雲物理学

空気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、水面または湿った地面上の風が上昇気流の領域に収束することによって生じます。^{[ 22 ]}上空から降る降水または降雨も水分量を増加させます。^{[ 23 ]}日中の加熱により、海洋、水域、または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、暖かい水面上を移動する冷たく乾燥した空気はより湿潤になります。日中の加熱と同様に、空気に水分が加わると、その熱量と不安定性が増加し、雲や霧の形成につながるプロセスが始動します。^{[ 26 ]}

一定体積中に水蒸気として存在できる水の量は、温度の上昇とともに増加します。水面上の水蒸気量が平衡状態にあるとき、その水蒸気圧は飽和状態と呼ばれ、相対湿度は100%になります。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が等しくなります。相対湿度が100%を超えると、過飽和状態と呼ばれます。過飽和状態は、凝縮核が存在しない場合に発生します。

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。この値の差が雲の形成の基礎となります。飽和した空気が冷えると、同じ量の水蒸気を保持できなくなります。条件が整えば、飽和点が低くなるまで、余分な水が空気から凝結します。また、飽和点を超えても水が蒸気のまま残る場合もあり、その場合は過飽和状態となります。

大気中では、水に対して1～2％を超える過飽和状態は、通常雲凝結核が存在するため、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 ]}

水滴は通常、0 ℃（32 °F）をはるかに下回る温度でも液体のままで凍結しません。大気中の水滴中に存在する可能性のある氷核は、その形状と組成に応じて、 0 ℃（32 °F）から-38 ℃（-36 °F）の間の特定の温度で氷の形成に活性化します。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 ℃（-36 °F）まで存在できますが、その温度で自然凍結が起こります。        

雲の中の個々の液滴の挙動が降水の形成につながる仕組みを説明する理論の一つに、衝突合体過程があります。空気中に浮遊する液滴は、互いに衝突して跳ね返ったり、合体してより大きな液滴を形成したりして相互作用します。最終的に、液滴は十分に大きくなり、降水として地上に落下します。水滴は比較的高い表面張力を持つため、衝突合体過程は雲の形成の大部分を占めるものではありません。さらに、衝突合体の発生は、巻き込み混合過程と密接に関連しています。^{[ 29 ]}

雲や大気中の氷晶は、過冷却液体または氷過飽和蒸気から、均一または不均一な氷核生成によって生成される。^{[ 30 ] [ 31 ] [ 32 ]}これは、既に存在する氷晶からの氷生成（二次氷生成として知られる）とは対照的に、一次氷生成（PIP）と呼ばれる。^{[ 33 ]}

二次氷生成（SIP）は、雲中の既存の氷粒子との相互作用によって新しい氷結晶を生成します。^{[ 53 ] [ 54 ]} SIPは氷粒子の数濃度を高めることができ、多くの場合、PIPから予想される氷粒子の数濃度よりも何桁も高くなります（例：^{[ 55 ] [ 56 ]}）。SIPによる氷粒子濃度の増加は、氷粒子の特性、降水、雲の寿命、放射特性に影響を与えます。

SIPメカニズムは、着氷の破砕（例えば、ハレット・モソップ過程^{[ 57 ]}）、衝突による破砕^{[ 58 ] [ 59 ]} 、凍結液滴の破砕[ ^{60 ] 、氷の昇華中の破砕[ 61 ]}など、さまざまな熱力学的および微物理的条件下で作用します。 1940年代に遡る研究にもかかわらず、気候モデルや大気モデルでSIP^を表現することには課題が残っており、雲の特性に対するその影響についても大きな不確実性が残っています^{[ 53 ] 。}

氷雲粒子の成長の主なメカニズムは、トール・ベルジュロンによって発見されました。ベルジュロンのプロセスでは、水の飽和蒸気圧、つまり一定体積にどれだけの水蒸気が含まれるかは、水蒸気が何と相互作用しているかによって決まるとされています。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、相対湿度100%で飽和状態になる可能性がありますが、同じ量の水蒸気が氷粒子と相互作用すると過飽和状態になります。^{[ 62 ]}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に氷として凝縮します。これらの氷粒子は、より大きな氷結晶の核となります。このプロセスは、 0 °C (32 °F)から-40 °C (-40 °F)の間の温度でのみ発生します。−40 °C (−40 °F)を下回ると、液体の水は自発的に核生成し、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状態を保つことができます。このとき、それは過冷却液体水となります。ベルジュロン過程は、過冷却液体水 (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。これは、北極など非常に冷たい空気中で形成される雲が、氷核生成に特に敏感であることを意味します。しかし、北極では氷核生成粒子 (INP) の濃度が比較的低く、鉱物ダストなどの INP は低緯度から長距離を輸送されてきた可能性が高いことが研究で示唆されています。^{[ 63 ]}      

研究用航空機は、雲の力学の文脈で、上記の雲の微物理過程を研究するためによく使用されます。^{[ 68 ]}  さまざまな雲プローブが、翼のポッドや航空機の胴体の他の場所に頻繁に展開されます。^{[ 69 ]}これらは、雲粒のサイズ分布、雲の液状水含有量、雨滴のサイズと濃度、霰を含む氷粒子の形状、サイズ、濃度を決定するために使用されます。一部の機器は、粒子の液体相と固体相を区別することができます。プロジェクトの目標に応じて、粒子の発達を理解するためにさまざまな飛行パターンが使用されます。ほぼ均質な雲のフィールドがある場合には、統計的飛行がよく使用されます。衛星データを評価したり、浅い雲を通して複数の垂直プロファイルを収集したりする飛行では、のこぎり歯状の飛行パターンがよく使用されます。多くのプロジェクトには、複数の航空機や、地上機器、ドローン、レーダー、衛星機器などの他の施設が含まれます。^{[ 70 ]}

地上からのリモートセンシングは、地上から大気を観測する機器を使用することで、雲の特性を理解する上で重要な役割を果たしています。雲レーダーとライダーは、雲の構造を高解像度で観測し、ミリ波雲レーダーは雲粒子の分布を検出し、ライダーは高感度で薄い雲やエアロゾルを検出します。例えば、ヨーロッパ全域のACTRIS（エアロゾル、雲、微量ガス研究インフラストラクチャ）サイトでは、ドップラー雲レーダー、ライダー、マイクロ波放射計、その他の機器を相乗的に組み合わせて、標準化されたCloudnet処理と品質管理されたデータ製品によってサポートされた、雲量と水と氷の雲の特性の連続的な鉛直プロファイルを作成しています。^{[ 71 ]}さらに、気象監視レーダーは、雲内の水粒子の位置、強度、動きを決定するために、より長い波長（センチメートルスケール）のマイクロ波パルスを送信し、雲が降水し始めると減衰する可能性のある短い波長から得られる情報を補完します。^{[ 72 ]}

衛星は、雲の特性や、雲量、高度、赤外線放射率、可視光学的厚さ、着氷、液体と氷の両方の有効粒子サイズ、雲頂温度と圧力などのその他の情報に関するデータ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。機器は雲の放射輝度を測定し、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。^{[ 73 ]}検出方法は、雲が地表面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、海洋や氷などの明るい（反射率の高い）表面の上にある雲を検出することが困難になります。 ^{[ 73 ]}

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、分析対象のパラメータが異なる機器で類似した値を示す場合、真の値は対応するデータセットによって示される範囲内にあるとみなされます。^{[ 73 ]}

地球エネルギー・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、異なる衛星からのデータ品質を比較するために、次の量を使用します。^{[ 73 ]}

• 雲量または雲被覆率（0～1の値）
• 雲頂温度は150～340Kの範囲である。
• 雲頂気圧1013 - 100 hPa
• 海抜から測定した雲の高さは0～20kmの範囲である 。
• 雲の赤外線放射率は、0から1の間の値を取り、世界平均は約0.7である。
• 有効雲量とは、雲の赤外線放射率で重み付けされた雲量であり、世界平均は0.5である。
• 雲（可視）の光学的厚さは4から10の範囲で変化する。
• 雲粒子の液体相と固体（氷）相の雲水経路
• 液体と氷の両方における雲の有効粒子径は、0～200μmの範囲である。

もう1つの重要な特性は、さまざまな高度におけるさまざまな雲種の着氷特性であり、これは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には、CloudSatデータを使用して着氷条件を分析および取得すること、雲の幾何学的データと反射率データを使用して雲の位置を特定すること、雲の分類データを使用して雲の種類を識別すること、およびCloudSatトラック（GFS）に沿った垂直温度分布を見つけることが含まれます。^{[ 74 ]}

着氷が発生する可能性のある温度範囲は、雲の種類と高度によって定義されます。

低層の層積雲や層雲は、0℃から-10  ℃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、温度範囲は0℃から-20  ℃です。

垂直または多層の積雲、積乱雲、乱層雲は、0℃から-25  ℃の範囲で着氷を引き起こす。

高層の巻雲、巻積雲、巻層雲は、主に-25  ℃以下の氷の結晶で構成されているため、一般的に着氷を引き起こしません。^{[ 74 ]}