雲の物理学

雲物理学は、大気の雲の形成、成長、降水につながる物理的プロセスを研究する分野です。これらのエアロゾルは、対流圏、成層圏、中間圏に存在し、これらを合わせて等圏の大部分を構成しています。 雲は、液体の水の微細な液滴 (温かい雲)、小さな氷の結晶 (冷たい雲)、またはその両方 (混相雲) と、凝結核と呼ばれる塵、煙、その他の物質の微細な粒子で構成されています。^{[1]雲滴は、}ケーラー理論に従って空気の過飽和度が臨界値を超えたときに、水蒸気が凝結核に凝結することで最初に形成されます。雲凝結核は、曲面による飽和蒸気圧の変化を説明するケルビン効果のために、雲滴の形成に必要です。半径が小さい場合、凝結に必要な過飽和の量が非常に大きいため、自然には起こりません。ラウールの法則は、蒸気圧が溶液中の溶質の量にどのように依存するかを説明します。高濃度で雲滴が小さい場合、必要な過飽和は核が存在しない場合よりも小さくなります。

温かい雲では、大きな雲滴はより高い終端速度で落下します。これは、所定の速度では、小さな雲滴にかかる単位重量あたりの抗力は、大きな雲滴にかかる抗力よりも大きいためです。大きな雲滴は小さな雲滴と衝突し、結合してさらに大きな雲滴を形成します。雲滴が十分に大きくなり、下向きの速度（周囲の空気に対して）が上向きの速度（地面に対して）よりも大きくなると、雲滴は降水として落下します。衝突と合体は、ベルジェロン過程が支配的な混相雲ではそれほど重要ではありません。降水を形成するその他の重要なプロセスには、過冷却液滴が固体の雪片と衝突する結氷と、2 つの固体の雪片が衝突して結合する凝集があります。雲がどのように形成され成長するかの正確なメカニズムは完全には解明されていませんが、科学者は個々の液滴の微視的性質を研究することで雲の構造を説明する理論を開発してきました。気象レーダーや衛星技術の進歩により、大規模かつ正確な雲の研究も可能になりました。

現代の雲物理学は19世紀に始まり、いくつかの出版物で説明されました。^{[2] [3] [4]} オットー・フォン・ゲーリケは、雲が水の泡で構成されているという考えを考案しました。1847年、オーガスタス・ウォーラーはクモの巣を使って顕微鏡で水滴を調べました。^[5]これらの観察は、1880年にウィリアム・ヘンリー・ダインズ、 1884年に リチャード・アスマンによって確認されました。

地球の表面から水が蒸発すると、その部分の空気は湿ります。湿った空気は周囲の乾燥した空気よりも軽いため、不安定な状態になります。十分な量の湿った空気が蓄積されると、すべての湿った空気は周囲の空気と混ざることなく、1つの塊として上昇します。表面に沿ってさらに湿った空気が形成されると、このプロセスが繰り返され、一連の個別の湿った空気の塊が上昇して雲を形成します。^[6]

このプロセスは、3 つの上昇要因（低気圧/前線、対流、または山岳性）のうち 1 つ以上によって、目に見えない水蒸気を含む空気が上昇し、露点（空気が飽和する温度）まで冷却されるときに発生します。このプロセスの主なメカニズムは断熱冷却です。^[7] 大気圧は高度とともに低下するため、上昇する空気は膨張してエネルギーを消費し、空気を冷却します。これにより、水蒸気が雲に凝縮します。^[8]飽和した空気中の水蒸気は通常、通常の空気循環によって浮遊できるほど小さい塵や塩の粒子などの凝結核に引き付けられます。雲内の水滴の通常の半径は約 0.002 mm (0.00008 インチ) です。水滴は衝突してより大きな水滴になる可能性があり、雲内の上昇する空気の速度が水滴の終端速度以上である限り、水滴は浮遊したままになります。^[9]

非対流雲の場合、凝結が始まる高度は上昇凝結高度(LCL) と呼ばれ、雲底の高さを大まかに決定します。自由対流雲は、一般に対流凝結高度(CCL) の高度で形成されます。飽和空気中の水蒸気は通常、通常の空気循環によって浮遊できるほど小さい塩粒子などの凝結核に引き付けられます。凝結プロセスが対流圏の氷点下レベルで発生する場合、核は蒸気を非常に小さな水滴に変えるのに役立ちます。氷点よりわずかに上で形成される雲は、主に過冷却された液滴で構成されていますが、空気がはるかに冷たい高高度で凝結する雲は、一般に氷晶の形をとります。凝結レベル以上で十分な凝結粒子がない場合は、上昇する空気が過飽和になり、雲の形成が抑制される傾向があります。^[10]

