1. 209241 อุทกวิทยา I บทที่ 2 กาลอากาศและอุทกวิทยา
หลักอุทกวิทยา บทที่ 21
กาลอากาศและอุทกวิทยา
(Weather and Hydrology)
ั
นํ้าท่าผิวดินมีความสัมพันธ์กบ การหมุนเวียนของอากาศ อุณหภูมิ ความชื้น ลม นักอุทกวิทยา
จําเป็ นจะต้องเรี ยนรู ้
2.1 การหมุนเวียนของอากาศ (Thermal Circulation)
2.1.1 การหมุนเวียนของอากาศเนื่องจากความร้ อน
ถ้าพิจารณาให้โลกหยุดนิ่ง บริ เวณศูนย์สูตรจะได้รับแสงอาทิตย์มากกว่าบริ เวณอื่น การ
ไหลเวียนของอากาศจึงเป็ นดังรู ป
2.1.2 การเปลียนแปลงการหมุนเวียนเนื่องจากโลกหมุน
่
แต่ที่จริ งแล้วการไหลเวียนของอากาศไม่เป็ นดังรู ปเนื่องจาก 1) โลกหมุนรอบตัวเอง 2) โลกโคจร
รอบดวงอาทิตย์ 3) พื้นผิวโลกไม่ราบเรี ยบ
เนื่องจากโลกหมุนจากตะวันตกไปยังตะวันออกด้วยอัตราเร็ ว 1,040 ไมล์ต่อชัวโมง แต่ความเร็วลม
่
สัมพัทธ์กบพื้นโลกมีค่าไม่ถึง เนื่องจากมีแรงเสี ยดทานระหว่างอากาศกับผิวดิน ดังนั้นจะเห็นว่ามีลมพัดผ่าน
ั
ส่ วนต่าง ๆ ของผิวโลกตลอดทั้งปี ได้แก่
1
ที่มา: รศ.ดร.วีระพล แต้สมบัติ : “หลักอุทกวิทยา”, ฟิ สิ กส์เซ็นเตอร์, 2528.
2-1 ณัฐ มาแจ้ง
ภาควิศวกรรมทรั พยากรนํา มหาวิทยาลัยเกษตรศาสตร์
้

2. 209241 อุทกวิทยา I บทที่ 2 กาลอากาศและอุทกวิทยา
ลมขัวโลก
่
ลมตะวันตก
เขตลมสงบบริ เวณรุ ้งม้า
ลมสิ นค้า
เขตลมสงบบริ เวณอิเควเตอร์
ลมสิ นค้า
เขตลมสงบบริ เวณรุ ้งม้า
ลมตะวันตก
ลมขัวโลก
่
2.1.3 การเปลียนแปลงการหมุนเวียนเนื่องจากพืนผิวโลก
่ ้
การเคลื่อนที่ของมวลอากาศในแนวราบของชั้นบรรยากาศมีทิศทางพุงเข้าสู่ บริ เวณความกดอากาศ
่
ตํ่า (low pressure) ซึ่งเป็ นบริ เวณที่อากาศอบอุ่นจะลอยตัวขึ้น คือที่เส้นศูนย์สูตรและที่ละติจูด 60 องศา ส่ วน
บริ เวณความกดอากาศสู ง (high pressure) ได้แก่ท่ีละติจูด 30 องศา และที่ข้วโลกั
เนื่องจากผิวโลกประกอบไปด้วยดินและนํ้า และอัตราการเพิ่มและการคายความร้อนจะแผ่กระจาย
ในนํ้าด้วยความลึกมาก ในขณะที่ในผิวดินจะเป็ นผลเฉพาะบริ เวณใกล้ ๆ ผิวเท่านั้น
นอกจากนี้ความร้อนแฝงของดินจะตํ่ากว่าของนํ้า ด้วยเหตุน้ ีในฤดูหนาวพื้นดินจะเย็นกว่าบริ เวณ
มหาสมุทรเพราะมีแนวโน้มว่ามีการสะสมของมวลอากาศเย็นบริ เวณผิวดินและมวลอากาศร้อนที่ผวนํ้า ิ
2-2 ณัฐ มาแจ้ง
ภาควิศวกรรมทรั พยากรนํา มหาวิทยาลัยเกษตรศาสตร์
้

3. 209241 อุทกวิทยา I บทที่ 2 กาลอากาศและอุทกวิทยา
ดังนั้นในฤดูหนาวความกดอากาศสู งจะอยูบริ เวณผิวดินและความกดอากาศตํ่าจะอยูเ่ หนือบริ เวณมหาสมุทร
่
ส่ วนในฤดูร้อนจะเป็ นไปในทางตรงกันข้าม
จากความแตกต่างของอุณหภูมิและความแตกต่างของความกดอากาศระหว่างพื้นดินกับเหนือพื้นนํ้า
ทําให้เกิดลมพัดจากแผ่นดินออกสู่ ทะเลและพัดจากทะเลเข้าสู่แผ่นดินเป็ นบริ เวณกว้างและระยะเวลานาน
เรี ยกว่าลมมรสุ ม ซึ่งมี 2 ชนิดคือ
1) ลมมรสุ มฤดูร้อน เป็ นลมที่พดจากทะเลและมหาสมุทรเข้าสู่พ้ืน
ั
ทวีป ช่วงประมาณเดือนพฤษภาคมถึงตุลาคม
รู ปที่ 2.4 ลักษณะของความดันอากาศที่ระดับนํ้าทะเลปานกลาง (มิลลิบาร์) และทิศทางของกระแสลมเดือน
กรกฎาคม (ฤดูร้อน)
2) ลมมรสุ มฤดูหนาว เป็ นลมที่พดจากใจกลางทวีปไปสู่บริ เวณทะเล
ั
และมหาสมุทร ช่วงประมาณเดือนธันวาคมถึงกุมภาพันธ์
2-3 ณัฐ มาแจ้ง
ภาควิศวกรรมทรั พยากรนํา มหาวิทยาลัยเกษตรศาสตร์
้

