อุตุนิยมวิทยาและภูมิอากาศวิทยา อุตุนิยมวิทยาและภูมิอากาศ อุณหภูมิสูงสุดในบอมเบย์
แผนภูมิสภาพอากาศ meteoblue อิงตามแบบจำลองสภาพอากาศ 30 ปีที่มีอยู่สำหรับทุกจุดบนโลก พวกมันให้ตัวบ่งชี้ที่เป็นประโยชน์เกี่ยวกับเรื่องทั่วไป ลักษณะภูมิอากาศและสภาพอากาศที่คาดหวัง (อุณหภูมิ ปริมาณฝน แสงแดด หรือลม) แบบจำลองข้อมูลอุตุนิยมวิทยามีความละเอียดเชิงพื้นที่เส้นผ่านศูนย์กลางประมาณ 30 กม. และอาจไม่ทำซ้ำในท้องถิ่นทั้งหมด สภาพอากาศเช่น พายุฝนฟ้าคะนอง ลมในพื้นที่ หรือพายุทอร์นาโด
คุณสามารถศึกษาสภาพอากาศของสถานที่ใดก็ได้ เช่น ป่าฝนอเมซอน สะวันนาแอฟริกาตะวันตก ทะเลทรายซาฮารา ทุนดราไซบีเรีย หรือเทือกเขาหิมาลัย
สามารถซื้อข้อมูลประวัติรายชั่วโมง 30 ปีของบอมเบย์ได้ด้วย history+ คุณจะสามารถดาวน์โหลดไฟล์ CSV เพื่อดูพารามิเตอร์สภาพอากาศ เช่น อุณหภูมิ ลม ความขุ่นมัว และปริมาณน้ำฝนที่สัมพันธ์กับจุดใดๆ ในโลก ข้อมูล 2 สัปดาห์ล่าสุดสำหรับเมืองบอมเบย์พร้อมให้ประเมินแพ็คเกจได้ฟรี
อุณหภูมิเฉลี่ยและปริมาณฝน
“ค่าเฉลี่ยสูงสุด อุณหภูมิรายวัน" (เส้นทึบสีแดง) หมายถึงอุณหภูมิเฉลี่ยสูงสุดในแต่ละวันของเดือนสำหรับเมืองบอมเบย์ ในทำนองเดียวกัน "อุณหภูมิรายวันเฉลี่ยขั้นต่ำ" (เส้นทึบสีน้ำเงิน) ระบุอุณหภูมิเฉลี่ยต่ำสุด วันที่อากาศร้อนและคืนที่หนาวเย็น (เส้นประสีแดงและสีน้ำเงิน ระบุอุณหภูมิเฉลี่ยวันที่ร้อนที่สุดและคืนที่หนาวที่สุดของแต่ละเดือนเป็นเวลา 30 ปี เมื่อวางแผนวันหยุดคุณจะทราบอุณหภูมิเฉลี่ยและเตรียมพร้อมทั้งวันที่ร้อนที่สุดและหนาวที่สุด การตั้งค่าเริ่มต้นไม่รวมตัวบ่งชี้ความเร็วลม อย่างไรก็ตาม คุณสามารถเปิดใช้งานตัวเลือกนี้ได้โดยใช้ปุ่มบนกราฟ
ตารางปริมาณน้ำฝนมีประโยชน์สำหรับการเปลี่ยนแปลงตามฤดูกาล เช่น สภาพอากาศแบบมรสุมในอินเดีย หรือช่วงความชื้นในแอฟริกา
วันที่มีเมฆมาก แดดจัด และฝนตก
กราฟแสดงจำนวนวันที่มีแดดจัด มีเมฆบางส่วน มีหมอกหนา และมีฝนตก วันที่ชั้นเมฆไม่เกิน 20% ถือว่ามีแดดจัด ความปกคลุม 20-80% ถือว่ามีเมฆบางส่วน และมากกว่า 80% ถือว่ามีเมฆมากโดยสมบูรณ์ แม้ว่าสภาพอากาศส่วนใหญ่ในเมืองเรคยาวิกซึ่งเป็นเมืองหลวงของไอซ์แลนด์จะมีเมฆมาก แต่ Sossusvlei ในทะเลทรายนามิบก็เป็นสถานที่ที่มีแสงแดดสดใสที่สุดแห่งหนึ่งในโลก
ข้อควรสนใจ: ในประเทศที่มีภูมิอากาศเขตร้อน เช่น มาเลเซียหรืออินโดนีเซีย การคาดการณ์จำนวนวันที่ฝนตกอาจประเมินสูงเกินไปด้วยปัจจัยสองเท่า
อุณหภูมิสูงสุด
แผนภาพอุณหภูมิสูงสุดสำหรับบอมเบย์จะแสดงจำนวนวันต่อเดือนถึงอุณหภูมิที่กำหนด ในดูไบ หนึ่งในเมืองที่ร้อนที่สุดในโลก อุณหภูมิแทบไม่เคยลดลงต่ำกว่า 40°C ในเดือนกรกฎาคม คุณยังสามารถดูแผนภูมิฤดูหนาวที่หนาวเย็นในมอสโก ซึ่งแสดงให้เห็นว่าอุณหภูมิสูงสุดแทบจะไม่ถึง -10°C เพียงไม่กี่วันต่อเดือน
ปริมาณน้ำฝน
แผนภาพปริมาณน้ำฝนสำหรับเมืองบอมเบย์แสดงจำนวนวันต่อเดือนถึงปริมาณฝนที่แน่นอน ในพื้นที่ที่มีภูมิอากาศแบบเขตร้อนหรือมรสุม การพยากรณ์ปริมาณน้ำฝนอาจถูกประเมินต่ำเกินไป
ความเร็วลม
แผนภาพของบอมเบย์แสดงวันต่อเดือน ในระหว่างที่ลมมีความเร็วถึงระดับหนึ่ง ตัวอย่างที่น่าสนใจคือที่ราบสูงทิเบต ซึ่งมรสุมทำให้เกิดลมแรงเป็นเวลานานตั้งแต่เดือนธันวาคมถึงเมษายน และอากาศสงบพัดผ่านตั้งแต่เดือนมิถุนายนถึงตุลาคม
สามารถเปลี่ยนหน่วยความเร็วลมได้ในส่วนการตั้งค่า (มุมขวาบน)
ความเร็วลมเพิ่มขึ้น
ลมที่เพิ่มขึ้นสำหรับบอมเบย์แสดงให้เห็นว่าลมพัดจากทิศทางที่ระบุกี่ชั่วโมงต่อปี ตัวอย่าง - ลมตะวันตกเฉียงใต้: ลมพัดจากทิศตะวันตกเฉียงใต้ (SW) ไปทางทิศตะวันออกเฉียงเหนือ (NE) เคปฮอร์นมากที่สุด จุดใต้ในอเมริกาใต้มีลักษณะเป็นลมตะวันตกที่มีกำลังแรงซึ่งเป็นอุปสรรคสำคัญในการเดินทางจากตะวันออกไปตะวันตกโดยเฉพาะอย่างยิ่งสำหรับเรือใบ
ข้อมูลทั่วไป
ตั้งแต่ปี 2007 meteoblue ได้รวบรวมข้อมูลแบบจำลองอุตุนิยมวิทยาไว้ในที่เก็บข้อมูลถาวร ในปี 2014 เราเริ่มเปรียบเทียบแบบจำลองสภาพอากาศกับข้อมูลในอดีตย้อนหลังไปถึงปี 1985 โดยสร้างที่เก็บข้อมูลสภาพอากาศรายชั่วโมงทั่วโลกเป็นเวลา 30 ปี แผนภูมิสภาพอากาศเป็นชุดข้อมูลสภาพอากาศจำลองชุดแรกที่มีอยู่บนอินเทอร์เน็ต ประวัติข้อมูลสภาพอากาศของเราประกอบด้วยข้อมูลจากทุกส่วนของโลกที่ครอบคลุมช่วงเวลาใดก็ได้ โดยไม่คำนึงถึงความพร้อมใช้งานของสถานีตรวจอากาศ
ข้อมูลนี้ได้มาจากแบบจำลองสภาพอากาศทั่วโลก NEMS ที่มีเส้นผ่านศูนย์กลางประมาณ 30 กม. ด้วยเหตุนี้ จึงไม่สามารถจำลองเหตุการณ์สภาพอากาศเล็กๆ น้อยๆ ในท้องถิ่นได้ เช่น โดมความร้อน พายุเย็น พายุฝนฟ้าคะนอง และพายุทอร์นาโด สำหรับสถานที่และกิจกรรมที่ต้องการความแม่นยำในระดับสูง (เช่น การจัดสรรพลังงาน การประกันภัย ฯลฯ) เรามีโมเดลความละเอียดสูงพร้อมข้อมูลสภาพอากาศรายชั่วโมง
ใบอนุญาต
ข้อมูลนี้อาจใช้ภายใต้ใบอนุญาต Creative Community "Attribution + Non-commercial (BY-NC)" รูปแบบใดที่ผิดกฎหมาย
เนื้อหาของบทความ
อุตุนิยมวิทยาและภูมิอากาศอุตุนิยมวิทยาเป็นศาสตร์แห่งชั้นบรรยากาศของโลก ภูมิอากาศวิทยาเป็นสาขาหนึ่งของอุตุนิยมวิทยาที่ศึกษาพลวัตของการเปลี่ยนแปลงในลักษณะเฉลี่ยของบรรยากาศในช่วงเวลาใด ๆ - ฤดูกาล, หลายปี, หลายทศวรรษหรือมากกว่านั้น ระยะยาว. อุตุนิยมวิทยาสาขาอื่นๆ ได้แก่ อุตุนิยมวิทยาแบบไดนามิก (การศึกษากลไกทางกายภาพของกระบวนการบรรยากาศ) อุตุนิยมวิทยาทางกายภาพ (การพัฒนาวิธีเรดาร์และอวกาศเพื่อศึกษาปรากฏการณ์บรรยากาศ) และอุตุนิยมวิทยาสรุป (วิทยาศาสตร์ของรูปแบบของการเปลี่ยนแปลงสภาพอากาศ) ส่วนเหล่านี้ทับซ้อนกันและเสริมซึ่งกันและกัน ภูมิอากาศ.
นักอุตุนิยมวิทยาส่วนใหญ่มีส่วนร่วมในการพยากรณ์อากาศ พวกเขาทำงานในองค์กรภาครัฐและทหาร และบริษัทเอกชนที่ให้บริการพยากรณ์การบิน เกษตรกรรมการก่อสร้างและกองทัพเรือ และยังออกอากาศทางวิทยุและโทรทัศน์อีกด้วย คนอื่นๆ ติดตามระดับมลพิษ ให้คำปรึกษา สอน หรือทำวิจัย อุปกรณ์อิเล็กทรอนิกส์กำลังมีความสำคัญมากขึ้นในการสังเกตการณ์ทางอุตุนิยมวิทยา การพยากรณ์อากาศ และการวิจัยทางวิทยาศาสตร์
หลักการศึกษาสภาพอากาศ
อุณหภูมิ, ความดันบรรยากาศความหนาแน่นและความชื้นของอากาศ ความเร็วและทิศทางลมเป็นตัวบ่งชี้หลักของสถานะของบรรยากาศ และพารามิเตอร์เพิ่มเติมรวมถึงข้อมูลเกี่ยวกับปริมาณก๊าซ เช่น โอโซน คาร์บอนไดออกไซด์ ฯลฯ
ลักษณะของพลังงานภายในร่างกายคืออุณหภูมิ ซึ่งจะเพิ่มขึ้นตามพลังงานภายในของสิ่งแวดล้อมที่เพิ่มขึ้น (เช่น อากาศ เมฆ ฯลฯ) หากสมดุลของพลังงานเป็นบวก ส่วนประกอบหลักของสมดุลพลังงานคือการให้ความร้อนผ่านการดูดซับรังสีอัลตราไวโอเลต รังสีที่มองเห็นได้ และรังสีอินฟราเรด การระบายความร้อนเนื่องจากรังสีอินฟราเรด การแลกเปลี่ยนความร้อนกับพื้นผิวโลก การได้มาหรือการสูญเสียพลังงานระหว่างการควบแน่นหรือการระเหยของน้ำ ตลอดจนระหว่างการบีบอัดหรือการขยายตัวของอากาศ สามารถวัดอุณหภูมิได้เป็นองศาฟาเรนไฮต์ (F) เซลเซียส (C) หรือเคลวิน (K) อุณหภูมิต่ำสุดที่เป็นไปได้คือ 0° เคลวิน เรียกว่า "ศูนย์สัมบูรณ์" ระดับอุณหภูมิที่แตกต่างกันมีความสัมพันธ์กันโดยความสัมพันธ์ดังต่อไปนี้:
ฟ = 9/5 ค + 32; C = 5/9 (F – 32) และ K = C + 273.16,
โดยที่ F, C และ K แสดงถึงอุณหภูมิเป็นองศาฟาเรนไฮต์ เซลเซียส และเคลวิน ตามลำดับ มาตราส่วนฟาเรนไฮต์และเซลเซียสตรงกันที่จุด –40° กล่าวคือ –40° F = –40° C ซึ่งสามารถตรวจสอบได้โดยใช้สูตรข้างต้น ในกรณีอื่นๆ ทั้งหมด อุณหภูมิเป็นองศาฟาเรนไฮต์และเซลเซียสจะแตกต่างกัน ใน การวิจัยทางวิทยาศาสตร์โดยทั่วไปจะใช้เครื่องชั่งเซลเซียสและเคลวิน
ความดันบรรยากาศในแต่ละจุดจะถูกกำหนดโดยมวลของคอลัมน์อากาศที่อยู่ด้านบน มันจะเปลี่ยนแปลงหากความสูงของเสาอากาศเหนือจุดที่กำหนดเปลี่ยนแปลง ความกดอากาศที่ระดับน้ำทะเลประมาณ 10.3 ตัน/ตร.ม. ซึ่งหมายความว่าน้ำหนักของคอลัมน์อากาศที่มีฐานแนวนอน 1 ตารางเมตรที่ระดับน้ำทะเลคือ 10.3 ตัน
ความหนาแน่นของอากาศคืออัตราส่วนของมวลอากาศต่อปริมาตรที่อากาศนั้นครอบครอง ความหนาแน่นของอากาศจะเพิ่มขึ้นเมื่อถูกบีบอัด และลดลงเมื่อขยายตัว
อุณหภูมิ ความดัน และความหนาแน่นของอากาศมีความสัมพันธ์กันโดยสมการสถานะ อากาศส่วนใหญ่คล้ายกับ "ก๊าซในอุดมคติ" ซึ่งตามสมการสถานะ อุณหภูมิ (แสดงเป็นสเกลเคลวิน) คูณด้วยความหนาแน่นและหารด้วยความดันจะเป็นค่าคงที่
ตามกฎการเคลื่อนที่ข้อที่สองของนิวตัน (กฎการเคลื่อนที่) การเปลี่ยนแปลงความเร็วและทิศทางลมเกิดจากแรงที่กระทำในชั้นบรรยากาศ สิ่งเหล่านี้คือแรงโน้มถ่วงซึ่งยึดชั้นอากาศไว้ใกล้กับพื้นผิวโลก การไล่ระดับความดัน (แรงที่ส่งจากบริเวณที่มีความกดอากาศสูงไปยังบริเวณที่ต่ำ) และแรงโบลิทาร์ กองกำลังโบลิทาร์มีอิทธิพลต่อพายุเฮอริเคนและเหตุการณ์สภาพอากาศขนาดใหญ่อื่นๆ ยิ่งขนาดของพวกเขาเล็กลง พลังนี้ก็มีความสำคัญน้อยลงสำหรับพวกเขา ตัวอย่างเช่นทิศทางการหมุนของพายุทอร์นาโด (ทอร์นาโด) ไม่ได้ขึ้นอยู่กับมัน
ไอน้ำและเมฆ
ไอน้ำคือน้ำที่มีสถานะเป็นก๊าซ หากอากาศไม่สามารถกักเก็บไอน้ำได้มากขึ้น น้ำจะอิ่มตัว จากนั้นน้ำจากพื้นผิวที่สัมผัสจะหยุดการระเหย ปริมาณไอน้ำในอากาศอิ่มตัวนั้นขึ้นอยู่กับอุณหภูมิอย่างใกล้ชิดและเมื่อเพิ่มขึ้น 10 ° C ก็สามารถเพิ่มได้ไม่เกินสองเท่า
ความชื้นสัมพัทธ์คืออัตราส่วนของปริมาณไอน้ำที่มีอยู่จริงในอากาศต่อปริมาณไอน้ำที่สอดคล้องกับสถานะความอิ่มตัว ความชื้นสัมพัทธ์ของอากาศใกล้พื้นผิวโลกมักจะสูงในตอนเช้าเมื่ออากาศเย็น เมื่ออุณหภูมิเพิ่มขึ้น ความชื้นสัมพัทธ์มักจะลดลง แม้ว่าปริมาณไอน้ำในอากาศจะเปลี่ยนแปลงเพียงเล็กน้อยก็ตาม สมมติว่าในตอนเช้าที่อุณหภูมิ 10 ° C ความชื้นสัมพัทธ์อยู่ใกล้ 100% หากอุณหภูมิลดลงในระหว่างวัน น้ำจะควบแน่นและเกิดน้ำค้าง หากอุณหภูมิสูงขึ้น เช่น 20°C น้ำค้างจะระเหยไป แต่ความชื้นสัมพัทธ์จะอยู่ที่ประมาณเพียง 20°C เท่านั้น 50%.
