อนผ่านประเทศเวียดนามตอนบน และประเทศลาวเข้าสู่ประเทศพม่า ใกล้กับภาคเหนือของประเทศไทย ช่วงวันที่ 23-24 สิงหาคม 2540 สรุปความเสียหายได้
ประชาชนประสบภัย 799,274 คน
ตาย 49 คน
สูญหาย 2 คน
บาดเจ็บ 395 คน
บ้านเรือนได้รับความเสียหาย 4,627 หลัง
บ้านเรือนเสียหายทั้งหลัง 519 หลัง
ถนนเสียหาย 4,218 แห่ง
ฝาย-ทำนบเสียหาย 622 แห่ง
สะพานชำรุด 610 แห่ง
สาธารณประโยชน์ 2,425 แห่ง
มูลค่าความเสียหายรวม 2,944,750,817 บาท
5.4 อุทกภัยและวาตภัย เนื่องจากพายุลินดาเข้าประเทศไทยที่ จ.นครศรีธรรมราช เมื่อวันที่ 4 พฤศจิกายน 2540 สรุปความเสียหายได้ดังนี้
ประชาชนประสบภัย 461,263 คน
ตาย 9 คน
สูญหาย 2 คน
บาดเจ็บ 20 คน
บ้านเรือนได้รับความเสียหาย 9,248 หลัง
ถนนเสียหาย 1,223 แห่ง
ฝาย-ทำนบเสียหาย 40 แห่ง
สะพานชำรุด 20 แห่ง
สาธารณประโยชน์ 58 แห่ง
มูลค่าความเสียหายรวม 213,054,675 บาท
5.5 อุทกภัยที่จังหวัดสงขลา เนื่องจากฝนตกหนัก ในช่วง 20-22 พฤศจิกายน 2543 สรุปความเสียหายดังนี้
ประชาชนประสบภัย 552,579 คน
ตาย 26 คน
มูลค่าความเสียหายรวม 1,961,899,075 บาท



รูปที่ 2 ความเสียหายจากพายุลินดาเมื่อเดือนพฤศจิกายน 2540

6. เมื่อได้รับคำเตือนเรื่อง อุทกภัยจากกรมอุตุนิยมวิทยา ควรปฏิบัติตนอย่างไร
ก่อนเกิดอุทกภัยควรปฏิบัติดังนี้
1. เชื่อฟังคำเตือนอย่างเคร่งครัด
2. ติดตามรายงานของกรมอุตุนิยมวิทยาอย่างต่อเนื่อง
3. เคลื่อนย้ายคน สัตว์เลี้ยง เช่น วัว ควาย และสิ่งของไปอยู่ในที่สูง ซึ่งเป็นที่พ้นระดับน้ำที่เคยท่วมมาก่อน
4. ทำคันดินหรือกำแพงกั้นน้ำโดยรอบ
5. เคลื่อนย้ายพาหนะ เช่น รถยนต์หรือล้อเลื่อนไปอยู่ที่สูง หรือทำแพสำหรับที่พักรถยนต์ อาจจะใช้ถังน้ำขนาด 200 ลิตร ผูกติดกันแล้วใช้กระดานปูก็ได้
6. เตรียมกระสอบใส่ดินหรือทราย เพื่อเสริมคันดินที่กั้นน้ำให้สูงขึ้น เมื่อระดับน้ำขึ้นสูงท่วมคันดินที่สร้างอยู่
7. ควรเตรียมเรือไม้ เรือยาง หรือแพไม้ไว้ใช้ด้วย เพื่อใช้เป็นพาหนะในขณะน้ำท่วมเป็นเวลานาน เรือเหล่านี้สามารถช่วยชีวิตได้เมื่ออุทกภัยคุกคาม
8. เตรียมเครื่องมือช่างไม้ ไม้กระดาน และเชือกไว้บ้างสำหรับต่อแพ เพื่อช่วยชีวิตในยามคับขัน เมื่อน้ำท่วมมากขึ้น จะได้ใช้เครื่องมือช่างไม้เปิดหลังคารื้อฝาไม้ เพื่อใช้ช่วยพยุงตัวในน้ำได้
9. เตรียมอาหารกระป๋อง หรืออาหารสำรองไว้บ้าง พอที่จะมีอาหารรับประทานเมื่อน้ำท่วมเป็นระยะเวลาหลาย ๆ วัน อาหารย่อมขาดแคลนและไม่มีที่หุงต้ม
10. เตรียมน้ำดื่มเก็บไว้ในขวดและภาชนะที่ปิดแน่น ๆ ไว้บ้าง เพราะน้ำที่สะอาดที่ใช้ตามปกติขาดแคลนลง ระบบการส่งน้ำประปาอาจจะหยุดชะงักเป็นเวลานาน
11. เตรียมเครื่องเวชภัณฑ์ไว้บ้างพอสมควร เช่น ยาแก้พิษกัดต่อยแมลงป่อง ตะขาบ งู และสัตว์อื่น ๆ เพราะเมื่อเกิดน้ำท่วมพวกสัตว์มีพิษ เหล่านี้จะหนีน้ำขึ้นมาอยู่บนบ้านและหลังคาเรือน
12. เตรียมเชือกมนิลามีความยาวไม่น้อยกว่า 10 เมตร ใช้ปลายหนึ่งผูกมัดกับต้นไม้เป็นที่ยึดเหนี่ยว ในกรณีที่กระแสน้ำเชี่ยว และคลื่นลูกใหญ่ซัดมากวาดผู้คนลงทะเล จะช่วยไม่ให้ไหลลอยไปตามกระแสน้ำ
13. เตรียมวิทยุที่ใช้ถ่านไฟฉาย เพื่อไว้ติดตามฟังรายงานข่าวลักษณะอากาศจากกรมอุตุนิยมวิทยา
14. เตรียมไฟฉาย ถ่านไฟฉาย และเทียนไข เพื่อไว้ใช้เมื่อไฟฟ้าดับ