4. 209241 อุทกวิทยา I บทที่ 2 กาลอากาศและอุทกวิทยา
รู ปที่ 2.3 ลักษณะของความดันอากาศที่ระดับนํ้าทะเลปานกลาง (มิลลิบาร์) และทิศทางของกระแสลมเดือน
มกราคม (ฤดูหนาว)
2.1.4 ระบบการหมุนเวียนแบบครั้งคราว (Migratory system)
การหมุนเวียนของอากาศแบบครั้งคราวนี้แบ่งออกเป็ นสองชนิดคือ
1) ลมพายุหมุน (Cyclone) แบ่งออกเป็ นสองชนิดคือ
1.1) ลมพายุหมุนโซนร้อน (Tropical cyclone)
2-4 ณัฐ มาแจ้ง
ภาควิศวกรรมทรั พยากรนํา มหาวิทยาลัยเกษตรศาสตร์
้

5. 209241 อุทกวิทยา I บทที่ 2 กาลอากาศและอุทกวิทยา
Cyclone Catarina (South Atlantic tropical cyclone hit southeastern Brazil in late March 2004)
1.2) ลมพายุหมุนโซนร้อนพิเศษ (Extratropical cyclone)
2-5 ณัฐ มาแจ้ง
ภาควิศวกรรมทรั พยากรนํา มหาวิทยาลัยเกษตรศาสตร์
้

6. 209241 อุทกวิทยา I บทที่ 2 กาลอากาศและอุทกวิทยา
Hurricane Florence in the north Atlantic after completing its transition to an extratropical cyclone from a
hurricane
2-6 ณัฐ มาแจ้ง
ภาควิศวกรรมทรั พยากรนํา มหาวิทยาลัยเกษตรศาสตร์
้

7. 209241 อุทกวิทยา I บทที่ 2 กาลอากาศและอุทกวิทยา
2) ลมแอนตี้ไซโคลน (Anticyclone) ตรงกันข้ามกับไซโคลน
2-7 ณัฐ มาแจ้ง
ภาควิศวกรรมทรั พยากรนํา มหาวิทยาลัยเกษตรศาสตร์
้

8. 209241 อุทกวิทยา I บทที่ 2 กาลอากาศและอุทกวิทยา
รู ปที่ 2.5 ตัวอย่างของการหมุนเวียนของมวลอากาศในซีกโลกภาคเหนือ
่
รู ป แผนที่แสดงร่ องมรสุ มและทางเดินพายุจรที่ผานประเทศไทย
2-8 ณัฐ มาแจ้ง
ภาควิศวกรรมทรั พยากรนํา มหาวิทยาลัยเกษตรศาสตร์
้

9. 209241 อุทกวิทยา I บทที่ 2 กาลอากาศและอุทกวิทยา
2.1.5 ลมพายุ
ลมพายุ หมายถึงลมแปรปรวนที่เกิดขึ้นทันทีทนใด พัดแรง แบ่งออกเป็ น 3 ชนิดคือ
ั
1) ลมพายุฝนฟ้ าคะนอง (Thumder storm) เกิดขึ้นในฤดูร้อนบนแผ่นดิน
2) ลมพายุหมุน (Cyclone) เกิดขึ้นบริ เวณความกดอากาศตํ่า
มหาสมุทรอินเดีย ไซโคลน
หมู่เกาะฟิ ลิปปิ นส์ ลมบาเกียว
ทะเลจีน ลมใต้ฝน
ุ่
หมู่เกาะอินเดีย ลมสลาตัน
สหรัฐ ทอร์นาโด
ลมพายุหมุนหรื อระบบความกดอากาศตํ่าเคลื่อนที่ ยังแบ่งตามความเร็ วลมได้ดงนี้
ั
ความเร็ ว > 75 ไมล์ต่อชัวโมง
่ พายุหมุน
ความเร็ วระหว่าง 75 - 40 ไมล์ต่อชัวโมง
่ พายุโซนร้อน
ความเร็ ว < 40 ไมล์ต่อชัวโมง
่ ดีเปรชัน
่
3 ) ลมพายุแอนตี้ไซโคลน (Anticyclone) เป็ นลมหมุนเวียนออกจากความกดอากาศสูง ไม่มีความ
ร้ายแรงเท่าไร
2.2 อุณหภูมิ
2.2.1 การวัดอุณหภูมิ (Measurement of temperature)
่ ้ั
เครื่ องมือที่ใช้วดอุณหภูมิคือ เทอร์โมมิเตอร์ (Thermometer) ซึ่งจะต้องติดตั้งอยูในตูวดอุณหภูมิหรื อ
ั
เรี ยกว่า instrument shelter การเก็บข้อมูลที่เกี่ยวกับอุณหภูมิในทางอุทกวิทยา ได้แก่
2-9 ณัฐ มาแจ้ง
ภาควิศวกรรมทรั พยากรนํา มหาวิทยาลัยเกษตรศาสตร์
้

10. 209241 อุทกวิทยา I บทที่ 2 กาลอากาศและอุทกวิทยา
1) จดหรื อบันทึกอุณหภูมิตลอดเวลาหรื อทุก ๆ ชัวโมง
่
2) จดหรื อบันทึกอุณหภูมิวนละครั้งซึ่งประกอบด้วย
ั
อุณภูมิขณะบันทึก
อุณหภูมิต่าสุ ด
ํ
อุณหภูมสูงสุ ดของวัน
ชนิดของเทอร์โมมิเตอร์
1) เทอร์โมมิเตอร์บนทึกอุณหภูมิต่าสุ ด
ั ํ
2) เทอร์โมมิเตอร์บนทึกอุณหภูมิสูงสุ ด
ั
3) เทอร์โมมิเตอร์แบบอัตโนมัติ
2.2.2 ศัพท์ นิยาม
1) average, mean, normal
2) mean daily temperature
3) normal daily temperature
4) daily range
5) mean monthly temperature
2-10 ณัฐ มาแจ้ง
ภาควิศวกรรมทรั พยากรนํา มหาวิทยาลัยเกษตรศาสตร์
้