เมฆเกิดขึ้นเมื่อไอน้ำในบรรยากาศควบแน่นจนเกิดเป็นหยดน้ำหรือผลึกน้ำแข็ง เมฆก่อตัวขึ้นเมื่อไอน้ำลอยขึ้นและเย็นตัวลงจนเกินจุดอิ่มตัว เมื่ออากาศลอยขึ้น อากาศจะเข้าสู่ชั้นความกดอากาศที่ต่ำลงเรื่อยๆ อากาศไม่อิ่มตัวจะเย็นลงประมาณ 10° C ทุกๆ กิโลเมตร หากอากาศมีความชื้นสัมพัทธ์ประมาณ 50% จะเพิ่มขึ้นมากกว่า 1 กม. การก่อตัวของเมฆจะเริ่มขึ้น การควบแน่นเกิดขึ้นครั้งแรกที่ฐานเมฆ ซึ่งจะขยายตัวขึ้นไปจนอากาศไม่ลอยขึ้นอีกต่อไปจึงเย็นลง ในฤดูร้อน กระบวนการนี้สามารถเห็นได้ง่ายในตัวอย่างเมฆคิวมูลัสเขียวชอุ่มที่มีฐานแบนและยอดที่ขึ้นลงตามการเคลื่อนที่ของอากาศ เมฆยังก่อตัวบริเวณส่วนหน้าเมื่อ อากาศอุ่นเลื่อนขึ้นไปใกล้กับความเย็นและในขณะเดียวกันก็เย็นลงสู่สภาวะอิ่มตัว ความขุ่นมัวยังเกิดขึ้นในบริเวณที่มีความกดอากาศต่ำและมีกระแสลมสูงขึ้น
หมอกเป็นเมฆที่อยู่ใกล้พื้นผิวโลก มันมักจะลงมาที่พื้นในคืนที่เงียบสงบและปลอดโปร่ง เมื่ออากาศชื้นและพื้นผิวโลกเย็นลง แผ่ความร้อนออกสู่อวกาศ หมอกยังสามารถก่อตัวได้เมื่ออากาศอุ่นและชื้นเคลื่อนผ่านพื้นผิวดินหรือน้ำที่เย็น หากอากาศเย็นปรากฏขึ้นเหนือพื้นผิว น้ำอุ่นหมอกแห่งการระเหยปรากฏขึ้นต่อหน้าต่อตาคุณ มักก่อตัวขึ้นในเช้าตรู่ของฤดูใบไม้ร่วงเหนือทะเลสาบ และดูเหมือนว่าน้ำจะเดือด
การควบแน่นเป็นกระบวนการที่ซับซ้อนซึ่งอนุภาคขนาดเล็กจิ๋วของสิ่งเจือปนในอากาศ (เขม่า ฝุ่น เกลือทะเล) ทำหน้าที่เป็นนิวเคลียสของการควบแน่นรอบๆ ที่เกิดหยดน้ำ นิวเคลียสเดียวกันนี้จำเป็นสำหรับการแช่แข็งน้ำในชั้นบรรยากาศ เนื่องจากในอากาศที่สะอาดมาก หากไม่มีหยดน้ำจะไม่แข็งตัวจนถึงอุณหภูมิประมาณ –40° C แกนกลางของการก่อตัวของน้ำแข็งเป็นอนุภาคขนาดเล็กซึ่งมีโครงสร้างคล้ายกับผลึกน้ำแข็ง โดยมีน้ำแข็งก่อตัวอยู่รอบๆ เป็นเรื่องปกติที่อนุภาคน้ำแข็งในอากาศเป็นนิวเคลียสที่ดีที่สุดสำหรับการก่อตัวของน้ำแข็ง บทบาทของนิวเคลียสดังกล่าวยังแสดงโดยอนุภาคดินเหนียวที่เล็กที่สุดอีกด้วย โดยพวกมันมีความสำคัญเป็นพิเศษที่อุณหภูมิต่ำกว่า –10°–15° C ดังนั้นจึงเกิดสถานการณ์แปลก ๆ ขึ้น: หยดน้ำในบรรยากาศแทบไม่มีวันแข็งตัวเมื่ออุณหภูมิผ่านไป 0° C สำหรับพวกเขา การแช่แข็งต้องใช้อุณหภูมิที่ต่ำกว่ามาก โดยเฉพาะอย่างยิ่งหากมีนิวเคลียสน้ำแข็งในอากาศน้อย วิธีหนึ่งในการกระตุ้นการตกตะกอนคือการพ่นอนุภาคซิลเวอร์ไอโอไดด์ (นิวเคลียสการควบแน่นเทียม) เข้าไปในเมฆ ช่วยให้หยดน้ำเล็กๆ แข็งตัวเป็นผลึกน้ำแข็งที่หนักพอที่จะตกลงมาเป็นหิมะ
การก่อตัวของฝนหรือหิมะเป็นกระบวนการที่ค่อนข้างซับซ้อน หากผลึกน้ำแข็งในก้อนเมฆหนักเกินกว่าจะลอยอยู่ในกระแสลม พวกมันจะตกลงมาเหมือนหิมะ หากบรรยากาศชั้นล่างอุ่นพอ เกล็ดหิมะจะละลายและตกลงสู่พื้นเหมือนหยาดฝน แม้แต่ในฤดูร้อนในละติจูดเขตอบอุ่น ฝนก็มักจะเกิดในรูปของแผ่นน้ำแข็ง และแม้แต่ในเขตร้อน ฝนที่ตกลงมาจากเมฆคิวมูโลนิมบัสเริ่มต้นด้วยอนุภาคน้ำแข็ง หลักฐานที่น่าเชื่อว่ามีน้ำแข็งอยู่ในเมฆแม้ในฤดูร้อนคือลูกเห็บ
ฝนมักจะมาจากเมฆ "อุ่น" เช่น จากเมฆที่มีอุณหภูมิสูงกว่าจุดเยือกแข็ง ที่นี่ หยดเล็กๆ ที่มีประจุของเครื่องหมายตรงข้ามจะถูกดึงดูดและรวมเข้าด้วยกันเป็นหยดที่ใหญ่ขึ้น พวกมันสามารถเพิ่มขึ้นได้มากจนกลายเป็นหนักเกินไป และไม่ได้รับการสนับสนุนจากเมฆอีกต่อไปโดยการกระแสลมและฝนตกลงมา
พื้นฐานของการจำแนกเมฆระหว่างประเทศสมัยใหม่นั้นวางขึ้นในปี 1803 โดยนักอุตุนิยมวิทยาสมัครเล่นชาวอังกฤษ ลุค ฮาวเวิร์ด ใช้คำภาษาละตินเพื่ออธิบายลักษณะของเมฆ: อัลโต - สูง, เซอร์รัส - เซอร์รัส, คิวมูลัส - คิวมูลัส, นิมบัส - ฝนตก และเมฆ - stratus การรวมกันของคำเหล่านี้ใช้เพื่อตั้งชื่อรูปแบบหลักสิบประการของเมฆ: เซอร์รัส - เซอร์รัส; เซอร์โรคิวมูลัส – เซอร์โรคิวมูลัส; เซอร์โรสเตรตัส – เซอร์โรสเตรตัส; อัลโตคิวมูลัส – อัลโตคิวมูลัส; altostratus – มีชั้นสูง นิมโบสเตรตัส – นิมโบสเตรตัส; stratocumulus – stratocumulus; ชั้น – ชั้น; คิวมูลัส - คิวมูลัส และ คิวมูโลนิมบัส - คิวมูโลนิมบัส เมฆอัลโตคิวมูลัสและเมฆอัลโตสเตรตัสตั้งอยู่สูงกว่าเมฆคิวมูลัสและเมฆสเตรตัส
เมฆชั้นล่าง (stratus, stratocumulus และ nimbostratus) ประกอบด้วยน้ำเกือบทั้งหมด โดยมีฐานอยู่ที่ระดับความสูงประมาณ 2,000 เมตร เมฆที่แผ่กระจายไปตามพื้นผิวโลกเรียกว่าหมอก
ฐานของเมฆระดับกลาง (altocumulus และ altostratus) พบได้ที่ระดับความสูงตั้งแต่ 2,000 ถึง 7,000 เมตร เมฆเหล่านี้มีอุณหภูมิตั้งแต่ 0 ° C ถึง -25 ° C และมักมีส่วนผสมของหยดน้ำและผลึกน้ำแข็ง
เมฆชั้นบน (เซอร์รัส เซอร์โรคิวมูลัส และเซอร์โรสเตรตัส) มักจะมีโครงร่างที่ไม่ชัดเจนเนื่องจากประกอบด้วยผลึกน้ำแข็ง ฐานตั้งอยู่ที่ระดับความสูงมากกว่า 7,000 ม. และอุณหภูมิต่ำกว่า –25° C
เมฆคิวมูลัสและเมฆคิวมูโลนิมบัสจัดเป็นเมฆ การพัฒนาในแนวตั้งและสามารถขยายออกไปได้อีกชั้นหนึ่ง โดยเฉพาะอย่างยิ่งสำหรับเมฆคิวมูโลนิมบัส ซึ่งฐานอยู่ห่างจากพื้นผิวโลกเพียงไม่กี่ร้อยเมตร และยอดสามารถสูงถึง 15–18 กม. ส่วนล่างประกอบด้วยหยดน้ำ และส่วนบนประกอบด้วยผลึกน้ำแข็ง
ปัจจัยที่ก่อให้เกิดสภาพอากาศและสภาพอากาศ
นักดาราศาสตร์ชาวกรีกโบราณ Hipparchus (ศตวรรษที่ 2 ก่อนคริสต์ศักราช) แบ่งพื้นผิวโลกอย่างมีเงื่อนไขโดยแนวขนานออกเป็นโซนละติจูดซึ่งต่างกันที่ความสูงของตำแหน่งเที่ยงวันของดวงอาทิตย์ในวันที่กลางวันยาวที่สุดของปี โซนเหล่านี้เรียกว่าภูมิอากาศ (จากภาษากรีก klima - ความลาดชัน เดิมแปลว่า "ความลาดชัน" แสงอาทิตย์") ดังนั้นจึงมีการระบุเขตภูมิอากาศห้าเขต: หนึ่งเขตร้อน สองเขตอุณหภูมิ และสองเขตหนาว ซึ่งเป็นพื้นฐาน การแบ่งเขตทางภูมิศาสตร์โลก.
เป็นเวลากว่า 2,000 ปีแล้วที่คำว่า "ภูมิอากาศ" ถูกใช้ในแง่นี้ แต่หลังจากปี 1450 เมื่อกะลาสีเรือชาวโปรตุเกสข้ามเส้นศูนย์สูตรและกลับมายังบ้านเกิด ข้อเท็จจริงใหม่ๆ ก็ปรากฏขึ้นซึ่งจำเป็นต้องมีการแก้ไขมุมมองแบบคลาสสิก ในบรรดาข้อมูลเกี่ยวกับโลกที่ได้รับระหว่างการเดินทางของผู้ค้นพบ ได้แก่ ลักษณะภูมิอากาศโซนที่เลือกซึ่งทำให้สามารถขยายคำว่า "ภูมิอากาศ" ได้เอง โซนภูมิอากาศไม่ได้เป็นเพียงพื้นที่ที่คำนวณทางคณิตศาสตร์ของพื้นผิวโลกโดยอิงจากข้อมูลทางดาราศาสตร์อีกต่อไป (เช่น ร้อนและแห้งในบริเวณที่ดวงอาทิตย์ขึ้นสูง และเย็นและชื้นในบริเวณที่ต่ำ ดังนั้นจึงอบอุ่นได้ไม่ดีนัก) พบว่าเขตภูมิอากาศไม่เพียงแค่สอดคล้องกับเขตละติจูดตามที่คิดไว้ก่อนหน้านี้ แต่มีโครงร่างที่ไม่สม่ำเสมอมาก
การแผ่รังสีแสงอาทิตย์ การไหลเวียนของบรรยากาศโดยทั่วไป การกระจายตัวทางภูมิศาสตร์ของทวีปและมหาสมุทร และธรณีสัณฐานหลัก เป็นปัจจัยหลักที่มีอิทธิพลต่อสภาพภูมิอากาศของแผ่นดิน การแผ่รังสีแสงอาทิตย์เป็นปัจจัยที่สำคัญที่สุดในการก่อตัวของสภาพอากาศ และจะได้รับการพิจารณาในรายละเอียดเพิ่มเติม
รังสี
ในอุตุนิยมวิทยา คำว่า "รังสี" หมายถึงรังสีแม่เหล็กไฟฟ้า ซึ่งรวมถึงรังสีที่มองเห็นได้ อัลตราไวโอเลต และรังสีอินฟราเรด แต่ไม่รวมถึงรังสีกัมมันตภาพรังสี วัตถุแต่ละชิ้นปล่อยรังสีที่แตกต่างกัน ขึ้นอยู่กับอุณหภูมิของมัน: วัตถุที่ได้รับความร้อนน้อยกว่าส่วนใหญ่จะเป็นอินฟราเรด วัตถุที่ร้อนจะเป็นสีแดง วัตถุที่ร้อนกว่าจะเป็นสีขาว (กล่าวคือ สีเหล่านี้จะมีอยู่เหนือกว่าเมื่อมองเห็นด้วยการมองเห็นของเรา) แม้แต่วัตถุที่ร้อนกว่าก็ปล่อยรังสีสีฟ้าออกมา ยิ่งวัตถุร้อนมากเท่าไร พลังงานแสงก็จะยิ่งปล่อยออกมามากขึ้นเท่านั้น
ในปี 1900 นักฟิสิกส์ชาวเยอรมัน มักซ์ พลังค์ ได้พัฒนาทฤษฎีที่อธิบายกลไกของการแผ่รังสีจากวัตถุที่ถูกให้ความร้อน ทฤษฎีนี้ซึ่งในปี 1918 เขาได้รับรางวัล รางวัลโนเบลกลายเป็นหนึ่งในเสาหลักของฟิสิกส์และวางรากฐาน กลศาสตร์ควอนตัม. แต่รังสีแสงไม่ได้ถูกปล่อยออกมาจากวัตถุที่ให้ความร้อนทั้งหมด มีกระบวนการอื่นที่ทำให้เกิดการเรืองแสง เช่น การเรืองแสง
แม้ว่าอุณหภูมิภายในดวงอาทิตย์จะสูงถึงหลายล้านองศาแต่ก็มีสี แสงแดดกำหนดโดยอุณหภูมิพื้นผิว (ประมาณ 6,000 ° C) หลอดไส้ไฟฟ้าปล่อยรังสีแสงซึ่งมีสเปกตรัมแตกต่างอย่างมีนัยสำคัญจากสเปกตรัมของแสงแดดเนื่องจากอุณหภูมิของไส้หลอดในหลอดไฟอยู่ระหว่าง 2,500 ° C ถึง 3300 ° C
รังสีแม่เหล็กไฟฟ้าประเภทที่เด่นชัดจากเมฆ ต้นไม้ หรือผู้คนคือรังสีอินฟราเรด ซึ่งมองไม่เห็นด้วยตามนุษย์ เป็นวิธีหลักในการแลกเปลี่ยนพลังงานในแนวดิ่งระหว่างพื้นผิวโลก เมฆ และชั้นบรรยากาศ
ดาวเทียมอุตุนิยมวิทยามีการติดตั้งเครื่องมือพิเศษที่ถ่ายภาพในรังสีอินฟราเรดที่ปล่อยออกมา ช่องว่างเมฆและพื้นผิวโลก เมฆที่เย็นกว่าพื้นผิวโลกจะปล่อยรังสีน้อยกว่า ดังนั้นจึงปรากฏมืดกว่าในแสงอินฟราเรดมากกว่าโลก ข้อได้เปรียบที่ยอดเยี่ยมของการถ่ายภาพอินฟราเรดคือสามารถดำเนินการได้ตลอดเวลา (ท้ายที่สุดแล้ว เมฆและโลกจะปล่อยรังสีอินฟราเรดอย่างต่อเนื่อง)
มุมไข้แดด
ปริมาณไข้แดด (ขาเข้า รังสีแสงอาทิตย์) เปลี่ยนแปลงตามเวลาและจากสถานที่หนึ่งไปยังอีกสถานที่หนึ่งตามการเปลี่ยนแปลงในมุมที่รังสีดวงอาทิตย์กระทบพื้นผิวโลก ยิ่งดวงอาทิตย์อยู่เหนือศีรษะมากเท่าไรก็ยิ่งมีขนาดใหญ่เท่านั้น การเปลี่ยนแปลงในมุมนี้ถูกกำหนดโดยการปฏิวัติของโลกรอบดวงอาทิตย์และการหมุนรอบแกนของมันเป็นหลัก
การปฏิวัติของโลกรอบดวงอาทิตย์
จะไม่มี มีความสำคัญอย่างยิ่งถ้าแกนของโลกตั้งฉากกับระนาบวงโคจรของโลก ในกรณีนี้ ณ จุดใดจุดหนึ่งของโลกในเวลาเดียวกันของวัน ดวงอาทิตย์จะสูงขึ้นจนมีความสูงเท่ากันเหนือขอบฟ้า และจะมีความผันผวนตามฤดูกาลเพียงเล็กน้อยในไข้แดดเท่านั้น ซึ่งเกิดจากการเปลี่ยนแปลงของระยะห่างจากโลกถึงดวงอาทิตย์ . แต่ในความเป็นจริง แกนของโลกเบี่ยงเบนไปจากตั้งฉากกับระนาบการโคจร 23° 30° และด้วยเหตุนี้ มุมตกกระทบของรังสีดวงอาทิตย์จึงเปลี่ยนไปตามตำแหน่งของโลกในวงโคจร
ในทางปฏิบัติ จะสะดวกที่จะสมมติว่าดวงอาทิตย์เคลื่อนไปทางเหนือระหว่างรอบรายปีตั้งแต่วันที่ 21 ธันวาคมถึง 21 มิถุนายน และทางใต้ระหว่างวันที่ 21 มิถุนายนถึง 21 ธันวาคม ในช่วงเที่ยงท้องถิ่นของวันที่ 21 ธันวาคม ตามแนวเขตร้อนทางใต้ทั้งหมด (23° 30° S) ดวงอาทิตย์ “ยืน” เหนือศีรษะโดยตรง ในเวลานี้ในซีกโลกใต้ รังสีดวงอาทิตย์ตกในมุมที่ยิ่งใหญ่ที่สุด ช่วงเวลานี้ในซีกโลกเหนือเรียกว่า “ เหมายัน" ในระหว่างการเคลื่อนตัวไปทางเหนืออย่างเห็นได้ชัด ดวงอาทิตย์เคลื่อนผ่านเส้นศูนย์สูตรฟ้าในวันที่ 21 มีนาคม (วิษุวัตฤดูใบไม้ผลิ) ในวันนี้ ทั้งสองซีกโลกได้รับรังสีดวงอาทิตย์ในปริมาณเท่ากัน ที่สุด ตำแหน่งทางเหนือ, 23° 30° น (เขตร้อนทางเหนือ) ดวงอาทิตย์ มาถึงวันที่ 21 มิถุนายน ช่วงเวลานี้เมื่อรังสีดวงอาทิตย์ตกในมุมที่ยิ่งใหญ่ที่สุดในซีกโลกเหนือ เรียกว่าครีษมายัน วันที่ 23 กันยายน เวลา วิษุวัตฤดูใบไม้ร่วง,ดวงอาทิตย์เคลื่อนผ่านเส้นศูนย์สูตรท้องฟ้าอีกครั้ง
