1. โครงสร้างบรรยากาศ<br /> เมื่อมองดูจากอวกาศ จะเห็นว่าโลกของเรามีบรรยากาศชั้นบางๆ ห่อหุ้มอยู่ บรรยากาศส่วนใหญ่มีลักษณะโปร่งแสง มองเห็นเป็นฝ้าบางๆ ที่ขอบของโลก นอกจากนั้นยังมีกลุ่มเมฆสีขาวซึ่งเกิดจากน้ำในบรรยากาศ เมื่อเปรียบเทียบความหนาของบรรยากาศเพียงไม่กี่ร้อยกิโลเมตร กับรัศมีของโลกซึ่งยาวถึง 6,400 กิโลเมตร จะเห็นว่าบรรยากาศของโลกนั้นบางมาก ดังนั้นบรรยากาศของจึงอ่อนไหวต่อการเปลี่ยนแปลงมาก ยกตัวอย่าง เช่น เมื่อเกิดภูเขาไฟระเบิดขึ้น ณ ที่แห่งหนึ่ง กระแสลมก็สามารถหอบหิ้วเถ้าภูเขาไฟ ไปยังอีกซีกหนึ่งของโลก ซึ่งยังผลให้ภูมิอากาศของโลกเปลี่ยนแปลงไปด้วย<br />ภาพที่ 1 บรรยากาศของโลกเมื่อมองดูจากอวกาศ<br />กลไกคุ้มครองสิ่งมีชีวิต โลกรับพลังงานส่วนใหญ่มาจากดวงอาทิตย์ในรูปของคลื่นแม่เหล็กไฟฟ้า ซึ่งมีทั้งรังสีที่มีคุณประโยชน์และเป็นโทษแก่สิ่งมีชีวิต บรรยากาศของโลกแม้จะมีความเบาบางมาก แต่ก็มีความหนาแน่นพอที่จะปกป้องรังสีคลื่นสั้น เช่น รังสีเอ็กซ์ และรังสีอุลตราไวโอเล็ต ไม่ให้ลงมาทำอันตรายต่อสิ่งมีชีวิตบนพื้นโลกได้<br />ภาพที่ 2 การกรองรังสีของบรรยากาศ<br /> ที่ระดับความสูงประมาณ 80 - 400 กิโลเมตร โมเลกุลของก๊าซไนโตรเจนและออกซิเจนในบรรยากาศชั้นบนสุด ดูดกลืนรังสีแกมมา และรังสีเอ็กซ์ จนทำให้อะตอมของก๊าซมีอุณหภูมิสูงจนแตกตัวเป็นประจุ (Ion) และสูญเสียอิเล็กตรอน บางครั้งเราเรียกชั้นบรรยากาศที่เต็มไปด้วยประจุนี้ว่า “ไอโอโนสเฟียร์” (Ionosphere) มีประโยชน์ในการสะท้อนคลื่นวิทยุสำหรับการสื่อสารโทรคมนาคม รังสีอุลตราไวโอเล็ตสามารถส่องผ่านบรรยากาศชั้นบนสุดลงมาได้ แต่ถูกดูดกลืนโดยก๊าซโอโซนในชั้นสตราโตสเฟียร์ ที่ระยะสูงประมาณ 48 กิโลเมตร แสงที่ตามองเห็น หรือ แสงแดด สามารถส่องลงมาถึงพื้นโลกได้ รังสีอินฟราเรดถูกดูดกลืนโดยก๊าซเรือนกระจก เช่น ไอน้ำ ก๊าซคาร์บอนไดออกไซด์ และก๊าซมีเทน ในชั้นโทรโพสเฟียร์ ทำให้อุณหภูมิพื้นผิวมีความอบอุ่น คลื่นไมโครเวฟ และคลื่นวิทยุในบางความถี่ สามารถส่องทะลุบรรยากาศได้<br />กำเนิดของบรรยากาศ โลกของเราเกิดขึ้นพร้อมๆ กับดวงอาทิตย์ และดาวเคราะห์ดวงอื่นๆ ในระบบสุริยะเมื่อประมาณ 4,600 ล้านปีมาแล้ว ก๊าซและฝุ่นรวมตัวก่อกำเนิดเป็นดวงอาทิตย์และดาวเคราะห์ โลกในยุคแรกเป็นของเหลวหนืดร้อน ถูกกระหน่ำชนด้วยอุกกาบาตขนาดใหญ่ตลอดเวลา องค์ประกอบซึ่งเป็นธาตุหนัก เช่น โลหะ จมตัวลงสู่แก่นกลางของโลก องค์ประกอบซึ่งเป็นธาตุเบา เช่น ซิลิกอน และก๊าซต่างๆ ลอยตัวขึ้นสู่พื้นผิว โลกถูกปกคลุมก๊าซไฮโดรเจน ไนโตรเจน และคาร์บอนไดออกไซด์ เนื่องจากพื้นผิวโลกร้อนมาก ประกอบกับอิทธิพลของลมสุริยะจากลมสุริยะ จึงทำให้ก๊าซไฮโดรเจนแตกตัวเป็นประจุ (Ion) และหลุดหนีสู่อวกาศ ปริมาณก๊าซไฮโดรเจนในบรรยากาศจึงลดลง<br />ภาพที่ 3 บรรยากาศของโลกในอดีต<br /> ในเวลาต่อมาเปลือกโลกเริ่มเย็นตัวลงเป็นของแข็ง องค์ประกอบที่เบากว่าซึ่งถูกกักขังไว้ภายใน พยายามแทรกตัวออกตามรอยแตกของพื้นผิว เช่น ภูเขาไฟระเบิด องค์ประกอบหลักของบรรยากาศโลกเป็นก๊าซคาร์บอนไดออกไซด์ และไนโตรเจน ต่อมาเมื่อโลกเย็นตัวลงจนไอน้ำในอากาศสามารถควบแน่นทำให้เกิดฝน น้ำฝนได้ละลายคาร์บอนไดออกไซด์ลงมาบนพื้นผิวโลก ทำให้ปริมาณของก๊าซคาร์บอนไดออกไซด์ลดลง น้ำฝนจำนวนมากสะสมและรวมตัวกันกันในบริเวณแอ่งที่ต่ำ กลายเป็นทะเลและมหาสมุทร ในช่วงเวลานั้นเริ่มเกิดวิวัฒนาการของสิ่งมีชีวิตกำเนิดขึ้น โดยสิ่งมีชีวิตในยุคแรกอาศัยอยู่ตามใต้มหาสมุทร ดำรงชีวิตโดยใช้พลังงานเคมีและความร้อนจากภูเขาไฟใต้ทะเล จนกระทั่ง 2,000 ล้านปีต่อมา สิ่งมีชีวิตได้วิวัฒนาการให้มีการสังเคราะห์แสง เช่น แพลงตอน สาหร่าย และพืช ดึงคาร์บอนไดออกไซด์ในอากาศและน้ำทะเล มาสร้างน้ำตาล และให้ผลผลิตเป็นก๊าซออกซิเจนออกมา องค์ประกอบของบรรยากาศโลกจึงเปลี่ยนแปลงไป ก๊าซออกซิเจนกลายเป็นองค์ประกอบหลักแทนก๊าซคาร์บอนไดออกไซด์<br />องค์ประกอบของบรรยากาศ บรรยากาศที่ห่อหุ้มโลกส่วนใหญ่ประกอบด้วย ก๊าซไนโตรเจน 78% ก๊าซออกซิเจน 21% ก๊าซอาร์กอน 0.9% ที่เหลือเป็น ไอน้ำ ก๊าซคาร์บอนไดออกไซด์ และก๊าซอื่นๆ จำนวนเล็กน้อย <br /> <br />ภาพที่ 4 กราฟแสดงองค์ประกอบของบรรยากาศ<br />องค์ประกอบหลัก ก๊าซไนโตรเจน (N2) มีคุณสมบัติไม่ทำปฏิกิริยาเคมีกับสารอื่น แต่เมื่ออะตอมเดี่ยวของมันแยกออกมา รวมเข้าเป็นองค์ประกอบของสารอื่น เช่น สารไนเตรท จะมีบทบาทสำคัญต่อสิ่งมีชีวิต ก๊าซออกซิเจน (O2) เป็นผลผลิตจากการสังเคราะห์แสงของพืช สาหร่าย แพลงตอน และสิ่งมีชีวิต มีความว่องไวในการทำปฏิกิริยากับสารอื่น และช่วยให้ไฟติด ถ้าปริมาณของออกซิเจนในอากาศมีมากกว่า 35% โลกทั้งดวงจะลุกไหม้ติดไฟ ดังนั้นสิ่งมีชีวิตบนโลกจึงวิวัฒนาการให้มีสัตว์ ซึ่งใช้ออกซิเจนในการเผาผลาญธาตุอาหาร และคายก๊าซคาร์บอนไดออกไซด์ออกมา ก๊าซอาร์กอน (Ar) เป็นก๊าซเฉื่อยไม่ทำปฏิกิริยากับธาตุอื่น เกิดขึ้นจากการสลายตัว (ซากกัมมันตภาพรังสี) ของธาตุโปแตสเซียมภายในโลก ก๊าซคาร์บอนไดออกไซด์ (CO2) เป็นก๊าซเรือนกระจก (Greenhouse