11. 209241 อุทกวิทยา I บทที่ 2 กาลอากาศและอุทกวิทยา
6) mean annual temperature
7) degree day
2.2.3 อัตราการเปลียนแปลงอุณหภูมิในแนวดิง (lapse rate)
่ ่
คําว่า lapse rate หรื อ vertical temperature gradient คือ อัตราการเปลี่ยนแปลงอุณหภูมิในแนวดิ่ง
ของบรรยากาศ โดยทัวไปแล้วอุณหภูมิของอากาศจะลดลงเฉลี่ยประมาณ 3.8 องศาฟาเรนไฮท์ต่อความ
่
สู งขึ้นไป 1000 ฟุต หรื อประมาณ 0.7 องศาเซลเซียสต่อความสูง 100 เมตร
Adiabatic process คือกรรมวิธีที่สารเปลี่ยนแปลงอุณหภูมิ โดยมิได้มีการเปลี่ยนแปลงความร้อน
Dry air หรื อ non-saturated air หมายถึงมวลอากาศที่ยงไม่อิ่มตัวดัวยไอนํ้า กล่าวคือสามารถรับไอ
ั
นํ้าเพิ่มได้อีก ถ้าอุณหภูมิของมวลอากาศที่ไม่อิ่มตัวด้วยไอนํ้าลดลงเรื่ อย ๆ จนไอนํ้าบางส่ วนเริ่ มกลันตัวเป็ น
่
ละออง อุณหภูมิน้ ีเรี ยกว่า saturated temperature
Moist air หรื อ saturated air หมายถึงมวลอากาศที่อิ่มตัวดัวยไอนํ้า คือไม่สามารถรับไอนํ้าเพิ่มได้อีก
Dry-adiabatic lapse rate ประมาณ 5.4 องศาฟาเรนไฮท์ต่อความสูงเพิ่มขึ้น 1000 ฟุต ( 1 องศา
เซลเซียสต่อความสูง 100 เมตร)
ถ้ามวลอากาศที่อิ่มตัวด้วยไอนํ้าลอยตัวสูงขึ้น อุณหภูมิเย็นลง ไอนํ้าบางส่ วนเป็ นละอองนํ้า
ั
คายความร้อนแฝงมาเพิมให้กบมวลอากาศ ลดอัตราการเย็นลงของมวลอากาศที่ลอยตัวสูงขึ้น
่
saturated-adiabatic lapse rate (< dry-adiabatic lapse rate ) ซึ่งอัตราอุณหภูมิน้ ีจะเป็ นปฏิภาคส่ วนกลับกับ
จํานวนไอนํ้าหรื ออุณหภูมิของมวลอากาศ และมีค่าเฉลี่ยสําหรับอุณหภูมิช้ นล่าง (อุณหภูมิสูงกว่าจุดแข็งตัว)
ั
ประมาณครึ่ งหนึ่งของอัตราการเปลี่ยนแปลงอุณหภูมิของมวลอากาศแห้ง สําหรับที่สูง ๆ และอุณหภูมิต่า
ํ
มวลอากาศมีไอนํ้าน้อย อัตราการเปลี่ยนแปลงอุณหภูมิในแนวดิ่งจะไม่แตกต่างกับอัตราการ
เปลี่ยนแปลงอุณหภูมิของมวลอากาศแห้งมากนัก
ขณะที่ไอนํ้ากลันตัวและกําลังลอยสูงขึ้นไป นํ้าฝนที่ตกลงมาก็จะนําเอาความร้อนแฝงบางส่ วนลงมา
่
ด้วย เหลือความร้อนแฝงที่จะเพิ่มให้มวลอากาศน้อยลง pseudo adiabatic lapse rate ซึ่งมีค่าแตกต่างจาก
saturated-adiabatic lapse rate เพียงเล็กน้อย แต่จริ ง ๆ แล้วกรรมวิธีน้ ีไม่เป็ น adiabatic process ทีเดียว เพราะ
มีความร้อนหายไป (ถูกดึงมากับเม็ดฝน) และมวลอากาศเมื่อลอยกลับลงมาก็อาจกลายสภาพเป็ นมวลอากาศ
แห้งไปก็ได้
2-11 ณัฐ มาแจ้ง
ภาควิศวกรรมทรั พยากรนํา มหาวิทยาลัยเกษตรศาสตร์
้

12. 209241 อุทกวิทยา I บทที่ 2 กาลอากาศและอุทกวิทยา
รู ป Dry air
รู ป Wet air
2-12 ณัฐ มาแจ้ง
ภาควิศวกรรมทรั พยากรนํา มหาวิทยาลัยเกษตรศาสตร์
้

13. 209241 อุทกวิทยา I บทที่ 2 กาลอากาศและอุทกวิทยา
2.2.4 การแพร่ กระจายทางด้ านอุณหภูมิ
โดยทัวไปอุณหภูมิของอากาศบริ เวณผิวโลกจะสูงในบริ เวณละติจูดตํ่า ๆ และจะลดลงเมื่อละติจูด
่
สู งขึ้น แต่อาจแตกต่างไปเนื่องจากสภาพแวดล้อม เช่น ภาคพื้นทวีป ทะเล มหาสมุทร ลักษณะภูมิประเทศ
และชนิดของพืชปกคลุม เป็ นต้น
2.2.5 การเปลียนแปลงอุณหภูมิตามกาลเวลา
่
อุณหภูมิจะเปลี่ยนแปลงในวันหนึ่ง ๆ เช่น กลางวันกับกลางคืน และ อุณหภูมิจะเปลี่ยแปลงตาม
ฤดูกาล เช่น ฤดูร้อน-ฤดูฝน-ฤดูหนาว เป็ นต้น
ตัวอย่ าง มวลอากาศชื้นมีอุณหภูมิ 60 องศาฟาเรนไฮท์ที่ระดับ 2000 ฟุต (ร.ท.ก.) ถูกทําให้ลอยตัวข้ามหุบเขา
่ ่
ซึ่งมียอดสูง 8000 ฟุต (ร.ท.ก.) และลอยตัวตํ่าลงมาอยูที่ระดับเดิมหลังเขาดังรู ป สมมติวาการลอยตัวขึ้นมา
จากเดิมประมาณ 2000 ฟุต มวลอากาศเริ่ มอิ่มตัว ถามว่าอุณหภูมิในขั้นสุ ดท้ายที่มวลอากาศลอยตัวตํ่าลง
มาถึงระดับเท่าเดิมนั้นเป็ นเท่าใด
วิธีทา
ํ
ที่ระดับ 4000 ฟุต ร.ท.ก. = 60 - 5.4 ( 2 ) = 49.2 องศาฟาเรนไฮท์
ที่ระดับ 8000 ฟุต ร.ท.ก. = 49.2 - 2.7 ( 4 ) = 38.4 องศาฟาเรนไฮท์
ที่ระดับ 2000 ฟุต ร.ท.ก. (หลังเขา) = 38.4 + 5.4 ( 6 ) = 70.8 องศาฟาเรนไฮท์
2.3 ความชื้น (Humidity)
2.3.1 คุณสมบัตของไอนํา (Properties of water vapor)
ิ ้
่
แรงดันไอนํ้า (water vapor), e คือ แรงดันย่อยที่เกิดจากไอนํ้าที่มีอยูในบรรยากาศ ถ้าในภาชนะที่
่
บรรจุท้ งไอนํ้าและอากาศชื้นอยูมีแรงดันไอนํ้าและอากาศรวมกันเท่ากับ p และเมื่อลดจํานวนไอนํ้าใน
ั
ภาชนะลงจนอยูในสภาวะมวลอากาศแห้งซึ่งมีแรงดันเท่ากับ p’ แรงดันไอนํ้าจะมีค่าเท่ากับ p - p’
่
2-13 ณัฐ มาแจ้ง
ภาควิศวกรรมทรั พยากรนํา มหาวิทยาลัยเกษตรศาสตร์
้