ความเอียงของแกนโลกกับระนาบวงโคจรของโลกทำให้เกิดการเปลี่ยนแปลงไม่เพียงแต่ในมุมตกกระทบของรังสีดวงอาทิตย์บน พื้นผิวโลกแต่ยังรวมถึงระยะเวลาแสงแดดในแต่ละวันด้วย ที่ Equinox ระยะเวลากลางวันทั่วโลก (ยกเว้นขั้วโลก) คือ 12 ชั่วโมง ในช่วงตั้งแต่วันที่ 21 มีนาคมถึง 23 กันยายนในซีกโลกเหนือจะเกิน 12 ชั่วโมง และตั้งแต่วันที่ 23 กันยายนถึง 21 มีนาคมจะน้อยกว่า มากกว่า 12 ชั่วโมง เหนือ 66° 30° s .sh (อาร์กติกเซอร์เคิล) ตั้งแต่วันที่ 21 ธันวาคม กลางคืนขั้วโลกจะคงอยู่ตลอดเวลา และตั้งแต่วันที่ 21 มิถุนายน เป็นต้นไป แสงกลางวันจะคงอยู่เป็นเวลา 24 ชั่วโมง ที่ขั้วโลกเหนือ กลางคืนขั้วโลกเกิดขึ้นตั้งแต่วันที่ 23 กันยายน ถึง 21 มีนาคม และวันขั้วโลกตั้งแต่วันที่ 21 มีนาคม ถึง 23 กันยายน
ดังนั้น สาเหตุของปรากฏการณ์บรรยากาศในชั้นบรรยากาศที่มีการกำหนดไว้อย่างชัดเจน 2 รอบ คือ รายปี ยาวนาน 365 1/4 วัน และรอบรายวัน 24 ชั่วโมง คือการหมุนของโลกรอบดวงอาทิตย์และการเอียงของแกนโลก
ปริมาณรังสีดวงอาทิตย์ที่ได้รับต่อวันที่ขอบเขตด้านนอกของบรรยากาศในซีกโลกเหนือแสดงเป็นหน่วยวัตต์ต่อตารางเมตรของพื้นผิวแนวนอน (เช่น ขนานกับพื้นผิวโลก ไม่ได้ตั้งฉากกับรังสีดวงอาทิตย์เสมอไป) และขึ้นอยู่กับแสงอาทิตย์ ค่าคงที่ มุมเอียงของรังสีดวงอาทิตย์และระยะเวลาของวัน (ตารางที่ 1)
ตารางที่ 1 การมาถึงของรังสีดวงอาทิตย์สู่ขอบเขตบนของชั้นบรรยากาศ (วัตต์/ตารางเมตร ต่อวัน) | ||||||||||
ละติจูด, °N | 0 | 10 | 20 | 30 | 40 | 50 | 60 | 70 | 80 | 90 |
วันที่ 21 มิถุนายน | 375 | 414 | 443 | 461 | 470 | 467 | 463 | 479 | 501 | 510 |
21 ธันวาคม | 399 | 346 | 286 | 218 | 151 | 83 | 23 | 0 | 0 | 0 |
มูลค่าเฉลี่ยต่อปี | 403 | 397 | 380 | 352 | 317 | 273 | 222 | 192 | 175 | 167 |
ตารางแสดงให้เห็นว่าความแตกต่างระหว่างช่วงฤดูร้อนและฤดูหนาวนั้นน่าทึ่งมาก ในวันที่ 21 มิถุนายน ทางซีกโลกเหนือ ค่าไข้แดดจะใกล้เคียงกัน ในวันที่ 21 ธันวาคม มีความแตกต่างอย่างมีนัยสำคัญระหว่างละติจูดต่ำและละติจูดสูงและนี่คือเหตุผลหลักที่ทำให้ความแตกต่างทางภูมิอากาศของละติจูดเหล่านี้ในฤดูหนาวมีมากกว่าในฤดูร้อนมาก การหมุนเวียนมาโครในบรรยากาศซึ่งขึ้นอยู่กับความแตกต่างของความร้อนในชั้นบรรยากาศเป็นหลักจะได้รับการพัฒนาให้ดีขึ้นในฤดูหนาว
แอมพลิจูดประจำปีของฟลักซ์การแผ่รังสีดวงอาทิตย์ที่เส้นศูนย์สูตรมีขนาดค่อนข้างเล็ก แต่จะเพิ่มขึ้นอย่างรวดเร็วไปทางทิศเหนือ ดังนั้น อย่างอื่นที่เท่าเทียมกัน แอมพลิจูดของอุณหภูมิประจำปีจะถูกกำหนดโดยละติจูดของพื้นที่เป็นหลัก
การหมุนของโลกรอบแกนของมัน
ความรุนแรงของไข้แดดที่ใดก็ได้ในโลกในวันใดวันหนึ่งของปีก็ขึ้นอยู่กับช่วงเวลาของวันด้วย แน่นอนว่าสิ่งนี้อธิบายได้จากข้อเท็จจริงที่ว่าภายใน 24 ชั่วโมงโลกจะหมุนรอบแกนของมัน
อัลเบโด้
– เศษส่วนของการแผ่รังสีแสงอาทิตย์ที่สะท้อนโดยวัตถุ (โดยปกติจะแสดงเป็นเปอร์เซ็นต์หรือเศษส่วนของหน่วย) อัลเบโดของหิมะที่เพิ่งตกใหม่สามารถมีค่าได้ถึง 0.81 อัลเบโดของเมฆขึ้นอยู่กับชนิดและความหนาในแนวดิ่งมีค่าตั้งแต่ 0.17 ถึง 0.81 อัลเบโด้ของทรายแห้งสีเข้ม – ประมาณ 0.18 ป่าสีเขียว - จาก 0.03 ถึง 0.10 อัลเบโด้ของพื้นที่น้ำขนาดใหญ่ขึ้นอยู่กับความสูงของดวงอาทิตย์เหนือเส้นขอบฟ้า ยิ่งสูง อัลเบโด้ก็จะยิ่งต่ำลง
อัลเบโด้ของโลกพร้อมกับชั้นบรรยากาศเปลี่ยนแปลงไปขึ้นอยู่กับการปกคลุมของเมฆและพื้นที่ที่หิมะปกคลุม จากการแผ่รังสีดวงอาทิตย์ทั้งหมดที่มายังโลกของเรา 0.34 สะท้อนออกสู่อวกาศ และหายไปจากระบบชั้นบรรยากาศโลก
การดูดซึมโดยบรรยากาศ
ประมาณ 19% ของรังสีดวงอาทิตย์ที่มายังโลกถูกชั้นบรรยากาศดูดซับไว้ (ตามค่าประมาณเฉลี่ยสำหรับทุกละติจูดและทุกฤดูกาล) ใน ชั้นบนบรรยากาศ รังสีอัลตราไวโอเลตถูกดูดซับโดยออกซิเจนและโอโซนเป็นส่วนใหญ่ และเข้าไปข้างใน ชั้นล่างรังสีสีแดงและอินฟราเรด (ความยาวคลื่นมากกว่า 630 นาโนเมตร) ถูกดูดซับโดยไอน้ำเป็นหลัก และคาร์บอนไดออกไซด์ถูกดูดซับในระดับที่น้อยกว่า
การดูดกลืนโดยพื้นผิวโลก
ประมาณ 34% ของรังสีดวงอาทิตย์โดยตรงที่มาถึงขอบด้านบนของชั้นบรรยากาศจะสะท้อนออกสู่อวกาศ และ 47% ผ่านชั้นบรรยากาศและถูกดูดซับโดยพื้นผิวโลก
การเปลี่ยนแปลงของปริมาณพลังงานที่พื้นผิวโลกดูดซับโดยขึ้นอยู่กับละติจูดแสดงไว้ในตาราง 2 และแสดงเป็นปริมาณพลังงานเฉลี่ยต่อปี (เป็นวัตต์) ที่ดูดซับต่อวันโดยพื้นผิวแนวนอนที่มีพื้นที่ 1 ตร.ม. ความแตกต่างระหว่างการแผ่รังสีดวงอาทิตย์โดยเฉลี่ยต่อปีสู่ขอบบนของชั้นบรรยากาศต่อวันกับรังสีที่ได้รับบนพื้นผิวโลกในกรณีที่ไม่มีเมฆบน ละติจูดที่แตกต่างกัน, แสดงความสูญเสียภายใต้อิทธิพลของปัจจัยบรรยากาศต่างๆ (ยกเว้นความขุ่นมัว) การสูญเสียเหล่านี้คิดเป็นประมาณหนึ่งในสามของรังสีดวงอาทิตย์ที่เข้ามาทุกแห่ง
ตารางที่ 2 การรับรังสีแสงอาทิตย์โดยเฉลี่ยต่อปีบนพื้นผิวแนวนอนในซีกโลกเหนือ (วัตต์/ตร.ม. ต่อวัน) |
||||||||||
ละติจูด, °N | 0 | 10 | 20 | 30 | 40 | 50 | 60 | 70 | 80 | 90 |
การมาถึงของรังสีที่ขอบเขตด้านนอกของชั้นบรรยากาศ | 403 | 397 | 380 | 352 | 317 | 273 | 222 | 192 | 175 | 167 |
การมาถึงของรังสีบนพื้นผิวโลกภายใต้ท้องฟ้าแจ่มใส | 270 | 267 | 260 | 246 | 221 | 191 | 154 | 131 | 116 | 106 |
การมาถึงของรังสีบนพื้นผิวโลกภายใต้ความขุ่นมัวโดยเฉลี่ย | 194 | 203 | 214 | 208 | 170 | 131 | 97 | 76 | 70 | 71 |
รังสีที่ถูกดูดซับโดยพื้นผิวโลก | 181 | 187 | 193 | 185 | 153 | 119 | 88 | 64 | 45 | 31 |
ความแตกต่างระหว่างปริมาณรังสีดวงอาทิตย์ที่มาถึงขอบเขตด้านบนของบรรยากาศและปริมาณรังสีที่มาถึงพื้นผิวโลกในช่วงที่มีเมฆมากโดยเฉลี่ย เนื่องจากการสูญเสียรังสีในชั้นบรรยากาศ ขึ้นอยู่กับอย่างมีนัยสำคัญ ละติจูดทางภูมิศาสตร์: 52% ที่เส้นศูนย์สูตร, 41% ที่ 30° N และ 57% ที่ 60°N นี่เป็นผลโดยตรงจากการเปลี่ยนแปลงเชิงปริมาณของเมฆปกคลุมกับละติจูด เนื่องจากลักษณะเฉพาะของการไหลเวียนของชั้นบรรยากาศในซีกโลกเหนือ ปริมาณเมฆจึงมีน้อยมากที่ละติจูดประมาณ 30° อิทธิพลของความขุ่นมัวนั้นยิ่งใหญ่มากจนพลังงานสูงสุดไปถึงพื้นผิวโลกไม่ใช่ที่เส้นศูนย์สูตร แต่อยู่ที่ใต้เส้นศูนย์สูตร ละติจูดเขตร้อนโอ้.
ความแตกต่างระหว่างปริมาณรังสีที่มาถึงพื้นผิวโลกและปริมาณรังสีที่ดูดซับนั้นเกิดขึ้นเพียงเพราะอัลเบโดซึ่งมีขนาดใหญ่เป็นพิเศษใน ละติจูดสูงและเกิดจากการสะท้อนแสงของหิมะและน้ำแข็งที่สูง
ในบรรดาพลังงานแสงอาทิตย์ทั้งหมดที่ใช้โดยระบบบรรยากาศโลก มีบรรยากาศดูดซับโดยตรงไม่ถึงหนึ่งในสาม และพลังงานส่วนใหญ่ที่ได้รับจะสะท้อนจากพื้นผิวโลก พลังงานแสงอาทิตย์ส่วนใหญ่มาจากพื้นที่ที่ละติจูดต่ำ
รังสีของโลก
แม้ว่าพลังงานแสงอาทิตย์จะไหลเข้าสู่ชั้นบรรยากาศและบนพื้นผิวโลกอย่างต่อเนื่อง แต่อุณหภูมิเฉลี่ยของโลกและบรรยากาศก็ค่อนข้างคงที่ เหตุผลก็คือ โลกและชั้นบรรยากาศของมันปล่อยพลังงานออกมาสู่อวกาศรอบนอกในปริมาณที่เท่ากัน โดยส่วนใหญ่อยู่ในรูปของรังสีอินฟราเรด เนื่องจากโลกและชั้นบรรยากาศของมันเย็นกว่าดวงอาทิตย์มาก และมีเพียงเศษเสี้ยวเล็กน้อยเท่านั้น อยู่ในส่วนที่มองเห็นได้ของสเปกตรัม รังสีอินฟราเรดที่ปล่อยออกมาจะถูกบันทึกโดยดาวเทียมอุตุนิยมวิทยาที่ติดตั้งอุปกรณ์พิเศษ แผนที่สภาพอากาศผ่านดาวเทียมจำนวนมากที่แสดงบนโทรทัศน์เป็นภาพอินฟราเรดและแสดงความร้อนที่ปล่อยออกมาจากพื้นผิวโลกและเมฆ
สมดุลความร้อน
ผลจากการแลกเปลี่ยนพลังงานที่ซับซ้อนระหว่างพื้นผิวโลก ชั้นบรรยากาศ และพื้นที่ระหว่างดาวเคราะห์ แต่ละส่วนประกอบเหล่านี้ได้รับพลังงานโดยเฉลี่ยจากอีกสองส่วนที่เหลือในขณะที่สูญเสียตัวเองไป ผลที่ตามมาก็คือ ทั้งพื้นผิวโลกและชั้นบรรยากาศไม่ได้รับพลังงานเพิ่มขึ้นหรือลดลงเลย
การหมุนเวียนทั่วไปของบรรยากาศ
เนื่องจากลักษณะเฉพาะของตำแหน่งสัมพัทธ์ของดวงอาทิตย์และโลก บริเวณเส้นศูนย์สูตรและขั้วโลกของพื้นที่เท่ากันจึงได้รับพลังงานแสงอาทิตย์ในปริมาณที่แตกต่างกันโดยสิ้นเชิง บริเวณเส้นศูนย์สูตรได้รับพลังงานมากกว่าบริเวณขั้วโลก และพื้นที่น้ำและพืชพรรณของบริเวณนั้นดูดซับพลังงานที่เข้ามามากกว่า ในบริเวณขั้วโลกจะมีหิมะและน้ำแข็งสูง แม้ว่าบริเวณที่มีอุณหภูมิเส้นศูนย์สูตรที่อุ่นกว่าจะปล่อยความร้อนออกมามากกว่าบริเวณขั้วโลก แต่ความสมดุลทางความร้อนก็ทำให้บริเวณขั้วโลกสูญเสียพลังงานมากกว่าที่ได้รับ และบริเวณเส้นศูนย์สูตรจะได้รับพลังงานมากกว่าที่สูญเสียไป เนื่องจากบริเวณขั้วโลกไม่มีการอุ่นขึ้นหรือไม่มีการเย็นลง จึงเป็นที่แน่ชัดว่าเพื่อรักษาสมดุลทางความร้อนของโลก ความร้อนส่วนเกินจะต้องเคลื่อนจากเขตร้อนไปยังขั้วโลก การเคลื่อนไหวนี้เป็นหลัก แรงผลักดันการไหลเวียนของบรรยากาศ อากาศในเขตร้อนจะอุ่นขึ้น เพิ่มขึ้นและขยายตัว และไหลไปทางขั้วโลกที่ระดับความสูงประมาณ 19 กม. ใกล้ขั้วมันจะเย็นลง มีความหนาแน่นมากขึ้น และจมลงสู่พื้นผิวโลก จากจุดที่มันแผ่ออกไปสู่เส้นศูนย์สูตร
คุณสมบัติหลักของการไหลเวียน
อากาศที่เพิ่มขึ้นใกล้เส้นศูนย์สูตรและมุ่งหน้าไปยังขั้วโลกจะถูกเบี่ยงเบนโดยแรงคอริออลิส ลองพิจารณากระบวนการนี้โดยใช้ซีกโลกเหนือเป็นตัวอย่าง (สิ่งเดียวกันนี้เกิดขึ้นในซีกโลกใต้) เมื่อเคลื่อนไปทางขั้วโลก อากาศจะเบนไปทางทิศตะวันออก ปรากฎว่ามาจากทิศตะวันตก นี่คือลักษณะที่ลมตะวันตกก่อตัวขึ้น อากาศบางส่วนจะเย็นลงเมื่อขยายตัวและแผ่ความร้อนออกไป จมลงและไหลกลับไปยังเส้นศูนย์สูตร เบนไปทางขวาและก่อตัวเป็นลมค้าขายตะวันออกเฉียงเหนือ ส่วนหนึ่งของอากาศที่เคลื่อนตัวไปทางขั้วโลกทำให้เกิดการเคลื่อนตัวไปทางทิศตะวันตกในละติจูดพอสมควร อากาศที่ตกลงมาในบริเวณขั้วโลกจะเคลื่อนไปทางเส้นศูนย์สูตรและเบี่ยงเบนไปทางทิศตะวันตก ก่อตัวเป็นพาหนะทางทิศตะวันออกในบริเวณขั้วโลก นี่เป็นเพียงแผนภาพพื้นฐานของการไหลเวียนของบรรยากาศ ซึ่งมีองค์ประกอบคงที่คือลมค้า
สายพานลม.
ภายใต้อิทธิพลของการหมุนของโลก แถบลมหลักหลายเส้นก่อตัวขึ้นในชั้นล่างของชั้นบรรยากาศ ( ดูรูป.).
