降水過程
雲粒は半径1 - 10 μmくらい、雨粒は半径1 mmくらいだが、半径10 μmから半径1 mmへと半径が100倍になると体積は100万倍であり、この程度成長していることになる。
十分な大きさに成長した水滴(雨粒)は落下して地表へ向かうが、分裂も生じる。水滴は半径2.5 - 3 mm(ただしこの大きさの落下する水滴は空気抵抗を受けて歪んでおり、球体に換算した相当半径を指す)を越えたあたりで分裂しやすくなる。最も大きな水滴で直径8 mm程度とされている。
分裂の形には、小さな水滴が大きな水滴の側面を掠め弾けていくもの、小さな水滴の衝突の衝撃で大きな水滴が分裂するもの、大きな水滴がディスク状に広がり弾けるものなどのパターンがある。
また、雲底を通過して地上へ至る間、やや空気は乾燥しているため雨粒は蒸発して少し小さくなる。乾燥が強い場合は蒸発しきってしまい、地上に達しない(尾流雲)。
暖かい雨は熱帯の海上の活発な対流による積雲によくみられ、雲の発生から雨までの時間が短いが、水蒸気の量が多く、強い上昇気流によって凝結が進むため雲水量(雲中の水滴質量の合計)が多いことが背景にある。暖かい雨の理論を発表したウッドコックは海塩粒子を凝結核として水滴が発生すると考え、実際海洋では粒径の大きい海塩粒子が多い。しかし、必ずしも海塩のような巨大粒子が必要ではなく、20 μm程度の一様に小さな雲粒同士の衝突で大きな雲粒が生じうるという研究もある。
気温0 °C以下になると、微小な水滴は凍結して氷の粒に変化しうる。また気温0 °C以下かつ水蒸気が過飽和になると、水蒸気が昇華し微小な氷の結晶(氷晶)を形成しうる。しかし実際には、0 °Cから-4 °Cの雲はほとんどが液体の過冷却水滴で、氷晶核の作用が重要な役割をもっている。
氷晶核も凝結核と同様エアロゾルで、成分により作用する相変化が異なる。
昇華核 - 水蒸気の昇華により直接結晶を形成する粒子。主に-30 °C以下ではたらく。
凍結核 - 高い温度で水滴に取り込まれ、低温下で過冷却水滴を凍結させる(内部凍結)作用をもつ非吸湿性の粒子。主に-30 °C以上ではたらく。
凝結凍結核 - 水溶性の部分が凝結核として働き、低温下では不溶性の部分が過冷却水滴を凍結させる作用をもつ粒子。主に-30 °C以上ではたらく。
接触凍結核 - 過冷却水滴に衝突して凍結させる作用をもつ非吸湿性の粒子。主に-20 °C以上ではたらく。
よく知られている氷晶核では、土壌由来の粘土鉱物カオリナイトが-9 °C以下、黄砂が-12から-15 °C以下、火山灰が-13 °C以下ではたらく。氷晶核は主に土壌由来の鉱物粒子で、有機エアロゾル、特にバイオエアロゾル(バクテリア)の割合が多い場合もある。
また、強い上昇流がある積雲や積乱雲では、粒子が大きくなるまで滞空できる。雲粒の数が多く、氷晶に比べて過冷却水滴が多いときに進む。小さな過冷却水滴で満たされた雲内で、やや大きな氷晶や凍結した水滴があると落下しやすいため、周囲の水滴を付着させながら凍結し大きく成長する。これをライミング(riming)、雲粒捕捉成長という。これにより霰が形成され、上昇流に支えきれなくなったものが落下する。なお、霰が高い気温により融解すれば雨となる。
霰は0 °C以上の層(融解層)に入ると表面が解けるが、上昇流に乗って再び0 °C以下の層に入ると表面の水膜が凍結して透明な層を形成する。これを繰り返して積層構造を持つ氷塊に成長するものがあり、多くの雹にこの構造がみられる。