14. 209241 อุทกวิทยา I บทที่ 2 กาลอากาศและอุทกวิทยา
การระเหยของนํ้าจะเกิดขึ้นได้เมื่อ ความดันไอนํ้าของผิวนํ้า ew มีค่ามากกว่าความดันไอนํ้าของ
่
อากาศ ea ถ้า ew = ea การระเหยจะหยุดทันทีเพราะเกิดการสมดุลย์หรื อมวลอากาศที่อยูใกล้ ๆ กับผิวนํ้าเกิด
การอิ่มตัว
จํานวนหรื อปริ มาณไอนํ้าสู งสุ ดที่บรรยากาศสามารถรับไว้ได้น้ น
ั
่ ั
ขึ้นอยูกบอุณหภูมิของอากาศ
่ ั ่
ไม่ข้ ึนอยูกบจํานวนของแก๊สต่าง ๆ ที่มีอยูในอากาศ
ํ
สภาพของบรรยากาศที่มีปริ มาณไอนํ้าสู งสุ ดสําหรับอุณหภูมิที่กาหนดให้น้ นเรี ยกว่าสภาพอิ่มตัว
ั
ของบรรยากาศ
ความดันของไอนํ้าที่เกิดจากสภาพอิ่มตัวนี้เรี ยกว่า saturated vapor pressure ความดันไอนํ้า
ํ
สู งสุ ดสําหรับอุณหภูมิที่กาหนดให้
กรรมวิธีที่ไอนํ้าเปลี่ยนสถานะมาเป็ นของเหลวหรื อของแข็งเรี ยกว่า การกลันตัว (condensation)
่
เมื่อมวลอากาศแห้งถูกลดอุณหภูมิลงเรื่ อย ๆ ภายใต้ความดันที่คงที่
ถึงจุดหนึ่งที่มวลอากาศแห้งจะกลายเป็ นมวลอากาศชื้นซึ่งก็คือ อิ่มตัวด้วยไอนํ้า อุหภูมิที่จุดนี้เรี ยกว่า
จุดนํ้าค้าง (dew point temperature) หรื ออุณหภูมิอิ่มตัว (saturation temperature)
หากมวลอากาศถูกลดอุณหภูมิลงถึงจุดนํ้าค้าง ไอนํ้าในมวลอากาศจะเริ่ มกลันตัวกลายเป็ นละอองนํ้า
่
Latent heat of vaporization หมายถึง ปริ มาณความร้อนที่หนึ่งหน่วยมวลสารดูดเข้าไปใช้ในการ
เปลี่ยนสถานะจากของเหลวเป็ นไอ โดยปราศจากการเปลี่ยนแปลงอุณหภูมิ
ในทางตรงกันข้าม เมื่อหนึ่งหน่วยมวลสารเปลี่ยสถานะจากไอกลับมาเป็ นของเหลวก็จะปล่อย
ปริ มาณความร้อนออกมาด้วยจํานวนเท่า ๆ กัน โดยที่อณหภูมิของมวลสารจะไม่เปลี่ยนแปลง ปริ มาณความ
ุ
ร้อนดังกล่าวคือ Latent heat of condensation
จํานวน heat of vaporization ของนํ้า, Hv หน่วยเป็ นคาลอรี่ ต่อกรัม จะแปรผันกับอุณหภูมิซ่ ึงสามารถ
คํานวณได้จากสูตร
H v = 597.3 − 0.564T (2.1)
เมื่อ T คือ อุณหภูมิหน่วยเป็ นองศาเซลเซียส (T < 40 °C)
Latent heat of fusion หมายถึง ความร้อนที่ตองการที่จะละลายนํ้าแข็งหนึ่งกรัมให้กลายเป็ น
้
ของเหลวโดยที่อุณหภูมิไม่เปลี่ยนแปลง (สําหรับนํ้าเท่ากับ 79.7 คาลอรี่ ต่อกรัม)
Latent heat of sublimation หมายถึง ปริ มาณความร้อนที่ตองการเพื่อที่จะเปลี่ยนสถานะจากนํ้าแข็ง
้
่
หนักหนึ่งกรัมให้เป็ นไอนํ้าที่อุณหภูมิเดียวกันโดยไม่เปลี่ยนเป็ นของเหลวก่อน ซึ่งมีคาเท่ากับ latent heat of
vaporization + latent heat of fusion
2-14 ณัฐ มาแจ้ง
ภาควิศวกรรมทรั พยากรนํา มหาวิทยาลัยเกษตรศาสตร์
้

