雲物理學

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雲物理學是研究大氣層中雲的形成、生長和冷凝的物理過程的分支學科。雲按照相態分類，包括由微小液滴組成的水雲（暖雲），微小冰晶組成的冰雲（冷雲）或冰晶與水滴混合的雲（混合相雲）。這些氣溶膠存在於對流層，平流層和中間層，它們共同構成均勻層的最大部分。根據Köhler理論，當空氣的過飽和度超過臨界值時，雲滴開始由雲凝結核冷凝形成。雲凝結核對於雲滴形成是必需的，因為開爾文方程描述了由於曲面引起的飽和蒸氣壓的變化。在小半徑處，冷凝發生所需的過飽和度是如此之大，以至於它不會自然發生。拉烏爾定律描述了蒸汽壓力如何依賴於溶液中溶質的量。在高濃度下，當雲滴小時，所需的過飽和度小於沒有雲凝結核時的過飽和度。

暖雲形成的過程是一種凝結過程。在暖雲中，較大的雲滴以較高的終點速度下降。因為在給定速度的條件下，在較小液滴上每單位重量液滴受到的凝滯力大於大液滴所受到的凝滯力，即，小液滴加速度小於大液滴加速度。因此，大液滴可以與小液滴碰撞並結合形成更大的液滴，稱為碰並過程。當液滴變得足夠大以致其向下的速度（相對於周圍的空氣）大於周圍空氣的上升速度（相對於地球）時，液滴可以通過降水落到地面上。在伯格郎過程（英語：韦格纳–伯杰龙–芬德森过程）佔主導地位的混合相雲中，碰撞和凝結並不重要。形成冷雲的主要過程是凍結過程。凍結過程又叫核化過程（nucleation），分為均質核化和異質核化。當過冷液體滴與固體顆粒物碰撞或者接觸固體表面時，過飽和液滴就會逐漸凍結，形成冰晶顆粒。

目前，人們對雲的形成和發展的確切機制尚未完全了解，但科學家們可以通過研究單個液滴的微物理學過程來推演大氣中雲形成與發展的理論。天氣雷達和衛星技術的進步也使科學家們得以對雲進行大量更為細緻的研究。

歷史[編輯]

現代雲物理學始於19世紀，並在幾篇出版物中給出了描述。[1][2][3]奧托·馮·格里克提出雲層是由水泡構成的。1847年，奧古斯塔·沃勒（英語：Augustus Volney Waller）（Augustus Waller）用蜘蛛網在顯微鏡下觀察液滴。[4]

這些觀察結果由威廉·戴恩斯（英語：William Henry Dines）（William Henry Dines）於1880年和理查德·阿斯曼（Richard Assmann）於1884年分別證實。

雲粒子的形成過程[編輯]

將空氣冷卻至成液滴[編輯]

一分鐘內看懂雲的演化過程
丹麥的夏季暴雨。幾乎黑色的底部表示主雲可能是積雨雲。

絕熱冷卻：潮濕空氣團抬升[編輯]

參見：絕熱過程

當水從地球表面的區域蒸發時，該區域上的空氣變得潮濕。潮濕的空氣比周圍的乾燥空氣輕，造成不穩定的情況。當有足夠的潮濕空氣積聚時，所有潮濕的空氣都會以團狀的形式上升，而不會與周圍的空氣混合。隨着沿着表面形成更多的潮濕空氣，該過程重複，導致一系列離散的潮濕空氣團，並形成雲層。[5]

當三種可能的抬升劑中的一種或多種——氣旋、鋒、對流或地形引起含有不可見水蒸汽的空氣升高並冷卻到其凝結點，即空氣飽和的溫度時，就會發生形成液滴這一過程。這個過程背後的主要機制是絕熱冷卻。[6]大氣壓會隨海拔升高而降低，所以上升的空氣在消耗能量並導致空氣冷卻的過程中膨脹，這使得水蒸氣凝結成雲。[7]飽和空氣中的水蒸氣通常被吸引到雲凝結核，例如粉塵和鹽顆粒，其足夠小以通過空氣的正常循環而被保持在一定的高度上。雲中的水滴的正常半徑約為0.002毫米（0.00008英寸）。只要雲中的上升空氣的速度等於或大於液滴的最終速度，液滴就可能會碰撞形成較大的液滴，液滴就可以保持一定的高度。[8]