เขตสงบเส้นศูนย์สูตร
ตั้งอยู่ใกล้เส้นศูนย์สูตรมีลักษณะเป็นลมอ่อนที่เกี่ยวข้องกับเขตลู่เข้า (เช่น การบรรจบกันของการไหลของอากาศ) ของลมค้าตะวันออกเฉียงใต้ที่มั่นคงของซีกโลกใต้และลมค้าตะวันออกเฉียงเหนือของซีกโลกเหนือซึ่งสร้าง เงื่อนไขที่ไม่เอื้ออำนวยเพื่อการเคลื่อนตัวของเรือใบ ด้วยกระแสลมที่บรรจบกันในบริเวณนี้ อากาศจะต้องขึ้นหรือลง เนื่องจากพื้นผิวของแผ่นดินหรือมหาสมุทรป้องกันการเคลื่อนตัวลงมา การเคลื่อนตัวของอากาศที่สูงขึ้นอย่างมากจึงเกิดขึ้นในชั้นล่างของชั้นบรรยากาศอย่างหลีกเลี่ยงไม่ได้ ซึ่งได้รับการอำนวยความสะดวกด้วยความร้อนแรงของอากาศจากด้านล่าง อากาศที่เพิ่มขึ้นจะเย็นลงและความจุความชื้นจะลดลง ดังนั้นโซนนี้จึงมีลักษณะของเมฆหนาทึบและมีฝนตกชุกบ่อยครั้ง
ละติจูดของม้า
– พื้นที่ที่มีลมพัดอ่อนมาก อยู่ระหว่างละติจูด 30 ถึง 35° เหนือ และส. ชื่อนี้อาจย้อนกลับไปถึงยุคแห่งการแล่นเรือ เมื่อเรือที่ข้ามมหาสมุทรแอตแลนติกมักถูกทำให้สงบหรือล่าช้าระหว่างทางเนื่องจากลมที่อ่อนแรงและแปรปรวน ขณะเดียวกัน แหล่งน้ำก็หมดลง และลูกเรือของเรือขนส่งม้าไปยังหมู่เกาะอินเดียตะวันตกถูกบังคับให้โยนพวกมันลงน้ำ
ละติจูดของม้าตั้งอยู่ระหว่างพื้นที่ที่มีลมค้าขายและการเคลื่อนตัวทางทิศตะวันตกที่แพร่หลาย (ตั้งอยู่ใกล้กับเสา) และเป็นโซนของความแตกต่าง (กล่าวคือ ความแตกต่าง) ของลมในชั้นผิวของอากาศ โดยทั่วไปแล้ว การเคลื่อนที่ของอากาศลงไปจะมีอิทธิพลเหนือภายในขอบเขตของมัน การลงมาของมวลอากาศจะมาพร้อมกับการอุ่นของอากาศและความจุความชื้นที่เพิ่มขึ้น ดังนั้นโซนเหล่านี้จึงมีลักษณะของเมฆเล็กน้อยและการตกตะกอนในปริมาณเล็กน้อย
โซนพายุไซโคลนต่ำกว่าขั้ว
ตั้งอยู่ระหว่างละติจูด 50 ถึง 55° เหนือ มีลักษณะเป็นลมพายุที่มีทิศทางแปรผันซึ่งสัมพันธ์กับการเคลื่อนที่ของพายุไซโคลน นี่คือเขตการบรรจบกันของลมตะวันตกที่พัดในละติจูดพอสมควรและลมตะวันออกที่มีลักษณะเฉพาะของบริเวณขั้วโลก เช่นเดียวกับใน โซนเส้นศูนย์สูตรการบรรจบกัน การเคลื่อนที่ของอากาศจากน้อยไปมาก เมฆหนาทึบ และการตกตะกอนเหนือพื้นที่ขนาดใหญ่มีอิทธิพลเหนือที่นี่
อิทธิพลของการกระจายที่ดินและทางทะเล
รังสีแสงอาทิตย์
ภายใต้อิทธิพลของการเปลี่ยนแปลงของรังสีดวงอาทิตย์ ความร้อนและความเย็นของพื้นดินจะเร็วขึ้นและเร็วกว่ามหาสมุทรมาก นี่คือคำอธิบาย คุณสมบัติที่แตกต่างกันดินและน้ำ น้ำมีความโปร่งใสต่อการแผ่รังสีมากกว่าดิน ดังนั้นพลังงานจึงถูกกระจายไปในปริมาณน้ำที่มากขึ้น และทำให้ความร้อนต่อหน่วยปริมาตรน้อยลง การผสมแบบปั่นป่วนจะกระจายความร้อนในชั้นบนของมหาสมุทรไปยังระดับความลึกประมาณ 100 เมตร น้ำมีความจุความร้อนมากกว่าดิน ดังนั้น เมื่อความร้อนดูดซับโดยมวลน้ำและดินเท่ากัน อุณหภูมิของน้ำก็จะสูงขึ้นน้อยลง . ความร้อนเกือบครึ่งหนึ่งที่มาถึงผิวน้ำนั้นถูกใช้ไปกับการระเหยมากกว่าการให้ความร้อน และดินก็แห้งบนพื้นดิน ดังนั้นอุณหภูมิพื้นผิวมหาสมุทรจึงเปลี่ยนแปลงน้อยกว่าอุณหภูมิพื้นผิวดินอย่างมากต่อวันและต่อปี เนื่องจากบรรยากาศร้อนและเย็นโดยมีสาเหตุหลักมาจากการแผ่รังสีความร้อนจากพื้นผิวด้านล่าง ความแตกต่างเหล่านี้จึงแสดงออกมาในอุณหภูมิอากาศเหนือพื้นดินและมหาสมุทร
อุณหภูมิอากาศ
ขึ้นอยู่กับว่าสภาพภูมิอากาศเกิดขึ้นภายใต้อิทธิพลของมหาสมุทรหรือพื้นดินเป็นหลักเรียกว่าทะเลหรือทวีป ภูมิอากาศทางทะเลมีลักษณะเฉพาะคือแอมพลิจูดของอุณหภูมิเฉลี่ยต่อปีที่ต่ำกว่าอย่างมีนัยสำคัญ (มากกว่า ฤดูหนาวที่อบอุ่นและฤดูร้อนที่เย็นกว่า) เมื่อเปรียบเทียบกับทวีป
เกาะต่างๆ ในทะเลเปิด (เช่น ฮาวาย เบอร์มิวดา แอสเซนชัน) มีสภาพอากาศทางทะเลที่ชัดเจน ในเขตชานเมืองของทวีป ภูมิอากาศประเภทใดประเภทหนึ่งสามารถเกิดขึ้นได้ขึ้นอยู่กับลักษณะของลมที่พัดผ่าน ตัวอย่างเช่น ในเขตที่ครอบงำการคมนาคมทางตะวันตก สภาพอากาศทางทะเลมีอิทธิพลเหนือชายฝั่งตะวันตก และภูมิอากาศแบบทวีปมีอิทธิพลเหนือชายฝั่งตะวันออก นี่แสดงในตาราง 3 ซึ่งเปรียบเทียบอุณหภูมิที่สถานีตรวจอากาศ 3 แห่งของสหรัฐอเมริกา ซึ่งตั้งอยู่ที่ละติจูดเดียวกันโดยประมาณในเขตการคมนาคมทางทิศตะวันตกที่โดดเด่น
บนชายฝั่งตะวันตกในซานฟรานซิสโก สภาพอากาศเป็นแบบทะเล โดยมีฤดูหนาวที่อบอุ่น ฤดูร้อนที่เย็นสบาย และช่วงอุณหภูมิต่ำ ในชิคาโกทางตอนในของทวีป สภาพอากาศเป็นแบบทวีปอย่างรวดเร็ว โดยมีฤดูหนาวที่หนาวเย็น ฤดูร้อนที่อบอุ่น และช่วงอุณหภูมิที่สำคัญ สภาพภูมิอากาศชายฝั่งตะวันออกในบอสตันไม่ได้แตกต่างจากชิคาโกมากนัก มหาสมุทรแอตแลนติกทำให้ผ้าดูนุ่มนวลขึ้นเนื่องจากลมที่พัดมาจากทะเลเป็นบางครั้ง (ลมทะเล)
มรสุม
คำว่า "มรสุม" มาจากภาษาอาหรับ "มาวซิม" (ฤดู) แปลว่า "ลมตามฤดูกาล" ชื่อนี้ถูกใช้ครั้งแรกกับลมในทะเลอาหรับ โดยพัดเป็นเวลาหกเดือนจากทิศตะวันออกเฉียงเหนือ และอีกหกเดือนข้างหน้าจากทิศตะวันตกเฉียงใต้ มรสุมมีกำลังสูงสุดในภาคใต้และ เอเชียตะวันออกเช่นเดียวกับบนชายฝั่งเขตร้อนเมื่ออิทธิพลของการไหลเวียนของบรรยากาศโดยทั่วไปอ่อนแอและไม่ได้ปราบปราม ชายฝั่งอ่าวไทยมีมรสุมที่อ่อนลง
มรสุมเป็นลมตามฤดูกาลที่มีขนาดใหญ่เทียบเท่ากับลม ซึ่งเป็นลมที่มีวัฏจักรรายวันที่พัดสลับกันจากบกสู่ทะเล และจากทะเลหนึ่งไปยังอีกผืนหนึ่งในพื้นที่ชายฝั่งทะเลหลายแห่ง ในช่วงมรสุมฤดูร้อน แผ่นดินจะอุ่นกว่ามหาสมุทร และอากาศอุ่นที่ลอยอยู่เหนือผืนดินจะแผ่กระจายออกไปในชั้นบรรยากาศชั้นบน เป็นผลให้เกิดความกดอากาศต่ำใกล้พื้นผิว ซึ่งส่งเสริมการไหลบ่าของอากาศชื้นจากมหาสมุทร ในช่วงมรสุมฤดูหนาว แผ่นดินจะเย็นกว่ามหาสมุทร ดังนั้นอากาศเย็นจึงจมลงสู่พื้นดินและไหลไปสู่มหาสมุทร ในพื้นที่ที่มีสภาพอากาศแบบมรสุม ลมยังสามารถเกิดขึ้นได้ แต่จะปกคลุมเฉพาะชั้นผิวของบรรยากาศและปรากฏเฉพาะในแถบชายฝั่งเท่านั้น
สภาพภูมิอากาศแบบมรสุมมีลักษณะเฉพาะคือการเปลี่ยนแปลงตามฤดูกาลที่เด่นชัดในพื้นที่ที่มีมวลอากาศเข้ามา - ทวีปในฤดูหนาวและทะเลในฤดูร้อน ความเด่นของลมที่พัดมาจากทะเลในฤดูร้อนและจากบกในฤดูหนาว ปริมาณฝนสูงสุดในฤดูร้อน ความขุ่นมัว และความชื้น
พื้นที่รอบๆ เมืองบอมเบย์ทางชายฝั่งตะวันตกของอินเดีย (ประมาณ 20° เหนือ) เป็นตัวอย่างคลาสสิกของพื้นที่ที่มีภูมิอากาศแบบมรสุม ในเดือนกุมภาพันธ์ ลมพัดมาจากทิศตะวันออกเฉียงเหนือประมาณ 90% และในเดือนกรกฎาคม - ประมาณ 92% ของเวลา - ทิศตะวันตกเฉียงใต้ จำนวนเงินเฉลี่ยปริมาณน้ำฝนในเดือนกุมภาพันธ์อยู่ที่ 2.5 มม. และในเดือนกรกฎาคม – 693 มม. จำนวนวันโดยเฉลี่ยที่มีฝนตกในเดือนกุมภาพันธ์คือ 0.1 และในเดือนกรกฎาคม - 21 ความขุ่นมัวโดยเฉลี่ยในเดือนกุมภาพันธ์คือ 13% ในเดือนกรกฎาคม - 88% ความชื้นสัมพัทธ์เฉลี่ยอยู่ที่ 71% ในเดือนกุมภาพันธ์และ 87% ในเดือนกรกฎาคม
อิทธิพลของการบรรเทาทุกข์
สิ่งกีดขวาง orographic ที่ใหญ่ที่สุด (ภูเขา) มีผลกระทบอย่างมากต่อสภาพภูมิอากาศของแผ่นดิน
โหมดความร้อน
ในชั้นล่างของบรรยากาศ อุณหภูมิจะลดลงประมาณ 0.65 ° C โดยเพิ่มขึ้นทุกๆ 100 เมตร ในพื้นที่ที่มีฤดูหนาวยาวนาน อุณหภูมิจะเกิดขึ้นช้าลงเล็กน้อย โดยเฉพาะในบริเวณชั้นล่างที่ลึก 300 เมตร และในพื้นที่ที่มีฤดูร้อนยาวนาน อุณหภูมิจะเกิดขึ้นเร็วกว่าเล็กน้อย ความสัมพันธ์ที่ใกล้เคียงที่สุดระหว่างอุณหภูมิเฉลี่ยและระดับความสูงนั้นพบได้ในภูเขา ดังนั้น อุณหภูมิไอโซเทอร์มเฉลี่ยสำหรับพื้นที่อย่างโคโลราโด เช่น โครงร่างทั่วไปทำซ้ำรูปแบบเส้นขอบของแผนที่ภูมิประเทศ
มีเมฆมากและมีฝนตก.
เมื่ออากาศปะทะทิวเขาระหว่างทางก็ถูกบังคับให้สูงขึ้น ในเวลาเดียวกัน อากาศเย็นลง ซึ่งทำให้ความจุความชื้นลดลงและการควบแน่นของไอน้ำ (การก่อตัวของเมฆและการตกตะกอน) ที่ด้านรับลมของภูเขาลดลง เมื่อความชื้นควบแน่น อากาศก็จะร้อนขึ้น และเมื่อไปถึงด้านใต้ลมของภูเขา อากาศก็จะแห้งและอุ่นขึ้น นี่คือวิธีที่ลมชีนุกเกิดขึ้นในเทือกเขาร็อกกี้
ตารางที่ 4. อุณหภูมิที่รุนแรงของทวีปและหมู่เกาะโอเชียเนีย | ||||
ภูมิภาค | อุณหภูมิสูงสุด, องศาเซลเซียส |
สถานที่ | อุณหภูมิต่ำสุด องศาเซลเซียส |
สถานที่ |
อเมริกาเหนือ | 57 | เดธ วัลเล่ย์ แคลิฟอร์เนีย สหรัฐอเมริกา | –66 | นอร์ธทิส กรีนแลนด์ 1 |
อเมริกาใต้ | 49 | ริวาดาเวีย, อาร์เจนตินา | –33 | ซาร์เมียนโต, อาร์เจนตินา |
ยุโรป | 50 | เซบียา, สเปน | –55 | อุซต์-ชูกอร์, รัสเซีย |
เอเชีย | 54 | ติรัต เซวี อิสราเอล | –68 | ออยมยาคอน, รัสเซีย |
แอฟริกา | 58 | อัลอาซีเซีย, ลิเบีย | –24 | อิเฟรน, โมร็อกโก |
ออสเตรเลีย | 53 | คลอนเคอร์รี่, ออสเตรเลีย | –22 | ชาร์ลอตต์พาส ประเทศออสเตรเลีย |
แอนตาร์กติกา | 14 | เอสเพอรันซา คาบสมุทรแอนตาร์กติก | –89 | สถานีวอสตอค ทวีปแอนตาร์กติกา |
โอเชียเนีย | 42 | ตูเกกาเรา, ฟิลิปปินส์ | –10 | ฮาเลอาคาลา ฮาวาย สหรัฐอเมริกา |
1 บนแผ่นดินใหญ่ อเมริกาเหนืออุณหภูมิต่ำสุดที่บันทึกได้คือ –63° C (สแนก ยูคอน แคนาดา) |
ตารางที่ 5. มูลค่ามหาศาลของปริมาณน้ำฝนเฉลี่ยต่อปีในพื้นที่ต่อเนื่องและเกาะต่างๆ ของโอเชียเนีย | ||||
ภูมิภาค | สูงสุด มม | สถานที่ | ขั้นต่ำ, มม | สถานที่ |
อเมริกาเหนือ | 6657 | ทะเลสาบเฮนเดอร์สัน บริติชโคลัมเบีย,แคนาดา | 30 | บาตาเกส, เม็กซิโก |
อเมริกาใต้ | 8989 | ควิบโด, โคลอมเบีย | อาริกา, ชิลี | |
ยุโรป | 4643 | Crkvice, ยูโกสลาเวีย | 163 | อัสตราคาน, รัสเซีย |
เอเชีย | 11430 | เชอร์ราปุนจิ, อินเดีย | 46 | เอเดน, เยเมน |
แอฟริกา | 10277 | เดบุนจา, แคเมอรูน | วาดิ ฮาลฟา, ซูดาน | |
ออสเตรเลีย | 4554 | ทัลลี, ออสเตรเลีย | 104 | มัลกา, ออสเตรเลีย |
โอเชียเนีย | 11684 | ไวอาอาเล ฮาวาย สหรัฐอเมริกา | 226 | พัวโก ฮาวาย สหรัฐอเมริกา |
วัตถุสังเคราะห์
มวลอากาศ
มวลอากาศคืออากาศที่มีปริมาตรมหาศาล ซึ่งคุณสมบัติ (อุณหภูมิและความชื้นเป็นหลัก) ก่อตัวขึ้นภายใต้อิทธิพลของพื้นผิวด้านล่างในบางพื้นที่ และค่อยๆ เปลี่ยนแปลงเมื่อมันเคลื่อนที่จากแหล่งกำเนิดในทิศทางแนวนอน
มวลอากาศมีความโดดเด่นโดยลักษณะทางความร้อนของพื้นที่ก่อตัว เช่น เขตร้อนและขั้วโลก การเคลื่อนที่จากพื้นที่หนึ่งไปยังอีกพื้นที่หนึ่งของมวลอากาศที่ยังคงลักษณะเฉพาะดั้งเดิมไว้หลายประการ สามารถติดตามได้โดยใช้แผนที่สรุป ตัวอย่างเช่น อากาศเย็นและแห้งจากอาร์กติกของแคนาดาเคลื่อนตัวไปทั่วสหรัฐอเมริกา และค่อยๆ อุ่นขึ้นแต่ยังคงแห้งอยู่ ในทำนองเดียวกัน มวลอากาศเขตร้อนที่อบอุ่นและชื้นซึ่งก่อตัวเหนืออ่าวเม็กซิโกจะยังคงชื้นอยู่แต่สามารถอุ่นหรือเย็นได้ ขึ้นอยู่กับคุณสมบัติของพื้นผิวที่อยู่ด้านล่าง แน่นอนว่าการเปลี่ยนแปลงของมวลอากาศจะรุนแรงขึ้นเมื่อเงื่อนไขที่พบตามเส้นทางเปลี่ยนไป
เมื่อมวลอากาศที่มีคุณสมบัติต่างกันจากแหล่งกำเนิดระยะไกลมาสัมผัสกัน มวลอากาศเหล่านั้นก็จะคงคุณลักษณะไว้ สำหรับการดำรงอยู่ส่วนใหญ่ของพวกมัน พวกมันถูกแยกออกจากกันด้วยโซนการเปลี่ยนแปลงที่ชัดเจนไม่มากก็น้อย โดยที่อุณหภูมิ ความชื้น และความเร็วลมเปลี่ยนแปลงอย่างรวดเร็ว จากนั้นมวลอากาศก็ผสมกัน กระจายตัว และสุดท้ายก็หยุดอยู่เป็นวัตถุที่แยกจากกัน โซนการเปลี่ยนผ่านระหว่างมวลอากาศที่กำลังเคลื่อนที่เรียกว่า "แนวหน้า"
แนวหน้า
ผ่านไปตามรางของสนามแรงดันเช่น ตามแนวความกดอากาศต่ำ เมื่อส่วนหน้าตัดผ่าน ทิศทางลมมักจะเปลี่ยนแปลงอย่างมาก ในมวลอากาศขั้วโลก ลมสามารถพัดไปทางทิศตะวันตกเฉียงเหนือ ในขณะที่ลมในมวลอากาศเขตร้อนอาจพัดไปทางทิศใต้ สภาพอากาศที่เลวร้ายที่สุดเกิดขึ้นตามแนวหน้าและในบริเวณที่เย็นกว่าใกล้แนวหน้า ซึ่งอากาศอุ่นจะลอยขึ้นไปตามลิ่มอากาศเย็นหนาแน่นและเย็นลง ส่งผลให้มีเมฆก่อตัวและมีฝนตกลงมา บางครั้งพายุไซโคลนนอกเขตร้อนก็ก่อตัวตามแนวด้านหน้า แนวรบยังเกิดขึ้นเมื่อมวลอากาศเย็นทางตอนเหนือและอากาศอุ่นทางตอนใต้ซึ่งอยู่ในใจกลางของพายุไซโคลน (บริเวณที่มีความกดอากาศต่ำ) สัมผัสกัน
ส่วนหน้ามีสี่ประเภท ส่วนหน้านิ่งก่อตัวเป็นขอบเขตที่มั่นคงไม่มากก็น้อยระหว่างมวลอากาศขั้วโลกและมวลอากาศเขตร้อน ถ้าอากาศเย็นถอยกลับในชั้นผิวและอากาศอุ่นเคลื่อนตัวออกไป ส่วนหน้าที่อบอุ่นจะก่อตัวขึ้น โดยทั่วไป ก่อนถึงหน้าหนาว ท้องฟ้าจะมืดครึ้ม มีฝนหรือหิมะ และอุณหภูมิจะค่อยๆ เพิ่มขึ้น เมื่อผ่านไปด้านหน้าฝนจะหยุดตกและอุณหภูมิยังคงสูงอยู่ เมื่อลมหนาวผ่านไป อากาศเย็นจะเคลื่อนเข้ามาและอากาศอุ่นจะถอยกลับ มีฝนตกและมีลมแรงเกิดขึ้นเป็นแถบแคบๆ ตามแนวหน้าหนาว ตรงกันข้าม แนวรบอบอุ่นมีเมฆฝนเป็นบริเวณกว้าง ส่วนหน้าที่ถูกบังจะรวมลักษณะของส่วนหน้าทั้งแบบอบอุ่นและเย็นเข้าด้วยกัน และมักจะเกี่ยวข้องกับพายุไซโคลนแบบเก่า
ไซโคลนและแอนติไซโคลน
พายุไซโคลนเป็นการรบกวนบรรยากาศขนาดใหญ่ในบริเวณที่มีความกดอากาศต่ำ ในซีกโลกเหนือลมจะพัดจากบริเวณที่มีความกดอากาศสูงไปยังบริเวณที่มีความกดอากาศต่ำทวนเข็มนาฬิกาและในซีกโลกใต้ - ตามเข็มนาฬิกา ในพายุหมุนละติจูดเขตอบอุ่น เรียกว่า นอกเขตร้อน มักแสดงออกมา หน้าหนาวและอันที่อบอุ่น (ถ้ามี) ก็ไม่สามารถมองเห็นได้ชัดเจนเสมอไป พายุหมุนนอกเขตร้อนมักก่อตัวตามลมของเทือกเขา เช่น เหนือเนินลาดด้านตะวันออกของเทือกเขาร็อคกี้ และตามแนวชายฝั่งตะวันออกของทวีปอเมริกาเหนือและเอเชีย ในละติจูดพอสมควร ปริมาณน้ำฝนส่วนใหญ่จะสัมพันธ์กับพายุไซโคลน
แอนติไซโคลนเป็นพื้นที่ ความดันโลหิตสูงอากาศ. มักเกี่ยวข้องกับสภาพอากาศที่ดี ท้องฟ้าแจ่มใส หรือมีเมฆบางส่วน ในซีกโลกเหนือ ลมที่พัดจากศูนย์กลางของแอนติไซโคลนจะถูกเบี่ยงเบนตามเข็มนาฬิกา และในซีกโลกใต้ - ทวนเข็มนาฬิกา แอนติไซโคลนมักจะมีขนาดใหญ่กว่าไซโคลนและเคลื่อนที่ช้ากว่า
เนื่องจากอากาศกระจายจากศูนย์กลางไปยังขอบนอกด้วยแอนติไซโคลน ชั้นอากาศที่สูงขึ้นจึงลงมาเพื่อชดเชยการไหลออก ในทางกลับกัน ในรูปแบบพายุไซโคลน อากาศที่ถูกแทนที่โดยลมที่มาบรรจบกันจะเพิ่มขึ้น เนื่องจากเป็นการเคลื่อนที่ของอากาศที่เพิ่มขึ้นซึ่งนำไปสู่การก่อตัวของเมฆ ความขุ่นมัวและการตกตะกอนส่วนใหญ่จะจำกัดอยู่ในพายุไซโคลน ในขณะที่สภาพอากาศที่แจ่มใสหรือมีเมฆบางส่วนมีอิทธิพลเหนือแอนติไซโคลน
พายุหมุนเขตร้อน (เฮอริเคน ไต้ฝุ่น)
พายุหมุนเขตร้อน (เฮอริเคน ไต้ฝุ่น) เป็นชื่อทั่วไปของพายุไซโคลนที่ก่อตัวเหนือมหาสมุทรในเขตร้อน (ไม่รวมน้ำเย็นของมหาสมุทรแอตแลนติกใต้และตะวันออกเฉียงใต้ มหาสมุทรแปซิฟิก) และไม่มีมวลอากาศตัดกัน พายุหมุนเขตร้อนเกิดขึ้นในส่วนต่างๆ ของโลก โดยปกติจะโจมตีบริเวณตะวันออกและเส้นศูนย์สูตรของทวีป พบทางตอนใต้และตะวันตกเฉียงใต้ของมหาสมุทรแอตแลนติกเหนือ (รวมถึงทะเลแคริบเบียนและอ่าวเม็กซิโก) มหาสมุทรแปซิฟิกตอนเหนือ (ทางตะวันตกของชายฝั่งเม็กซิโก หมู่เกาะฟิลิปปินส์ และทะเลจีน) อ่าวเบงกอลและทะเลอาหรับ , ในมหาสมุทรอินเดียตอนใต้ นอกชายฝั่งมาดากัสการ์ นอกชายฝั่งตะวันตกเฉียงเหนือของออสเตรเลีย และในมหาสมุทรแปซิฟิกใต้ - ตั้งแต่ชายฝั่งออสเตรเลียถึง 140° W
โดย ข้อตกลงระหว่างประเทศ, พายุหมุนเขตร้อนแบ่งตามความแรงของลม มีพายุดีเปรสชันเขตร้อนที่มีความเร็วลมสูงถึง 63 กม./ชม. พายุโซนร้อน (ความเร็วลมจาก 64 ถึง 119 กม./ชม.) และพายุเฮอริเคนหรือไต้ฝุ่นเขตร้อน (ความเร็วลมมากกว่า 120 กม./ชม.)
