雲滴

降水的形成就是雲滴增大為雨滴、雪花或其它降水物，並降至地面的過程。一塊雲能否降水，則意味着在一定時間內(例如1h)能否使約10個雲滴轉變成一個雨滴。雲滴是指半徑小於100μm的水滴。使雲滴增大的過程主要有二個：一個為雲滴凝結（或凝華）增長；另一個為雲滴相互衝並增長。實際上，雲滴的增長是這兩種過程同時作用的結果。 ^[1] 

雲降水的過程中，不同大小的液滴是混合且連續存在的。微觀上通常根據水滴的下落規律，將半徑小於100微米的水滴稱為雲滴，其中50～100微米的稱為大雲滴。 ^[1]  雲滴的存在必須具有至少接近飽和的相對濕度，在許多雲體中心部位，相對濕度通常大於100%，達到過飽和狀態。下表給出了一些雲中典型雲滴的物理特徵參數。其中層狀云云滴較小，積狀云云滴較大，但在晴天時，積狀雲中雲滴大小與層狀雲的相似。

雲滴譜是指單位體積中雲滴的數量隨雲滴大小的分佈。雲滴的濃度單位常以個/cm³表示，即單位體積內包含的雲滴個數，或稱雲滴數密度。反應滴譜特徵的參量有:譜寬(最大半徑和最小半徑的間隔)、濃度峯值及峯值半徑等。雲滴譜的峯值通常在小滴處，濃度隨尺度加大而減小。不同地區、不同雲型、雲中不同部位及雲的不同發展階段，雲滴譜特徵都不相同。滴譜的表示方法有二種:①實際觀測的雲滴資料常用列表法和圖示法處理;②理論研究中常採用經驗公式表示，例如赫爾吉安-馬遜公式。厚而濃密的濃積雲、積雨雲和雨層雲中含有大量大雲滴，譜寬型(50-100μm);穩定的非降水雲中小云滴多，譜型窄(20-30μm)。

雲滴的譜分佈通過改變雲滴的有效半徑影響輻射傳輸過程，改變大氣的熱力、動力狀況，進而影響雲的發展，因此雲滴譜將影響雲和輻射的相互作用，從而改變地面降水。雲滴譜在中尺度地面降水中起着重要的作用，其不確定性對地面降水的範圍影響很小，卻能明顯地改變降水強度，能顯著地改變地面降水中心的降水量和中心位置，還可能改變降水的起止時間；雲滴譜的不確定性能夠引起最大超過10%的平均降水強度的改變，而且其差異在白天比夜間更明顯。 ^[2] 

空氣中雲滴的增大有兩個過程，一方面以凝結方式而增大，而是以碰並方式而增大，兩種過程是相互作用的。 ^[3] 

雲滴的凝結增長定義：指水汽分子凝結（凝華）在雲滴（冰晶）表面上，使雲滴（冰晶）增長的過程。在雲的形成和發展階段，由於雲體繼續上升絕熱冷卻，雲內維持一定的過飽和，雲滴便能借凝結而增長。同時，雲滴之間存在飽和水汽壓的差異，也能使部分雲滴處於過飽和狀態，發生凝結。

一、凝結條件

凝結(或凝華)增長過程是指雲滴依靠水汽分子在其表面上凝聚而增長的過程。在雲的形成和發展階段，由於雲體繼續上升，絕熱冷卻，或雲外不斷有水汽輸入雲中，使雲內空氣中的水汽壓大於雲滴的飽和水汽壓，因此雲滴能夠由水汽凝結(或凝華)而增長。但是，一旦雲滴表面產生凝結(或凝華)，水汽從空氣中析出，空氣濕度減小，雲滴周圍便不能維持過飽和狀態，而使凝結(或凝華)停止。因此，一般情況下，雲滴的凝結(或凝華)增長有一定的限度。而要使這種凝結(或凝華)增長不斷地進行，還必須有水汽的擴散轉移過程，即當雲層內部存在着冰水雲滴共存、冷暖雲滴共存或大小云滴共存的任一種條件時，產生水汽從一種雲滴轉化至另一種雲滴上的擴散轉移過程。例如，在冰晶和過冷卻水滴共存的混合雲中，在温度相同的條件下，由於冰面飽和水汽壓小於水面飽和水汽壓，當空氣中的現有水汽壓介於兩者之間時，過冷卻水滴就會蒸發，水汽就轉移凝華到冰晶上去、使冰晶不斷增大，而過冷卻水滴則不斷減小。當冷暖雲滴共存或大小云滴共存時，同樣也可發生這種現象，使冷(或大)的雲滴不斷增大。

上述幾種條件中，對形成大雲滴來説，冰水雲滴共存的作用更為重要。這是因為在相同的温度下，冰水之間的飽和水汽壓差異很大，特別是當温度在-10— -12℃時差別最顯著，最有利於大雲滴的增大。因此，對於冷雲(指雲體上部已超越等O℃線，有冰晶和過冷卻水滴共同構成的混合雲)降水，這種冰水雲滴共存作用(稱為冰晶效應)是主要的。觀測事實也證明了這一點。著名的貝吉龍(Bergeron)理論的價值，就在於他強調了冰晶對降水的作用。但是，不論是凝結增長過程，還是凝華增長過程，都很難使雲滴迅速增長到雨滴的尺度，而且它們的作用都將隨雲滴的增大而減弱。可見要使雲滴增長成為雨滴，勢必還要有另外的過程，這就是衝並增長過程。