對於非對流雲，冷凝開始發生的高度稱為抬升凝結高度（英語：Lifted condensation level）（LCL），其大致決定了雲底的高度。自由對流雲通常在對流凝結高度（英語：Convective condensation level）（CCL）的高度形成。飽和空氣中的水蒸汽通常被吸引到冷凝核，例如通過空氣的正常循環而維持足夠高的高度的鹽顆粒。如果冷凝過程發生在對流層內的冰點以下，則有助於將蒸氣轉化為非常小的水滴。形成在冰點以上的雲層主要由過冷液滴組成，而在較高海拔處凝結的空氣通常呈冰晶的形式。在冷凝水平以上的情況下不存在足夠的冷凝顆粒，導致抬升的空氣變得過飽和，並且傾向於抑制雲的形成。[9]

鋒面或氣旋式抬升[編輯]
參見：熱帶氣旋、暖鋒、冷鋒和降水

鋒面或氣旋式上升在其最純淨的情況下發生，當穩定（英語：Atmospheric instability）的空氣已經受到很少或沒有表面加熱時，在鋒面或低壓中心被迫抬升。[10]與熱帶氣旋有關的暖鋒往往會在廣闊的地區產生卷狀雲和層狀雲，除非附近的暖氣是不穩定的，在這種情況下，積雲或積雨雲將通常埋在主凝結雲層中。[11]冷鋒通常移動得更快，並產生更窄的雲層，這些雲層主要是層狀的，積狀的或者是累積型的，這取決於剛好在冷鋒前面的暖空氣塊的穩定性。[12]

對流抬升[編輯]
參見：大氣環流

另一種雲形成方式是由表面水平或相對較高的絕對濕度下的大量日間太陽能加熱引起的浮力對流向上運動。[9]太陽輻射的短波輻射在到達地球表面時被反射就成為長波輻射。該過程使靠近地面的空氣加熱，並通過從表面層的暖或熱到高處的較冷的溫度梯度來增加空氣質素的不穩定性。這使它升高和冷卻，直到與周圍空氣高空熱傳遞平衡為止（溫度基本相同）。中等不穩定性允許形成中等尺寸的累積雲，如果空氣質素足夠濕，則可產生小陣雨。典型的對流上流可能允許液滴在凝結成雲滴之前生長到約0.015毫米（0.0006英寸）的半徑。[13]這些液滴的當量直徑約為0.03毫米（0.001英寸）。

如果表面附近的空氣變得非常溫暖和不穩定，其向上運動可能變得相當強勁，極有可能形成導致極端天氣的積雲狀雲層。由於組成雲團的微小水粒子一起形成雨滴，它們因受到重力而落下來。液滴通常會在冷凝水平以下蒸發，但強勁的上升氣流（即風）緩衝下落的液滴，並且可以將它們保持在比它們以前更長的時間。暴力的上升氣流可以達到高達180英里每小時的速度（290表面附近的空氣變得非常溫暖和不穩定，其向上運動可能變得相當爆炸，導致高聳的累積雲層，可能導致惡劣天氣。由於組成雲組的微小水粒子一起形成雨滴，它們被重力拉下來。液滴通常會在冷凝水平以下蒸發，但強勁的上升氣流緩衝下落的液滴，並且可以將它們懸浮得比它們以前更長時間。強勁的上升氣流可以達到的速度最大可達290千米每小時（180英里每小時）.[14]雨滴懸浮得越久，它們就有更長的時間聚集為更大的液滴，最終會以暴雨的形式墜落。

承載在冰點以上的雨滴首先變冷，然後凍結成小冰雹。一個冷凍冰核可以通過其中一個上升氣流來攢到1.3厘米（0.5英寸）的尺寸，並可以在幾個上升氣流和下降氣流之間循環，最後變得十分沉重，接着以冰雹的形式落在地面上。切成一半的冰雹呈現出洋蔥般的冰層，當它穿過一層超冷水之後，就能夠顯示出不同的時刻形成的冰層。目前發現冰雹直徑可達18厘米（7英寸）。[15]

對流抬升還可能發生在遠離任何一個鋒的不穩定的空氣中。然而，非常溫暖的不穩定空氣也可能存在於鋒和低壓中心周圍，由於鋒和對流提升劑的組合，通常會產生更重和更活躍集中的累積雲和積狀雲。與無鋒對流上升一樣，增加的不穩定性會促進垂直雲的向上生長，並增加出現惡劣天氣的幾率。在比較罕見的情況下，對流升力可以強大到影響到對流層的頂部，並將雲頂推入平流層。[16]

