雲の物理学

雲物理学は、大気中の雲の形成、成長、および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、および中間圏に存在し、これらを合わせて恒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、凝結核として知られる塵、煙、または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、ケーラーの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、雲滴の形成に不可欠です。半径が小さい場合、凝結の発生に必要な過飽和度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依存することを説明しています。濃度が高く、雲粒が小さい場合、必要な過飽和度は核がない場合よりも小さくなります。

暖かい雲では、大きな雲滴ほど高い終端速度で落下します。これは、一定の速度では、単位重量あたりの小さな雲滴の抗力は、大きな雲滴の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て結合し、さらに大きな雲滴になります。雲滴が十分に大きくなり、下降速度（周囲の空気に対して）が上昇速度（地面に対して）よりも大きくなると、その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です。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まだ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展開してきました。気象レーダーや衛星技術の進歩により、雲を大規模に正確に研究することも可能になりました。

雲物理学の歴史

現代の雲物理学は19世紀に始まり、いくつかの出版物で記述されました。[ 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提唱しました。1847年、アウグストゥス・ウォーラーは蜘蛛の巣を用いて顕微鏡で水滴を観察しました。[ 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。

雲の形成

空気を露点まで冷却する

1 分以内にクラウドが進化します。
デンマークの晩夏の暴風雨。ベースのほぼ黒色は、前景の主な雲がおそらく積乱雲であることを示しています。

断熱冷却

地球の表面から水が蒸発すると、その地域の空気は湿潤状態になります。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、一つの塊として上昇します。地表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、結果として、湿った空気の塊が次々と上昇し、雲を形成します。[ 6 ]

このプロセスは、低気圧性/前線性、対流性、または山岳性の3 種類の上昇要因のうちの 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、空気が冷却されて水蒸気が凝結して雲になります。[ 8 ]飽和した空気中の水蒸気は通常、塵や塩の粒子などの凝結核に引き寄せられますが、これらの凝結核は十分に小さく、通常の空気循環によって浮遊します。雲内の水滴の通常の半径は約 0.002 mm (0.00008 インチ) です。水滴は衝突して大きな水滴になる場合があり、雲内の上昇気流の速度が水滴の終端速度以上である限り、その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面（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、一般的に対流凝結面（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上できるほど小さい塩粒子などの凝結核に引き寄せられます。対流圏の氷点下付近で凝結が起こる場合、凝結核は水蒸気を非常に小さな水滴に変えるのに役立ちます。氷点よりわずかに高い高度で形成される雲は、主に過冷却し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、一般的に氷晶の形をとります。凝結面以上で十分な凝結粒子が存在しないと、上昇する空気は過飽和状態になり、雲の形成が阻害される傾向があります。[ 10 ]

前線と低気圧の上昇

前線や低気圧の上昇は、地表からの加熱をほとんど受けていない、あるいは全く受けていない安定した空気が前線や低気圧の中心付近で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、広い範囲に巻状雲や層状雲を発生させる傾向があります。暖かい気団が不安定な場合は、通常、積雲混雑雲または積乱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発生させます。[ 13 ]

対流上昇

もうひとつの要因は、地表レベルでの日中の太陽熱による著しい加熱、または絶対湿度が比較的高いことによって引き起こされる、浮力のある対流上昇運動です。[ 10 ] 太陽によって生成された入射短波放射は、地表に到達すると長波放射として再放射されます。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空気から上空の冷たい空気への急激な温度勾配が形成されて、気団の不安定性が高まります。これにより、気団は上昇して冷却し、上空の周囲の空気と温度が平衡に達します。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もたらすことがあります。一般的な対流上昇流により、にわか雨として降る前に、液滴は半径約 0.015 ミリメートル (0.0006 インチ) まで成長することがあります。[ 14 ]これらの液滴の等価直径は約 0.03 ミリメートル (0.001 インチ) です。

地表付近の空気が極度に高温かつ不安定になると、その上昇運動が爆発的に激しくなり、積乱雲が形成されて激しい天候を引き起こすことがあります。雲を構成する微細な水粒子が集まって雨滴となり、重力によって地上に引き寄せられます。通常、雨滴は凝結面より下で蒸発しますが、強い上昇気流が落下する雨滴を緩衝し、通常よりもずっと長く空中に留まることができます。激しい上昇気流の速度は時速180マイル（290 km/h）にも達することがあります。[ 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て、最終的に激しいにわか雨となって降り注ぐ時間が増えます。

