云层中发生了什么？

  雾、积雨云、卷云…，云存在于任意不同高度的大气中，它们在形状、外观、温度和组成方面有各种各样的特点。由世界气象组织出版的《云图》提出了云和相关大气现象的分类和识别的参考系统。在这篇文章中，我们将看到什么是云，它们是如何形成的，它们的演变以及对天气预报的意义。

1. 什么是云？

  云是由空气、水蒸气和悬浮在大气中的液体或固体水粒子组成。正是这些特征(大小、形状……)千变万化的水汽凝结体，使我们可以看到云的存在(参见《天空的颜色》)，并产生了众多引人注目的发光现象(参见《壮观的彩虹》、《大气晕》)。 云中包含的凝结水的质量相当可观，例如，在一个晴朗的天气里，积云的重量可达50多吨 。

  水汽凝结体像所有的大气颗粒一样，一方面受到自身重量的影响，另一方面受到周围空气的摩擦。在没有空气流动的情况下，所有的水汽凝结体都下落，下落的速度取决于自身的大小、形状和密度。下表(表1)列出了水汽凝结体的典型的下落速度，例如，小水滴的下落速度为每秒1厘米，雨或冰雹的下落速度为每秒几米。然而，大气从来都不是完全静止的，空气的运动扰乱了水汽凝结体的运动。

• 湍流或弱对流上升气流之类的小位移足以使水滴和小晶体保持悬浮状态，这就解释了为什么云(积云、卷云……)不会下落。
• 每秒几米的强烈的上升气流能够抬升大颗粒(雨、雨夹雪)，这是形成冰雹的必要条件。

  水汽凝结体形状的多样性反映了它们的形成过程和特点。小水滴在高表面张力的作用下保持球形，而大的雨滴则被压扁:雨滴越大，下落越快，空气对雨滴的摩擦会使其变形(参见移动物体的阻力)。对于小晶体来说，其形状取决于形成和生长期间的大气条件(温度和湿度)。因此，如果保持这些条件，并且晶体通过气相沉积生长，它将保持其简单的形状。另一方面，对于更大、形成时间更久的晶体来说，当条件改变或与不同的水汽凝结体碰撞时，形状就会变得不规则

  液态水汽凝结体最常在温度为正的云中观察到。然而，水滴在稍低的温度下并不容易自行冻结，甚至在低至零下三十摄氏度的温度下，在云中遇到液态水也并不罕见，这被称为过冷的液态水，这种状态是不稳定的:液滴在接触颗粒或冻结表面时很容易冻结。例如，这种现象导致了冻雨和飞行中的飞机结冰(图1)。

  同样，虽然冰状水汽凝结体通常在负温度的云层中被观察到，但当它们落入正温度气团时，沉淀的冰状水成物不会立即融化。因此，水的液相和固相可以在云中共存和相互作用。正是这些相互作用导致了边缘水汽凝结体如霰和冰雹的形成。

2. 云的形成条件

  大气层是由干空气（氮气、氧气……）和水蒸气的混合物组成，我们无法通过肉眼识别。然而，大气层所能容纳的水蒸气量是有限的：在水平的液态水或冰的表面，饱和蒸汽压，即大气中可容纳的最大蒸汽量，由其温度和压力决定，并随温度升高而升高(图2)。

  在图2中，如果低于蓝色曲线，空气中的水蒸气没有饱和，可用的液态水（如雨滴或湖面）就会被蒸发。相反，如果在曲线上方，空气被称为过饱和，水蒸气将在存在的液滴或表面上凝结。如果你正好在蓝色曲线上，空气中的水蒸气是饱和的，即使有液态水存在，也不会有凝结和蒸发。

  因此，当潮湿的空气团冷却时就会形成云。起初，它冷却时并不能形成云（图2，1），直到它的水蒸气达到饱和状态。如果继续冷却，多余的水蒸气可能会凝结成水蒸气(图2，2)。

  许多机制可以冷却空气团并使其产生云。最简单的是从地表降温，此时地表温度低于空气温度。然而，大气中最常见的导致云层形成的冷却机制是空气团的提升，然后经历膨胀对外做功的形式释放能量（大气压力随高度下降），从而导致空气团的降温冷却。在形成云的不同机制以及由此产生的云的类型中，我们可以举个例子：

• 表面冷却和雾的形成

  当比较温暖的大气团移动到较冷的地面或者由于夜间地表的辐射冷却，都会导致地表温度低于近地面的大气。这种情况下，热量就会从大气传递到地表。大气温度降低，水汽压趋于饱和，凝结形成露水。在足够的冷却和有利的大气条件下(风和湍流较小)，雾(图3)可以通过自身的辐射冷却而形成和发展。