前線と低気圧の上昇は、地表での加熱がほとんどまたは全くない安定した空気が気象前線と低気圧の中心付近で上空に押し上げられるときに、最も純粋な形で発生します。^{[11] 温暖}前線は、接近する暖かい気団が不安定でない限り、広い範囲にわたって主に巻状雲と層状雲を生成する傾向があります。暖かい気団が不安定な場合は、通常、積乱雲または積雲が主な降水雲層に埋め込まれます。 [12]寒冷前線は通常、より速く移動し、前線のすぐ前の暖かい気団の安定性に応じて、主に層積雲状、積雲状、または積乱雲状のより狭い線状の雲を生成します。^[13]

もう一つの要因は、地表レベルでの昼間の太陽熱による著しい加熱、または相対的に高い絶対湿度によって引き起こされる浮力のある対流上昇運動である。^[10] 太陽によって生成された入射短波放射は、地球の表面に到達すると長波放射として再放射される。このプロセスにより、地面に最も近い空気が暖められ、地表レベルの暖かいまたは熱い温度から上空の冷たい温度への急激な温度勾配が作成されて、気団の不安定性が増す。これにより、気団は上昇して冷却され、上空の周囲の空気と温度平衡が達成される。中程度の不安定性により、中程度の大きさの積雲が形成され、気団が十分に湿っている場合は弱いにわか雨を引き起こす可能性がある。典型的な対流上昇流により、にわか雨として降る前に、液滴が半径約 0.015 ミリメートル (0.0006 インチ) まで成長する可能性がある。^[14]これらの液滴の相当直径は約 0.03 ミリメートル (0.001 インチ) である。

地表近くの空気が極度に暖かく不安定になると、その上昇運動が爆発的になり、積乱雲がそびえ立って厳しい天候を引き起こすことがあります。雲を構成する小さな水粒子が集まって雨滴を形成すると、重力によって地面に引き寄せられます。通常、雨滴は凝結レベル以下で蒸発しますが、強い上昇気流が落下する雨滴を緩衝し、そうでない場合よりもずっと長く空中に留まることができます。激しい上昇気流は時速180マイル（290 km/h）に達することもあります。^[15] 雨滴が空中に留まる時間が長ければ長いほど、雨滴がより大きな雨滴に成長し、最終的に激しいにわか雨となって降る時間が増えます。

氷点よりはるかに高い高度まで運ばれた雨粒は、最初は過冷却状態になり、その後凍結して小さな雹になる。凍結した氷核は、上昇気流の1つを通過する際に0.5インチ（1.3 cm）の大きさになり、いくつかの上昇気流と下降気流を循環した後、最終的に非常に重くなり、大きな雹となって地面に落ちる。雹を半分に切ると、玉ねぎのような氷の層が現れ、過冷却水の層を通過した時期がはっきりわかる。直径が最大7インチ（18 cm）の雹も見つかっている。^[16]

対流による上昇気流は、前線から遠く離れた不安定な気団でも発生することがあります。しかし、前線や低気圧の中心付近には非常に暖かく不安定な空気が存在することもあり、前線と対流による上昇気流の複合作用により、より重く活発な濃度の積雲や積乱雲が発生することがよくあります。前線以外の対流による上昇気流と同様に、不安定性の増大は上向きの垂直雲の成長を促進し、悪天候の可能性を高めます。比較的まれなケースでは、対流による上昇気流が対流圏界面を貫通し、雲頂を成層圏に押し上げるほど強力になることがあります。^[17]

3つ目の揚力の発生源は、山などの物理的な障壁を越えて空気を押し流す風の循環です（地形揚力）。^[10]空気が概ね安定していれば、レンズ状の雲しか形成されません。しかし、空気が十分に湿潤し不安定になると、地形性雨や雷雨が発生することがあります。^[18]

