雲
大気の冷却は、主に大気の上昇(上昇流)によって起こる。大気が何らかの力を受けて上昇するとき、その気圧は減少して膨張する(断熱膨張)とともに、外部からではなく自ら温度を下げる(断熱冷却)。
このように断熱的に気温が下がる割合を断熱減率というが、飽和の有無により値が異なる。飽和していない大気の乾燥断熱減率は上昇100mにつき約1°C、飽和している大気の湿潤断熱減率は上昇100mにつき約0.6°C(温帯の地表付近における値で、気温や気圧により異なる)である。この差は、飽和した湿潤大気中では、上昇とともに凝結が進んで潜熱が放出され温められることで生じる。
一方、特に霧(地表に達した層雲)のなかには違う原因で生じるものもある。夜間の放射冷却により平野や盆地で見られる放射霧は、地表付近の大気が冷やされて生じる。冷たい海に暖かく湿った気流が入ったとき見られる移流霧(混合霧、海霧)は、海面で冷やされた大気と暖かく湿った大気が混ざり合い、冷却・加湿され生じる。暖かい川に冷たい気流が入ったとき見られる蒸気霧(川霧)は、移流霧の逆で、水面から暖かく湿った大気が上昇し冷たい大気と混ざり合い、冷却され生じる。また逆転層に覆われた低い層雲の下では、冷たい下降流と雨粒の蒸発による冷却・加湿により、雲底が次第に低下、地表に近づいて霧になることがある。
また雲粒の大きさでは核形成の限界から、層状の雲では0 °Cから -10 °Cくらいまで、対流性の雲では -25 °Cくらいまで、ほとんどが過冷却水滴で構成され、またこれらより低く -40 °Cくらいまでは氷晶と過冷却の混在、 -40 °C以下では氷晶が多い構成になると考えられている。
大気中に含まれる水蒸気の量は環境により異なるが、一定量の大気中に存在できる水蒸気の最大量を(別の表現では湿度(相対湿度)100%のとき=飽和のときの水蒸気の量にあたるが)、飽和水蒸気量と呼び、物理的に定まっている。また、飽和水蒸気量は気温により変化し、冷たい大気ほどその量は少なくなる。例えば、20°Cでは17.2g/m、0°Cでは4.85g/mである。
水蒸気を含む湿った大気が冷やされると、湿度100%に達した(気温が露点温度に達した)ところで、その気温における飽和水蒸気量を超えた水蒸気が凝結し(低温下では昇華し)、雲粒が形成される(雲ができる)。
なお、水蒸気の凝結・昇華、また水滴の凍結には、微粒子(エアロゾル)の存在が不可欠である。雲粒(水滴や氷晶)は微粒子を「芯」にして形成され、このプロセスを核形成(雲核形成・氷晶核形成)という。
物理学の領域になるが、見かけ上凝結や蒸発が起こっていない気液平衡の状態にあっても、分子レベルでは、水分子が一時的に寄り集まって凝結したり、逆に離れて蒸発したりといった運動は起こっている。
地球の表面を広く覆う雲は、その様態により、太陽光を反射して地表を冷やす効果を生じたり、反対に地表からの赤外線放射(外向き長波放射(英語版))を吸収して地表の冷却を抑える(温める)効果を生じたりする。どちらに作用するかは、雲の高さや厚さ、雲粒の大きさや凝結核の構成などによって異なる。低い厚い雲は冷却、高く薄い雲は加熱の効果をもつと考えられている。研究によれば、地球全体の平均では、反射率(アルベド、雲アルベド(英語版))の効果、冷却効果の方が上回ると考えられている。
大気汚染によるエアロゾルの増加は、それ自身は地表に届く太陽光を減少させ冷やす日傘効果をもつ一方で、雲の物理過程に作用して天候への間接的効果をもっている。積乱雲に伴う降水において、降水を増やす傾向があるとの研究がある。低湿度下の低い雲では、雲粒の粒径増加を遅らせるため、反射率を上げ雲の寿命は長くなり、降水量は減る。ただ、地球の気候変動のレベルで気温を下げるのか上げるのか、その値がどれくらいかの評価には幅がある。