15. 209241 อุทกวิทยา I บทที่ 2 กาลอากาศและอุทกวิทยา
Density of water vapor (ρv) จากสมการของ perfect gas คือ
PV = RT (2.2)
เมื่อ P = ความดันของแก๊ส (มิลลิบาร์)
V = ปริ มาณของแก๊สต่อนํ้าหนักหนึ่งกรัม
R = ค่าคงที่ของแก๊ส
T = อุณหภูมิสมบูรณ์ (องศาเคลวิน, K)
ั
ในกรณี ไอนํ้า P = e, V=1/ρ, R = RV ดังนั้นสมการที่ (2-2) จะได้
e
ρV = (2.3)
RV T
เนื่องจาก specific gravity ของไอนํ้ามีค่าเท่ากับ 0.622 เท่ากับของแก๊สต่าง ๆ ดังนั้น
mV R
= 0.622 = a
md RV
เมื่อ md = ค่านํ้าหนักโมเลกุลของมวลอากาศแห้ง
mV = ค่านํ้าหนักโมเลกุลของไอนํ้า
3
Rg = ค่าคงที่ของแก๊ส (2.87x10 มิลลิบาร์)
แทนค่าในสมการ (2-3) จะได้
0.622e
ρV = (กรัมต่อลูกบาศก์เซ็นติเมตร) (2.4)
Rg T
Density of dry air (ρd) คํานวณได้จากสูตร
Pd
ρd = (กรัมต่อลูกบาศก์เซ็นติเมตร) (2.5)
Rg T
เมื่อ Pd คือ ความดันของมวลอากาศแห้ง (มิลลิบาร์)
Density of moist air (ρa) = (มวลสารของไอนํ้ า + มวลอากาศแห้ง)/(ปริ มาตรของส่ วนผสม (มวล
อากาศชื้น))
่
สมมติวา Pa เป็ นความดันรวมของมวลอากาศชื้น จะได้ผลต่าง Pa - e เป็ นความดันย่อยของมวล
อากาศแห้ง จากสมการ (2-4) และ (2-5) จะได้
0.622e Pd
ρ a = ρV + ρ d = +
Rg T Rg T
2-15 ณัฐ มาแจ้ง
ภาควิศวกรรมทรั พยากรนํา มหาวิทยาลัยเกษตรศาสตร์
้

16. 209241 อุทกวิทยา I บทที่ 2 กาลอากาศและอุทกวิทยา
0.622e Pa − e Pa − 0.378e
ρa = + =
Rg T Rg T Rg T
หรื อ
Pa ⎛ e ⎞
ρa = ⎜1.0 − 0.378 ⎟ (2.6)
Rg T ⎝ Pa ⎠
จะเห็นว่า ρa < ρd (อุณหภูมิและความดันเดียวกัน)
2.3.2 ศัพท์ นิยาม (Terminology)
Dew point temperature (Td) หรื อ อุณหภูมิจุดนํ้าค้าง หมายถึงอุณหภูมิ ณ จุดที่อากาศเริ่ มอิ่มตัวเมื่อ
ถูกทําให้เย็นลงภายใต้ความดันคงที่และจํานวนไอนํ้าคงที่ หรื ออาจกล่าวได้อีกอย่างว่าเป็ นอุณหภูมิ ณ จุดที่
่ ั
ความดันของไอนํ้าขณะที่มีอยูน้ นเท่ากับความดันของไอนํ้าเมื่ออิ่มตัว
Relative humidity (f) ความชื้นสัมพัทธ์ หมายถึง เปอร์เซ็นต์ของอัตราส่ วนระหว่างความดันไอนํ้าที่
่
มีอยูจริ งในขณะนั้นต่อความดันไอนํ้าเมื่ออิ่มตัว
่
f = (จํานวนความชื้นที่มีอยูจริ งขณะนั้น)/(จํานวนความชื้นที่จะมีได้หากถึงจุดอิ่มตัว)
่
f = (ความดันของไอนํ้าที่มีอยูจริ งขณะนั้น)/( ความดันของไอนํ้าเมื่อถึงจุดอิ่มตัว)
e
f = (100)% (2.7)
es
Specific humidity (qh) ความชื้นจําเพาะ หมายถึง จํานวนมวลสารของไอนํ้าต่อหนึ่งหน่วยมวลสาร
ของมวลอากาศชื้น โดยปกติแล้วมีหน่วยเป็ นกรัมต่อกิโลกรัม
ρv
qh = 1000
ρa
622e 622e
qh = ≈ (2.8)
Pa − 0.378e Pa
ในเมื่อ 0.378e มีค่าน้อยมากเมื่อเปรี ยบเทียบกับ Pa
ความชื้นในบรรยากาศจะคํานวณหาได้จากการอ่านค่า wet และ dry bulb temperature ด้วยเครื่ องมือ
ที่เรี ยกว่า psychrometer จํานวนความชื้นซึ่งส่ วนมากจะแสดงค่าในรู ปของความดันไอ คํานวณได้จากสู ตร
⎡ T − 32 ⎤
e = es − 0.000367 Pa (T − Tw ) ⎢1 + w (2.9)
⎣ 1571 ⎥
⎦
เมื่อ es = ่ ั
ความดันไอนํ้าเมื่ออิ่มตัว (มิลลิบาร์) ซึ่งขึ้นอยูกบค่าของอุณหภูมิ
T = dry bulb temperature (องศาฟาเรนไฮท์)
Tw = wet bulb temperature (องศาฟาเรนไฮท์)
2-16 ณัฐ มาแจ้ง
ภาควิศวกรรมทรั พยากรนํา มหาวิทยาลัยเกษตรศาสตร์
้

17. 209241 อุทกวิทยา I บทที่ 2 กาลอากาศและอุทกวิทยา
ในระบบเมตริ ก
e = es − 0.00066 Pa (T − Tw )(1 + 0.00115Tw ) (2.10)
เมื่อ T และ Tw มีหน่วยเป็ นองศาเซลเซียส
ค่าแตกต่างระหว่างอุณหภูมิกระเปาะแห้งและอุณหภูมิกระเปาะเปี ยก T – Tw เรี ยกว่า wet bulb
depression เมื่อทราบอุณหภูมิอากาศ และค่า wet bulb depression สามารถอ่านค่าอุณหภูมิจุดนํ้าค้าง ได้จาก
ตารางที่ ก-3 และ ก-4 ส่ วนค่าความชื้นสัมพัทธ์อ่านได้จากตารางที่ ก-5 และ ก-6
่
Precipitable water (Wp) คือจํานวนไอนํ้าทั้งหมดในชั้นบรรยากาศ อาจจะแสดงอยูในหน่วยของ
ความลึกเป็ นมิลลิเมตรหรื อนิ้วของ precipitable water หรื อ potential precipitation
W p = Σ0.0004 q h ΔPa (2.11)
เมื่อ Wp = precipitable water (นิ้ว)
= ค่าเฉลี่ยของความชื้นจําเพาะที่จุดบนและล่างของแต่ละชั้นย่อย (กรัมต่อกิโลกรัม)
Pa = ความดันของอากาศ (มิลลิบาร์)
ดังนั้นหากชั้นของบรรยากาศแบ่งออกเป็ นชั้นย่อยซึ่งทําให้มีความดันบรรยากาศต่างกันเท่ากับ ΔPa
ปริ มาณ precipitable water ของอากาศชั้นย่อย ๆ ที่แบ่ง
ΔW p = 0.0004 qh ΔPa (2.11)
qh = 1
2 (q (
h Upper )
+ qh( Lower ) )
และจํานวน precipitable water ทั้งหมดคือ Wp = ΣΔWp
Precipitable water อาจคํานวณได้ดวยการใช้ monograph และใช้อุณหภูมิที่จุดนํ้าค้าง ณ ระดับซึ่งมี
้
ความดันตามกําหนด ค่าประมาณอาจจะคํานวณด้วยการใช้อุณหภูมิจุดนํ้าค้างหรื อความดันไอนํ้าที่ผวโลก
ิ
และการสมมติค่าอัตราการเปลี่ยนแปลงอุณหภูมิและความชื้นในแนวดิ่ง
2-17 ณัฐ มาแจ้ง
ภาควิศวกรรมทรั พยากรนํา มหาวิทยาลัยเกษตรศาสตร์
้