揚水剤を必要とする断熱冷却の他に、空気の温度を露点まで下げる主なメカニズムが 3 つあり、いずれも地表近くで発生し、空気を揚水する必要がありません。伝導冷却、放射冷却、蒸発冷却は、地表レベルでの結露を引き起こし、霧の形成につながります。^[19] 伝導冷却は、比較的温暖な海風が冷たい陸地を横切るときのように、比較的温暖な発生源からの空気がより冷たい地表に接触したときに発生します。放射冷却は、空気またはその下の地表からの赤外線放射によって発生します。 ^{[20]このタイプの冷却は、空が晴れている夜間によく見られます。蒸発冷却は、蒸発によって空気に水分が追加され、空気の温度が}湿球温度、または時には飽和点まで冷却されるときに発生します。 ^[21]

空気中に水蒸気が加わる主な方法は 5 つあります。水蒸気量の増加は、風が水面や湿った地面の上を上昇する領域に収束することで発生します。^[22]降水や上空から降る雪も水分量を増加させます。^[23]日中の加熱により、海洋、水域、湿地の表面から水が蒸発します。^{[24]植物からの} 蒸散も、水蒸気の典型的な発生源です。^[25]最後に、冷たい空気や乾燥した空気が暖かい水の上を移動すると、湿度が高くなります。日中の加熱と同様に、空気に水分が加わると、熱量と不安定性が高まり、雲や霧の形成につながるプロセスが始まります。^[26]

一定体積内で蒸気として存在できる水の量は、温度とともに増加します。水蒸気の量が平らな水面上で平衡状態にあるとき、蒸気圧のレベルは飽和と呼ばれ、相対湿度は 100% です。この平衡状態では、水から蒸発する分子の数と水に凝縮する分子の数は同数です。相対湿度が 100% を超えると、過飽和と呼ばれます。過飽和は、凝縮核がない場合に発生します。^{[引用が必要]}

飽和蒸気圧は温度に比例するため、冷たい空気は暖かい空気よりも飽和点が低くなります。これらの値の差が雲の形成の根拠となります。飽和した空気が冷えると、同じ量の水蒸気を含むことができなくなります。条件が適切であれば、下限の飽和点に達するまで余分な水が空気から凝縮します。別の可能性としては、水が飽和点を超えていても蒸気の形で残り、過飽和状態になることがあります。^{[引用が必要]}

大気中には通常雲凝結核が存在するため、水に対して1～2%を超える過飽和はめったに見られません。^{[27]清浄な空気中でははるかに高い過飽和度が可能であり、これが}霧箱の基礎となっています。

雲の過飽和度を測定する機器は存在しない。^[28]

水滴は一般に液体の水のままで、0 °C (32 °F) よりずっと低い温度でも凍結しません。大気中の水滴中に存在する氷核は、核の形状と組成に応じて、0 °C (32 °F) から -38 °C (-36 °F) の間の特定の温度で氷形成のために活性化します。氷核がない場合、過冷却水滴(および極めて純粋な液体の水) は、約 -38 °C (-36 °F) まで存在でき、その時点で自然凍結が起こります。^{[引用が必要]}

雲の中の個々の水滴の挙動がどのようにして降水の形成につながるかを説明する理論の 1 つに、衝突合体プロセスがあります。空中に浮遊する水滴は、互いに衝突して跳ね返ったり、結合してより大きな水滴を形成したりして、相互作用します。最終的に、水滴は十分に大きくなり、降水として地面に落ちます。水滴の表面張力は比較的高いため、衝突合体プロセスは雲の形成において大きな部分を占めません。また、衝突合体の発生は、引き込み混合プロセスと密接に関連しています。^[29]