gas) แม้มีอยู่ในบรรยากาศเพียง 0.036% แต่เป็นสิ่งจำเป็นสำหรับสิ่งมีชีวิต เนื่องจากก๊าซเรือนกระจกมีคุณสมบัติในการดูดกลืนรังสีอินฟราเรดซึ่งแผ่ออกจากโลก ทำให้โลกอบอุ่น อุณหภูมิของกลางวันและกลางคืนไม่แตกต่างจนเกินไป นอกจากนั้นก๊าซคาร์บอนไดออกไซด์ยังเป็นแหล่งอาหารของพืช อย่างไรก็ตามแม้ว่าไนโตรเจน ออกซิเจน จะเป็นองค์ประกอบหลัก แต่ก็มิได้มีอิทธิพลต่ออุณหภูมิของโลก ในทางตรงกันข้ามก๊าซโมเลกุลใหญ่ เช่น ไอน้ำ คาร์บอนไดออกไซด์ และมีเทน แม้จะมีอยู่ในบรรยากาศเพียงเล็กน้อย แต่มีความสามารถในการดูดกลืนรังสีอินฟราเรด ทำให้อุณหภูมิของโลกอบอุ่น เราเรียกก๊าซพวกนี้ว่า “ก๊าซเรือนกระจก” (Greenhouse gas)<br />ตารางที่ 1: ก๊าซเรือนกระจก<br />ก๊าซเรือนกระจกปริมาณก๊าซในบรรยากาศ(ต่อล้านส่วน)ไอน้ำ 40,000คาร์บอนไดออกไซด์360มีเทน1.7ไนตรัสออกไซด์ 0.3โอโซน0.01<br /> <br />องค์ประกอบผันแปร นอกจากก๊าซต่างๆ ซึ่งเป็นองค์ประกอบหลัก มีปริมาณคงที่แล้ว ยังมีองค์ประกอบอื่นๆ ซึ่งมีปริมาณผันแปร ขึ้นอยู่กับสถานที่และเวลา องค์ประกอบผันแปรนี้แม้ว่าจะมีจำนวนอยู่เพียงเล็กน้อย แต่ก็ส่งผลกระทบต่อสภาพอากาศและภูมิอากาศเป็นอันมาก ไอน้ำ (H2O) มีปริมาณ 0 – 4% ในบรรยากาศ ขึ้นอยู่กับช่วงเวลาและสถานที่ เมื่อเรากล่าวถึง “ไอน้ำ” เราหมายถึง น้ำในสถานะก๊าซ เมื่อน้ำเปลี่ยนจากสถานะหนึ่งไปสู่อีกสถานะหนึ่ง เช่น ของแข็ง ของเหลว และก๊าซ จะมีการดูดกลืนและคายความร้อนแฝง (Latent heat) ซึ่งเป็นแหล่งพลังงานที่ทำให้เกิดพายุ ไอน้ำเป็นก๊าซเรือนกระจกเช่นเดียวกับก๊าซคาร์บอนไดออกไซด์ จึงมีคุณสมบัติในการดูดกลืนรังสีอินฟราเรดที่แผ่ออกจากโลก นอกจากนั้นเมื่อไอน้ำกลั่นตัวเป็นละอองน้ำ หรือ “เมฆ” มีความสามารถในการสะท้อนแสงอาทิตย์ และแผ่รังสีอินฟราเรด ทำให้พื้นผิวโลกไม่ร้อน หรือหนาวจนเกินไป โอโซน (O3) เกิดจากการที่ก๊าซออกซิเจนแตกตัวเป็นอะตอมเดี่ยว (O) เนื่องจากการดูดกลืนรังสีอุลตราไวโอเล็ตในบรรยากาศชั้นสตราโตรสเฟียร์ (Stratrosphere) แล้วรวมตัวกับก๊าซออกซิเจนอีกทีหนึ่ง กลายเป็นก๊าซซึ่งมีโมเลกุลของออกซิเจน 3 อะตอม เรียกว่า “โอโซน” (Ozone) สะสมตัวเป็นชั้นบางๆ ที่ระยะสูงประมาณ 50 กิโลเมตร โอโซนมีประโยชน์ในการกรองรังสีอุลตราไวโอเล็ต มิให้ลงมาทำอันตรายต่อสิ่งมีชีวิต แต่เนื่องจากก๊าซโอโซนเองเป็นพิษต่อร่างกาย หากมีก๊าซโอโซนเกิดขึ้นที่ระดับต่ำในชั้นโทรโพสเฟียร์ (มักเกิดขึ้นจากเครื่องยนต์ และโรงงาน) ก็จะทำให้เกิดมลภาวะ ละอองอากาศ (Aerosols) หมายถึง อนุภาคขนาดเล็กที่ลอยค้างอยู่ในอากาศ ซึ่งอาจเกิดขึ้นโดยธรรมชาติหรือฝีมือมนุษย์ก็ได้ เช่น เกสรดอกไม้ ละอองเกลือ ขี้เถ้าภูเขาไฟ ฝุ่นผง หรือ เขม่าจากการเผาไหม้ ละอองอากาศทำหน้าที่เป็นแกนให้ละอองน้ำจับตัวกัน (ในอากาศบริสุทธิ์ ละอองน้ำไม่สามารถจับตัวได้ เนื่องจากไม่มีแกนนิวเคลียส) ละอองอากาศสามารถดูดกลืนและสะท้อนแสงอาทิตย์ จึงมีอิทธิพลในการควบคุมอุณหภูมิของพื้นผิวโลก เรามองเห็นดวงอาทิตย์ขึ้นและตกที่ขอบฟ้าเป็นแสงสีแดง ก็เพราะละอองอากาศกรองรังสีคลื่นสั้น เหลือแต่รังสีคลื่นยาวซึ่งเป็นแสงสีส้มและสีแดงทะลุผ่านมาได้เรียกว่า “การกระเจิงของแสง” (Light scattering)<br />โครงสร้างในแนวดิ่ง ไม่มีขอบเขตของรอยต่อระหว่างบรรยากาศและอวกาศที่แน่ชัด ยิ่งสูงขึ้นไปอากาศยิ่งบาง แม้ว่าชั้นบรรยากาศที่เราศึกษาจะมีความสูงไม่เกิน 100 กิโลเมตร แต่ทว่าที่ระยะสูง 400 กิโลเมตร ก็ยังมีอนุภาคของอากาศอยู่มากพอที่จะสร้างแรงเสียดทานให้ดาวเทียมและยานอวกาศเคลื่อนที่ช้าลง โมเลกุลของอากาศถูกแรงโน้มถ่วงของโลกดึงดูดไว้ให้กองทับถมกัน ดังนั้นยิ่งใกล้พื้นผิวโลก ก็ยิ่งมีการกดทับของอากาศมาก เราเรียกน้ำหนักของอากาศที่กดทับลงมานี้ว่า “ความกดอากาศ” (Air pressure) ความกดอากาศมีค่าแปรผันตรงกับ “ความหนาแน่นของอากาศ” (Air density) ยิ่งความดันอากาศสูง ความหนาแน่นของอากาศก็ยิ่งมาก<br />ภาพที่ 5 กราฟความกดอากาศ (ซ้าย) และความหนาแน่นของอากาศ (คอลัมน์ขวา)<br /> ที่ระดับน้ำทะเลปานกลางมีความกดอากาศ 1013 กรัม/ตารางเซนติเมตร หรือ 1013 มิลลิบาร์ ที่ระยะสูง 5.6 กิโลเมตร ความกดอากาศจะลดลง 50% ที่ระยะสูง 16 กิโลเมตร ความกดอากาศจะลดลงเหลือ 10% ที่ระยะสูง 100 กิโลเมตร ความกดอากาศจะลดลงเหลือเพียง 0.00003% แต่สัดส่วนองค์ประกอบของก๊าซแต่ละชนิดก็ยังคงเดิม ณ ความสูงระดับนี้แม้ว่าจะมีอากาศอยู่ แต่ก็มีความหนาแน่นน้อยกว่าสภาวะ สูญญากาศที่มนุษย์สร้างขึ้น<br />หมายเหตุ: อุปกรณ์วัดความกดอากาศเรียกว่า “บารอมิเตอร์” (Barometer) มีหน่วยวัดเป็น ”มิลลิบาร ์“ มิลลิบาร์ เป็นหน่วยมาตรฐานในการวัดความกดอากาศ 1 มิลลิบาร์ = แรงกด 100 นิวตัน/พื้นที่ 1 ตารางเมตร นิวตัน เป็นหน่วยวัดของแรง 1 นิวตัน = แรงที่ใช้ในการเคลื่อนมวล 1 กิโลกรัม ให้เกิดความเร่ง 1 เมตร/วินาที2<br />ชั้นบรรยากาศ นักวิทยาศาสตร์แบ่งโครงสร้างของบรรยากาศของเป็นชั้นๆ โดยใช้เกณฑ์ต่างๆ กัน อาทิ แบ่งตามสัดส่วนของก๊าซ แบ่งตามคุณสมบัติทางไฟฟ้า แต่ในการศึกษาด้านอุตุนิยมวิทยาแล้ว