ในบางพื้นที่ของโลก พายุหมุนเขตร้อนมีชื่อท้องถิ่น: ในมหาสมุทรแอตแลนติกเหนือและอ่าวเม็กซิโก - พายุเฮอริเคน (บนเกาะเฮติ - อย่างลับๆ); ในมหาสมุทรแปซิฟิกนอกชายฝั่งตะวันตกของเม็กซิโก - คอร์โดนาโซในภูมิภาคตะวันตกและทางใต้ส่วนใหญ่ - ไต้ฝุ่นในฟิลิปปินส์ - บากูโยหรือบารูโย ในออสเตรเลีย - วิลลี่วิลลี่
พายุหมุนเขตร้อนมีขนาดใหญ่มาก กระแสน้ำวนในชั้นบรรยากาศมีเส้นผ่านศูนย์กลาง 100 ถึง 1,600 กม. พร้อมด้วยลมทำลายล้างที่รุนแรง ฝนตกหนัก และคลื่นสูง (ระดับน้ำทะเลที่สูงขึ้นภายใต้อิทธิพลของลม) พายุหมุนเขตร้อนเริ่มแรกมักจะเคลื่อนไปทางทิศตะวันตก โดยเบี่ยงเบนไปทางทิศเหนือเล็กน้อย โดยมีความเร็วเพิ่มขึ้นและมีขนาดเพิ่มขึ้น หลังจากเคลื่อนไปทางขั้วโลกแล้ว พายุหมุนเขตร้อนสามารถ "หมุนกลับ" เข้าร่วมการเคลื่อนตัวไปทางตะวันตกของละติจูดพอสมควร และเริ่มเคลื่อนตัวไปทางทิศตะวันออก (อย่างไรก็ตาม การเปลี่ยนแปลงทิศทางการเคลื่อนที่ดังกล่าวไม่ได้เกิดขึ้นเสมอไป)
ลมพายุไซโคลนที่หมุนทวนเข็มนาฬิกาของซีกโลกเหนือมีกำลังสูงสุดในแนวที่มีเส้นผ่านศูนย์กลาง 30–45 กม. ขึ้นไป โดยเริ่มจาก "ตาพายุ" ความเร็วลมใกล้พื้นผิวโลกสามารถสูงถึง 240 กม./ชม. ที่ใจกลางของพายุไซโคลนเขตร้อน มักจะเป็นพื้นที่ที่ไม่มีเมฆซึ่งมีเส้นผ่านศูนย์กลาง 8 ถึง 30 กม. ซึ่งเรียกว่า “ดวงตาแห่งพายุ” เนื่องจากท้องฟ้าที่นี่มักจะแจ่มใส (หรือมีเมฆเป็นบางส่วน) และมีลม มักจะเบามาก โซนลมทำลายล้างตามเส้นทางพายุไต้ฝุ่นมีความกว้าง 40–800 กม. พายุไซโคลนที่กำลังพัฒนาและเคลื่อนตัวครอบคลุมระยะทางหลายพันกิโลเมตร เช่น จากแหล่งกำเนิดในทะเลแคริบเบียนหรือในมหาสมุทรแอตแลนติกเขตร้อน ไปจนถึงพื้นที่ภายในประเทศหรือมหาสมุทรแอตแลนติกเหนือ
แม้ว่าลมพายุเฮอริเคนที่อยู่ใจกลางพายุไซโคลนจะมีความเร็วมหาศาล แต่พายุเฮอริเคนเองก็สามารถเคลื่อนที่ได้ช้ามากและหยุดได้ชั่วขณะหนึ่ง ซึ่งเป็นเรื่องจริงโดยเฉพาะอย่างยิ่งสำหรับพายุหมุนเขตร้อนซึ่งโดยปกติจะเคลื่อนที่ด้วยความเร็วไม่เกิน 24 กม./ชม. ชม. เมื่อพายุไซโคลนเคลื่อนตัวออกจากเขตร้อน ความเร็วของมันมักจะเพิ่มขึ้น และในบางกรณีอาจสูงถึง 80 กม./ชม. หรือมากกว่านั้น
ลมพายุเฮอริเคนสามารถสร้างความเสียหายได้มาก แม้ว่าพวกมันจะอ่อนแอกว่าพายุทอร์นาโด แต่พวกมันก็สามารถโค่นต้นไม้ พลิกบ้าน ทำลายสายไฟ หรือแม้แต่ทำให้รถไฟตกรางได้ แต่การสูญเสียชีวิตครั้งใหญ่ที่สุดเกิดจากน้ำท่วมที่เกี่ยวข้องกับพายุเฮอริเคน เมื่อพายุดำเนินไป คลื่นขนาดใหญ่มักก่อตัวขึ้น และระดับน้ำทะเลอาจสูงขึ้นมากกว่า 2 เมตรในเวลาไม่กี่นาที เรือลำเล็กถูกพัดเกยตื้น คลื่นยักษ์ทำลายบ้านเรือน ถนน สะพาน และอาคารอื่นๆ ที่ตั้งอยู่บนชายฝั่ง และสามารถพัดพาแม้กระทั่งเกาะทรายที่มีอายุยืนยาวออกไปได้ พายุเฮอริเคนส่วนใหญ่มาพร้อมกับฝนตกหนัก ซึ่งทำให้น้ำท่วมทุ่งและพืชผลเสียหาย ถนนพังทลายและพังทลายสะพาน และทำให้น้ำท่วมชุมชนที่อยู่ต่ำ
การคาดการณ์ที่ได้รับการปรับปรุง พร้อมด้วยการเตือนพายุอย่างรวดเร็ว ส่งผลให้จำนวนพายุลดลงอย่างมาก การบาดเจ็บล้มตายของมนุษย์. เมื่อพายุหมุนเขตร้อนก่อตัว ความถี่ของการออกอากาศพยากรณ์จะเพิ่มขึ้น แหล่งข้อมูลที่สำคัญที่สุดคือรายงานจากเครื่องบินที่ติดตั้งอุปกรณ์พิเศษเพื่อสังเกตการณ์พายุไซโคลน เครื่องบินดังกล่าวลาดตระเวนห่างจากชายฝั่งหลายร้อยกิโลเมตร โดยมักจะเจาะศูนย์กลางของพายุไซโคลนเพื่อรับข้อมูลที่แม่นยำเกี่ยวกับตำแหน่งและการเคลื่อนไหวของพายุ
พื้นที่ชายฝั่งที่เสี่ยงต่อพายุเฮอริเคนมากที่สุดจะติดตั้งระบบเรดาร์เพื่อตรวจจับ ส่งผลให้สามารถตรวจจับและติดตามพายุได้ในระยะไกลถึง 400 กม. จากสถานีเรดาร์
ทอร์นาโด (ทอร์นาโด)
พายุทอร์นาโดคือเมฆรูปกรวยที่กำลังหมุนซึ่งแผ่ขยายไปทางพื้นจากฐานของเมฆฝนฟ้าคะนอง สีของมันเปลี่ยนจากสีเทาเป็นสีดำ พายุทอร์นาโดประมาณ 80% ในสหรัฐอเมริกา ความเร็วสูงสุดลมมีความเร็วถึง 65–120 กม./ชม. และเพียง 1% – 320 กม./ชม. ขึ้นไป พายุทอร์นาโดที่กำลังใกล้เข้ามามักจะส่งเสียงคล้ายกับรถไฟบรรทุกสินค้าที่กำลังเคลื่อนที่ แม้จะมีขนาดค่อนข้างเล็ก แต่พายุทอร์นาโดก็เป็นหนึ่งในปรากฏการณ์พายุที่อันตรายที่สุด
ตั้งแต่ปี 1961 ถึง 1999 พายุทอร์นาโดคร่าชีวิตผู้คนโดยเฉลี่ย 82 คนต่อปีในสหรัฐอเมริกา อย่างไรก็ตาม ความน่าจะเป็นที่พายุทอร์นาโดจะเคลื่อนผ่านบริเวณนี้มีน้อยมาก เนื่องจากความยาวเฉลี่ยของเส้นทางค่อนข้างสั้น (ประมาณ 25 กม.) และพื้นที่ครอบคลุมน้อย (กว้างน้อยกว่า 400 ม.)
พายุทอร์นาโดเกิดขึ้นที่ระดับความสูงไม่เกิน 1,000 เมตรเหนือพื้นผิว บ้างก็ไม่ถึงพื้น บ้างก็อาจแตะแล้วลุกขึ้นมาใหม่ได้ พายุทอร์นาโดมักเกี่ยวข้องกับเมฆฝนฟ้าคะนองที่ตกลงสู่พื้นดิน และอาจเกิดขึ้นเป็นกลุ่มตั้งแต่สองตัวขึ้นไป ในกรณีนี้ พายุทอร์นาโดที่มีกำลังแรงกว่าจะเกิดขึ้นก่อน จากนั้นจึงเกิดกระแสน้ำวนที่อ่อนกว่าหนึ่งลูกขึ้นไป
เพื่อให้พายุทอร์นาโดก่อตัวเป็นมวลอากาศ จำเป็นต้องมีความแตกต่างอย่างมากในพารามิเตอร์อุณหภูมิ ความชื้น ความหนาแน่น และการไหลของอากาศ อากาศเย็นและแห้งจากทิศตะวันตกหรือทิศตะวันตกเฉียงเหนือเคลื่อนตัวไปทางอากาศอุ่นและชื้นที่พื้นผิว สิ่งนี้มาพร้อมกับลมแรงในเขตเปลี่ยนผ่านแคบ ๆ ซึ่งการเปลี่ยนแปลงพลังงานที่ซับซ้อนเกิดขึ้นซึ่งอาจก่อให้เกิดการก่อตัวของกระแสน้ำวน อาจเป็นไปได้ว่าพายุทอร์นาโดก่อตัวขึ้นภายใต้การผสมผสานที่กำหนดไว้อย่างเคร่งครัดของปัจจัยที่ค่อนข้างธรรมดาหลายประการซึ่งแตกต่างกันไปในวงกว้าง
พายุทอร์นาโดเกิดขึ้นทั่วโลก แต่เงื่อนไขที่ดีที่สุดสำหรับการก่อตัวของพวกมันจะพบได้ในพื้นที่ตอนกลางของสหรัฐอเมริกา โดยทั่วไปความถี่ของพายุทอร์นาโดจะเพิ่มขึ้นในเดือนกุมภาพันธ์ในรัฐทางตะวันออกทั้งหมดที่อยู่ติดกับอ่าวเม็กซิโกและจะมีจุดสูงสุดในเดือนมีนาคม ในรัฐไอโอวาและแคนซัส ความถี่สูงสุดเกิดขึ้นในเดือนพฤษภาคม–มิถุนายน ตั้งแต่เดือนกรกฎาคมถึงธันวาคม จำนวนพายุทอร์นาโดลดลงอย่างรวดเร็วทั่วประเทศ พายุทอร์นาโดในสหรัฐฯ มีจำนวนเฉลี่ยประมาณ. 800 ต่อปี โดยครึ่งหนึ่งเกิดขึ้นในเดือนเมษายน พฤษภาคม และมิถุนายน ตัวบ่งชี้นี้ถึงค่าสูงสุดในเท็กซัส (120 ต่อปี) และต่ำสุดในรัฐทางตะวันออกเฉียงเหนือและตะวันตก (1 ต่อปี)
การทำลายล้างที่เกิดจากพายุทอร์นาโดนั้นแย่มาก เกิดขึ้นทั้งจากลมที่มีกำลังมหาศาลและเนื่องจากแรงดันตกคร่อมขนาดใหญ่ พื้นที่จำกัด. พายุทอร์นาโดสามารถฉีกอาคารออกเป็นชิ้นๆ และกระจายไปในอากาศ กำแพงอาจพังทลายลง แรงกดดันที่ลดลงอย่างรวดเร็วนำไปสู่ความจริงที่ว่าของหนักแม้แต่ที่อยู่ภายในอาคารก็ลอยขึ้นไปในอากาศราวกับว่าถูกปั๊มขนาดยักษ์ดูดเข้ามาและบางครั้งก็ถูกขนส่งในระยะทางไกลมาก
ไม่สามารถคาดเดาได้อย่างแน่ชัดว่าพายุทอร์นาโดจะก่อตัวที่ไหน อย่างไรก็ตามสามารถกำหนดพื้นที่ได้ประมาณ 50,000 ตร.ม. กม. ซึ่งมีโอกาสเกิดพายุทอร์นาโดค่อนข้างสูง
พายุฝนฟ้าคะนอง
พายุฝนฟ้าคะนองหรือพายุฝนฟ้าคะนองเป็นการรบกวนบรรยากาศในท้องถิ่นที่เกี่ยวข้องกับการพัฒนาของเมฆคิวมูโลนิมบัส พายุดังกล่าวมักมาพร้อมกับฟ้าร้องและฟ้าผ่า และมักจะมีลมกระโชกแรงและฝนตกหนัก บางครั้งมีลูกเห็บตก พายุฝนฟ้าคะนองส่วนใหญ่จบลงอย่างรวดเร็ว และแม้แต่พายุฝนฟ้าคะนองที่ยาวนานที่สุดก็แทบจะไม่เกิดขึ้นนานกว่าหนึ่งหรือสองชั่วโมง
พายุฝนฟ้าคะนองเกิดขึ้นเนื่องจากความไม่แน่นอนของชั้นบรรยากาศ และส่วนใหญ่เกี่ยวข้องกับการผสมปนเปของชั้นอากาศ ซึ่งมีแนวโน้มที่จะทำให้การกระจายความหนาแน่นมีความเสถียรมากขึ้น กระแสลมขาขึ้นอันทรงพลังคือ คุณสมบัติที่โดดเด่นระยะเริ่มแรกของพายุฝนฟ้าคะนอง การเคลื่อนที่ของอากาศลงอย่างแรงในพื้นที่ที่มีฝนตกหนักเป็นลักษณะเฉพาะของระยะสุดท้าย เมฆฟ้าร้องมักจะสูงถึง 12–15 กม. ในละติจูดพอสมควร และสูงกว่านั้นในเขตร้อนด้วย การเติบโตในแนวตั้งของพวกมันถูกจำกัดด้วยสถานะที่มั่นคงของสตราโตสเฟียร์ตอนล่าง
คุณสมบัติพิเศษของพายุฝนฟ้าคะนองคือกิจกรรมทางไฟฟ้า ฟ้าผ่าสามารถเกิดขึ้นได้ภายในเมฆคิวมูลัสที่กำลังพัฒนา ระหว่างเมฆสองก้อน หรือระหว่างเมฆกับพื้นดิน ในความเป็นจริง การปล่อยฟ้าผ่ามักจะประกอบด้วยการปล่อยหลายครั้งที่ไหลผ่านช่องทางเดียวกัน และพวกมันผ่านไปเร็วมากจนมองเห็นได้ด้วยตาเปล่าว่าเป็นการปล่อยแบบเดียวกัน
ยังไม่ชัดเจนว่าการแยกประจุขนาดใหญ่ของเครื่องหมายตรงข้ามเกิดขึ้นในชั้นบรรยากาศได้อย่างไร นักวิจัยส่วนใหญ่เชื่อว่ากระบวนการนี้เกี่ยวข้องกับความแตกต่างของขนาดของของเหลวและหยดน้ำแช่แข็ง เช่นเดียวกับกระแสอากาศในแนวดิ่ง ค่าไฟฟ้าเมฆฟ้าร้องทำให้เกิดประจุบนพื้นผิวโลกด้านล่าง และประจุของเครื่องหมายตรงกันข้ามรอบฐานเมฆ ความแตกต่างที่อาจเกิดขึ้นอย่างมากระหว่างพื้นที่เมฆที่มีประจุตรงข้ามกับพื้นผิวโลก เมื่อถึงค่าที่เพียงพอจะเกิดกระแสไฟฟ้า - ฟ้าแลบ