地形隆起[編輯]
主條目：地形隆起

抬升的第三個來源是風力循環，迫使空氣在碰到物理障礙物（例如山脈）後抬升。[9]如果空氣比較穩定，就不會形成透鏡蓋雲。然而，如果空氣變得足夠潮濕和不穩定，可能會出現陣雨或雷暴雨。[17]

有風的晚上薄霧被特定角度的太陽光增強，可以在視覺上形成由地形抬升引起的龍捲風的錯覺。

非絕熱冷卻[編輯]

除了需要抬升劑的絕熱冷卻之外，還有三種主要的機制可以將空氣的溫度降低到凝結點，這些機制都會在空氣表面附近發生，並且不需要任何空氣的抬升。導熱，輻射和蒸發冷卻可導致表面冷凝，導致霧的形成。導電冷卻發生在來自相對溫和的源區域的空氣與更冷的空氣表面接觸時，比如溫和的海洋空氣向較冷的陸地區域移動。輻射冷卻的發生則通過空氣或下表面的紅外輻射的發射。[18]這種冷卻方式在天空清澈的夜晚很常見。當通過蒸發將濕氣加入到空氣中時，會發生蒸發冷卻，這迫使空氣溫度冷卻至其濕球溫度，有時或可達到飽和點。[19]

向空氣中添加水分[編輯]

向空氣中添加水分的主要方式有五種。蒸汽含量的增加可能是由於水分或潮濕的地面風會聚到向上運動的區域。[20]從上方落下的降水或幡狀雲也能提高水分含量。[21]白天太陽的加熱導致水從海洋、水體或濕地的表面蒸發。[22]植物的蒸騰作用是另一個典型的水蒸氣來源。[23]最後，涼爽或乾燥的空氣在溫暖的水面上移動也會變得更加潮濕。與白天加熱一樣，向空氣中添加水分會增加其熱量和不穩定性，並有助於進行導致雲或霧形成的過程。[24]

過飽和[編輯]

在一定體積時，隨着溫度的升高，水分可以以蒸氣的形式增加。當水蒸汽的量在水平面上平衡時，蒸氣壓的水平即為飽和，此時相對濕度為100％。在這種平衡狀態下，從水中蒸發出一定數量的水分子，會從水蒸氣中凝結回相同數量的水分子入水中。如果相對濕度大於100％，則稱為過飽和。只有在不存在雲凝結核的情況下會發生過飽和。

飽和蒸氣壓與溫度成比例，冷空氣的飽和蒸氣壓低於暖空氣，這便是形成雲的基礎。當飽和空氣冷卻時，它所能容納的水蒸汽體積會有所下降。正常情況下，多餘的水蒸汽將從空氣中冷凝成液態水直到達到較低的飽和點。但是根據科勒定律，即使蒸汽超過飽和點，純淨的水蒸氣也很難直接自發凝結為液滴，往往仍保持蒸汽狀態，這就導致了過飽和現象的出現。

由於雲凝結核的普遍存在，所以在大氣中很少出現超過1-2％的過飽和度。[25]乾淨的空氣中可能有更高的過飽和度，更高的過飽和度是雲室的基礎。

但沒有任何儀器可以直接測量雲中的過飽和度。[26]

過冷水與核化（成核）過程[編輯]

水滴有時在遠低於0°C（32°F）時也不會凍結，這種情況下它就被稱為過冷水。可能存在於大氣液滴中的冰核會根據核的幾何形狀和組成，在0°C（32°F）至-38°C（-36°F）之間的特定溫度下形成冰晶。如果沒有冰核，過冷液滴（以及非常純的液態水）可以存在至約-38°C（-36°F），此時將會自發凍結。

雲冰顆粒的形成過程一般稱為核化（成核）過程（nucleation），分為同質核化（homogenous nucleation）和異質核化（heterogeneous nucleation）。

同質核化指過冷水自發凍結的過程。這個過程在極低的氣溫下才可以發生，除了水不涉及任何其他物質，因此稱「同質」。

異質核化指過冷水經過與其他物質接觸，表面張力不再維持而凍結的過程。絕大部分冰晶顆粒都是通過異質核化形成。異質核化的具體方式多種多樣，液滴接觸凍結核（ice nucleation particle，INP）而凍結的方式最為常見，此外還有沉降核化、粘連過程、浸潤過程、凝華過程等。[27][28]

碰並過程[編輯]