เราแบ่งชั้นบรรยากาศตามการเปลี่ยนแปลงของอุณหภูมิ ดังนี้<br />ภาพที่ 6 การแบ่งชั้นบรรยากาศ ตามการเปลี่ยนแปลงอุณหภูมิ<br /> โทรโพสเฟียร์ (Troposphere) เป็นบรรยากาศชั้นล่างสุดที่เราอาศัย มีความหนาประมาณ 10 - 15 กิโลเมตร ร้อยละ 80 ของมวลอากาศทั้งหมดอยู่ในบรรยากาศชั้นนี้ แหล่งกำเนิดความร้อนของโทรโพสเฟียร์คือ พื้นผิวโลกซึ่งดูดกลืนรังสีคลื่นสั้นจากดวงอาทิตย์ และแผ่รังสีอินฟราเรดออกมา ดังนั้นยิ่งสูงขึ้นไปอุณหภูมิจะลดต่ำลงในอัตรา 6.5°C ต่อ 1 กิโลเมตร จนกระทั่งระยะสูงประมาณ 12 กิโลเมตร อุณหภูมิจะคงที่ประมาณ -60°C ที่รอยต่อชั้นบนซึ่งเรียกว่า โทรโพพอส (Tropopause) โทรโพสเฟียร์มีไอน้ำอยู่จำนวนมาก จึงทำให้เกิดปรากฏการณ์น้ำฟ้าต่างๆ เช่น เมฆ พายุ ฝน เป็นต้น บรรยากาศชั้นนี้มักปรากฏสภาพอากาศรุนแรง เนื่องจากมีมวลอากาศอยู่หนาแน่น และการดูดคายความร้อนแฝง อันเนื่องมาจากการเปลี่ยนสถานะของน้ำในอากาศ รวมทั้งอิทธิพลทางภูมิศาสตร์ของพื้นผิวโลก สตราโตสเฟียร์ (Stratosphere) มวลอากาศในชั้นนี้มีร้อยละ 19.9 ของมวลอากาศทั้งหมด เหนือระดับโทรโพพอสขึ้นไป อุณหภูมิยิ่งสูงขึ้นในอัตรา 2°C ต่อ 1 กิโลเมตร เนื่องจากโอโซนที่ระยะสูง 48 กิโลเมตร ดูดกลืนรังสีอุลตราไวโอเล็ตจากดวงอาทิตย์เอาไว้ บรรยากาศชั้นสตราโตสเฟียร์มีความสงบมากกว่าชั้นโทรโพสเฟียรส์ เครื่องบินไอพ่นจึงนิยมบินในตอนล่างของบรรยากาศชั้นนี้ เพื่อหลีกเลี่ยงสภาพอากาศที่รุนแรงในชั้นโทรโพสเฟียร์ เมโซสเฟียร์ (Mesosphere) เหนือสตราโตรสเฟียรส์ขึ้นไป อุณหภูมิลดต่ำลงอีกครั้ง จนถึง -90°C ที่ระยะสูง 80 กิโลเมตร ทั้งนี้เนื่องจากห่างจากแหล่งความร้อนในชั้นโอโซนออกไป มวลอากาศในชั้นนี้มีไม่ถึงร้อยละ 0.1 ของมวลอากาศทั้งหมด เทอร์โมสเฟียร์ (Thermosphere) มวลอากาศในชั้นเทอร์โมสเฟียร์มิได้อยู่ในสถานะของก๊าซ หากแต่อยู่ในสถานะของประจุไฟฟ้า เนื่องจากอะตอมของก๊าซไนโตรเจนและออกซิเจนในบรรยากาศชั้นบน ได้รับรังสีคลื่นสั้นจากดวงอาทิตย์ เช่น รังสีเอ็กซ์ และแตกตัวเป็นประจุ อย่างไรก็ตามแม้ว่าบรรยากาศชั้นนี้จะมีอุณหภูมิสูงมาก แต่ก็มิได้มีความร้อนมาก เนื่องจากมีอะตอมของก๊าซอยู่เบาบางมาก (อุณหภูมิเป็นเพียงค่าเฉลี่ยของพลังงานในแต่ละอะตอม ปริมาณความร้อนขึ้นอยู่กับมวลทั้งหมดของสสาร) เหนือชั้นเทอร์โมสเฟียร์ขึ้นไป ที่ระยะสูงประมาณ 500 กิโลเมตร โมเลกุลของอากาศอยู่ห่างไกลกันมาก จนอาจมิสามารถวิ่งชนกับโมเลกุลอื่นได้ ในบางครั้งโมเลกุลซึ่งเคลื่อนที่เป็นเส้นตรงเหล่านี้ อาจหลุดพ้นอิทธิพลของแรงโน้มถ่วงโลก เราเรียกบรรยากาศในชั้นที่อะตอมหรือโมเลกุลของอากาศมีแนวโน้มจะหลุดหนีไปสู่อวกาศนี้ว่า “เอ็กโซสเฟียร์” (Exosphere)<br /> หมายเหตุ: บางครั้งเราเรียกบรรยากาศที่ระดับความสูง 80 - 400 กิโลเมตร ว่า “ไอโอโนสเฟียร์” (Ionosphere) เนื่องจากก๊าซในบรรยากาศชั้นนี้มีสถานะเป็นประจุไฟฟ้า ซึ่งมีประโยชน์ในการสะท้อนคลื่นวิทยุสำหรับการสื่อสารโทรคมนาคม <br />สีของท้องฟ้า<br /> สีของท้องฟ้าเปลี่ยนแปลงไปตามเวลา ตอนกลางวันท้องฟ้าเป็นสีฟ้า ส่วนตอนเช้าและตอนเย็นท้องฟ้าเป็นสีส้มแดง ปรากฏการณ์นี้เกิดขึ้นเพราะ “การกระเจิงของแสง” (Scattering of light) คลื่นแสงแต่ละสีมีขนาดความยาวคลื่นไม่เท่ากัน เมื่อตกกระทบโมเลกุลของอากาศ ก็จะเกิดการกระเจิงของแสงที่แตกต่างกันออกไป คล้ายกับการที่คลื่นของน้ำเมื่อกระแทกกับเขื่อน ถ้าขนาดของคลื่นเล็กกว่าเขื่อน (<d) คลื่นก็จะกระเจิงหรือสะท้อนกลับ แต่ถ้าขนาดของคลื่นใหญ่กว่าเขื่อน (>d) คลื่นก็จะเคลื่อนที่ข้ามเขื่อนไปได้ <br />ภาพที่ 1 การกระเจิงของแสง<br />ปัจจัยของการกระเจิงของแสง ขนาดความยาวคลื่น: แสงสีน้ำเงินมีคลื่นสั้น แสงสีแดงมีคลื่นยาว แสงคลื่นสั้นเกิดการกระเจิงได้ดีกว่าแสงคลื่นยาว ขนาดของอุปสรรค: โมเลกุลของก๊าซในบรรยากาศมีขนาดเล็ก ส่วนโมเลกุลของไอน้ำ และฝุ่นที่แขวนลอยในบรรยากาศมีขนาดใหญ่ มุมที่แสงตกกระทบกับบรรยากาศ: แสงอาทิตย์เวลาเที่ยงทำมุมชันกับพื้นโลก แสงเดินทางผ่านมวลอากาศเป็นระยะทางสั้น ทำให้แสงเดินทางผ่านอุปสรรคไม่มากนัก ส่วนในตอนเช้าและตอนเย็นแสงอาทิตย์ทำมุมลาดกับพื้นโลก แสงเดินทางผ่านมวลอากาศเป็นระยะทางยาว ทำให้อุปสรรคตามทางเดินของแสงมีมาก ปริมาณสารแขวนลอยในอากาศ: ในช่วงเวลาบ่ายและเย็น อากาศและพื้นผิวโลกมีอุณหภูมิสูง มีฝุ่นละอองลอยอยู่ในอากาศมาก เป็นอุปสรรคขวางกั้นทางเดินของแสง <br />ภาพที่ 2 การเคลื่อนที่ข้ามโมเลกุลอากาศของคลื่น<br />ท้องฟ้าเวลากลางวัน แสงอาทิตย์ทำมุมชันกับพื้นโลก แสงเดินทางผ่านบรรยากาศเป็นระยะทางสั้น อุปสรรคที่กีดขวางมีน้อย แสงสีม่วง คราม และน้ำเงิน มีความยาวคลื่นเล็กกว่าโมเลกุลของอากาศจึงกระเจิงไปบนท้องฟ้าในหลายทิศทาง ทำให้เรามองเห็นท้องฟ้าเป็นสีฟ้า ในบริเวณที่มีมลภาวะทางอากาศน้อย เช่น ตามเกาะในทะเล เราจะเห็นท้องฟ้าเป็นสีน้ำเงิน ส่วนในบริเวณที่มีมลภาวะ มีสารแขวนลอยในอากาศมาก แสงสีเขียวและสีเหลืองจะเกิดการกระเจิงด้วย เราจึงมองเห็นท้องฟ้าเป็นสีฟ้าอ่อน<br />ภาพที่ 3 ท้องฟ้าเวลากลางวัน<br /> หมายเหตุ: แม้ว่ารังสีจากดวงอาทิตย์มีความยาวคลื่นที่ให้พลังงานสูงสุด (lmax) อยู่ในย่านสีเหลือง แต่เราจะมองเห็นดวงอาทิตย์เป็นสีขาวในเวลากลางวัน เนื่องจากความเข้มของแสงอาทิตย์มีมาก<br />ท้องฟ้าเวลาเช้า และเวลาเย็น แสงอาทิตย์ทำมุมลาดกับพื้นโลก แสงเดินทางผ่านมวลอากาศเป็นระยะทางยาว อุปสรรคที่ขวางกั้นมีมาก แสงสีม่วง คราม และน้ำเงิน ไม่สามารถเดินทางผ่านอุปสรรคไปได้ จึงกระเจิงอยู่รอบนอก ส่วนแสงสีเหลือง ส้ม และแดง กระเจิงในแนวราบตามแนวลำแสง ทำให้เรามองเห็นดวงอาทิตย์และท้องฟ้าในบริเวณใกล้เคียงเป็นสีแดง หมายเหตุ: ท้องฟ้าเวลาเย็นมีสีแดงมากกว่าตอนรุ่งเช้า เนื่องจากอุณหภูมิสูงในตอนบ่าย ทำให้มีฝุ่นละอองในอากาศมากกว่าตอนเช้า ประกอบกับฝุ่นละอองในอากาศถูกชะล้างด้วยน้ำค้างในตอนเช้ามืด ดังนั้นตอนเย็นจึงมีการกระเจิงของแสงสีแดงมากกว่าตอนเช้า <br />ภาพที่ 4 ท้องฟ้ารุ่งเช้าและยามเย็น <br />ความร้อน และอุณหภูมิ<br /> พลังงาน (energy) หมายถึง ความสามารถในการทำงาน ตัวอย่างเช่น พลังงานเคมีจากน้ำมันเชื้อเพลิง ทำให้รถยนต์เคลื่อนที่ พลังงานมีหลายรูปแบบ พลังงานสามารถเปลี่ยนจากรูปหนึ่งไปสู่อีกรูปหนึ่ง เช่น พลังงานเคมีจากน้ำมันเชื้อเพลิงเปลี่ยนรูปเป็นพลังงานความร้อนในเครื่องยนต์ จากนั้นก็แปรเปลี่ยนเป็นพลังงานกลทำให้รถยนต์เคลื่อนที่ เราแบ่งพลังงานออกเป็น 2 ประเภทคือ พลังงานศักย์ (Potential energy) หมายถึง ศักยภาพที่จะทำให้เกิดงาน ซึ่งมีอยู่ในวัตถุที่หยุดนิ่ง เช่น เชื้อเพลิง อาหาร พลังงานจลน์ (Kinetic energy) หมายถึง พลังงานซึ่งเกิดจากการเคลื่อนที่ ตัวอย่างเช่น เมื่อเราใช้ค้อนตอกตะปู ค้อนทำให้เกิดพลังงานจลน์ดันตะปูให้เคลื่อนที่ ยิ่งค้อนมีมวลมาก และมีความเร็วสูง พลังงานจลน์ก็ยิ่งมาก<br />ความร้อน และ อุณหภูมิ สสารทั้งหลายประกอบด้วย อะตอมรวมตัวกันเป็นโมเลกุล การเคลื่อนที่ของอะตอม หรือการสั่นของโมเลกุล ทำให้เกิดรูปแบบของพลังงานจลน์ ซึ่งเรียกว่า “ความร้อน” (Heat) เราพิจารณาพลังงานความร้อน (Heat energy) จากพลังงานทั้งหมดที่เกิดขึ้นจากการเคลื่อนที่ของอะตอมหรือโมเลกุลทั้งหมดของสสาร อุณหภูมิ (Temperature) หมายถึง การวัดค่าเฉลี่ยของพลังงานจลน์ซึ่งเกิดขึ้นจากอะตอมแต่ละตัว หรือแต่ละโมเลกุลของสสาร เมื่อเราใส่พลังงานความร้อนให้กับสสาร อะตอมของมันจะเคลื่อนที่เร็วขึ้น ทำให้อุณหภูมิสูงขึ้น แต่เมื่อเราลดพลังงานความร้อน อะตอมของสสารจะเคลื่อนที่ช้าลง ทำให้อุณหภูมิลดต่ำลง หากเราต้มน้ำด้วยถ้วยและหม้อบนเตาเดียวกัน จะเห็นได้ว่าน้ำในถ้วยจะมีอุณหภูมิสูงกว่า แต่จะมีพลังงานความร้อนน้อยกว่าในหม้อ เนื่องจากปริมาณความร้อนขึ้นอยู่กับมวลทั้งหมดของสสาร แต่อุณหภูมิเป็นเพียงค่าเฉลี่ยของพลังงานในแต่ละอะตอม ดังนั้นบรรยากาศชั้นบนของโลก (ชั้นเทอร์โมสเฟียร์) จึงมีอุณหภูมิสูง แต่มีพลังงานความร้อนน้อย เนื่องจากมีมวลอากาศอยู่อย่างเบาบาง <br />สเกลอุณหภูมิ องศาฟาเรนไฮต์ ในปี ค.ศ.1714 กาเบรียล ฟาเรนไฮต์ (Gabrial Fahrenheit) นักฟิสิกส์ชาวเยอรมันได้ประดิษฐ์เทอร์มอมิเตอร์ซึ่งบรรจุปรอทไว้ในหลอดแก้ว เขาพยายามทำให้ปรอทลดต่ำสุด (0°F) โดยใช้น้ำแข็งและเกลือผสมน้ำ เขาพิจารณาจุดหลอมละลายของน้ำแข็งเท่ากับ 32°F และจุดเดือดของน้ำเท่ากับ 212°F องศาเซลเซียส ในปี ค.ศ.1742 แอนเดอส์ เซลเซียส (Anders Celsius) นักดาราศาสตร์ชาวสวีเดน ได้ออกแบบสเกลเทอร์มอมิเตอร์ให้อ่านได้ง่ายขึ้น โดยมีจุดหลอมละลายของน้ำแข็งเท่ากับ 0°C และจุดเดือดของน้ำเท่ากับ 100°C เคลวิน (องศาสัมบูรณ์) ต่อมาในคริสศตวรรษที่ 19 ลอร์ด เคลวิน (Lord Kelvin) นักฟิสิกส์ชาวอังกฤษ ผู้ค้นพบความสัมพันธ์ระหว่างความร้อนและอุณหภูมิว่า ณ อุณหภูมิ -273°C อะตอมของสสารจะไม่มีการเคลื่อนที่ และจะไม่มีสิ่งใดหนาวเย็นไปกว่านี้ได้อีก เขาจึงกำหนดให้ 0 K = -273°C (ไม่ต้องใช้เครื่องหมาย ° กำกับหน้าอักษร K) สเกลองศาสัมบูรณ์หรือเคลวิน เช่นเดียวกับองศาเซลเซียสทุกประการ เพียงแต่ +273 เข้าไปเมื่อต้องการเปลี่ยนเคลวินเป็นเซลเซียส <br /> <br />ภาพที่ 1 เปรียบเทียบสเกลอุณหภูมิทั้ง 3 ระบบ<br />ความสัมพันธ์ของสเกลอุณหภูมิ<br />ระยะสเกลฟาเรนไฮต์ = 212 °F – 32 °F= 180 °Fระยะสเกลเซลเซียส= 100 °C – 0 °C = 100 °Cสเกลทั้งสองมีความแตกต่างกัน= 180/100= 1.8 <br />ความสัมพันธ์ของสเกลทั้งสองจึงเป็นดังนี้<br />°F= (1.8 X °C) + 32°C= (°F -32) / 1.8<br /> ตัวอย่าง: อุณหภูมิของร่างกายมนุษย์ 98.6°F คิดเป็นองศาเซลเซียส และเคลวิน ได้เท่าไร แปลงเป็นองศาเซลเซียส = (°F -32) / 1.8 = (98.6 -32) / 1.8 = 37°C แปลงเป็นองศาสัมบูรณ์ = 37+ 273 K = 310 K<br />ภาพที่ 2 การถ่ายเทความร้อน<br />กลไกการถ่ายเทความร้อน เราแบ่งกลไกการถ่ายเทความร้อนออกเป็น 3 ชนิดคือ การนำความร้อน การพาความร้อน และการแผ่รังสี แต่ทว่าในความเป็นจริง การถ่ายเทความร้อนทั้งสามชนิดอาจเกิดขึ้นพร้อมๆ กันอย่างแยกไม่ออก การนำความร้อน (Conduction) เป็นการถ่ายเทความร้อนจากโมเลกุลไปสู่อีกโมเลกุลหนึ่งซึ่งอยู่ติดกันไปเรื่อยๆ จากอุณหภูมิสูงไปสู่อุณหภูมิต่ำ ยกตัวอย่างเช่น หากเราจับทัพพีในหม้อหุงข้าว ความร้อนจะเคลื่อนที่ผ่านทัพพีมายังมือของเรา ทำให้เรารู้สึกร้อน โลหะเป็นตัวนำความร้อนที่ดี อโลหะและอากาศเป็นตัวนำความร้อนที่เลว การพาความร้อน (Convection) เป็นการถ่ายเทความร้อนด้วยการเคลื่อนที่ของอะตอมและโมเลกุลของสสารซึ่งมีสถานะเป็นของเหลวและก๊าซ ส่วนของแข็งนั้นจะมีการถ่ายเทความร้อนด้วยการนำความร้อน และการแผ่รังสีเท่านั้น การพาความร้อนจึงมากมักเกิดขึ้นในบรรยากาศ และมหาสมุทร รวมทั้งภายในโลก และดวงอาทิตย์ ภาพที่ 2 แสดงให้เห็นถึงธรรมชาติของวัฏจักรการพาความร้อน การแผ่รังสีจากกองไฟทำให้เกิดความร้อนที่ก้นหม้อน้ำด้านนอก โลหะทำให้เกิดการนำความร้อนเข้าสู่ภายในหม้อ ทำให้น้ำที่อยู่เบื้องล่างร้อนและขยายตัว ความหนาแน่นต่ำจึงลอยขึ้นสู่ข้างบน ทำให้น้ำเย็นความหนาแน่นสูงซึ่งอยู่ด้านบนเคลื่อนตัวลงมาแทนที่ เมื่อน้ำเย็นที่เคลื่อนลงมาได้รับความร้อนเบื้องล่าง ก็จะลอยขึ้นหมุนวนเป็นวัฏจักรต่อเนื่องกันไป ซึ่งเรียกว่า “วัฏจักรการพาความร้อน” (Convection circulation) การแผ่รังสี (Radiation) เป็นการถ่ายเทความร้อนออกรอบตัวทุกทิศทุกทาง โดยมิต้องอาศัยตัวกลางในการส่งถ่ายพลังงาน ดังเช่น การนำความร้อน และการพาความร้อน การแผ่รังสีสามารถถ่ายเทความร้อนผ่านอวกาศได้ วัตถุทุกชนิดที่มีอุณหภูมิสูงกว่า -273°C หรือ 0 K (เคลวิน) ย่อมมีการแผ่รังสี วัตถุที่มีอุณหภูมิสูงแผ่รังสีคลื่นสั้น วัตถุที่มีอุณหภูมิต่ำแผ่รังสีคลื่นยาว<br />อุณหภูมิอากาศ<br /> อุณหภูมิอากาศ (Air temperature) เป็นปัจจัยพื้นฐานในการศึกษาสภาพอากาศ (weather) อุณหภูมิอากาศแปรเปลี่ยนไปในแต่ละช่วงเวลา เช่น ปี ฤดูกาล เดือน วัน และแม้กระทั่งรายชั่วโมง ดังนั้น ค่าอุณหภูมิเฉลี่ยในแต่ละวัน (Daily mean temperature) จึงใช้ค่าอุณหภูมิสูงสุดและอุณหภูมิต่ำสุดรวมกันแล้วหารสอง ค่าอุณหภูมิเฉลี่ยของเดือน (Monthly mean temperature) ใช้ค่าเฉลี่ยอุณหภูมิของแต่ละวันรวมกัน แล้วหารด้วยจำนวนวัน ค่าอุณหภูมิเฉลี่ยของปี (Yearly mean temperature) ใช้ค่าเฉลี่ยอุณหภูมิของแต่ละเดือนรวมกัน แล้วหารด้วยสิบสอง สิ่งที่เป็นสาเหตุสำคัญที่สุดในการเปลี่ยนแปลงของอุณหภูมิในรอบวันก็คือ การหมุนรอบตัวเองของโลก ซึ่งทำให้มุมที่แสงอาทิตย์ตกกระทบพื้นผิวโลกเปลี่ยนแปลงไป ในช่วงเวลาเที่ยงวันดวงอาทิตย์อยู่สูงเหนือขอบฟ้ามากที่สุด แสงอาทิตย์ตกกระทบพื้นโลกเป็นมุมฉาก ลำแสงมีความเข้มสูง ในช่วงเวลาเช้าและเย็น ดวงอาทิตย์อยู่ด้านข้าง แสงตกกระทบพื้นโลกเป็นมุมเฉียง ลำแสงครอบคลุมพื้นที่กว้างกว่า ความเข้มของแสงจึงมีน้อยกว่า อีกประการหนึ่งในช่วงเวลาเที่ยง ลำแสงส่องผ่านบรรยากาศเป็นระยะทางไม่มาก แต่ในช่วงเวลาเช้าและเย็น ลำแสงอาทิตย์ทำมุมลาด ต้องเดินทางผ่านชั้นบรรยากาศเป็นระยะทางไกล ความเข้มของแสงจึงถูกบรรยากาศกรองให้ลดน้อยลง ยังผลให้อุณหภูมิต่ำลงไปอีก<br />ภาพที่ 1 เทอร์มอมิเตอร์ชนิดสูงสุด-ต่ำสุด (Max –min thermometer)<br /> อุปกรณ์ซึ่งใช้ในการวัดอุณหภูมิของอากาศ เรียกว่า “เทอร์มอมิเตอร์” (Thermometer) เทอร์มอมิเตอร์ที่ใช้ในการศึกษาสภาพอากาศ คือ “เทอร์มอมิเตอร์ชนิดสูงสุด-ต่ำสุด” (Max-min thermometer) ซึ่งสามารถวัดค่าอุณหภูมิสูงสุดและต่ำสุดในรอบวันได้ จากการศึกษากราฟอุณหภูมิในรอบวัน จะพบว่า อุณหภูมิสูงสุดมักเกิดขึ้นตอนบ่าย มิใช่ตอนเที่ยง ทั้งนี้เนื่องจากพื้นดินและบรรยากาศต้องการอาศัยเวลาในดูดกลืนและคายความร้อน (การเกิดภาวะเรือนกระจก) อีกทีหนึ่ง<br />ภาพที่ 2 กราฟแสดงการเปลี่ยนแปลงอุณหภูมิของอากาศในรอบ 3 วัน<br /> <br />ปัจจัยที่ทำให้อุณหภูมิอากาศในแต่ละสถานที่มีความแตกต่างกัน พื้นดินและพื้นน้ำ พื้นดินและพื้นน้ำมีคุณสมบัติในการดูดกลืนและคายความร้อนแตกต่างกัน เมื่อรับความร้อนพื้นดินจะร้อนขึ้นอย่างรวดเร็ว และมีอุณหภูมิสูงกว่าพื้นน้ำ เมื่อคายความร้อนพื้นดินจะเย็นตัวอย่างรวดเร็ว และมีอุณหภูมิต่ำกว่าพื้นน้ำ ทั้งนี้เนื่องจากพื้นน้ำมีความร้อนจำเพาะสูงกว่าพื้นดินถึง 3 เท่าตัว (ความร้อนจำเพาะ หมายถึง ปริมาณความร้อนที่ทำให้สสาร 1 กรัม มีอุณหภูมิสูงขึ้น 1°C) ระดับสูงของพื้นที่ (Elevation) อากาศเป็นตัวนำความร้อน (Conduction) ที่เลว เนื่องจากอากาศมีความโปร่งใส และมีความหนาแน่นต่ำ พื้นดินจึงดูดกลืนพลังงานจากแสงอาทิตย์ได้ดีกว่า อากาศถ่ายเทความร้อนจากพื้นดิน ด้วยการพาความร้อน (Convection) ไปตามการเคลื่อนที่ของอากาศ ในสภาพทั่วไปเราจะพบว่ายิ่งสูงขึ้นไป อุณหภูมิของอากาศจะลดต่ำลงด้วยอัตรา 6.5°C ต่อกิโลเมตร (Environmental lapse rate) ดังนั้นอุณหภูมิบนยอดเขาสูง 2,000 เมตร จะต่ำกว่าอุณหภูมิที่ระดับน้ำทะเลประมาณ 13°C ละติจูด เนื่องจากโลกเป็นทรงกลม แสงอาทิตย์จึงตกกระทบพื้นโลกเป็นมุมไม่เท่ากัน (ภาพที่ 3) ในเวลาเที่ยงวันพื้นผิวบริเวณศูนย์สูตรได้รับรังสีจากแสงอาทิตย์เป็นมุมชัน แต่พื้นผิวบริเวณขั้วโลกได้รับรังสีจากแสงอาทิตย์เป็นมุมลาด ส่งผลให้เขตศูนย์สูตรมีอุณหภูมิสูงกว่าเขตขั้วโลก