ขณะเกิดอุทกภัยควรตั้งสติให้มั่นคง อย่าตื่นกลัวหรือตกใจ ควรเตรียมพร้อมที่จะเผชิญเหตุการณ์ด้วยความสุขุม รอบคอบ และควรปฏิบัติดังต่อไปนี้
1. ตัดสะพานไฟ และปิดแก๊สหุงต้มให้เรียบร้อย
2. จงอยู่ในอาคารที่แข็งแรง และอยู่ในที่สูงพ้นระดับน้ำที่เคยท่วมมาก่อน
3. จงทำให้ร่างกายอบอุ่นอยู่เสมอ
4. ไม่ควรขับขี่ยานพาหนะฝ่าลงไปในกระแสน้ำหลาก
5. ไม่ควรเล่นน้ำหรือว่ายน้ำเล่นในขณะน้ำท่วม
6. ระวังสัตว์มีพิษที่หนีน้ำท่วมขึ้นมาอยู่บนบ้าน และหลังคาเรือนกัดต่อย เช่น งู แมลงป่อง ตะขาบ เป็นต้น
7. ติดตามเหตุการณ์อย่างใกล้ชิด เช่น สังเกตลมฟ้าอากาศ และติดตามคำเตือนเกี่ยวกับ ลักษณะอากาศจากกรมอุตุนิยมวิทยา
8. เตรียมพร้อมที่จะอพยพไปในที่ปลอดภัยเมื่อสถานการณ์จวนตัว หรือปฏิบัติตามคำแนะนำของทางราชการ
9. เมื่อจวนตัวให้คำนึงถึงความปลอดภัยของชีวิตมากกว่าห่วงทรัพย์สมบัติ

หลังอุทกภัย เมื่อระดับน้ำลดลงจนเป็นปกติ การบูรณะซ่อมแซมสิ่งต่าง ๆ จะต้องเริ่มต้นทันที่งานบูรณะต่าง ๆ เหล่านี้จะประกอบด้วย
1. การขนส่งคนอพยพกลับยังภูมิลำเนาเดิม
2. การช่วยเหลือในการรื้อสิ่งปรักหักพัง ซ่อมแซมบ้านเรือนที่หักพัง และถ้าบ้านเรือนที่ถูกทำลายสิ้น ก็ให้ได้รับความช่วยเหลือในการจัดหาที่พักอาศัยและการดำรงชีพชั่วระยะหนึ่ง
3. การกวาดเก็บขนสิ่งปรักหักพังทั่วไป การทำความสะอาดบ้านเรือน ถนนหนทางที่เต็มไปด้วยโคลนตม และสิ่งชำรุดเสียหายที่เกลื่อนกลาดอยู่ทั่วไปกลับสู่สภาพปกติโดยเร็ว
4. ซ่อมแซมบ้านเรือนอาคาร โรงเรียนที่พักอาศัย สะพานที่หักพังชำรุดเสียหาย และที่เสียหายมากจนไม่อาจซ่อมแซมได้ ก็ให้รื้อถอนเพราะจะเป็นอันตรายได้
5. จัดซ่อมทำเครื่องสาธารณูปโภค ให้กลับคืนสู่สภาพปกติโดยเร็วที่สุด เช่น การไฟฟ้า ประปา โทรเลข โทรศัพท์
6. ภายหลังน้ำท่วมจะมีซากสัตว์ตาย ปรากฏในที่ต่าง ๆ ซึ่งจะต้องจัดการเก็บฝังโดยเร็ว สัตว์ที่มีชีวิตอยู่ซึ่งอดอาหารเป็นเวลานาน ให้รีบให้อาหารและนำกลับคืนให้เจ้าของ
7. ซ่อมถนน สะพาน และทางรถไฟที่ขาดตอนชำรุดเสียหายให้กลับสู่สภาพเดิม เพื่อใช้ในการคมนาคมได้โดยเร็วที่สุด
8. สร้างอาคารชั่วคราวสำหรับผู้ที่อาศัย เนื่องจากถูกอุทกภัยทำลายให้อยู่อาศัยเป็นการชั่วคราว
9. การสงเคราะห์ผู้ประสบอุทกภัย มีการแจกเสื้อผ้า เครื่องนุ่งห่ม และอาหารแก่ผู้ประสบภัย ความอดอยาก ความขาดแคลนจะมีอยู่ระยะหนึ่ง ซึ่งควรจะได้รับความช่วยเหลือจากหน่วยบรรเทาทุกข์หรือมูลนิธิ และอีกประการหนึ่ง
10. ภายหลังอุทกภัย เนื่องจากสิ่งแวดล้อมมีการเปลี่ยนแปลงอย่างมาก จะทำให้เกิดเจ็บไข้และโรคระบาดได้
</td></tr></tbody></table>
ขอขอบคุณข้อมูลจาก

http://www.tmd.go.th