氷点下をはるかに超える高さまで運ばれた雨滴は、まず過冷却状態になり、その後、小さな雹に凍ります。凍結した氷核は、上昇気流の一つを通過する際に0.5インチ（1.3cm）の大きさになり、その後、いくつかの上昇気流と下降気流を循環し、最終的に非常に重くなって大きな雹となって地面に落ちます。雹を半分に切ると、玉ねぎのような氷の層が現れ、過冷却した水の層を通過した時期が明確に分かります。直径最大7インチ（18cm）の雹も発見されています。[ 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可能性があります。しかし、前線や低気圧の周囲にも非常に高温の不安定な空気が存在する可能性があり、前線と対流による上昇気流の複合作用により、積雲状雲や積乱雲がより重く活発に密集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、不安定性の増大は雲の垂直方向の成長を促進し、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、雲頂を成層圏まで押し上げるほど強力になることがあります。[ 17 ]

地形性上昇

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循環（地形性揚力）です。[ 10 ]空気が概ね安定している場合、レンズ状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 ]

風の強い夕暮れは太陽の角度によって強まり、地形による上昇気流によって生じた竜巻を視覚的に模倣することがある。

非断熱冷却

上昇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 つあります。これらはすべて地表レベル近くで発生し、空気の上昇を必要としません。伝導冷却、放射冷却、蒸発冷却は、地表レベルでの凝結を引き起こし、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。たとえば、温暖な海上の空気がより冷たい陸地を横切るときなどです。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、空が晴れた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たときに発生し、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ます。[ 21 ]

空気に湿気を加える

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、風が水面や湿地の上空で収束し、上昇流域に流入することで起こります。[ 22 ]降水や上空から降り注ぐ雨雲も水分量を増加させます。[ 23 ]日中の暖気により、海、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面上を移動すると、湿度が高くなります。日中の暖気と同様に、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 ]

過飽和

一定体積中に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。水蒸気量が水面上で平衡状態にあるとき、蒸気圧は飽和状態と呼ばれ、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戻る凝縮分子の数は同数です。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。

飽和水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。この差が雲の形成の基盤となります。飽和した空気が冷えると、もはや同じ量の水蒸気を含むことができなくなります。条件が整えば、低い方の飽和点に達するまで、余分な水は空気から凝縮します。もう一つの可能​​性は、水が飽和点を超えていても蒸気の状態のままで、過飽和状態になることです。

大気中では、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ります。

雲の過飽和度を測定する機器は存在しない。[ 28 ]

過冷却

水滴は通常、0℃（32°F）をはるかに下回っても液体の水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℃（-36°F）まで存在することができ、その温度で自然凍結が起こります。

衝突合体

雲中の個々の液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一つに、衝突合体過程がある。空中に浮遊する液滴は、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することで、互いに相互作用する。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する。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において重要な部分を占めることはない。さらに、衝突合体の発生は、引き込み混合過程と密接に関連している。[ 29 ]

ベルジェロン法

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た。ベルジェロン過程は、水の飽和蒸気圧、つまり所定の体積が含むことが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ることを指摘している。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い。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るが、氷粒子と相互作用するときは同じ量の水蒸気が過飽和になる。 [ 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する。これらの氷粒子は、最終的により大きな氷結晶の核となる。このプロセスは、0 °C (32 °F) から -40 °C (-40 °F) の温度でのみ発生する。 −40 °C (−40 °F) 未満では、液体の水は自然に核形成して凍結します。水の表面張力により、液滴は通常の凝固点よりもかなり低い温度でも液体のままです。これが起こると、過冷却液体の水になります。ベルジェロン過程は、過冷却液体の水 (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と、液滴は形成されません。科学者が降水を促すために雲に人工の氷核をまき散らすプロセスは、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、過剰な人工氷核が追加され、過冷却液体の水の量に比べて核の数が多くなるようにバランスが変わります。過剰にまき散らさ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、ひょうの嵐の危険がある地域に対する予防策として行うことができます。