ประกอบกับรังสีที่ตกกระทบพื้นโลกเป็นมุมลาด เดินทางผ่านความหนาชั้นบรรยากาศเป็นระยะทางมากกว่า รังสีที่ตกกระทบเป็นมุมชัน ความเข้มของแสงจึงถูกบรรยากาศกรองให้ลดน้อยลง ยังผลให้อุณหภูมิลดต่ำลงไปอีก<br />ภาพที่ 3 มุมที่แสงอาทิตย์ตกกระทบพื้นผิวโลก<br /> ตำแหน่งทางภูมิศาสตร์ พื้นผิวโลกมีสภาพภูมิประเทศแตกต่างกัน มีทั้งที่ราบ ทิวเขา หุบเขา ทะเล มหาสมุทร ทะเลสาบ ทะเลทราย ที่ราบสูง สภาพภูมิประเทศมีอิทธิพลส่งผลกระทบสภาพลมฟ้าอากาศโดยตรง เช่น พื้นที่ทะเลทรายจะมีอุณหภูมิแตกต่างระหว่างกลางวันกลางคืนมากกว่าพื้นที่ชายทะเล พื้นที่รับลมจะมีอุณหภูมิต่ำกว่าพื้นที่อับลมเนื่องจากไม่มีการถ่ายเทความร้อน ปริมาณเมฆ และอัลบีโดของพื้นผิว เมฆสะท้อนรังสีจากอาทิตย์บางส่วนกลับคืนสู่อวกาศ ขณะเดียวกันเมฆดูดกลืนรังสีคลื่นสั้นเอาไว้และแผ่พลังงานออกมาในรูปของรังสีอินฟราเรด ในเวลากลางวัน เมฆช่วยลดอุณหภูมิอากาศให้ต่ำลง และในเวลากลางคืน เมฆทำให้อุณหภูมิอากาศสูงขึ้น เมฆจึงทำให้อุณหภูมิอากาศเวลากลางวันและกลางคืนไม่แตกต่างกันมากนัก พื้นผิวของโลกก็เช่นกัน พื้นโลกที่มีอัลบีโดต่ำ (สีเข้ม) เช่น ป่าไม้ ดูดกลืนพลังงานจากดวงอาทิตย์ พื้นโลกที่มีอัลบีโดสูง (สีอ่อน) เช่น ธารน้ำแข็ง ช่วยสะท้อนพลังงานจากดวงอาทิตย์ (อัลบีโด หมายถึง ความสามารถในการสะท้อนแสงของวัตถุ) <br />ความชื้นและเสถียรภาพของอากาศ<br /> แม้ว่าองค์ประกอบส่วนใหญ่ของบรรยากาศจะเป็น ก๊าซไนโตรเจน และก๊าซออกซิเจน แต่ก๊าซทั้งสองก็มิได้มีอิทธิพลต่อการเปลี่ยนแปลงสภาพอากาศ ทั้งนี้เนื่องจากมีจุดควบแน่น และจุดเยือกแข็งต่ำมาก อุณหภูมิของอากาศมิได้ต่ำพอที่จะทำให้ก๊าซทั้งสองเปลี่ยนสถานะได้ ยกตัวอย่างเช่น หากจะทำให้ก๊าซไนโตรเจนในอากาศเปลี่ยนสถานะเป็นของเหลว อุณหภูมิอากาศจะต้องลดต่ำลงถึง -196°C ซึ่งก็เป็นไปไม่ได้ เนื่องจากโลกอยู่ใกล้ดวงอาทิตย์มากเกินไป ในทางตรงข้ามแม้บรรยากาศจะมีไอน้ำอยู่เพียงเล็กน้อยประมาณ 0.1 - 4% แต่ก็มีอิทธิพลทำให้เกิดการเปลี่ยนแปลงสภาพอากาศได้อย่างรุนแรง ทั้งนี้เนื่องจากน้ำในอากาศสามารถเปลี่ยนสถานะกลับไปกลับมาได้ทั้งสามสถานะ เนื่องเพราะอุณหภูมิ ณ จุดควบแน่น และจุดเยือกแข็ง มิได้แตกต่างกันมาก การเปลี่ยนแปลงสถานะของน้ำอาศัยการดูดและคายพลังงาน ซึ่งเป็นกลไกในการขับเคลื่อนให้เกิดการเปลี่ยนแปลงสภาพลมฟ้าอากาศ<br />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)<br />ภาพที่ 1 พลังงานที่ใช้ในการเปลี่ยนสถานะของน้ำ<br />การหลอมเหลว - การแข็งตัว ถ้าเราต้องการให้น้ำแข็งเปลี่ยนสถานะเป็นของเหลว เราจะเพิ่มความร้อนให้แก้วซึ่งบรรจุน้ำแข็ง น้ำแข็งดูดกลืนความร้อนนี้ไว้ โดยยังคงรักษาอุณหภูมิ 0°C คงที่ไม่เปลี่ยนแปลงจนกว่าน้ำแข็งจะละลายหมดก้อน ความร้อนที่ถูกดูดกลืนเข้าไปจะทำลายโครงสร้างผลึกน้ำแข็ง ทำให้น้ำแข็งเปลี่ยนสถานะเป็นของเหลว เราเรียกว่า“การหลอมเหลว” (Melting) ซึ่งต้องการดูดกลืนความร้อนแฝง 80 แคลอรี/กรัม ในทางกลับกัน เมื่อน้ำเปลี่ยนสถานะจากของเหลวกลายเป็นน้ำแข็ง เราเรียกว่า “การแข็งตัว” (Freezing) น้ำจะคายความร้อนแฝงออกมา 80 แคลอรี/กรัมการระเหย – การควบแน่น เมื่อน้ำเปลี่ยนสถานะเป็นไอน้ำ เราเรียกว่า “การระเหย” (Evaporation) ซึ่งต้องการดูดกลืนความร้อนแฝง 600 แคลอรี เพื่อที่จะเปลี่ยน น้ำ 1 กรัมให้กลายเป็นไอน้ำ ในทางกลับกันเมื่อไอน้ำกลั่นตัวกลายเป็นหยดน้ำ “การควบแน่น” (Condensation) น้ำจะคายความร้อนแฝงออกมา 600 แคลอรี/กรัม เช่นกันการระเหิด – การระเหิดกลับ ในบางครั้งน้ำแข็งสามารถเปลี่ยนสถานะเป็นไอน้ำได้โดยตรง โดยที่ไม่จำเป็นต้องละลายเป็นของเหลวแล้วระเหยเป็นก๊าซ การเปลี่ยนสถานะจากของแข็งเป็นก๊าซโดยตรงนี้เราเรียกว่า “การระเหิด” (Sublimation) ซึ่งต้องการดูดกลืนความร้อนแฝง 680 แคลอรี เพื่อที่จะเปลี่ยน น้ำแข็ง 1 กรัมให้กลายเป็นไอน้ำ ในทางกลับกัน เมื่อไอน้ำจะเปลี่ยนสถานะเป็นน้ำแข็งโดยตรง เราเรียกว่า “การระเหิดกลับ”(Deposition)ไอน้ำจะคายความร้อนแฝงออกมา 680 แคลอรี/กรัม เช่นกัน<br />ไอน้ำในอากาศ ปัจจัยหลักที่มีอิทธิพลต่อการเปลี่ยนสถานะของน้ำคือ อุณหภูมิ และความดัน ปัจจัยทั้งสองเกี่ยวพันใกล้ชิดจนเปรียบเสมือนด้านหัวและก้อยของเหรียญเดียวกัน เพียงแต่จะเราจะมองที่ด้านไหน การมองว่า “อุณหภูมิ” คือระดับของพลังงาน จะช่วยให้ทำความเข้าใจเรื่องปริมาณไอน้ำในอากาศได้ง่ายขึ้น ระดับพลังงาน ณ อุณหภูมิห้อง (10°C – 40°C) ทำให้โมเลกุลของน้ำสั่น น้ำจึงมีสถานะเป็นของเหลว หากพลังงานเพิ่มขึ้นโมเลกุลของน้ำก็จะสั่นมากขึ้น จนถึงระดับหนึ่งก็จะหลุดลอยเป็นอิสระ น้ำจึงเปลี่ยนสถานะจากของเหลวเป็นก๊าซ ซึ่งเรียกว่า “ไอน้ำ” ในทางตรงข้ามหากพลังงานลดต่ำลง โมเลกุลของน้ำจะเกาะตัวกันแน่นขึ้นจนเกิดผลึกและมีสถานะเป็นของแข็ง เราจึงสรุปได้ว่า “วันที่มีอุณหภูมิสูงมีไอน้ำในอากาศมาก วันที่มีอุณหภูมิต่ำมีไอน้ำในอากาศน้อย” หรืออาจกล่าวได้อีกอย่างหนึ่งว่า “ฤดูร้อนย่อมมีไอน้ำในอากาศมากกว่าฤดูหนาว” หรือ “บริเวณร้อนชื้นย่อมมีไอน้ำในบรรยากาศมากกว่าบริเวณหนาวเย็นแถบขั้วโลก” ทั้งนี้จะเห็นได้ว่า