主條目：聚結

解釋雲中單個液滴的行為導致降水形成的一個理論是碰並過程。懸浮在空氣中的水滴將彼此相互作用，通過相互碰撞和反彈，或通過組合形成較大的液滴。最終，水滴變得足夠大，使得它們通過降水落到地球上。碰並過程並不是雲層形成的重要部分，因為水滴具有較高的表面張力。此外，碰並的發生與夾帶混合過程密切相關。[29]

伯吉朗過程[編輯]

主條目：魏格納-伯吉朗-芬德森過程

托爾·伯吉朗（英語：Tor Bergeron）發現了形成冰雲的主要機制。 伯吉朗指出，水的飽和蒸氣壓（一定體積內可以含有多少水蒸氣）取決於蒸氣與水滴還是冰顆粒相互作用。具體地說，冰的飽和蒸氣壓低於水的飽和蒸氣壓。當與水滴相互作用時，與水滴相互作用的水蒸氣可能在相對濕度為100%下飽和，但是當與冰顆粒相互作用時，相同量的水蒸氣將變成過飽和。[30]水蒸氣將試圖恢復平衡，因此額外的水蒸氣會凝結成冰顆粒的表面。這些冰顆粒最終將作為較大冰晶的核。該過程只發生在0°C（32°F）和-40°C（-40°F）之間的溫度下。低於-40°C（-40°F），液態水會自發成核並凍結。水的表面張力允許液滴在遠低於其正常凝固點的溫度保持液體狀態。當這種情況發生時，水則稱作過冷液態水。貝格龍過程依賴於與冰核相互作用的過冷液態水形成較大的顆粒。如果冰核的量比過冷液態水的量少太多，則不能形成液滴。科學家用人造冰核來鼓勵降水的過程稱為人工降雨。這可以有助於造成雲層降水，否則可能就不會下雨。人工降雨增加了過量的人造冰核，其平衡移動，使得冰核的數目增多。過量的雲將形成許多粒子，但每個都將非常小。這可以作為面臨冰雹風險時的預防措施。

雲的類型[編輯]

主條目：雲

最接近地球的大氣層對流層中的雲根據發現的高度及其形狀或外觀進行分類。[31]基於物理結構和形成過程有五種類型。卷狀雲高，薄而脆弱，並且在有組織的天氣干擾的前沿被最廣泛地觀察到。層狀雲是非對流的，並且呈現廣泛的片狀層，從薄到非常厚，具有相當大的垂直發展。它們主要是大規模抬升穩定空氣的產物。不穩定的自由對流積狀雲主要形成於局部堆積。有限對流的平流層狀雲是以卷或波紋形式出現的累積和層狀特徵的混合物。高度對流的積雲型雲層具有複雜的結構，通常包括圓頂和層狀配套雲。[32]

這些形式可以按照海拔或級別劃分為十個雲屬類型，並可以分為種屬和次要屬。高層雲層高5至12公里。所有的捲積雲都被歸類為高級雲，因此構成捲雲一個雲屬。對流層高層的層狀和層狀雲在其英文名稱有前綴cirro-，構成卷層雲和捲積雲屬。類似的，在中等級別（海拔為2到7公里）中發現的雲帶名稱有前綴alto-，構成高層雲和高積雲兩個雲屬。[33]

低級雲層沒有與高度相關的前綴，因此海拔大約2公里或更矮的層狀和層狀雲被簡稱為層雲和層積雲。幾乎沒有垂直發育小積雲也普遍被分為低水平。[33]

累積和積雨堆積和深層層往往佔據至少兩個對流層，其中最大或最深的可以佔據全部三個層。它們可能被分類為低級或中級，但也通常被分類或描述為多級或垂直。雨層雲是層狀雲，具有足夠的垂直高度以產生顯著的降水。高聳的積雲和積雨雲可以從距離地表大約三公里附近到中等高度形成。在垂直發展的雲層中，積雨雲型是最高的，幾乎可以跨越整個對流層，從地面幾百米到對流層頂。[33]製造雷暴的是雲。

一些捲積雲可以形成在對流層以上的極高水平，大部分位於地球極地之上。極地平流層雲可以被看到，但很少在冬季十八至三十公里的高度出現，而在夏季，高緯度地區會在76至85公里的高度範圍內偶爾形成夜光雲。[34]