クラウド分類

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、かなり垂直に発達した薄いものから非常に厚いものまで、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上昇によって生じます。不安定な自由対流積雲は、主に局所的な堆積物として形成されます。対流が限られた層積雲は、積雲と層状雲の特徴が混在し、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複雑な構造をしており、巻雲の頂上や層積雲の付属雲が含まれることがよくあります。

これらの形態は高度範囲またはレベルによって10の属型に分類され、さらに種とより小さな型に分類されます。高層の雲は高度5～12キロメートルで形成されます。すべての巻状雲は高層に分類されるため、単一の雲属である巻雲を構成します。対流圏高層の層状雲と層積雲は、その名前に接頭辞cirro-が付加され、属名はcirrostratusとcirrocumulusとなります。中層（高度範囲2～7キロメートル）で見られる同様の雲は、接頭辞alto-が付加され、属名はaltostratusとaltocumulusとなります。[ 33 ]

低層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。垂直方向の発達がほとんどない小さな積雲（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、対流圏の少なくとも2つのレベルを占めることが多く、これらのうち最大または最も深いものは、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（混雑種）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発生す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。

雲の中には、対流圏の非常に高い高度から極高度まで、主に地球の極地の上空で発生するものがあります。 極成層圏雲は、高度18～30キロメートルの冬季には稀にしか見られませんが、夏季には高度76～85キロメートルの高緯度域で夜光雲が時折発生します。 [ 34 ] これらの極雲は、対流圏下層で見られる雲と一部同じ形態を示します。

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。

形態とレベル層状非対流巻状で、主に非対流性層積雲限定対流積雲状自由対流積乱雲状強対流
極限レベル PMC：夜光ベール夜光の波や渦夜光帯
非常に高いレベル 硝酸と水PSC巻状真珠層PSCレンズ状真珠層PSC
高レベル 巻層雲シーラス巻積雲
中級レベル 高層雲高積雲
低レベル ストラタス層積雲積雲または破片
多層または中程度の垂直 ニンボストラタス積雲平原
そびえ立つ垂直 積雲鬱血積乱雲

等圏型には、10の対流圏属と、対流圏より上層に位置するいくつかの主要な型が含まれます。積雲属には、垂直方向の大きさと構造を示す4つの種が含まれます。

特性の決定

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。

検出

雲の特性に関するデータセットは、 MODIS、POLDER、CALIPSO、ATSRなどの衛星によって収集されます。これらの機器は雲の輝度を測定し、そこから関連パラメータを抽出します。これは通常、逆理論を用いて行われます。[ 35 ]

この検出方法は、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。そのため、海や氷などの明るい（反射率の高い）表面の上にある雲の検出は困難になります。 [ 35 ]

パラメータ

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複数の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示される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、雲の特性を信頼性の高い方法で定量化するために、異なる衛星からのデータの品質を比較するために以下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150～340 Kの範囲
  • 雲頂気圧1013 - 100 hPa
  • 雲の高さは海面から測定され、0～20 kmの範囲です。
  • 雲の赤外線放射率（値は0～1で、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。

アイシング

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、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論には、CloudSatデータを用いた着氷条件の分析と検索、雲の幾何学的形状と反射率データを用いた雲の位置の特定、雲分類データを用いた雲の種類の識別、そしてCloudSatの航跡に沿った垂直温度分布（GFS）の検出などが含まれます。[ 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、および雨雲は、0 ～ -25 °C の範囲で着氷を引き起こします。
上層の巻雲、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 ]

凝集と解体

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存在します。空気が飽和状態にある限り、物質の分子をまとめてい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考えられてきました。しかし、この推測には、雲内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ります。雲の溶解は、断熱冷却のプロセスが停止し、空気の上昇が下降に置き換わったときに発生する可能性があります。これにより、少なくともある程度の空気の断熱加熱がもたらされ、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ります。[ 37 ]風のシアや下降気流などのより強い力は雲に影響を与えますが、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ます。[ 38 ]典型的な積雲の重さは約500トン、つまり100頭のゾウの重さに相当します。[ 39 ]

モデル

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 ]

参照

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