18. 209241 อุทกวิทยา I บทที่ 2 กาลอากาศและอุทกวิทยา
รู ปที่ 2.7
2.3.3 การวัดความชื้น (measurement of Humidity)
โดยทัวไปการวัดความชื้นในชั้นผิวของบรรยากาศใช้เครื่ องมือเรี ยกว่า
่ psychrometer ซึ่ง
ประกอบด้วย เทอร์โมมิเตอร์ 2 อัน คือ กระเปาะแห้ง (dry bulb) ทําหน้าที่บณทึกอุณหภูมิของอากาศธรรมดา
ั
2-18 ณัฐ มาแจ้ง
ภาควิศวกรรมทรั พยากรนํา มหาวิทยาลัยเกษตรศาสตร์
้

19. 209241 อุทกวิทยา I บทที่ 2 กาลอากาศและอุทกวิทยา
และ กระเปาะเปี ยก (wet bulb) ค่าความแตกต่างที่อ่านได้จากเทอร์โมมิเตอร์ท้ งสองเรี ยกว่า wet bulb
ั
depression ค่าของอุณหภูมิที่อ่านได้จากเทอร์โมมิเตอร์กระเปาะแห้งและ wet bulb depression จะนําไปอ่าน
ค่าความชื้นที่ได้จากตารางที่เรี ยกว่า psychrometric tables
่
Hair hygrometer เป็ นเครื่ องมือวัดความชื้น จากหลักการที่วาความยาวของเส้นผมจะเปลี่ยนไปตาม
ความชื้นสัมพัทธ์ การเปลี่ยนแปลงความยาวนี้จะถูกถ่ายทอดไปยังปลายปากกาที่บอกความชื้นสัมพัทธ์ตาม
มาตราส่ วนที่ได้ออกแบบไว้
Hair hygrograph คือ Hair hygrometer ที่ค่าความชื้นบันทึกลงกระดาษกราฟที่พนรอบทรงกระบอก
ั
ที่หมุนได้
่
Hygrothermograph เป็ นเครื่ องมือที่มีท้ ง hair hygrograph และ thermograph อยูรวมกัน
ั
สามารถบัณทึกได้ท้ งความชื้นสัมพัทธ์และอุณหภูมิ
ั
2-19 ณัฐ มาแจ้ง
ภาควิศวกรรมทรั พยากรนํา มหาวิทยาลัยเกษตรศาสตร์
้

20. 209241 อุทกวิทยา I บทที่ 2 กาลอากาศและอุทกวิทยา
Dewpoint hygrometer เป็ นเครื่ องมือที่ใช้สาหรับวัดจุดนํ้าค้าง
ํ
2.3.4 การแพร่ กระจายทางด้ านภูมศาสตร์ ของความชื้น
ิ
ความชื้นจะลดลงเมื่อละติจูดสูงขึ้น แต่ความชื้นสัมพัทธ์ซ่ ึงเป็ นฟังก์ชนผกผันกับอุณหภูมิจะเพิ่มขึ้น
ั่
ความชื้นของบรรยากาศจะมีมาก บริ เวณเหนือมหาสมุทรและลดลงไปตามระยะจากชายฝั่งเข้าสู่ แผ่นดิน และ
ลดลงเมื่อระดับสู งขึ้น และบริ เวณป่ าทึบมีความชื้นสูงกว่าบริ เวณที่โล่งแจ้ง
2.3.5 การเปลียนแปลงความชื้นตามเวลา
่
ความชื้นในบรรยากาศแปรผันตามฤดูกาล ความชื้นในบรรยากาศในฤดูร้อนจะมีมากกว่าในฤดู
หนาว ค่าเฉลี่ยรายเดือนของ precipitable water เหนือภาคพื้นทวีปในเดือนที่แห้งแล้งที่สุดจะประมาณ
ครึ่ งหนึ่งของค่าเฉลี่ยรายปี ส่ วนเดือนที่มากที่สุดจะประมาณสองเท่าของค่าเฉลี่ยรายปี
2-20 ณัฐ มาแจ้ง
ภาควิศวกรรมทรั พยากรนํา มหาวิทยาลัยเกษตรศาสตร์
้