ฟ้าร้องที่มาพร้อมกับการปล่อยฟ้าผ่านั้นเกิดจากการขยายตัวของอากาศทันทีตามเส้นทางของการปล่อยซึ่งเกิดขึ้นเมื่อได้รับความร้อนจากฟ้าผ่าอย่างกะทันหัน ฟ้าร้องมักจะได้ยินว่าเป็นเสียงแหลมยาว มากกว่าที่จะได้ยินเสียงฟ้าร้องเพียงครั้งเดียว เนื่องจากมันเกิดขึ้นตลอดช่องทางของการปล่อยฟ้าผ่า ดังนั้น เสียงจึงเดินทางเป็นระยะทางจากแหล่งกำเนิดไปยังผู้สังเกตในหลายระยะ
กระแสลมเจ็ท
– คดเคี้ยว “แม่น้ำ” ลมแรงในละติจูดพอสมควรที่ระดับความสูง 9–12 กม. (ซึ่งโดยปกติแล้วการบินระยะไกลของเครื่องบินเจ็ตจะถูกจำกัด) พัดด้วยความเร็วบางครั้งสูงถึง 320 กม./ชม. เครื่องบินที่บินในทิศทางของกระแสน้ำจะช่วยประหยัดเชื้อเพลิงและเวลาได้มาก ดังนั้นการคาดการณ์การแพร่กระจายและความแรงของกระแสน้ำจึงเป็นสิ่งจำเป็นสำหรับการวางแผนการบินและการนำทางทางอากาศโดยทั่วไป
แผนที่สรุป (แผนที่สภาพอากาศ)
ในการจำแนกลักษณะและศึกษาปรากฏการณ์ทางบรรยากาศหลายอย่างรวมถึงการพยากรณ์อากาศจำเป็นต้องทำการสังเกตต่าง ๆ ในหลาย ๆ จุดพร้อม ๆ กันและบันทึกข้อมูลที่ได้รับบนแผนที่ ในอุตุนิยมวิทยาที่เรียกว่า วิธีการสรุป
แผนที่สรุปพื้นผิว
ทั่วทั้งสหรัฐอเมริกา มีการสังเกตการณ์สภาพอากาศทุกชั่วโมง (ไม่บ่อยนักในบางประเทศ) ลักษณะความขุ่นมัว (ความหนาแน่น ความสูง และประเภท) ทำการอ่านบารอมิเตอร์ซึ่งมีการแนะนำการแก้ไขเพื่อนำค่าที่ได้รับไปสู่ระดับน้ำทะเล บันทึกทิศทางและความเร็วลม วัดปริมาณน้ำฝนของของเหลวหรือของแข็งและอุณหภูมิของอากาศและดิน (ในช่วงระยะเวลาการสังเกตสูงสุดและต่ำสุด) กำหนดความชื้นในอากาศ สภาพการมองเห็นและเงื่อนไขอื่นๆ ทั้งหมดจะถูกบันทึกไว้อย่างระมัดระวัง ปรากฏการณ์บรรยากาศ(เช่น พายุฝนฟ้าคะนอง หมอก หมอกควัน ฯลฯ)
จากนั้นผู้สังเกตการณ์แต่ละคนจะเข้ารหัสและส่งข้อมูลโดยใช้รหัสอุตุนิยมวิทยาสากล เนื่องจากขั้นตอนนี้ได้รับมาตรฐานจากองค์การอุตุนิยมวิทยาโลก ข้อมูลดังกล่าวจึงสามารถถอดรหัสได้ง่ายในทุกพื้นที่ของโลก การเข้ารหัสใช้เวลาประมาณ 20 นาที หลังจากนั้นข้อความจะถูกส่งไปยังศูนย์รวบรวมข้อมูลและเกิดการแลกเปลี่ยนข้อมูลระหว่างประเทศ จากนั้นผลการสังเกต (ในรูปของตัวเลขและสัญลักษณ์) จะถูกลงจุดบนแผนที่รูปร่างซึ่งมีจุดระบุ สถานีตรวจอากาศ. ดังนั้นนักพยากรณ์อากาศจึงได้แนวคิด สภาพอากาศภายในพื้นที่ทางภูมิศาสตร์ขนาดใหญ่ ภาพรวมจะชัดเจนยิ่งขึ้นหลังจากเชื่อมต่อจุดที่บันทึกความดันเดียวกันด้วยเส้นทึบเรียบ - ไอโซบาร์และการวาดขอบเขตระหว่างมวลอากาศที่แตกต่างกัน ( แนวหน้าบรรยากาศ). นอกจากนี้ยังระบุบริเวณที่มีความกดอากาศสูงหรือต่ำด้วย แผนที่จะสื่ออารมณ์ได้มากขึ้นหากคุณทาสีหรือแรเงาบริเวณที่มีฝนตกชุกในขณะที่สังเกต
แผนที่สรุปชั้นพื้นผิวของชั้นบรรยากาศเป็นหนึ่งในเครื่องมือหลักในการพยากรณ์อากาศ ผู้เชี่ยวชาญที่พัฒนาการคาดการณ์จะเปรียบเทียบชุดแผนที่สรุปในช่วงเวลาต่างๆ ของการสังเกต และศึกษาพลวัตของระบบแรงดัน โดยสังเกตการเปลี่ยนแปลงของอุณหภูมิและความชื้นภายในมวลอากาศขณะที่พวกมันเคลื่อนตัวไปเหนือพื้นผิวด้านล่างประเภทต่างๆ
แผนที่สรุประดับความสูง
เมฆเคลื่อนที่ไปตามกระแสลม ซึ่งโดยปกติจะอยู่ที่ระดับความสูงเหนือพื้นผิวโลกมาก ดังนั้นนักอุตุนิยมวิทยาจะต้องมีข้อมูลที่เชื่อถือได้สำหรับชั้นบรรยากาศหลายระดับ จากข้อมูลที่ได้รับจากบอลลูนตรวจอากาศ เครื่องบิน และดาวเทียม แผนที่สภาพอากาศจะถูกรวบรวมสำหรับระดับความสูงห้าระดับ แผนที่เหล่านี้จะถูกส่งไปยังศูนย์พยากรณ์อากาศ
พยากรณ์อากาศ
พยากรณ์อากาศขึ้นอยู่กับ ความรู้ของมนุษย์และความสามารถด้านคอมพิวเตอร์ ส่วนดั้งเดิมในการสร้างการคาดการณ์คือการวิเคราะห์แผนที่ที่แสดงโครงสร้างแนวนอนและแนวตั้งของบรรยากาศ ผู้เชี่ยวชาญด้านการคาดการณ์สามารถประเมินการพัฒนาและการเคลื่อนย้ายวัตถุสรุปได้ การใช้คอมพิวเตอร์ในเครือข่ายอุตุนิยมวิทยาช่วยอำนวยความสะดวกในการพยากรณ์อุณหภูมิ ความดัน และองค์ประกอบอุตุนิยมวิทยาอื่นๆ ได้อย่างมาก
ในการพยากรณ์อากาศ นอกเหนือจากคอมพิวเตอร์ที่มีประสิทธิภาพแล้ว คุณต้องมีเครือข่ายการสังเกตการณ์สภาพอากาศที่กว้างขวางและอุปกรณ์ทางคณิตศาสตร์ที่เชื่อถือได้ การสังเกตโดยตรงจะทำให้แบบจำลองทางคณิตศาสตร์มีข้อมูลที่จำเป็นสำหรับการสอบเทียบ
การพยากรณ์ในอุดมคติควรมีความสมเหตุสมผลทุกประการ เป็นการยากที่จะระบุสาเหตุของข้อผิดพลาดในการคาดการณ์ นักอุตุนิยมวิทยาถือว่าการพยากรณ์ถูกต้องหากข้อผิดพลาดน้อยกว่าการพยากรณ์อากาศ โดยใช้วิธีใดวิธีหนึ่งจากสองวิธีที่ไม่จำเป็นต้องมีความรู้พิเศษด้านอุตุนิยมวิทยา ประการแรกเรียกว่าแรงเฉื่อย ถือว่ารูปแบบสภาพอากาศจะไม่เปลี่ยนแปลง วิธีที่สองถือว่าลักษณะสภาพอากาศจะสอดคล้องกับค่าเฉลี่ยรายเดือนสำหรับวันที่ที่กำหนด
ระยะเวลาที่การคาดการณ์มีความสมเหตุสมผล (เช่น ให้ผลลัพธ์ที่ดีกว่าวิธีใดวิธีหนึ่งจากสองวิธีที่ระบุชื่อไว้) ไม่เพียงแต่ขึ้นอยู่กับคุณภาพของการสังเกต เครื่องมือทางคณิตศาสตร์ เทคโนโลยีคอมพิวเตอร์ แต่ยังขึ้นอยู่กับขนาดของการพยากรณ์ปรากฏการณ์ทางอุตุนิยมวิทยาด้วย . โดยทั่วไป ยิ่งเหตุการณ์สภาพอากาศมีมากเท่าไร ก็สามารถคาดการณ์ได้นานขึ้นเท่านั้น ตัวอย่างเช่น บ่อยครั้งที่ระดับการพัฒนาและเส้นทางของพายุไซโคลนสามารถทำนายล่วงหน้าได้หลายวัน แต่พฤติกรรมของเมฆคิวมูลัสโดยเฉพาะสามารถทำนายได้ไม่เกินชั่วโมงถัดไป ข้อจำกัดเหล่านี้ดูเหมือนจะเกิดจากคุณลักษณะของบรรยากาศ และยังไม่สามารถเอาชนะได้ด้วยการสังเกตอย่างรอบคอบหรือสมการที่แม่นยำยิ่งขึ้น
กระบวนการในบรรยากาศพัฒนาอย่างวุ่นวาย ซึ่งหมายความว่า จำเป็นต้องใช้แนวทางที่แตกต่างกันในการพยากรณ์ปรากฏการณ์ที่แตกต่างกันในระดับสปิโอเทมโพราลที่แตกต่างกัน โดยเฉพาะอย่างยิ่งสำหรับการพยากรณ์พฤติกรรมของพายุไซโคลนละติจูดกลางขนาดใหญ่และพายุฝนฟ้าคะนองรุนแรงในท้องถิ่น เช่นเดียวกับ การคาดการณ์ระยะยาว. ตัวอย่างเช่น การพยากรณ์ความกดอากาศในชั้นผิวในแต่ละวันมีความแม่นยำเกือบเท่ากับการวัดจากบอลลูนตรวจอากาศที่ได้รับการตรวจสอบ ในทางกลับกัน เป็นการยากที่จะให้รายละเอียดการคาดการณ์การเคลื่อนที่ของแนวพายุฝนในสามชั่วโมงโดยละเอียด ซึ่งเป็นแถบที่มีปริมาณน้ำฝนที่รุนแรงก่อนแนวหน้าหนาวและโดยทั่วไปจะขนานไปกับแนวพายุทอร์นาโด ซึ่งภายในพายุทอร์นาโดสามารถเกิดขึ้นได้ นักอุตุนิยมวิทยาสามารถระบุพื้นที่ขนาดใหญ่ที่อาจเกิดแนวพายุได้เบื้องต้นเท่านั้น เมื่อจับภาพด้วยภาพถ่ายดาวเทียมหรือเรดาร์แล้ว ความคืบหน้าจะคาดการณ์ได้ภายในหนึ่งถึงสองชั่วโมงเท่านั้น จึงเป็นสิ่งสำคัญในการสื่อสารรายงานสภาพอากาศต่อสาธารณะอย่างทันท่วงที การทำนายผลร้ายระยะสั้น ปรากฏการณ์ทางอุตุนิยมวิทยา(พายุ ลูกเห็บ พายุทอร์นาโด ฯลฯ) เรียกว่าเป็นการพยากรณ์เร่งด่วน มีการพัฒนาวิธีการทางคอมพิวเตอร์เพื่อทำนายสิ่งเหล่านี้ ปรากฏการณ์ที่เป็นอันตรายสภาพอากาศ.
ในทางกลับกัน มีปัญหาเรื่องการพยากรณ์ระยะยาว เช่น ล่วงหน้ามากกว่าสองสามวัน ซึ่งการสำรวจสภาพอากาศทั่วโลกมีความจำเป็นอย่างยิ่ง แต่ยังไม่เพียงพอ เนื่องจากธรรมชาติของบรรยากาศปั่นป่วนจำกัดความสามารถในการพยากรณ์สภาพอากาศในพื้นที่ขนาดใหญ่ได้ประมาณสองสัปดาห์ การพยากรณ์ในช่วงเวลาที่นานกว่านั้นจึงต้องขึ้นอยู่กับปัจจัยที่ส่งผลต่อบรรยากาศในลักษณะที่คาดเดาได้ และจะทราบเองมากกว่าสองสัปดาห์ใน ก้าวหน้า. ปัจจัยหนึ่งคืออุณหภูมิพื้นผิวมหาสมุทรซึ่งเปลี่ยนแปลงอย่างช้าๆ ในช่วงสัปดาห์และเดือน มีอิทธิพลต่อกระบวนการสรุป และสามารถใช้เพื่อระบุพื้นที่ที่มีอุณหภูมิและการตกตะกอนผิดปกติได้
ปัญหาสภาวะอากาศและภูมิอากาศในปัจจุบัน
มลพิษทางอากาศ.
ภาวะโลกร้อน.
คาร์บอนไดออกไซด์ในชั้นบรรยากาศโลกเพิ่มขึ้นประมาณ 15% ตั้งแต่ปี พ.ศ. 2393 และคาดว่าจะเพิ่มขึ้นเกือบขนาดนั้นภายในปี พ.ศ. 2558 สาเหตุส่วนใหญ่เกิดจากการเผาเชื้อเพลิงฟอสซิล เช่น ถ่านหิน น้ำมัน และก๊าซ สันนิษฐานว่าเป็นผลมาจากกระบวนการนี้อุณหภูมิเฉลี่ยต่อปี โลกจะเพิ่มขึ้นประมาณ 0.5° C และต่อมาในศตวรรษที่ 21 ก็จะสูงขึ้นไปอีก ผลที่ตามมา ภาวะโลกร้อนเป็นการยากที่จะคาดการณ์ แต่ก็ไม่น่าจะเป็นไปได้
โอโซน,
โมเลกุลที่ประกอบด้วยอะตอมออกซิเจน 3 อะตอม พบได้ในบรรยากาศเป็นส่วนใหญ่ การสังเกตที่ดำเนินการตั้งแต่กลางทศวรรษ 1970 ถึงกลางทศวรรษ 1990 แสดงให้เห็นว่าความเข้มข้นของโอโซนเหนือทวีปแอนตาร์กติกาเปลี่ยนแปลงไปอย่างมาก โดยลดลงในฤดูใบไม้ผลิ (ตุลาคม) ซึ่งเป็นช่วงที่เรียกว่าโอโซนก่อตัวขึ้น “หลุมโอโซน” แล้วเพิ่มขึ้นอีกครั้งสู่ระดับปกติในช่วงฤดูร้อน (มกราคม) ในช่วงระยะเวลาที่อยู่ระหว่างการตรวจสอบ มีแนวโน้มลดลงอย่างชัดเจนของปริมาณโอโซนขั้นต่ำในฤดูใบไม้ผลิในภูมิภาคนี้ การสังเกตการณ์ด้วยดาวเทียมทั่วโลกบ่งชี้ว่าความเข้มข้นของโอโซนที่เกิดขึ้นทุกที่ลดลงเล็กน้อยแต่เห็นได้ชัดเจน ยกเว้นเขตเส้นศูนย์สูตร สันนิษฐานว่าสิ่งนี้เกิดขึ้นเนื่องจากมีการใช้สารทำความเย็นที่มีฟลูออโรคลอรีน (ฟรีออน) อย่างแพร่หลายในหน่วยทำความเย็นและเพื่อวัตถุประสงค์อื่น
เอล นิโญ่.