• 地形隆起和佛恩效应    

  当潮湿的空气团被输送到山区时，它会被迫上升。空气团的抬升冷却会导致迎风坡山脊上的云和降水的形成，从而使空气团变干。在背风坡，较干燥的空气下降，反而经历了与升温有关的压缩。如果空气下降到比抬升前更低的高度，或者如果降水使到达山峰位置的空气更加干燥，从而空气在下降过程中产生的升温幅度将比抬升产生的降温幅度更强烈，因此背风坡的温度将更高，这就是佛恩效应（图4）。

• 通过低层的汇合来提升（海风等）。

  在存在地形或海风与盛行风相反的情况下，大气环流可能会导致两个气团汇合，在汇合区暖湿气流被迫隆升抬起，并可能导致小积云或雷暴的形成。

• 对流性上升，积云和雷暴

  由于太阳辐射，地表变暖，而高空仍然较冷，可以强烈地破坏大气的稳定。对流上升气流随后形成，如果低层有足够的水分，在大气边界层的顶部可以形成积云。如果大气很不稳定性，例如在春季，当有大量的太阳加热并且高空仍然寒冷时，这种机制就可以导致雷暴的形成(参见雷暴)。雷暴开始时像积云一样伴随着边界层中的对流上升气流。温暖潮湿的空气上升冷却后，直到在凝结核周围凝结，从而导致云的形成。水汽在水滴上的凝结有助于加热气团并增加其浮力(与气团与其环境之间的密度差异有关)，从而加强云的上升和发展。雷暴中达到的垂直速度非常高，可以形成非常大的粒子，例如冰雹(图5)。

• 与全球大气环流的相互作用

  在地球上，热带辐合带(ITCZ，参见信风的关键作用)表面的太阳辐射导致的增温强度最大(图6)。这种变暖导致非常强的对流上升气流，这是哈德利环流(见大气环流)背后的驱动力。地面吸力迫使来自热带的低层环流向热带辐合带靠拢。相反，在对流层的顶部(参见大气和地球的气态外壳)，由这些上升气流输送的空气被迫向热带逃逸。因此，这种环流伴随着干燥空气的下沉区(被对流上升气流造成的强降水所干燥)，阻止了云的形成，这就解释了某些热带地区(如撒哈拉沙漠)的极端干旱。

在温带地区，反气旋（表面高压区）和表面低压区（见热带气旋）的交替影响着大气环流和云的出现。空气流动是从高到低的压力梯度引起的。如同在热带辐合区，低层的水平环流导致垂直运动：高空的下沉气流，防止云的形成，而低位的上升气流，有利于云的形成。

在低层，气团的流动受到科里奥利力的影响，科里奥利力使风绕低压中心旋转。这种旋转发生在温度梯度较大的地区(北半球南部通常较高)，导致锋面的形成(图7):

• 冷锋，其特点是冷空气向温暖地区移动形成的；
• 暖锋是暖流向寒冷地区移动，与冷空气相遇形成的。

  在这两种情况下，密度较低的热空气的强迫抬升导致了云和降水的形成。

  因此，云通常是大气环流和太阳辐射等外部作用力的结果。然而，云也可以对它们的环境产生反馈效应。因此，云具有重要的辐射效应，可以改变大气的能量平衡。在白天，它们反射和吸收一些太阳辐射，限制表面加热，并增加云层本身的热量。在夜间，它们吸收了地表发出的相当大一部分红外辐射，并根据自身的温度释放出长波辐射，从而极大地限制了地表的辐射冷却效应。一个明显的例证，高空云层的存在可以阻止地面雾的形成。

  对流云也能直接影响大气动力学。这些强烈的上升气流和下沉气流导致大量气团空间置换，形成强烈的局部对比(温度、湿度等)。重力波可以在两个密度不同的气团之间的界面形成，就像海洋表面的波浪一样。这些波在大气中传播，并可能在不稳定的气团中产生新的对流单体。另一种机制与雷暴下的降水蒸发冷却有关，这可以导致形成一个大的冷空气团，称为冷池。当冷池与温暖、潮湿的低空气流相对抗时，它还会引发进一步的对流抬升。这是一个重要的机制，例如，对于热带地区的飑线，准静止对流系统会导致地中海周围的强降雨和毁灭性的山洪暴发(视频)。

3. 云中水滴的形成

  在自由大气中，蒸汽交换不是发生在平坦的表面上，而是发生在液滴上，可以认为液滴是球形的一级近似。要确定液滴附近的饱和蒸汽压，必须考虑两个影响。

  第一种是开尔文效应，它与液滴的表面张力有关。由于液滴很小，使冷凝变得复杂，开尔文效应就变得更加重要。因此，纯水滴表面的平衡饱和度与曲率半径成反比，而纯水滴的形成需要几百个百分点的过饱和。这就是为什么大气中的雨滴不是自己形成的，而是由称为气溶胶的大气微粒形成的，这种微粒的大小从几纳米到几微米不等。气溶胶可以是自然来源(海盐、有机气溶胶等)或人为来源(例如污染产生的黑碳)。