氷雲が形成される主なメカニズムは、トル・ベルジェロンによって発見されました。ベルジェロン過程によれば、水の飽和蒸気圧、つまり所定の体積が含むことのできる水蒸気の量は、蒸気が相互作用するものによって決まります。具体的には、氷に対する飽和蒸気圧は、水に対する飽和蒸気圧よりも低くなります。水滴と相互作用する水蒸気は、水滴と相互作用しているときは相対湿度100% で飽和している可能性がありますが、氷粒子と相互作用しているときは同じ量の水蒸気が過飽和になります。^[30] 水蒸気は平衡状態に戻ろうとするため、余分な水蒸気は粒子の表面で氷に凝縮します。これらの氷粒子は、最終的により大きな氷結晶の核になります。このプロセスは、0 °C (32 °F) から -40 °C (-40 °F) の温度でのみ発生します。 -40 °C (-40 °F) 未満では、液体の水は自然に核形成し、凍結します。水の表面張力により、液滴は通常の凝固点よりはるかに低い温度でも液体のままです。これが起こると、液滴は過冷却された液体の水になります。ベルジェロン プロセスは、過冷却された液体の水 (SLW) が氷核と相互作用してより大きな粒子を形成することに依存しています。SLW の量に比べて氷核が少ない場合、液滴は形成されません。科学者が人工の氷核を雲に撒いて降水を促すプロセスは、クラウド シーディングとして知られています。これにより、そうでなければ雨が降らないかもしれない雲に降水を引き起こすことができます。 クラウド シーディングでは、人工の氷核が過剰に追加され、バランスが変わり、過冷却された液体の水の量に比べて核の数が多くなります。過剰に撒かれた雲は多くの粒子を形成しますが、それぞれの粒子は非常に小さくなります。これは、雹の嵐の危険がある地域の予防策として行うことができます。^{[引用が必要]}

地球に最も近い大気層である対流圏の雲は、見られる高度と形状または外観によって分類されます。^[31]物理的構造と形成過程に基づいて5つの形式 があります。 ^[32] 巻状雲は高く、薄く、かすかで、組織化された気象擾乱の前縁に沿って最も広範囲に見られます。層状雲は対流がなく、薄いものから非常に厚いものまで、かなりの垂直発達を伴う広範なシート状の層として現れます。それらは主に安定した空気の大規模な持ち上げの産物です。不安定な自由対流積雲は、主に局所的な山として形成されます。対流が制限された層積雲は、積雲と層状の特徴が混在し、ロールまたはさざ波の形で現れます。対流が強い積乱雲は、巻雲の頂上と層積雲の付属雲を含む複雑な構造をしています。^[要出典]

これらの形態は高度の範囲またはレベルによって 10 の属タイプに横断的に分類され、これらは種とより小さなタイプに細分化できます。高層雲は高度 5 から 12 キロメートルで形成されます。巻状雲はすべて高層に分類されるため、単一の雲属cirrusを構成します。対流圏高層の層状雲と層積雲には、その名前に接頭辞cirro-が付加され、属名はcirrostratusとcirrocumulusになります。中層 (高度範囲 2 から 7 キロメートル) にある同様の雲には接頭辞alto-が付加され、属名はaltostratusとaltocumulusになります。^[33]

低層の雲には高度を表す接頭辞がないため、高度2キロメートル以下の層状雲と層積雲は単に層雲と層積雲と呼ばれます。垂直方向にほとんど発達していない小さな積雲（種：humilis）も、一般的に低層雲に分類されます。^[33]

積雲や積乱雲の塊、そして深い層状層は、少なくとも2つの対流圏レベルを占めることが多く、これらのうち最大または最深のものは、3つのレベルすべてを占めることがあります。これらは低層または中層に分類されることもありますが、垂直または多層として分類または特徴付けられることもよくあります。乱層雲は、かなりの降水量を生み出すのに十分な垂直範囲を持つ層状の層です。そびえ立つ積雲（コンジェストゥス種）と積乱雲は、地表近くから3キロメートル程度の中高度までどこにでも形成される可能性があります。垂直に発達した雲のうち、積乱雲型は最も高く、地上数百メートルから対流圏界面まで、実質的に対流圏全体に広がることがあります。^[33]雷雨の原因となる雲です。

いくつかの雲は対流圏の非常に高い高度から極度の高さで形成され、そのほとんどは地球の極地の上空です。 極成層圏雲は高度18～30キロメートルで冬季にまれに見られますが、夏季には高度76～85キロメートルの高緯度で夜光雲が時折形成されます。 ^[34] これらの極雲は、対流圏下層で見られるものと同じ形状をしています。

形態とレベルの相互分類によって決定される等圏タイプ。

等圏型には、10 の対流圏属と、対流圏より上のいくつかの追加の主要な型が含まれます。積雲属には、垂直方向のサイズと構造を示す 4 つの種が含まれます。

衛星は、雲の量、高さ、赤外線放射率、可視光学的厚さ、着氷、液体と氷の有効粒子サイズ、雲頂温度と圧力など、雲の特性に関するデータやその他の情報を収集するために使用されます。