ทุกๆ สองสามปี จะเกิดภาวะโลกร้อนที่รุนแรงอย่างยิ่งในมหาสมุทรแปซิฟิกเส้นศูนย์สูตรตะวันออก โดยปกติจะเริ่มในเดือนธันวาคมและกินเวลานานหลายเดือน เนื่องจากใกล้ถึงวันคริสต์มาส ปรากฏการณ์นี้จึงถูกเรียกว่า " เอลนิโญ่" ซึ่งแปลว่า "ทารก (พระคริสต์)" ในภาษาสเปน ปรากฏการณ์ทางชั้นบรรยากาศที่เกิดขึ้นนั้นเรียกว่าการสั่นใต้ (Southern Oscillation) เนื่องจากถูกพบครั้งแรกในซีกโลกใต้ เนื่องจากพื้นผิวน้ำอุ่น จึงมีการสังเกตการไหลเวียนของอากาศเพิ่มขึ้นในภาคตะวันออกของมหาสมุทรแปซิฟิก และไม่พบในส่วนตะวันตกตามปกติ ส่งผลให้บริเวณที่มีฝนตกหนักเคลื่อนตัวจากทางตะวันตกไปสู่มหาสมุทรแปซิฟิกตะวันออก
ภัยแล้งในแอฟริกา
การอ้างอิงถึงภัยแล้งในแอฟริกาย้อนกลับไปที่ ประวัติศาสตร์พระคัมภีร์. เมื่อไม่นานมานี้ ในช่วงปลายทศวรรษ 1960 และต้นทศวรรษ 1970 ความแห้งแล้งใน Sahel ทางตอนใต้ของทะเลทรายซาฮารา ส่งผลให้มีผู้เสียชีวิต 100,000 คน ความแห้งแล้งในทศวรรษปี 1980 ทำให้เกิดความเสียหายเช่นเดียวกัน แอฟริกาตะวันออก. ไม่เอื้ออำนวย สภาพภูมิอากาศภูมิภาคเหล่านี้รุนแรงขึ้นจากการกินหญ้ามากเกินไป การตัดไม้ทำลายป่า และปฏิบัติการทางทหาร (เช่น ในโซมาเลียในทศวรรษ 1990)
เครื่องมืออุตุนิยมวิทยา
เครื่องมืออุตุนิยมวิทยาได้รับการออกแบบทั้งสำหรับการตรวจวัดทันที (เทอร์โมมิเตอร์หรือบารอมิเตอร์สำหรับการวัดอุณหภูมิหรือความดัน) และสำหรับการบันทึกองค์ประกอบเดียวกันอย่างต่อเนื่องในช่วงเวลาหนึ่ง โดยปกติจะอยู่ในรูปแบบของกราฟหรือเส้นโค้ง (เทอร์โมกราฟ, บาโรกราฟ) ด้านล่างนี้เป็นเพียงเครื่องมือสำหรับการวัดเร่งด่วนเท่านั้น แต่เครื่องมือเกือบทั้งหมดมีอยู่ในรูปแบบของเครื่องบันทึกด้วย โดยพื้นฐานแล้ว สิ่งเหล่านี้เป็นเครื่องมือวัดเดียวกัน แต่มีปากกาที่วาดเส้นบนเทปกระดาษที่กำลังเคลื่อนที่
เครื่องวัดอุณหภูมิ
เทอร์โมมิเตอร์แบบแก้วเหลว
เครื่องวัดอุณหภูมิอุตุนิยมวิทยาส่วนใหญ่มักใช้ความสามารถของของเหลวที่อยู่ในหลอดแก้วในการขยายและหดตัว โดยทั่วไปแล้ว หลอดแก้วคาปิลลารีจะมีส่วนต่อขยายเป็นทรงกลมซึ่งทำหน้าที่เป็นแหล่งกักเก็บของเหลว ความไวของเทอร์โมมิเตอร์นั้นขึ้นอยู่กับพื้นที่หน้าตัดของเส้นเลือดฝอยและขึ้นอยู่กับปริมาตรของอ่างเก็บน้ำโดยตรงและขึ้นอยู่กับความแตกต่างของค่าสัมประสิทธิ์การขยายตัวของของเหลวและแก้วที่กำหนด ดังนั้นเทอร์โมมิเตอร์อุตุนิยมวิทยาที่มีความละเอียดอ่อนจึงมีแหล่งกักเก็บขนาดใหญ่และท่อบาง และของเหลวที่ใช้ในนั้นจะขยายตัวเร็วกว่ามากเมื่ออุณหภูมิเพิ่มขึ้นมากกว่าแก้ว
การเลือกใช้ของเหลวสำหรับเทอร์โมมิเตอร์จะขึ้นอยู่กับช่วงอุณหภูมิที่วัดเป็นหลัก ปรอทใช้ในการวัดอุณหภูมิที่สูงกว่า –39° C ซึ่งเป็นจุดเยือกแข็ง สำหรับอุณหภูมิที่ต่ำกว่าจะใช้ของเหลว สารประกอบอินทรีย์เช่น เอทิลแอลกอฮอล์
ความแม่นยำของเทอร์โมมิเตอร์แก้วอุตุนิยมวิทยามาตรฐานที่ทดสอบแล้วคือ ±0.05°C เหตุผลหลักข้อผิดพลาดของเทอร์โมมิเตอร์แบบปรอทเกี่ยวข้องกับการเปลี่ยนแปลงคุณสมบัติความยืดหยุ่นของแก้วอย่างค่อยเป็นค่อยไป ส่งผลให้ปริมาตรแก้วลดลงและจุดอ้างอิงเพิ่มขึ้น นอกจากนี้ข้อผิดพลาดอาจเกิดขึ้นได้จากการอ่านค่าที่ไม่ถูกต้องหรือเนื่องจากการวางเทอร์โมมิเตอร์ในบริเวณที่อุณหภูมิไม่ตรงกับอุณหภูมิอากาศจริงในบริเวณใกล้กับสถานีตรวจอากาศ
ข้อผิดพลาดของเทอร์โมมิเตอร์แอลกอฮอล์และปรอทจะคล้ายกัน ข้อผิดพลาดเพิ่มเติมอาจเกิดขึ้นได้เนื่องจากแรงยึดเกาะระหว่างแอลกอฮอล์กับผนังกระจกของท่อ ดังนั้นเมื่ออุณหภูมิลดลงอย่างรวดเร็ว ของเหลวบางส่วนจึงยังคงอยู่บนผนัง นอกจากนี้แอลกอฮอล์ยังช่วยลดระดับเสียงในที่มีแสงอีกด้วย
เทอร์โมมิเตอร์ขั้นต่ำ
ออกแบบมาเพื่อกำหนดอุณหภูมิต่ำสุดในแต่ละวัน โดยปกติจะใช้เทอร์โมมิเตอร์วัดแอลกอฮอล์แบบแก้วเพื่อวัตถุประสงค์เหล่านี้ หมุดตัวชี้แก้วที่มีความหนาอยู่ที่ปลายจะแช่อยู่ในแอลกอฮอล์ เทอร์โมมิเตอร์ทำงานในแนวนอน เมื่ออุณหภูมิลดลง คอลัมน์แอลกอฮอล์จะถอยกลับ โดยลากหมุดด้วย และเมื่อเพิ่มขึ้น แอลกอฮอล์จะไหลไปรอบๆ โดยไม่ขยับ ดังนั้นหมุดจะบันทึกอุณหภูมิต่ำสุด คืนเทอร์โมมิเตอร์ให้กลับสู่สภาพการทำงานโดยเอียงอ่างเก็บน้ำขึ้นเพื่อให้เข็มสัมผัสกับแอลกอฮอล์อีกครั้ง
เทอร์โมมิเตอร์สูงสุด
ใช้ในการกำหนด อุณหภูมิสูงสำหรับวันที่กำหนด ปกติจะเป็นแก้ว เครื่องวัดอุณหภูมิปรอทคล้ายกับทางการแพทย์ มีการตีบแคบในหลอดแก้วใกล้อ่างเก็บน้ำ ปรอทถูกบีบออกมาโดยการรัดนี้เมื่ออุณหภูมิสูงขึ้น และเมื่ออุณหภูมิลดลง การรัดตัวจะป้องกันไม่ให้ไหลออกสู่แหล่งกักเก็บ เทอร์โมมิเตอร์ดังกล่าวได้รับการจัดเตรียมอีกครั้งสำหรับงานติดตั้งแบบหมุนพิเศษ
เทอร์โมมิเตอร์แบบไบเมทัล
ประกอบด้วยแถบโลหะบางๆ สองแถบ เช่น ทองแดงและเหล็ก ซึ่งขยายตัวเป็นองศาที่แตกต่างกันเมื่อถูกความร้อน พื้นผิวเรียบพอดีกันแน่น เทปโลหะคู่นี้บิดเป็นเกลียว โดยปลายด้านหนึ่งยึดไว้อย่างแน่นหนา เมื่อขดลวดร้อนหรือเย็นลง โลหะทั้งสองจะขยายตัวหรือหดตัวต่างกัน และขดลวดจะคลายตัวหรือม้วนงอแน่นขึ้น ขนาดของการเปลี่ยนแปลงเหล่านี้ตัดสินโดยตัวชี้ที่ติดอยู่ที่ปลายเกลียวที่ว่าง ตัวอย่างของเทอร์โมมิเตอร์ชนิดไบเมทัลลิก ได้แก่ เทอร์โมมิเตอร์ในห้องที่มีหน้าปัดทรงกลม
เครื่องวัดอุณหภูมิไฟฟ้า
เทอร์โมมิเตอร์ดังกล่าวรวมถึงอุปกรณ์ที่มีเทอร์โมอิลิเมนต์เซมิคอนดักเตอร์ - เทอร์มิสเตอร์หรือเทอร์มิสเตอร์ เทอร์โมคัปเปิลมีลักษณะพิเศษคือมีค่าสัมประสิทธิ์ความต้านทานเชิงลบสูง (เช่น ความต้านทานจะลดลงอย่างรวดเร็วเมื่ออุณหภูมิเพิ่มขึ้น) ข้อดีของเทอร์มิสเตอร์คือความไวสูงและความเร็วในการตอบสนองต่อการเปลี่ยนแปลงของอุณหภูมิ การสอบเทียบเทอร์มิสเตอร์เปลี่ยนแปลงไปตามกาลเวลา เทอร์มิสเตอร์ใช้กับดาวเทียมตรวจอากาศ ลูกโป่งส่งเสียง และเครื่องวัดอุณหภูมิดิจิตอลในร่มส่วนใหญ่
บารอมิเตอร์.
บารอมิเตอร์ปรอท
- เป็นหลอดแก้วขนาดประมาณ. 90 ซม. เต็มไปด้วยปรอท ปิดผนึกที่ปลายด้านหนึ่งแล้วคว่ำลงในถ้วยที่มีปรอท ภายใต้อิทธิพลของแรงโน้มถ่วง ปรอทบางส่วนจะไหลออกจากท่อเข้าไปในถ้วย และเนื่องจากความดันอากาศบนพื้นผิวของถ้วย ปรอทจึงลอยขึ้นผ่านท่อ เมื่อเกิดความสมดุลระหว่างแรงฝ่ายตรงข้ามทั้งสองนี้ ความสูงของปรอทในท่อเหนือพื้นผิวของของเหลวในอ่างเก็บน้ำจะสอดคล้องกับความดันบรรยากาศ หากความดันอากาศเพิ่มขึ้น ระดับปรอทในท่อก็จะสูงขึ้น ความสูงเฉลี่ยของคอลัมน์ปรอทในบารอมิเตอร์ที่ระดับน้ำทะเลคือประมาณ 760 มม.
บารอมิเตอร์แบบแอนรอยด์
ประกอบด้วยกล่องปิดผนึกซึ่งอากาศได้ถูกอพยพออกไปบางส่วนแล้ว พื้นผิวด้านหนึ่งเป็นเมมเบรนยืดหยุ่น หากความดันบรรยากาศเพิ่มขึ้น เมมเบรนจะโค้งงอเข้าด้านใน หากลดลง เมมเบรนจะโค้งงอออกด้านนอก พอยน์เตอร์ที่แนบมากับมันจะบันทึกการเปลี่ยนแปลงเหล่านี้ บารอมิเตอร์แบบแอนรอยด์มีขนาดกะทัดรัดและราคาไม่แพงนัก และใช้ได้ทั้งในอาคารและในคลื่นวิทยุสภาพอากาศมาตรฐาน
เครื่องมือวัดความชื้น
ไซโครมิเตอร์
ประกอบด้วยเทอร์โมมิเตอร์สองตัวที่อยู่ติดกัน: เทอร์โมมิเตอร์แบบแห้งซึ่งใช้วัดอุณหภูมิอากาศ และเทอร์โมมิเตอร์แบบเปียก ซึ่งในถังจะห่อด้วยผ้า (แคมบริก) ชุบน้ำกลั่น อากาศไหลเวียนรอบๆ เทอร์โมมิเตอร์ทั้งสองเครื่อง เนื่องจากการระเหยของน้ำออกจากผ้า เทอร์โมมิเตอร์แบบกระเปาะเปียกมักจะอ่านอุณหภูมิได้ต่ำกว่าเทอร์โมมิเตอร์แบบกระเปาะแห้ง ยิ่งความชื้นสัมพัทธ์ต่ำลงเท่าใด ความแตกต่างในการอ่านค่าเทอร์โมมิเตอร์ก็จะยิ่งมากขึ้นเท่านั้น จากการอ่านค่าเหล่านี้ ความชื้นสัมพัทธ์จะถูกกำหนดโดยใช้ตารางพิเศษ
ไฮโกรมิเตอร์สำหรับเส้นผม
วัดความชื้นสัมพัทธ์ตามการเปลี่ยนแปลงความยาวของเส้นผมของมนุษย์ หากต้องการขจัดน้ำมันตามธรรมชาติ จะต้องแช่เส้นผมก่อน เอทิลแอลกอฮอล์แล้วนำไปล้างในน้ำกลั่น ความยาวของผมที่เตรียมในลักษณะนี้มีการพึ่งพาลอการิทึมเกือบกับความชื้นสัมพัทธ์ในช่วง 20 ถึง 100% เวลาที่เส้นผมจะตอบสนองต่อการเปลี่ยนแปลงของความชื้นจะขึ้นอยู่กับอุณหภูมิของอากาศ (ยิ่งอุณหภูมิต่ำเท่าไรก็ยิ่งนานขึ้นเท่านั้น) ในเครื่องวัดความชื้นสัมพัทธ์ของเส้นผม เมื่อความยาวของเส้นผมเพิ่มขึ้นหรือลดลง กลไกพิเศษจะเลื่อนตัวชี้ไปตามมาตราส่วน ไฮโกรมิเตอร์ดังกล่าวมักใช้เพื่อวัดความชื้นสัมพัทธ์ในห้อง
ไฮโกรมิเตอร์ด้วยไฟฟ้า
องค์ประกอบการตรวจจับของไฮโกรมิเตอร์เหล่านี้คือแผ่นแก้วหรือพลาสติกที่เคลือบด้วยคาร์บอนหรือลิเธียมคลอไรด์ ซึ่งมีความต้านทานแตกต่างกันไปตามความชื้นสัมพัทธ์ องค์ประกอบดังกล่าวมักใช้ในแพ็คเกจอุปกรณ์สำหรับบอลลูนตรวจอากาศ เมื่อโพรบผ่านก้อนเมฆ อุปกรณ์จะชื้น และการอ่านค่าจะผิดเพี้ยนเป็นเวลานาน (จนกระทั่งโพรบอยู่นอกก้อนเมฆและองค์ประกอบที่ละเอียดอ่อนแห้ง)
เครื่องมือวัดความเร็วลม
เครื่องวัดความเร็วลมแบบถ้วย
โดยทั่วไปจะวัดความเร็วลมโดยใช้เครื่องวัดความเร็วลมแบบถ้วย อุปกรณ์นี้ประกอบด้วยถ้วยรูปทรงกรวยตั้งแต่สามใบขึ้นไปที่ยึดในแนวตั้งกับปลายแท่งโลหะที่ยื่นออกไปในแนวรัศมีสมมาตรจากแกนตั้ง ลมกระทำด้วยแรงสูงสุดบนพื้นผิวเว้าของถ้วย และทำให้แกนหมุน ในเครื่องวัดความเร็วลมแบบถ้วยบางประเภท การหมุนอย่างอิสระของถ้วยจะถูกป้องกันโดยระบบสปริง ซึ่งขนาดของการเสียรูปจะเป็นตัวกำหนดความเร็วลม
ในเครื่องวัดความเร็วลมแบบถ้วยหมุนอย่างอิสระ ความเร็วของการหมุนซึ่งแปรผันโดยประมาณกับความเร็วลมจะถูกวัดโดยมิเตอร์ไฟฟ้า ซึ่งจะส่งสัญญาณเมื่อมีปริมาตรอากาศจำนวนหนึ่งไหลผ่านเครื่องวัดความเร็วลม สัญญาณไฟฟ้าจะเปิดสัญญาณไฟและอุปกรณ์บันทึกที่สถานีตรวจอากาศ บ่อยครั้งที่เครื่องวัดความเร็วลมแบบถ้วยจะเชื่อมต่อทางกลไกกับแมกนีโต และแรงดันไฟฟ้าหรือความถี่ของกระแสไฟฟ้าที่สร้างขึ้นจะสัมพันธ์กับความเร็วลม
เครื่องวัดความเร็วลม
ด้วยแท่นหมุนมิลล์ประกอบด้วยสกรูพลาสติกสามสี่ใบมีดที่ติดตั้งอยู่บนแกนแมกนีโต ใบพัดด้วยความช่วยเหลือของใบพัดสภาพอากาศซึ่งภายในมีแมกนีโตตั้งอยู่นั้นจะถูกหันไปทางลมอย่างต่อเนื่อง ข้อมูลเกี่ยวกับทิศทางลมจะได้รับผ่านช่องทางโทรมาตรไปยังสถานีสังเกตการณ์ กระแสไฟฟ้าที่เกิดจากแมกนีโตแปรผันตามสัดส่วนโดยตรงกับความเร็วลม
โบฟอร์ตสเกล
ความเร็วลมประเมินด้วยสายตาโดยผลกระทบต่อวัตถุที่อยู่รอบๆ ผู้สังเกต ในปี 1805 ฟรานซิส โบฟอร์ต กะลาสีเรือในกองทัพเรืออังกฤษ พัฒนามาตราส่วน 12 จุดเพื่อระบุลักษณะความแรงของลมในทะเล ในปี พ.ศ. 2469 ได้มีการเพิ่มการประมาณความเร็วลมบนบกเข้าไปด้วย ในปีพ.ศ. 2498 เพื่อแยกความแตกต่างระหว่างลมพายุเฮอริเคนที่มีกำลังแรงต่างกัน จึงขยายมาตราส่วนเป็น 17 จุด รุ่นทันสมัยสเกลโบฟอร์ต (ตารางที่ 6) ช่วยให้คุณประมาณความเร็วลมโดยไม่ต้องใช้เครื่องมือใดๆ
ตารางที่ 6. ระดับโบฟอร์ตเพื่อกำหนดความแรงของลม | |||
คะแนน | สัญญาณภาพบนบก | ความเร็วลม กม./ชม | เงื่อนไขพลังงานลม |
0 | ใจเย็น; ควันลอยขึ้นในแนวตั้ง | น้อยกว่า 1.6 | เงียบสงบ |
1 | ทิศทางของลมจะสังเกตได้จากการโก่งตัวของควัน แต่ไม่ใช่จากใบพัดตรวจอากาศ | 1,6–4,8 | เงียบ |
2 | ลมพัดผ่านผิวหน้า; ใบไม้ส่งเสียงกรอบแกรบ; ใบพัดสภาพอากาศหมุนปกติ | 6,4–11,2 | ง่าย |
3 | ใบไม้และกิ่งเล็กๆ เคลื่อนไหวอยู่ตลอดเวลา ธงแสงกระพือ | 12,8–19,2 | อ่อนแอ |
4 | ลมพัดฝุ่นและเศษกระดาษ กิ่งก้านบางแกว่งไปมา | 20,8–28,8 | ปานกลาง |