21. 209241 อุทกวิทยา I บทที่ 2 กาลอากาศและอุทกวิทยา
่
ตัวอย่ าง สมมติวาอุณหภูมิของอากาศเท่ากับ 28.5 องศาเซลเซียสและอุณหภูมิกระเปาะเปี ยกของอากาศ
เท่ากับ 26.4 องศาเซลเซียส จงคํานวณค่าของความชื้นสัมพัทธ์และอุณหภูมิจุดนํ้าค้าง
อุณหภูมิกระเปาะแห้ง = 28.5 องศาเซลเซียส
อุณหภูมิกระเปาะเปี ยก = 26.4 องศาเซลเซียส
wet bulb depression = 2.1 องศาเซลเซียส
จากตาราง ก-6 จะได้ค่าความชื้นสัมพัทธ์ประมาณ 85%
Air temp, Wet-bulb depression, deg
°C 2 2.1 3
28 85 84.3 78
28.5 84.6
30 86 85.3 79
จากตาราง ก-4 จะได้ค่าอุณหภูมิจุดนํ้าค้างประมาณ 25.4 องศาเซลเซียส
Air temp, Wet-bulb depression, deg
°C 2 2.1 3
28 25 24.9 24
28.5 25.4
30 27 26.9 26
ตัวอย่ าง ความชื้นจําเพาะโดยทัว ๆ ไปจะยังคงที่จนกระทังถึงเวลาก่อนฝนเริ่ มตก การที่ฝนตกลงมาจะเป็ น
่ ่
สาเหตุให้ความชื้นจําเพาะเปลี่ยนแปลงไป เพราะละอองนํ้าได้กลันตัวและตกลงสู่พ้นดิน สมมติวาที่เวลาเจ็ด
่ ื ่
โมงเช้าอากาศมีอุณหภูมิประมาณ 75 องศาฟาเรนไฮท์ และความชื้นสัมพัทธ์ 90 เปอรเซนต์ ในตอนบ่ายของ
วันเดียวกัน อุณหภูมิของอากาศเพิ่มเป็ น 90 องศาฟาเรนไฮท์ ถ้าหากว่าความชื้นจําเพาะไม่เปลี่ยนแปลงใน
ตอนบ่ายจะมีความชื้นสัมพัทธ์เท่าใด
วิธีทา
ํ
จากตาราง ก-3 ที่อุณหภูมิ 75 และ 90 องศาฟาเรนไฮท์ อากาศจะมีความดันไอนํ้าที่จุดอิ่มตัวเท่ากับ
29.63 และ 48.15 มิลลิบาร์ตามลําดับ
ํ
จากโจทย์กาหนดความชื้นจําเพาะไม่เปลี่ยนแปลง
q (เช้า) = q (บ่าย)
h h
622e 622e
(เช้า) = (บ่าย)
Pa Pa
หรื อ e (เช้า) = e (บ่าย)
จากสู ตรของความชื้นสัมพัทธ์
2-21 ณัฐ มาแจ้ง
ภาควิศวกรรมทรั พยากรนํา มหาวิทยาลัยเกษตรศาสตร์
้

22. 209241 อุทกวิทยา I บทที่ 2 กาลอากาศและอุทกวิทยา
e f ⋅ es
f = × 100 e=
es 100
f (บ่าย) = 90 (es)(เช้า) /(es)(บ่าย)
90 ( 29.63)
= = 55.4%
48.15
นันคือ ความชื้นสัมพัทธ์ในตอนบ่ายจะเท่ากับ 55.4 เปอร์เซนต์
่
ตัวอย่ าง จากการทํา radio sounding ในบรรยากาศที่อิ่มตัวได้อุณหภูมิที่ระดับซึ่งมีความดัน 900, 800 และ
700 มิลลิบาร์เท่ากับ 16.0, 11.6 และ 6.2 องศาเซลเซียส ตามลําดับ
จงคํานวณหา precipitable water ในหน่วยมิลลิเมตรในชั้นบรรยากาศระหว่างระดับ 900 และ 700
มิลลิบาร์และเปรี ยบเทียบผลที่คานวณได้จากค่าที่หาได้จากรู ปที่ 2.7 (อุณหภูมิ 16.0 องศาเซลเซียสที่ระดับ
ํ
900 มิลลิบาร์เพิ่มด้วย pseudo-adiabatic lapse rate จนเท่ากับ 20.0 องศาเซลเซียสที่ระดับ 1000 มิลลิบาร์)
วิธีทา
ํ
สู ตรที่ใช้คานวณคือ
ํ
W p = Σ 0.0004 qh ΔPa
โดย Wp คือ precipitable water มีหน่วยเป็ นนิ้ว และสูตร
622 e
qh =
Pa
ในกรณี น้ ี e จะเป็ นความดันไอนํ้าที่จุดอิ่มตัว (ตามโจทย์)
จากตาราง ก-2 จะได้ค่าความดันไอนํ้า, es จากการทราบค่าของอุณหภูมิ
ระดับ, Pa อุณหภูมิ es (ก-2) qh
(มิลลิบาร์) (°C) (มิลลิบาร์) (กรัม/กิโลกรัม)
900 16 18.3 622(18.3)/900=12.65
800 11.6 13.6 622(13.6)/800 = 10.57
700 6.2 9.57 622(9.57)/700 = 8.50
ดังนั้น
⎡ (12.65 + 10.57 ) (10.57 + 8.50) ⎤
WP = 0.0004 ⎢ (900 − 800) + (800 − 700) ⎥
⎣ 2 2 ⎦
Wp = 0.0004 ( 1161.0 + 953.5 ) = 0.846 นิ้ว = 21.49 มิลลิเมตร
2-22 ณัฐ มาแจ้ง
ภาควิศวกรรมทรั พยากรนํา มหาวิทยาลัยเกษตรศาสตร์
้

23. 209241 อุทกวิทยา I บทที่ 2 กาลอากาศและอุทกวิทยา
ํ
ต่อไปเป็ นการหาค่าของ Wp จากรู ปที่ 2.7 โจทย์กาหนดให้อุณหภูมิจุดนํ้าค้างที่ระดับ 1000 มิลลิบาร์
(Surface dew point) เท่ากับ 20 องศาเซลเซี ยส
Wp ระหว่างระดับ 1000 และ 900 มิลลิบาร์อ่านจากรู ปที่ 2.7 ได้ 13.97 มิลลิเมตร
Wp ระหว่างระดับ 1000 และ 700 มิลลิบาร์อ่านได้ 35.56 มิลลิเมตร
Wp ระหว่างระดับ 900 และ 700 มิลลิบาร์ มีค่าเท่ากับ 35.56 - 13.97 = 21.59 มิลลิเมตร
2.4 ลม (Wind )
ลมคือ อากาศที่เคลื่อนที่ ซึ่งเป็ นตัวการที่มีผลกระทบต่อกระบวนการทางอุตุ-อุทกวิทยาอย่างมาก
นอกจากนี้ยงเป็ นแฟคเตอร์สาคัญในการเกิดฝนและการระเหยอีกด้วย
ั ํ
2-23 ณัฐ มาแจ้ง
ภาควิศวกรรมทรั พยากรนํา มหาวิทยาลัยเกษตรศาสตร์
้

