云物理学

歷史

現代雲物理學始於19世紀，並在幾篇出版物中給出了描述。奧托·馮·居里克（Otto von Guericke）提出雲層是由水泡構成的。1847年，奧古斯塔·沃勒（Augustus Waller）用蜘蛛網在顯微鏡下觀察液滴。 
這些觀察結果由威廉·戴恩斯（William Henry Dines）於1880年和理察·阿斯曼（Richard Assmann）於1884年分別證實。

絕熱冷卻：潮濕空氣團抬升

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。隨著沿著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。
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。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。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。
對於非對流雲，冷凝開始發生的高度稱為抬升凝結高度（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（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。

鋒面或氣旋式抬升

鋒面或氣旋式上升在其最純淨的情況下發生，當穩定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。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。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。

對流抬升

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。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品質的不穩定性。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，如果空氣品質足夠濕，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。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）.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，接著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）。
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機率。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。

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。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。

非絕熱冷卻

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。導電，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。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。

向空氣中添加水分

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。從上方落下的降水或幡狀雲也能提高水分含量。白天太陽的加熱導致水從海洋、水體或濕地的表面蒸發。植物的蒸騰作用是另一個典型的水蒸氣來源。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。

過度飽和

在一定體積時，隨著溫度的升高，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。
由於飽和蒸氣壓與溫度成比例，因此冷空氣的飽和點低於暖空氣。這些值（飽和點）的不同是形成雲的基礎。當飽和空氣冷卻時，它不再含有相同量的水蒸汽。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。不過也有可能即使蒸汽超過飽和點，水仍保持蒸汽狀態，則會導致過飽和。
由於雲凝結核通常存在，所以在大氣中很少見相對於水超過1-2％的過飽和度。乾淨的空氣中可能有更高程度的過飽和度，更高程度的過飽和度是雲室的基礎。
但沒有任何儀器可以測量雲中的過飽和度。

過度冷卻

水滴通常為液態水，甚至在遠低於0°C（32°F）時也不會凍結。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。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。

碰撞聚結

解釋雲中單個液滴的行為導致降水形成的一個理論是碰撞聚結過程。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。碰撞聚結過程並不構成雲層形成的重要部分，因為水滴具有較高的表面張力。此外，碰撞聚結的發生與夾帶混合過程密切相關。

伯格郎過程

托爾·伯格郎發現了形成冰雲的主要機制。 伯格郎過程指出，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。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。

屬性數據的測量

衛星用於收集雲屬性和雲量，高度，紅外發射率，可見光深度，結冰，液體和冰的有效粒徑以及雲頂溫度和壓力等數據。

檢測

使用衛星（如MODIS，POLDER，CALIPSO或ATSR）收集雲屬性的數據。儀器測量雲的輻射，從中可以檢索相關參數。這通常通過使用逆問題來完成。
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（高反射）表面上檢測雲層的難度會增加。

結冰

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；還有沿著CloudSat衛星軌跡測量雲垂直溫度分布（全球天氣預報系統GFS）。
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，

凝聚力和溶解度

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的破壞。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，並可能導致雲滴或水晶體轉化為不可見的水蒸氣。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。典型的積雲重約500公噸，即110萬磅，約為100隻大象。