5 | ต้นไม้ใบแกว่งไปมา ระลอกคลื่นปรากฏขึ้นบนผืนน้ำ | 30,4–38,4 | สด |
6 | กิ่งก้านหนาแกว่งไปมา คุณสามารถได้ยินเสียงลมหวีดหวิวในสายไฟ ยากที่จะถือร่ม | 40,0–49,6 | แข็งแกร่ง |
7 | ลำต้นของต้นไม้แกว่งไปมา มันยากที่จะทวนลม | 51,2–60,8 | แข็งแกร่ง |
8 | กิ่งก้านของต้นไม้หัก แทบจะเป็นไปไม่ได้เลยที่จะต้านลม | 62,4–73,6 | แข็งแรงมาก |
9 | ความเสียหายเล็กน้อย; ลมพัดเครื่องดูดควันและกระเบื้องออกจากหลังคา | 75,2–86,4 | พายุ |
10 | ไม่ค่อยเกิดขึ้นบนบก ต้นไม้ถูกถอนรากถอนโคน ความเสียหายอย่างมากต่ออาคาร | 88,0–100,8 | พายุเข้าหนัก |
11 | มันเกิดขึ้นน้อยมากบนบก ตามมาด้วยการทำลายล้างเป็นบริเวณกว้าง | 102,4–115,2 | พายุที่รุนแรง |
12 | การทำลายล้างอย่างรุนแรง (สำนักงานพยากรณ์อากาศแห่งสหรัฐอเมริกาเพิ่มคะแนน 13–17 ในปี พ.ศ. 2498 และใช้ในระดับสหรัฐอเมริกาและสหราชอาณาจักร) |
116,8–131,2 | พายุเฮอริเคน |
13 | 132,8–147,2 | ||
14 | 148,8–164,8 | ||
15 | 166,4–182,4 | ||
16 | 184,0–200,0 | ||
17 | 201,6–217,6 |
เครื่องมือวัดปริมาณน้ำฝน
การตกตะกอนในชั้นบรรยากาศประกอบด้วยอนุภาคน้ำทั้งของเหลวและของแข็งที่มาจากชั้นบรรยากาศสู่พื้นผิวโลก ในเกจวัดปริมาณน้ำฝนมาตรฐานที่ไม่บันทึก กรวยรับจะถูกแทรกเข้าไปในกระบอกตวง อัตราส่วนของพื้นที่ด้านบนของช่องทางและหน้าตัดของทรงกระบอกตวงคือ 10:1 เช่น ปริมาณน้ำฝน 25 มม. จะตรงกับเครื่องหมาย 250 มม. ในกระบอกสูบ
การบันทึกมาตรวัดปริมาณน้ำฝน - พลูวิโอกราฟ - ชั่งน้ำหนักน้ำที่รวบรวมโดยอัตโนมัติ หรือนับจำนวนครั้งที่ภาชนะตรวจวัดขนาดเล็กเติมน้ำฝนและเทน้ำฝนโดยอัตโนมัติ
หากคาดว่าจะมีฝนตกในรูปของหิมะ กรวยและถ้วยตวงจะถูกลบออก และหิมะจะถูกรวบรวมไว้ในถังตกตะกอน เมื่อหิมะมาพร้อมกับลมปานกลางถึงแรง ปริมาณหิมะที่ตกลงในภาชนะไม่สอดคล้องกับปริมาณฝนที่เกิดขึ้นจริง ความลึกของหิมะถูกกำหนดโดยการวัดความหนาของชั้นหิมะภายในพื้นที่ทั่วไปสำหรับพื้นที่ที่กำหนด โดยใช้ค่าเฉลี่ยการวัดอย่างน้อยสามครั้ง เพื่อสร้างความเท่าเทียมกันของน้ำในพื้นที่ที่มีผลกระทบจากหิมะที่พัดมาน้อยที่สุด จะต้องจุ่มทรงกระบอกลงไปในหิมะและตัดเสาหิมะออก ซึ่งจะถูกละลายหรือชั่งน้ำหนัก ปริมาณฝนที่วัดโดยมาตรวัดปริมาณน้ำฝนจะขึ้นอยู่กับตำแหน่งของฝน ความปั่นป่วนในการไหลของอากาศที่เกิดจากตัวอุปกรณ์เองหรือสิ่งกีดขวางโดยรอบ ส่งผลให้ปริมาณฝนที่เข้าสู่ถ้วยตวงประเมินต่ำไป ดังนั้นจึงติดตั้งมาตรวัดปริมาณน้ำฝนบนพื้นผิวเรียบให้ห่างจากต้นไม้และสิ่งกีดขวางอื่นๆ มากที่สุด เพื่อลดผลกระทบของกระแสน้ำวนที่สร้างขึ้นโดยตัวอุปกรณ์เอง จะใช้หน้าจอป้องกัน
การสังเกตการณ์ทางอากาศ
เครื่องมือวัดความสูงของเมฆ
วิธีที่ง่ายที่สุดในการกำหนดความสูงของเมฆคือการวัดเวลาที่บอลลูนขนาดเล็กที่ปล่อยออกมาจากพื้นผิวโลกไปถึงฐานของเมฆ ความสูงเท่ากับผลคูณของอัตราการขึ้นเฉลี่ย บอลลูนอากาศร้อนตลอดระยะเวลาการบิน
อีกวิธีหนึ่งคือการสังเกตจุดแสงที่เกิดขึ้นที่ฐานเมฆโดยมีสปอตไลท์พุ่งขึ้นไปในแนวตั้ง จากระยะห่างประมาณ. ที่ระยะ 300 ม. จากสปอตไลท์ จะมีการวัดมุมระหว่างทิศทางไปยังจุดนี้และลำแสงสปอตไลท์ ความสูงของเมฆคำนวณโดยรูปสามเหลี่ยม คล้ายกับการวัดระยะทางในการสำรวจภูมิประเทศ ระบบที่นำเสนอสามารถทำงานอัตโนมัติทั้งกลางวันและกลางคืน ตาแมวใช้ในการสังเกตจุดแสงที่ฐานเมฆ
ความสูงของเมฆยังวัดโดยใช้คลื่นวิทยุ - พัลส์ยาว 0.86 ซม. ที่ส่งโดยเรดาร์ ความสูงของเมฆจะถูกกำหนดตามเวลาที่ใช้เพื่อให้พัลส์วิทยุไปถึงเมฆและกลับมา เนื่องจากเมฆมีความโปร่งใสบางส่วนต่อคลื่นวิทยุ จึงใช้วิธีนี้เพื่อกำหนดความสูงของชั้นต่างๆ ในกลุ่มเมฆหลายชั้น
บอลลูนอากาศ
บอลลูนอุตุนิยมวิทยาชนิดที่ง่ายที่สุดคือสิ่งที่เรียกว่า ลูกโป่งคือลูกโป่งยางขนาดเล็กที่บรรจุไฮโดรเจนหรือฮีเลียม ด้วยการสังเกตการเปลี่ยนแปลงในมุมราบและระดับความสูงของบอลลูนด้วยสายตา และสมมติว่าอัตราการขึ้นของบอลลูนคงที่ ความเร็วและทิศทางลมสามารถคำนวณเป็นฟังก์ชันของความสูงเหนือพื้นผิวโลกได้ สำหรับการสังเกตตอนกลางคืน จะมีการติดไฟฉายขนาดเล็กที่ใช้พลังงานจากแบตเตอรี่ไว้กับลูกบอล
เรดิโอซอนเดสภาพอากาศคือลูกบอลยางที่บรรทุกเครื่องส่งสัญญาณวิทยุ เทอร์โมมิเตอร์ RTD บารอมิเตอร์แบบแอนรอยด์ และไฮโกรมิเตอร์แบบอิเล็กโทรไลต์ คลื่นวิทยุจะเพิ่มขึ้นด้วยความเร็วประมาณ 300 ม./นาที สูงถึงประมาณ 30 กม. เมื่อเครื่องสูงขึ้น ข้อมูลการวัดจะถูกส่งไปยังสถานีปล่อยตัวอย่างต่อเนื่อง เสาอากาศรับทิศทางบนโลกจะติดตามราบและความสูงของเรดิโอซอนเด ซึ่งความเร็วลมและทิศทางที่ระดับความสูงต่างๆ จะถูกคำนวณในลักษณะเดียวกับการสังเกตด้วยบอลลูน Radiosondes และบอลลูนนำร่องถูกปล่อยจากสถานที่หลายร้อยแห่งทั่วโลก วันละสองครั้ง - ตอนเที่ยงและเที่ยงคืนตามเวลามาตรฐานกรีนิช
ดาวเทียม.
สำหรับการสำรวจเมฆปกคลุมในเวลากลางวัน จะมีการจัดให้มีแสงสว่าง แสงแดดในขณะที่รังสีอินฟราเรดที่ปล่อยออกมาจากทุกตัวทำให้สามารถถ่ายภาพทั้งกลางวันและกลางคืนด้วยกล้องอินฟราเรดแบบพิเศษ การใช้ภาพถ่ายในช่วงรังสีอินฟราเรดที่แตกต่างกัน ทำให้สามารถคำนวณอุณหภูมิของแต่ละชั้นบรรยากาศได้ การสังเกตการณ์ด้วยดาวเทียมมีความละเอียดในแนวนอนสูง แต่ความละเอียดในแนวตั้งนั้นต่ำกว่าความละเอียดที่ได้จากคลื่นวิทยุมาก
ดาวเทียมบางดวง เช่น TIROS ของอเมริกา วางอยู่ในวงโคจรขั้วโลกเป็นวงกลมที่ระดับความสูงประมาณ 1,000 กม. เนื่องจากโลกหมุนรอบแกนของมัน โดยปกติแล้วทุกจุดบนพื้นผิวโลกจะมองเห็นทุกจุดบนพื้นผิวโลกจากดาวเทียมดังกล่าวได้วันละสองครั้ง
สิ่งที่เรียกว่ามีความสำคัญมากยิ่งขึ้น ดาวเทียมค้างฟ้าที่โคจรรอบเส้นศูนย์สูตรที่ระดับความสูงประมาณ 36,000 กม. ดาวเทียมดังกล่าวต้องใช้เวลา 24 ชั่วโมงจึงจะเสร็จสิ้นการปฏิวัติ เนื่องจากเวลานี้เท่ากับความยาวของวัน ดาวเทียมจึงยังคงอยู่เหนือจุดเดียวกันบนเส้นศูนย์สูตรและสามารถมองเห็นพื้นผิวโลกได้อย่างต่อเนื่อง ด้วยวิธีนี้ ดาวเทียมค้างฟ้าสามารถถ่ายภาพพื้นที่เดิมซ้ำๆ เพื่อบันทึกการเปลี่ยนแปลงของสภาพอากาศ นอกจากนี้สามารถคำนวณความเร็วลมได้จากการเคลื่อนที่ของเมฆ
เรดาร์ตรวจอากาศ
สัญญาณที่ส่งโดยเรดาร์จะสะท้อนกลับโดยฝน หิมะ หรือการผกผันของอุณหภูมิ และสัญญาณที่สะท้อนนี้จะถูกส่งไปยังอุปกรณ์รับสัญญาณ โดยปกติแล้วเมฆจะไม่สามารถมองเห็นได้บนเรดาร์เนื่องจากหยดที่ก่อตัวมีขนาดเล็กเกินไปที่จะสะท้อนสัญญาณวิทยุได้อย่างมีประสิทธิภาพ
ในช่วงกลางทศวรรษ 1990 กรมอุตุนิยมวิทยาแห่งชาติของสหรัฐอเมริกาได้รับการติดตั้งเรดาร์ดอปเปลอร์อีกครั้ง ในการติดตั้งประเภทนี้ หลักการที่เรียกว่าใช้ในการวัดความเร็วที่อนุภาคที่สะท้อนเข้ามาใกล้หรือเคลื่อนออกจากเรดาร์ การเปลี่ยนแปลงของดอปเปลอร์ ดังนั้นเรดาร์เหล่านี้จึงสามารถใช้วัดความเร็วลมได้ มีประโยชน์อย่างยิ่งสำหรับการตรวจจับพายุทอร์นาโด เนื่องจากลมด้านหนึ่งของพายุทอร์นาโดรีบเข้าหาเรดาร์อย่างรวดเร็ว และอีกด้านหนึ่ง ลมพัดออกจากเรดาร์อย่างรวดเร็ว เรดาร์สมัยใหม่สามารถตรวจจับวัตถุสภาพอากาศได้ในระยะไกลถึง 225 กม.
ภูมิศาสตร์และภูมิอากาศ
มุมไบ (บอมเบย์)- เมืองทางตะวันตกของอินเดียซึ่งเป็นศูนย์กลางของรัฐมหาราษฏระ ชื่อบอมเบย์เป็นทางการจนถึงปี 1995 มุมไบ แปลจากภาษามหาราติแปลว่า "แม่" พื้นที่ของเมืองคือ 603.4 กม. ² เป็นเมืองที่มีประชากรมากที่สุดในอินเดีย
ในเมืองมีทะเลสาบสามแห่ง: Tulsi, Powai และ Vihar; เมืองนี้ตั้งอยู่ที่ปากแม่น้ำ Ulhas
ภูมิประเทศของมุมไบมีความหลากหลาย: มีหนองน้ำป่าชายเลนล้อมรอบ ชายฝั่งขรุขระมีอ่าวและลำธารหลายสายเว้าแหว่ง ดินใกล้ทะเลเป็นทราย บางจุดเป็นดินเหนียวและลุ่มน้ำ พื้นที่มุมไบมีความอ่อนไหวต่อแผ่นดินไหว พื้นที่อันตราย.
คุณสามารถไปมุมไบโดยเครื่องบินไปยังสนามบิน Chhatrapati Shivaji ซึ่งอยู่ห่างจากตัวเมือง 28 กม. มีการพัฒนาเครือข่ายรถไฟและบริการรถโดยสารประจำทาง
มุมไบ ตั้งอยู่ใน เข็มขัดใต้เส้นศูนย์สูตร. ที่นี่มีสองฤดูกาล: แห้งและเปียก ฤดูแล้งเริ่มตั้งแต่เดือนธันวาคมถึงเดือนพฤษภาคม ความชื้นในเวลานี้อยู่ในระดับปานกลาง มกราคมและกุมภาพันธ์เป็นเดือนที่หนาวที่สุด อุณหภูมิต่ำสุดที่บันทึกไว้: +10 °C
ฤดูฝนเริ่มตั้งแต่เดือนมิถุนายนถึงพฤศจิกายน มรสุมที่แรงที่สุดเกิดขึ้นตั้งแต่เดือนมิถุนายนถึงกันยายน อุณหภูมิเฉลี่ยในเวลานี้คือ +30 °C เวลาที่ดีที่สุดในการเยี่ยมชมมุมไบคือตั้งแต่เดือนพฤศจิกายนถึงกุมภาพันธ์
เมืองนี้ขยายไปทางเกาะ Solsett และพื้นที่เมืองอย่างเป็นทางการ (ตั้งแต่ปี 1950) ทอดยาวจากใต้ไปเหนือ จากป้อมไปจนถึงเมือง Thane ทางตอนเหนือของบอมเบย์มีศูนย์วิจัยนิวเคลียร์ทรอมเบย์ สถาบันเทคโนโลยี (พ.ศ. 2504-2509 สร้างขึ้นด้วยความช่วยเหลือของสหภาพโซเวียต) โรงกลั่นน้ำมัน โรงงานเคมี โรงงานสร้างเครื่องจักร และโรงไฟฟ้าพลังความร้อน
เมืองได้ประกาศการก่อสร้างอาคารที่สูงเป็นอันดับสองของโลกคืออินเดียทาวเวอร์ อาคารนี้มีกำหนดแล้วเสร็จภายในปี พ.ศ. 2559
สื่อมวลชน
ในมุมไบ หนังสือพิมพ์ได้รับการตีพิมพ์เป็นภาษาอังกฤษ (Times of India, Midday, Aftonun, Asia Age, Economic Times, Indian Express), เบงกาลี, ทมิฬ, มราฐี, ฮินดี มีช่องโทรทัศน์ในเมือง (มากกว่า 100 ช่องต่อ ภาษาที่แตกต่างกัน), สถานีวิทยุ (8 สถานีออกอากาศในช่วง FM และ 3 สถานีใน AM)
สภาพภูมิอากาศ
เมืองนี้ตั้งอยู่ในเขตเขตเส้นศูนย์สูตร มีสองฤดูกาลที่แตกต่างกัน: เปียกและแห้ง ฤดูฝนเริ่มตั้งแต่เดือนมิถุนายนถึงพฤศจิกายน โดยมีฝนตกมรสุมรุนแรงเป็นพิเศษตั้งแต่เดือนมิถุนายนถึงกันยายน ทำให้เกิดความชื้นสูงในเมือง อุณหภูมิเฉลี่ยอยู่ที่ประมาณ 30 °C อุณหภูมิผันผวนจาก 11 °C ถึง 38 °C การเปลี่ยนแปลงที่รุนแรงเป็นประวัติการณ์คือในปี 1962: 7.4 °C และ 43 °C ปริมาณน้ำฝนต่อปีคือ 2,200 มม. มีฝนตกมากเป็นพิเศษในปี พ.ศ. 2497 - 3451.6 มม. ฤดูแล้งตั้งแต่เดือนธันวาคมถึงเดือนพฤษภาคมมีความชื้นปานกลาง เนื่องจากลมเหนือที่พัดผ่าน เดือนมกราคมและกุมภาพันธ์จึงเป็นเดือนที่หนาวที่สุด ค่าต่ำสุดสัมบูรณ์ในเมืองคือ +10 องศา
ภูมิอากาศของมุมไบ | |||||||||||||
---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|
ดัชนี | ม.ค | ก.พ | มี.ค | เม.ย | อาจ | มิ.ย | ก.ค | ส.ค | ก.ย | ต.ค | แต่ฉัน | ธ.ค | ปี |
สูงสุดสัมบูรณ์, °C | 40,0 | 39,1 | 41,3 | 41,0 | 41,0 | 39,0 | 34,0 | 34,0 | 36,0 | 38,9 | 38,3 | 37,8 | 41,3 |
อัตราการตกตะกอน มม | 1 | 0,3 | 0,2 | 1 | 11 | 537 | 719 | 483 | 324 | 73 | 14 | 2 | 2165 |
ต่ำสุดเฉลี่ย°C | 18,4 | 19,4 | 22,1 | 24,7 | 27,1 | 27,0 | 26,1 | 25,6 | 25,2 | 24,3 | 22,0 | 19,6 | 23,5 |
อุณหภูมิเฉลี่ย°C | 23,8 | 24,7 | 27,1 | 28,8 | 30,2 | 29,3 | 27,9 | 27,5 | 27,6 | 28,4 | 27,1 | 25,0 | 27,3 |
อุณหภูมิของน้ำ, °C | 26 | 25 | 26 | 27 | 29 | 29 | 29 | 28 | 28 | 29 | 28 | 26 | 28 |
ค่าต่ำสุดสัมบูรณ์, °C | 8,9 | 8,5 | 12,7 | 19,0 | 22,5 | 20,0 | 21,2 | 22,0 | 20,0 | 17,2 | 14,4 | 11,3 | 8,5 |
สูงสุดเฉลี่ย°C | 31,1 | 31,4 | 32,8 | 33,2 | 33,6 | 32,3 | 30,3 | 30,0 | 30,8 | 33,4 | 33,6 | 32,3 | 32,1 |