24. 209241 อุทกวิทยา I บทที่ 2 กาลอากาศและอุทกวิทยา
2.4.1 การวัดกระแสลม
ความเร็ วลมเป็ นปริ มาณเวกเตอร์ โดยปกติวดเป็ น ไมล์ต่อชัวโมง เมตรต่อวินาที หรื อน็อต ทิศทาง
ั ่
ของลมจะบอกด้วยทิศทางที่ลมพัดมา โดยถือหลักของเข็มทิศซึ่งมีท้ งหมด 16 ทิศทาง เช่น N, NE, NNE,
ั
ENE เป็ นต้น
เครื่ องมือวัดความเร็ วลมเรี ยกว่า anemometer ซึ่งมีหลายชนิดด้วยกัน ชนิดที่นิยมใช้สาหรับการวัด
ํ
กระแสลมแบบทางการ คือ three-หรื อ four-cup anemometer ซึ่งประกอบด้วยถ้วยและแกนหมุนอยูใน ่
แนวดิ่ง ซึ่งความเร็ วลมจากเครื่ องมือชนิดนี้จะสูงกว่าความเป็ นจริ ง
2-24 ณัฐ มาแจ้ง
ภาควิศวกรรมทรั พยากรนํา มหาวิทยาลัยเกษตรศาสตร์
้

25. 209241 อุทกวิทยา I บทที่ 2 กาลอากาศและอุทกวิทยา
propeller anemometer เป็ นเครื่ องวัดความเร็ วลมที่มีแกนหมุนในแนวนอน ส่ วน pressure-tube
anemometers จะใช้หลักของ pitottube มาประยุกต์
เนื่องจากความเร็ วของลมเปลี่ยนแปลงกับความสู งเหนือพื้นดินมากจึงไม่มีระดับมาตรฐานในการ
ติดตั้งเครื่ องมือวัดกระแสลม ดังนั้นข้อมูลที่ได้จากเครื่ องมือวัดกระแสลมที่ติดตั้งที่ความสู งต่าง ๆ กัน หาก
จะนํามาเปรี ยบเทียบกันแล้วจะต้องมีการปรับให้เป็ นข้อมูลที่ความสูงเดียวกันเสี ยก่อน สูตรที่นามาปรับ
ํ
ั
ความเร็ วของลมสําหรับความสู งต่าง ๆ กันนั้นมีหลายสู ตร แต่ที่นิยมใช้กนแพร่ หลายคือ
2-25 ณัฐ มาแจ้ง
ภาควิศวกรรมทรั พยากรนํา มหาวิทยาลัยเกษตรศาสตร์
้

26. 209241 อุทกวิทยา I บทที่ 2 กาลอากาศและอุทกวิทยา
k
V ⎛ Z ⎞
=⎜ ⎟ (2.12)
Vo ⎝ Z o ⎠
โดย V = ความเร็ วของลมที่ระดับ Z จากพื้นดิน
Vo = ความเร็ วของลมจากเครื่ องมือที่ระดับ Zo จากพื้นดิน
k = ค่าคงที่ ขึ้นอยูกบความขรุ ขระของพื้นดิน และ stability ของบรรยากาศ โดยปกติมีค่า
่ ั
ระหว่าง 0.10 ถึง 0.60 ที่นิยมใช้มีค่าเท่ากับ 1/7
2.4.2 การเปลียนแปลงตามสภาพภูมิศาสตร์ ของลม
่
ความเร็ วลมและทิศทางของลมจะเปลี่ยนแปลงไปตามลักษณะภูมิศาสตร์ของโลก ในฤดูหนาวมี
แนวโน้มว่าลมในชั้นบรรยากาศที่ติดกับพื้นโลกจะพัดจากบริ เวณที่เย็นกว่าจากใจกลางภาคพื้นทวีปไปยัง
บริ เวณที่อุ่นกว่าในมหาสมุทร และตรงกันข้ามในฤดูร้อน บนหุบเขาหรื อยอดเขาความเร็ วลมที่ระดับ 10
เมตรหรื อมากกว่าจากพื้นดินจะแรงกว่าในที่โล่งแจ้งที่ระดับความสูงเดียวกัน
2.4.3 การเปลียนแปลงความเร็วลมและทิศทางของลมตามกาลเวลา
่
ความเร็ วลมจะแรงและเปลี่ยนแปลงมากในฤดูหนาว ในขณะที่ตอนกลางหรื อปลายฤดูร้อนลม
ค่อนข้างสงบ การเปลี่ยนแปลงความเร็ วลมในตอนกลางวันกลางคืนจะมากบริ เวณใกล้ ๆ กับพื้นดิน และ
ส่ วนมากเกิดในฤดูร้อน ความเร็ วของลมในชั้นติดกับพื้นดินปกติจะตํ่าสุ ดประมาณเวลาดวงอาทิตย์ข้ ึนและ
จะเพิ่มขึ้นจนกระทังสู งสุ ดในตอนบ่าย ส่ วนที่ระดับประมาณ 300 เมตรจากพื้นดิน ความเร็ วลมสูงสุ ดจะเกิด
่
ในตอนกลางคืนและตํ่าสุ ดในตอนกลางวัน
2-26 ณัฐ มาแจ้ง
ภาควิศวกรรมทรั พยากรนํา มหาวิทยาลัยเกษตรศาสตร์
้

27. 209241 อุทกวิทยา I บทที่ 2 กาลอากาศและอุทกวิทยา
ตาราง ก-2 คุณสมบัติต่างๆ ของนํ้า ในหน่วยระบบเมตริ ก
ตาราง ก-3 การเปลี่ยนแปลงอุณหภูมิจุดนํ้าค้างกับอุณหภูมิของอากาศและ wet-bulb depression และการ
เปลี่ยนแปลง saturation vapor pressure กับอุณหภูมิ ในหน่วย องศาฟาเรนไฮท์
2-27 ณัฐ มาแจ้ง
ภาควิศวกรรมทรั พยากรนํา มหาวิทยาลัยเกษตรศาสตร์
้

28. 209241 อุทกวิทยา I บทที่ 2 กาลอากาศและอุทกวิทยา
ตาราง ก-4 การเปลี่ยนแปลงอุณหภูมิจุดนํ้าค้างกับอุณหภูมิของอากาศและ wet-bulb depression และการ
เปลี่ยนแปลง saturation vapor pressure กับอุณหภูมิ ในหน่วย องศาเซลเซียส
ตาราง ก-6 การเปลี่ยนแปลงความชื้นสัมพัทธ์ (เปอร์เซ็นต์) กับอุณหภูมิของอากาศและ wet-bulb depression
และการเปลี่ยนแปลง saturation vapor pressure กับอุณหภูมิ ในหน่วย องศาเซลเซียส
2-28 ณัฐ มาแจ้ง
ภาควิศวกรรมทรั พยากรนํา มหาวิทยาลัยเกษตรศาสตร์
้