ณ อุณหภูมิหนึ่งๆ จะมีปริมาณไอน้ำในอากาศ ในจำนวนที่ชี้เฉพาะขึ้นอยู่กับระดับของพลังงาน (อุณหภูมิ) เมื่ออุณหภูมิสูงขึ้นจะเกิดแนวโน้มว่ามีไอน้ำในบรรยากาศมากขึ้น และหากอุณหภูมิลดต่ำลงจะมีแนวโน้มว่า ไอน้ำจะเปลี่ยนสถานะเป็นของเหลว หรือของแข็ง <br />ภาพที่ 2 โมเลกุลน้ำในภาชนะ<br /> หากมีกล้องวิเศษที่สามารถมองถังน้ำในภาพที่ 2 ด้วยกำลังขยายหนึ่งพันล้านเท่า เราจะมองเห็นโมเลกุลของน้ำอยู่เบียดเสียด วิ่งไปวิ่งมา โดยที่โมเลกุลแต่ละโมเลกุลเคลื่อนที่ด้วยความเร็วแตกต่างกัน ช้าบ้าง เร็วบ้าง ซึ่งค่าเฉลี่ยของความเร็วในการเคลื่อนที่ของโมเลกุลก็คือ “อุณหภูมิ” ของน้ำ (พลังงานจลน์) ถ้าโมเลกุลที่อยู่บริเวณผิวน้ำมีความเร็วมากพอ ที่จะทำให้โมเลกุลเคลื่อนที่หลุดออกไปสู่อากาศ โมเลกุลเหล่านี้จะเปลี่ยนสถานะจากน้ำเป็นไอน้ำ ซึ่งก็คือ “การระเหย” นั่นเอง เมื่อเราปิดฝาถังและดันเข้าไปดังเช่นในภาพขวามือ น้ำที่เคยระเหยเป็นไอน้ำ จะถูกควบแน่นกลับเป็นของเหลวอีกครั้งหนึ่ง หาก “จำนวนโมเลกุลของน้ำที่ระเหยกลายเป็นไอน้ำ จะเท่ากับจำนวนโมเลกุลของไอน้ำที่ควบแน่นกลับเป็นน้ำพอดีquot;
เราเรียกว่า “อากาศอิ่มตัวด้วยไอน้ำ” ในทางกลับกันหากเราดึงฝาเปิดออก ไอน้ำในอากาศซึ่งเคยอยู่ในถังจะหนีออกมา ทำให้จำนวนโมเลกุลของไอน้ำที่เหลืออยู่ข้างในน้อยลง อากาศจึงไม่เกิดการอิ่มตัว ปัจจัยในธรรมชาติที่ทำให้อากาศไม่เกิดการอิ่มตัวคือ กระแสลม เมื่ออากาศเสียดสีกับพื้นน้ำ โมเลกุลของอากาศจะส่งถ่ายพลังงานไปยังโมเลกุลของน้ำ หากมีกระแสลมแรง พลังงานที่ส่งถ่ายก็จะมาก ทำให้โมเลกุลของน้ำสั่นหลุดเป็นอิสระ เปลี่ยนสถานะกลายเป็นก๊าซ <br />ความดันไอน้ำ<br />ภาพที่ 3 โมเลกุลของก๊าซต่างๆ ในกลุ่มอากาศ<br /> อากาศมีแรงดันออกทุกทิศทุกทาง ความดันนี้เกิดขึ้นจากการพุ่งชนกันของโมเลกุลของก๊าซ ถ้าสมมติให้กลุ่มอากาศ (Air parcel) ในภาพที่ 3 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 ทำให้จำนวนโมเลกุลของไอน้ำอากาศมากขึ้น ความดันไอน้ำมากขึ้นย่อมทำให้อุณหภูมิสูงตามขึ้นไปตามกฎของก๊าซ เราจึงสรุปได้ว่า “อุณหภูมิของอากาศแปรผันตามความดันไอน้ำหรือปริมาณของไอน้ำในอากาศ” ดังนั้น “อากาศชื้นย่อมมีอุณหภูมิสูงกว่าอากาศแห้ง”<br />ความชื้น ความชื้น (Humidity) หมายถึง จำนวนไอน้ำที่มีอยู่ในอากาศ ความชื้นของอากาศมีการเปลี่ยนแปลงอยู่ตลอดเวลา จะมากหรือน้อย ขึ้นอยู่กับความดัน และอุณหภูมิ ความชื้นสัมพัทธ์ (Relativety humidity) หมายถึง “อัตราส่วนของปริมาณไอน้ำที่มีอยู่จริงในอากาศ ต่อ ปริมาณไอน้ำที่จะทำให้อากาศอิ่มตัว ณ อุณหภูมิเดียวกัน” หรือ “อัตราส่วนของความดันไอน้ำที่มีอยู่จริง ต่อ ความดันไอน้ำอิ่มตัว” ค่าความชื้นสัมพัทธ์แสดงในรูปของร้อยละ (%) <br />ความชื้นสัมพัทธ์ = (ปริมาณไอน้ำที่อยู่ในอากาศ / ปริมาณไอน้ำที่ทำให้อากาศอิ่มตัว ) x 100%<br />หรือ<br />ความชื้นสัมพัทธ์ = (ความดันไอน้ำที่มีอยู่ในอากาศ / ความดันไอน้ำของอากาศอิ่มตัว) x 100%<br /> ปริมาณของไอน้ำในอากาศขึ้นอยู่กับอุณหภูมิของอากาศ อากาศร้อนสามารถเก็บไอน้ำได้มากกว่าอากาศเย็น ดังนั้นหากเราลดอุณหภูมิของอากาศจนถึงจุดๆ หนึ่ง จะเกิด “อากาศอิ่มตัว” (Saturated air) อากาศไม่สามารถเก็บกักไอน้ำไว้ได้มากกว่านี้ หรือกล่าวได้ว่า อากาศมีความชื้นสัมพัทธ์ 100% ดังนั้นหากอุณหภูมิยังคงลดต่ำลงอีก ไอน้ำจะเปลี่ยนสถานะเป็นของเหลว อุณหภูมิที่ทำให้เกิดการควบแน่นนี้เรียกว่า “จุดน้ำค้าง” (Dew point) “จุดน้ำค้างของอากาศชื้นมีอุณหภูมิสูงกว่าจุดน้ำค้างของอากาศแห้ง”<br />ภาพที่ 4 ความสามารถในการเก็บไอน้ำในอากาศ ณ อุณหภูมิต่างๆ<br /> ในภาพที่ 4 อากาศในขวดซ้ายมือมีอุณหภูมิสูงกว่าขวดขวามือ มีไอน้ำ (ก๊าซ) ในบรรยากาศมากแต่เรามองไม่เห็น ส่วนอากาศในขวดขวามือมีอุณหภูมิต่ำกว่า ปริมาณไอน้ำในขวดถูกจำกัดจึงควบแน่นเป็นของเหลวอยู่ก้นขวด<br />ไอน้ำ เป็นน้ำในสถานะก๊าซ ไอน้ำเป็นก๊าซไม่มีสี ไม่มีกลิ่น และมองไม่เห็นเมฆ ที่เรามองเห็นเป็นหยดน้ำในสถานะของเหลว หรือเกล็ดน้ำแข็งในสถานะของแข็ง<br />ตัวอย่างของการควบแน่น เมื่อเราใส่น้ำแข็งไว้ในแก้ว จะเกิดละอองน้ำเล็กๆ เกาะอยู่รอบๆ แก้ว ละอองน้ำเหล่านี้เกิดจากอากาศรอบๆ แก้ว มีอุณหภูมิลดต่ำลงจนเกิดการอิ่มตัว และไม่สามารถเก็บไอน้ำได้มากกว่านี้ ไอน้ำจึงควบแน่นเปลี่ยนสถานะเป็นหยดน้ำ ในวันที่มีอากาศหนาว เมื่อเราหายใจออกจะมีควันสีขาว ซึ่งเป็นละอองน้ำเล็กๆ เกิดจากอากาศอบอุ่นภายในร่างกายปะทะกับอากาศเย็นภายนอก ทำให้ไอน้ำซึ่งออกมากับอากาศภายในร่างกาย ควบแน่นกลายเป็นหยดน้ำเล็กๆ มองเห็นเป็นควันสีขาว กาต้มน้ำเดือดพ่นควันสีขาวออกจากพวยกา ควันสีขาวนั้นที่จริงเป็นหยดน้ำเล็กๆ ซึ่งเกิดจาก อากาศร้อนภายในกาพุ่งออกมาปะทะอากาศเย็นภายนอก แล้วเกิดการอิ่มตัว ควบแน่นเป็นละอองน้ำเล็กๆ ทำให้เรามองเห็น (ไอน้ำในสถานะของก๊าซนั้น ไม่มีสี เราไม่สามารถมองเห็นได้)<br /> การเปลี่ยนแปลงอุณหภูมิที่เราคุ้นเคย มักต้องเพิ่มหรือลดพลังงานจากภายนอก