  其中一些气溶胶可溶于水，可作为形成液滴的核。这是决定液滴表面平衡饱和的第二个重要效应，拉乌尔效应，它与水溶液中促进凝结的组分有关。可溶性的浓度越高，这种效应越强。对于一个给定的初始气溶胶，取决于凝结水的体积，即取决于液滴半径的立方(图8)。

  对于干燥的气溶胶或捕获了很少水分的气溶胶，拉乌尔效应占主导地位，此时平衡过饱和度可能是负的。这些颗粒可以捕获水蒸气，并在大气没有达到饱和的情况下生长。当这些颗粒通过积累水而增长时，拉乌尔特效应就会减弱，直到它变得比开尔文效应更弱，这就解释了为什么平衡过饱和度在某些直径下可以是正的。最后，当液滴变得足够大（通常当直径达到几微米时），拉乌尔效应（液滴主要由水组成）和开尔文效应（液滴越大，表面的弯曲度越小）可以忽略不计，并达到接近于0的过饱和平衡。

  图9显示了一个平衡过饱和度的例子，它是某一气溶胶湿直径的函数。曲线的拐点取决于气溶胶的成分和干直径，因此可以确定气溶胶的临界过饱和度，即气溶胶将被激活成云雾状水滴的环境过饱和度。

4. 云中小冰晶的形成

  同样地，一些被称为冰核的气溶胶会促进冰晶的形成。它们的作用方式比凝结核的作用方式更不为人所知。它们启动晶体形成的能力与它们的表面特征有关。在冰核的某些地方，表面具有有利于发育冰晶的几何构型，这被称为活性位点，晶胚就是在这里形成的。这些活性位点的表面密度取决于气溶胶的化学成分，各种经验表示试图预测这些气溶胶演变成晶体的成核过程。与凝结核不同，它们没有单一的作用方式。例如，它们可以通过蒸汽沉积直接在活性部位形成晶体，也可以通过接触冻结过冷的液滴（图10）。冰核演变成小晶体的成核过程称为初级产物。

  冰核的作用方式仍是一个争论的问题：

• “随机”假说强调了活性部位激活的随机性。 因此，冰核的活性将取决于它们暴露在有利的热力学条件下的时间长短。
• 相反，”单一”假说为每个活性位点指定了一个取决于其几何构型的激活温度。因此，只要温度达到其最有利的活性位点的激活温度，每个冰核就可以通过成核过程形成冰晶，而冰的成核也因此与时间无关。两种成核过程的只能再实验室中完全受控的条件下实现，在反复的成核实验的支持下才能被证实。实验上的困难使我们暂时无法决定支持成冰核的作用方式。

  然而，对云中的冰核和冰晶的联合观测始终显示出巨大的差异，冰晶的数量往往远远超过冰核的数量。因此，小冰晶的形成还有其他机制，被称为次生冰产物，小晶体的形成有两种已知的机制。

• 当它们达到非常低的温度时（取决于其大小，约为-35°C），水滴的冻结（图9）可能是在高空出现大量小晶体集中的原因。
• 另一方面，Hallett-Mossop过程在温度为-3°C和-8°C之间活跃：当一个冰粒（雪、雨夹雪）收集和冻结过冷的液态水滴，有时会发射出冰的碎片，这很大程度上增加了小晶体的浓度。

  其他机制也被考虑在内，但很难通过观测来量化，例如晶体和薄片与密集的冰粒碰撞时的碎裂，或冻结大型过冷雨滴时冰碎片的溅射，处于冰相或混合相的云的生成和演变过程的复杂性使其难以预测。

5. 云的演变和降水的形成

  云层形成后，它的演变则由水分子和水蒸气之间的一系列相互作用引导（图11）。涉及的第一个过程是水蒸气和水滴（晶体）之间通过凝结（沉积）和蒸发（升华）进行水的交换。因此，如果气团在云形成后继续上升和冷却，大气中多余的水蒸气将继续凝结在现有的水滴上，从而不断增长。相反，如果气团的相对湿度降低，液滴就会蒸发，直到恢复饱和状态。这里需要注意的是，在负温度下，与冰有关的饱和蒸气压低于与液态水有关的饱和蒸气压。因此，在负温度的云中，水滴和小晶体共处的特殊情况下，晶体将倾向于通过沉积来捕获水蒸气，以将蒸发的水滴为代价：这就是伯杰隆效应。例如，这种效应导致空腔云的形成（图12）。