雲の特性に関するデータセットは、 MODIS、POLDER、CALIPSO、ATSRなどの衛星を使用して収集されます。これらの機器は雲の輝度を測定し、そこから関連するパラメータを取得できます。これは通常、逆理論を使用して行われます。^[35]

検出方法は、雲が地表よりも明るく、冷たく見える傾向があるという事実に基づいています。このため、海や氷などの明るい（反射率の高い）表面の上にある雲を検出することは困難になります。 ^[35]

あるパラメータの値は、そのパラメータを測定する衛星の数が多いほど信頼性が高くなります。これは、誤差の範囲や無視される詳細が機器ごとに異なるためです。したがって、分析されたパラメータがさまざまな機器で同様の値を示す場合、真の値は対応するデータセットによって指定された範囲内にあるとみなされます。^[35]

全球エネルギー・水循環実験では、雲の特性の信頼性の高い定量化を確立するために、さまざまな衛星からのデータの品質を比較するために、次の量を使用しています。^[35]

• 雲量または雲量（ 0～1の値）
• 雲頂の雲温度は150 ～340Kの範囲
• 雲頂気圧1013 - 100 hPa
• 雲の高さは海抜0～20kmの範囲で測定される
• 雲の赤外線 放射率、値は0から1の間、地球全体の平均は約0.7
• 有効雲量、雲の赤外線放射率で重み付けされた雲量、全球平均は0.5
• 雲（可視）光学的厚さは4 ～ 10 の範囲で変化します。
• 雲粒子の液体および固体（氷）相の雲水経路
• 液体と氷の両方の雲有効粒子サイズは0〜200μmの範囲です。

もう一つの重要な特性は、様々な高度における様々な雲種の着氷特性であり、飛行の安全性に大きな影響を与える可能性があります。これらの特性を決定するために使用される方法論には、着氷条件の分析と取得のためのCloudSatデータの使用、雲の幾何学的および反射率データを使用した雲の位置、雲分類データを使用した雲の種類の識別、およびCloudSatトラック（GFS）に沿った垂直温度分布の検出が含まれます。^[36]

着氷状態を引き起こす可能性のある温度の範囲は、雲の種類と高度レベルに応じて定義されます。

低層の層積雲と層雲は、0 ～ -10 °C の温度範囲で着氷を引き起こす可能性があります。

中層の高積雲および高層雲の場合、範囲は 0 ～ -20 °C です。

垂直または多層積雲、積乱雲、および乱雲は、0 ～ -25 °C の範囲で着氷を引き起こします。

高層の巻雲、巻積雲、巻層雲は、主に-25℃以下の氷結晶で構成されているため、通常は着氷を引き起こしません。^[36]

等圏（対流圏、成層圏、中間圏を含む）全体に、雲の構造的完全性に影響を与える力がある。空気が飽和状態にある限り、物質の分子をまとめる自然の凝集力が雲の崩壊を防ぐように働くのではないかと推測されてきた。しかし、この推測には、雲の中の水滴は互いに接触していないため、分子間凝集力が働くための条件を満たしていないという論理的な欠陥がある。雲の溶解は、断熱冷却のプロセスが停止し、空気の上向きの揚力が下降に置き換わったときに発生する可能性がある。これにより、空気が少なくともある程度断熱的に温まり、雲の水滴または結晶が目に見えない水蒸気に戻る可能性がある。^[37]風のせん断や下降気流などのより強い力は雲に影響を与える可能性があるが、これらは主に、地球のほぼすべての天候が発生する対流圏に限定されている。^[38]典型的な積雲の重さは約500トン、つまり110万ポンドで、これは100頭の象の重さに相当します。^[39]

雲の物理を表現できるモデルスキームは主に2つあり、最も一般的なのは、平均値を使用して雲の特性（雨水含有量、氷含有量など）を記述するバルク微物理モデルです。特性は、1次（濃度）のみ、または2次（質量）も表すことができます。^[40] 2番目のオプションは、粒子のサイズごとにモーメント（質量または濃度）を異なるままにするビン微物理スキームを使用することです。^[41] バルク微物理モデルはビンモデルよりもはるかに高速ですが、精度は劣ります。^[42]

• ハリケーンの力学と雲の微物理学