積乱雲
暖かく湿った空気が流入すると対流不安定度が大きくなり積乱雲が発達しやすくなる。対流不安定は空気層を持ち上げる気流、擾乱があれば不安定だがなければ安定なのでポテンシャル不安定、日射加熱により生じやすいので熱的不安定ともいう。
積乱雲の発生しやすさを直接的に説明するのは潜在不安定。ある時点の気温をプロットした断面図を用いた説明をすると、地表の空気塊は(A)から乾燥断熱線に沿って(B)の持ち上げ凝結高度(LCL)に達し、湿潤断熱線に沿って(C)の自由対流高度(LFC)を経由し(E)の平衡高度(EL)へ至る。擾乱や加温上昇によって空気を自由対流高度まで持ち上げると、それ以降は空気そのものの浮力によって平衡高度まで上昇し続ける。持ち上げ凝結高度はほぼ雲底高度、平衡高度はほぼ雲頂高度に相当する。図中の対流抑制(CIN)はその面積が対流を抑える力の大きさを示し、対流有効位置エネルギー(CAPE)はその面積が対流を促す力の大きさを示す。
自由対流高度(LFC)が低いほどCINは小さく、積乱雲(対流)の"発生しやすさ"の指標としては500m高度から自由対流高度までの距離 (dLFC)がよく用いられる。不安定度の大きさの目安にはCAPEやショワルター安定指数 (SSI)などが用いられ、雷の発生しやすさや強度の目安にはSSI、平衡高度などが用いられる。ダウンバーストや竜巻の発生しやすさにもいくつかの指標がある。
積乱雲やその前段階の積雲はふつう、大気の不安定な状態のもとで鉛直方向へ大きく発達する。典型的には、地表付近が温まる夏の晴れの日や、上空に寒気が流入したときによく発達する。
例えば風が山を越えたり地表の加熱で空気が膨張したりして、空気は持ち上げられる。持ち上げられた空気は気圧が下がり気温が下がる。単純化のため周囲と混ざり合わない断熱過程として考えるが、このとき、湿度が100 %に達していないうちは空気塊の温度は1 kmにつき9.8 °C下がる(乾燥断熱減率)。冷やされ湿度100 %に達し(飽和し)なおも持ち上げると、飽和した空気塊の温度は1 kmにつき約5 °C下がる(湿潤断熱減率)。まわりの大気は大まかな平均で1 kmにつき約6 °C下がる環境(気温減率)にあって、非常に乾燥した空気なら持ち上げ続ければまわりより冷たくなって上昇が抑えられるが、湿った空気なら途中で凝結してより長い距離をまわりより暖かく浮力のはたらく状態で上昇できる。大気はたいていこの状態(条件付不安定)にある。地表が温まったり上空が冷えたりすれば大気の気温減率は増し空気塊をより長く上昇させる方にはたらく。
また、厚みのある空気層が持ち上げられたとして考えると、高度が高くなるほど湿度が下がる(厳密には相当温位が減少する)空気層は、上の部分は飽和せず速く冷えていくが、下の部分は持ち上げている途中で飽和しゆっくりと冷えていく。そのため持ち上げるほど温度差が増し不安定度が増大する状態(対流不安定)となる。