  另一组过程涉及不同的水汽凝结体之间的碰撞和凝聚相互作用。大气层中的所有水汽凝结体都在运动，粒子之间的碰撞通过改变其中水汽凝结体的大小和类型，以及在水的相变过程中的温度，直接影响云的演变。在每次碰撞中，水汽凝结体可能会合并，也可能不合并（例如，两个小水滴很容易合并成一个更大的水滴，冰粒子之间的冲击可能会导致水汽凝结体的破碎），并且可能发生相变（例如，当过冷的液态水与冰晶接触时冻结）。

  在云的形成过程中，只要云是由大小差异不大的小水滴或晶体形成的，成云颗粒之间的碰撞就与云中的小湍流空气运动有关，并且数量仍很少。然而，渐渐地，较大的水汽凝结体形成了。当不同大小的水成物以不同的下降速率同时存在于云中时，较大的颗粒就会与许多较小的颗粒接触，这些过程就成为降水形成的主要过程。

  云的初始成分对其演变和降水的形成也有决定性作用。在一个由许多非常小的悬浮液组成的云中，收集-凝聚过程将非常弱，不足以形成降水。相反，如果云中最初含有较少的液滴，但它们较大且大小不一，那么雨的形成就会更快。这就解释了为什么决定水汽凝结体数量和大小的气溶胶会对它们的生命周期产生重大影响。因此，气溶胶对从雾到对流系统的所有云都有显著的影响。

6. 数值天气预测模型中的云的表现

  在数值天气和气候预测模型中（见天气预报模型和气候模型），不可能单独预测每个水汽凝结体的演变。因此，有必要在每个模型网格中更综合地表示水汽凝结体的特征，这就是微物理参数或云计划的作用。

  最精确的微物理方案根据水汽凝结体的类型（水滴、晶体……）和大小，将水汽凝结体分为非常多的类别，并预测每个类别中水汽凝结体的数量。例如，方案中的一个变量可以代表直径在1毫米和1.1毫米之间的雨滴的数量。因此，这些方案能够准确地表示云的组成，以及云从气溶胶形成到降水形成和云消散的时间演变过程。然而，由于所需要的变量太多，对于实际的天气预报来说过于昂贵，因此只能保留在学术上使用。它们也并非没有近似值：仍然存在与空间和时间离散化相关的误差源，对类别数量选择的敏感性，以及大多数过程表示中的不确定性边际。对冰水汽凝结体的表述甚至更加微妙，事实上，定义一个不规则形状的水汽凝结体的大小已经很困难了。对于一个给定的大小，其特征（表面积、密度、质量、下降速度等）可以有很大的变化，使得按大小分类是不够的。

  更简单的微物理方案将水汽凝结体划分为不同的类别(云水滴、雨、雪……)，并假设每种类型的水汽凝结体的空间分布遵循预定义的概率规律，自由度很小。最简单的方案称为单矩方案，只有一个自由度，通常只能预测每种类型的水汽凝结体的总质量。因此，它们不能准确地代表云的组成和气溶胶对云的影响。为此目的，更复杂的方案有两个(或更多)自由度，除了质量外，通常还表示每种类型的水汽凝结体的数量(甚至反射率或水成物的其他特征)。每个微物理过程(包括一种或多种水汽凝结体的相互作用)对模型预测变量的影响分别表示出来。例如，将得到云状水滴自聚集(在不改变水滴总质量的情况下减少水滴总数)的经验表示，以及通过所有其他水汽凝结体的聚集而增加冰雹的经验表示等。

  这些方案成本低得多，更常用于天气和气候预测模型。例如，法国气象局的高分辨率天气预报模型AROME使用一种单矩方案，提供长达36小时的法国大都市和海外部门的详细预报。为了改进云的参数化方案，并考虑到气溶胶-云的相互作用，正在测试一种增加水汽凝结体和气溶胶数量浓度预测的两矩方案。

7.需要记住的信息

• 云是由水汽凝结体、液态水的颗粒(云滴和雨滴)和/或固体(小晶体、雪、冰雹……)组成的。
• 大气中可容纳的水蒸气量由空气的温度和压力决定，并随着温度的升高而减少。因此，当温暖、潮湿的空气冷却时就会形成云。
• 空气的冷却可能是由辐射引起的，也可能是由于空气的抬升导致压力的降低。
• 云的形成一般由大气环流驱动，是有利于云形成的上升气流的主要原因，但某些云系统（气旋、雷暴等）中设置的强烈环流也会对大气环流产生反作用。
• 在大气中，水滴不是自己形成的，而是在被称为气溶胶的悬浮颗粒上形成的，这些颗粒有助于凝结。因此，大气中存在的气溶胶的数量和类型可以强烈影响云的形成和生命周期。
• 然后，云的演变一方面受热力学条件的演变（辐射交换、水相变化过程中的潜热释放）的控制，另一方面受可导致降水形成的水汽凝结体之间的多种相互作用的影响。

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译者：鄢浩         编审：杜际增         责任编辑：胡玉娇