เช่น การต้มน้ำ หรือตู้เย็น เป็นต้น แต่การเปลี่ยนแปลงอุณหภูมิในบางเรื่อง ก็ไม่จำเป็นต้องอาศัยตัวแปรจากภายนอก ตัวอย่างเช่น การควบแน่นของไอน้ำในอากาศ ทำให้เกิดการคายความร้อนแฝง ส่งผลให้อากาศโดยรอบมีอุณหภูมิสูงขึ้น เราเรียกการเปลี่ยนแปลงอุณหภูมิ โดยที่ไม่ต้องมีการเพิ่มพลังงานความร้อนจากภายนอกระบบเช่นนี้ว่า “การเปลี่ยนแปลงอุณหภูมิแบบอะเดรียแบติก” (Adiabatic temperature change)<br />ภาพที่ 5 สลิงไซโครมิเตอร์ (Sling psychrometer)<br /> 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<br />การยกตัวของอากาศ พื้นผิวโลกได้รับความร้อนจากดวงอาทิตย์ ทำให้อากาศซึ่งอยู่บนพื้นผิวมีอุณหภูมิสูงขึ้นและลอยตัวสูงขึ้น เมื่อกลุ่มอากาศร้อนยกตัว ปริมาตรจะเพิ่มขึ้นเนื่องจากความกดอากาศน้อยลง มีผลทำให้อุณหภูมิลดลงด้วยอัตรา 10°C ต่อ 1,000 เมตร จนกระทั่งกลุ่มอากาศมีความอุณหภูมิเท่ากับสิ่งแวดล้อมมันก็จะหยุดลอยตัว และเมื่อกลุ่มอากาศมีอุณหภูมิต่ำกว่าสิ่งแวดล้อม มันก็จะจมตัวลง และมีปริมาตรน้อยลงเนื่องจากความกดอากาศที่เพิ่มขึ้น และส่งผลทำให้อุณหภูมิสูงขึ้นด้วย ดังภาพที่ 6 <br />ภาพที่ 6 เสถียรภาพของอากาศ<br /> เมื่อกลุ่มอากาศยกตัว ปริมาตรจะเพิ่มขึ้น ทำให้อุณหภูมิลดต่ำลงด้วยอัตรา 10°C ต่อ 1,000 เมตร จะกระทั่งถึงระดับการควบแน่น อากาศจะอิ่มตัวเนื่องจากอุณหภูมิลดต่ำจนถึงจุดน้ำค้าง หากอุณหภูมิยังคงลดต่ำไปอีก ไอน้ำในอากาศจะควบแน่นเปลี่ยนสถานะเป็นหยดน้ำขนาดเล็ก (ซึ่งก็คือเมฆที่เรามองเห็น) และคายความร้อนแฝงออกมา ทำให้อัตราการลดลองของอุณหภูมิเหลือ 5°C ต่อ 1,000 เมตร ดังภาพที่ 7 <br />ภาพที่ 7 การควบแน่นเนื่องจากการยกตัวของอากาศคลิก เพื่อดูภาพเคลื่อนไหว<br /> เราจะเห็นได้ว่า “เมฆ” เกิดขึ้นได้ก็ต่อเมื่อมีการยกตัวของอากาศเท่านั้น กลไกที่ทำให้เกิดการเคลื่อนตัวของอากาศ ในแนวดิ่งเช่นนี้ มี 4 กระบวนการ ดังนี้ สภาพภูมิประเทศ เมื่อกระแสลมปะทะภูเขา อากาศถูกบังคับให้ลอยสูงขึ้น (เนื่องจากไม่มีทางออกทางอื่น) จนถึงระดับควบแน่นก็จะกลั่นตัวเป็นหยดน้ำ ดังเราจะเห็นได้ว่า บนยอดเขาสูงมักมีเมฆปกคลุมอยู่ ทำให้บริเวณยอดเขามีความชุ่มชื้นและอุดมไปด้วยป่าไม้ และเมื่อกระแสลมพัดผ่านยอดเขาไป อากาศแห้งที่สูญเสียไอน้ำไป จะจมตัวลงจนมีอุณหภูมิสูงขึ้น ภูมิอากาศบริเวณหลังภูเขาจึงเป็นเขตที่แห้งแล้ง เรียกว่า “เขตเงาฝน” (Rain shadow)<br />ภาพที่ 8 อากาศยกตัวเนื่องจากสภาพภูมิประเทศ<br /> แนวปะทะ อากาศร้อนมีความหนาแน่นต่ำกว่าอากาศเย็น เมื่ออากาศร้อนปะทะกับอากาศเย็น อากาศร้อนจะเสยขึ้น และอุณหภูมิลดต่ำลงจนถึงระดับควบแน่น ทำให้เกิดเมฆและฝน ดังเราจะเคยได้ยินข่าวพยากรณ์อากาศที่ว่า ลิ่มความกดอากาศสูง (อากาศเย็น) ปะทะกับลิ่มความกดอากาศต่ำ (อากาศร้อน) ทำให้เกิดพายุฝน<br />ภาพที่ 9 อากาศยกตัวเนื่องจากแนวปะทะอากาศ<br /> อากาศบีบตัว เมื่อกระแสลมพัดมาปะทะกัน อากาศจะยกตัวขึ้น ทำให้อุณหภูมิลดต่ำลงจนเกิดอากาศอิ่มตัว ไอน้ำในอากาศควบแน่นเป็นหยดน้ำ กลายเป็นเมฆ<br />ภาพที่ 10 อากาศยกตัวเนื่องจากอากาศบีบตัว<br /> การพาความร้อน พื้นผิวของโลกมีความแตกต่างกัน จึงมีการดูดกลืนและคายความร้อนไม่เท่ากัน จึงมีผลทำให้กลุ่มอากาศที่ลอยอยู่เหนือมัน มีอุณหภูมิแตกต่างกันไปด้วย โดยเฉพาะอย่างยิ่งในช่วงฤดูร้อน (ตัวอย่างเช่น กลุ่มอากาศที่ลอยอยู่เหนือพื้นคอนกรีตจะมีอุณหภูมิสูงกว่ากลุ่มอากาศที่ลอยอยู่เหนือพื้นหญ้า) กลุ่มอากาศที่มีอุณหภูมิสูงมีความหนาแน่นน้อยกว่าอากาศในบริเวณโดยรอบ จึงลอยตัวสูงขึ้น ดังเราจะเห็นว่า ในวันที่มีอากาศร้อน นกเหยี่ยวสามารถลอยตัวอยู่เฉยๆ โดยไม่ต้องขยับปีกเลย <br />ภาพที่ 11 อากาศยกตัวเนื่องจากการพาความร้อน<br />เสถียรภาพของอากาศ<br />ภาพที 12 เสถียรภาพของอากาศ<br /> 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 ซึ่งอาจกล่าวอย่างง่ายๆ ว่า ฐานของเมฆถูกตัดด้วยความร้อน ความชื้นสัมพัทธ์ในก้อนเมฆเท่ากับ 100% จึงเกิดการควบแน่น แต่ความชื้นสัมพัทธ์ใต้ฐานเมฆยังไม่ถึง 100% จึงไม่มีการควบแน่น<br />เมฆ หมอก และหยาดน้ำฟ้า<br /> อากาศเย็นมีความสามารถเก็บไอน้ำได้น้อยกว่าอากาศร้อน เมื่ออุณหภูมิของอากาศลดลงจนถึงจุดน้ำค้าง อากาศจะอิ่มตัวไม่สามารถเก็บไอน้ำได้มากกว่านี้ หากอุณหภูมิยังคงลดต่ำไปอีก ไอน้ำจะควบแน่นเปลี่ยนสถานะเป็นของเหลว อย่างไรก็ตามนอกจากปัจจัยทางด้านความดันและอุณหภูมิแล้ว การควบแน่นของไอน้ำยังจำเป็นจะต้องมี “พื้นผิว” ให้หยดน้ำ (Droplet) เกาะตัว ยกตัวอย่างเช่น เมื่ออุณหภูมิของอากาศบนพื้นผิวลดต่ำกว่าจุดน้ำค้าง ไอน้ำในอากาศจะควบแน่นเป็นหยดน้ำเล็กๆ เกาะบนใบไม้ใบหญ้าเหนือพื้นดิน บนอากาศก็เช่นกัน ไอน้ำต้องการอนุภาคเล็กๆ ที่แขวนลอยอยู่ในอากาศเป็น “แกนควบแน่น” (Condensation nuclei) แกนควบแน่นเป็นวัสดุที่มีคุณสมบัติในการดูดซับน้ำ (Hygroscopic) ดังเช่น ฝุ่น ควัน เกสรดอกไม้ หรืออนุภาคเกลือ ซึ่งมีขนาดประมาณ 0.0002 มิลลิเมตร หากปราศจากแกนควบแน่นแล้ว ไอน้ำบริสุทธิ์ไม่สามารถควบแน่นเป็นของ