通過形式和級別交叉分類確定均勻層雲的類型。
形式和級別 層狀雲 卷狀雲 層積雲 積雲 爆米花狀積雲
極限水平 夜光雲Noctilucent（極地中氣層）
非常高的水平 極地平流層雲Polar stratospheric
高水平 卷層雲Cirrostratus 捲雲Cirrus 捲積雲Cirrocumulus
中水平 高層雲Altostratus 高積雲Altocumulus
低水平 層雲Stratus 層積雲Stratocumulus 淡積雲Cumulus humilis
多級/垂直 雨層雲Nimbostratus 中積雲Cumulus mediocris
垂直 濃積雲Cumulus congestus 積雨雲Cumulonimbus

大氣層類型包括10個對流層屬和兩個對流層以上的主要類型。積雲包括三種表示垂直尺寸的種屬。

雲參數的測量[編輯]

許多地面雷達和地球觀測衛星都配備有收集如雲量、高度、紅外發射率、可見光深度、雲冰含量、雲水含量、雲粒子有效粒徑以及雲頂溫度和壓力等數據的設備。

檢測[編輯]

使用衛星攜帶的遙感設備（如MODIS，CALIOP，POLDER（英語：POLDER），CALIPSO（英語：CALIPSO）或ATSR（英語：European Remote-Sensing Satellite））收集雲屬性的數據。這些儀器可以直接測量雲的輻射，根據不同波段的輻射數據作進一步處理得到相關參數。這種處理方法被稱為「遙感反演」。[35]

衛星遙感對雲參數的檢測方法是基於這樣一個事實：雲層比地表顯得更亮更冷。因此，在諸如海洋或冰面的明亮（高反照率）表面上觀測雲的難度會增加。[35]

參數[編輯]

某些參數的值越可靠，衛星測量的參數就越多，這是因為誤差和被忽略的細節範圍因儀器而異。因此，如果分析的參數對於不同的儀器具有相似的值，則可接受的真實值在相應數據集給出的範圍內。[35]

曙光女神計劃使用以下數量來比較來自不同衛星數據的誤差，以便建立對雲屬性的可靠量化：[35]

  • 雲量的值介於0和1之間
  • 雲頂溫度在150〜340K之間
  • 雲層壓力在1013〜100hPa之間
  • 雲海拔高度在0至20公里之間
  • 雲紅外發射率的值介於0和1之間，全球平均值約為0.7
  • 由雲紅外輻射率加權有效雲量，全球平均值為0.5
  • 雲（可見）光學深度在4和10的範圍內
  • 用於雲粒子的液體和固體（冰）相的雲水路徑
  • 液體和冰的雲有效粒度範圍為0至200μm

結冰[編輯]

另一個重要的屬性是各種高度的各種雲種類的結冰特徵，這對飛行的安全性有很大的影響。用於確定這些特徵數據的方法包括：利用CloudSat衛星（英語：CloudSat）數據進行數據分析和數據檢索來確定結冰條件；利用雲幾何和反射率數據確定雲的位置；利用雲分類數據來識別雲類型；還有沿着CloudSat衛星軌跡測量雲垂直溫度分佈（全球天氣預報系統GFS）。[36]

引起結冰條件的溫度範圍可以根據云的類型和高度等級來定義：

  • 對於低水平的積雲和層雲，引起結冰的範圍為-10至0°C。
  • 對於中水平的高積雲和高層雲，在-20至0°C能結冰。
  • 而對於垂直或多級的積雲，積雨雲和雨層雲，可在-25至0°C的範圍內結冰。
  • 而高水平的捲雲，捲積雲和卷層雲因為主要由冰晶組成，比-25°C更冷，過冷液滴較少，所以通常不會結冰。[36]

凝聚和溶解[編輯]

在整個均勻層（包括對流層，平流層和中間層）中都有壓力，因此可以影響雲的結構完整性。然而，只要空氣保持飽和，將物質分子保持在一起的內聚力的自然力（實質為引力）可以防止雲結構完整性遭到破壞。[37][38]當絕熱冷卻過程停止並且空氣的向上升力被沉降代替時，可能會發生雲的溶解。這至少導致空氣一定程度的絕熱變暖，並可能導致雲滴或冰晶轉化為不可見的水蒸氣。[39]諸如風切變和下降氣流的強大力量可能會影響雲，但這些力量主要局限於幾乎所有地球天氣發生的對流層。[40]典型的積雲重約500公噸，約為100隻大象的重量。[41]

另見[編輯]

參考資料[編輯]

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組成部分
能量 · 運動
波 · 場
按專業
生命科學中的物理學
交叉學科
有關
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