二、凝結增長方式

雲滴的凝結增長有3種不同的模式，過冷水（冰晶）凝結、大小水滴凝結、冷暖水滴凝結。

1、過冷水（冰晶）凝結

在雲層內部有過冷水滴和冰晶並存時，因為冰晶的飽和水汽壓較低，冰晶會不斷因凝結而增大。在沒有雜質(冰核)的過冷水中，冰相的生成(水由氣態或液態轉化為固態)是由水分子自發聚集而向冰狀結構轉化的過程。聚集在一起的水分子簇，由於分子熱運動起伏(脈動)的結果，不斷形成和消失。分子簇出現的概率隨温度的降低而增大。當分子簇的大小超過某臨界值時，就能繼續增大而形成初始冰晶胚胎。

直徑為幾微米的純淨水滴，只有在温度低於-40℃時才會自發凍結；但當過冷水中存在雜質(冰核)時，在雜質表面力場的作用下，分子簇更容易形成冰晶胚胎。

自然雲中冰晶的生成，主要依賴於雜質(冰核)的存在。在-20℃時，每升空氣中約有一個冰核，僅為同體積中雲凝結核濃度的幾十萬分之一。因此雲中冰晶的濃度，一般遠遠小於水滴的濃度。

2、大小水滴凝結

雲凝結核可分成兩類：親水性物質的大粒子，它不溶於水，但能吸附水汽，在其表面形成一層水膜，相當於一個較大的純水滴；含有可溶性鹽的氣溶膠微粒。它能吸收水汽而成為鹽溶液滴，屬吸濕性核。例如海鹽的飽和水溶液，只要環境相對濕度高於78%，就可以凝結增大。

隨着凝結水量的增加，溶液滴的濃度越來越小，所要求的飽和水汽壓也越高。但是，隨着凝結水量的增加，溶液滴的大小也隨着增大，所要求的飽和水汽壓又隨大小的增大而降低。因此，不同濃度和不同大小的溶液滴要求的飽和水汽壓值各不相同，當環境水汽壓大於相應的臨界值時，溶液滴即可繼續增長，隨着液滴大小的增大，溶液滴漸趨純水滴，這時溶液滴的飽和水汽壓也轉而下降，一個含千億分之一克食鹽的微粒，只要環境的相對濕度略大於100%，即可成為凝結核而生成雲滴。

3、冷暖水滴凝結

冷暖雲層混合時，冷雲滴的温度較低，飽和水汽壓也較低，周圍的暖雲滴不斷的蒸發，冷雲滴會不斷的凝結增長。

當雲滴維持在一定的粒徑時，雲滴表面的蒸發與凝結達到平衡，此時雲滴表面的飽和水汽壓稱為平衡水汽壓。雲滴表面為曲面，具有曲面效應，其平衡水汽壓比平的水面的平衡水汽壓高。

凝結增長的速率與水汽的過飽和度成正比，與雲滴的半徑成反比。凝結剛開始的時候由於凝結核的大小不同，剛形成的雲滴大小也有差別，但增長到一定大小後，雲滴的大小就幾乎都一樣了。雲中空氣上升而膨脹冷卻時，水汽不斷凝結。在凝結過程中，雲滴半徑的增長速度和雲中水汽的過飽和度成正比，與雲滴本身的大小成反比。所以在確定的水汽條件下，雲滴凝結增長越來越慢。在0.05%的過飽和條件下，一個由質量為十億分之一克食鹽生成的初始雲滴，從半徑為0.75微米開始，增長到1微米時需要0.15秒的時間，增長到10微米時需30分鐘，而增長到30微米時，就需要四小時以上的時間。

雖然水汽在少數大吸濕核上凝結之後，可產生大的雲滴，但如果要它繼續增長到半徑為100微米的毛毛雨，就需要更長的時間，而積雲本身的生命大約只有一小時，故在上述情況下不可能形成雨滴；在層狀雲中，氣流上升的速度，只有幾釐米每秒，當大雲滴在不斷下落的過程中，還來不及長成雨滴，就會越出雲底而蒸發掉。總之，在實際大氣中，單靠水汽凝結是不能產生雨滴的。

雲滴經常處於運動之中，這就可能使它們發生衝並。大小云滴之間發生衝並而合併增大的過程，稱為碰並增長過程。

一、運動速度

雲內的雲滴大小不一，相應地具有不同的運動速度。大雲滴下降速度比小云滴快(表3·5)，因而大雲滴在下降過程中很快追上小云滴，大小云滴相互碰撞而粘附起來，成為較大的雲滴。在有上升氣流時，當大小云滴被上升氣流向上帶時，小云滴也會追上大雲滴並與之合併，成為更大的雲滴。雲滴增大以後，它的橫截面積變大，在下降過程中又可合併更多的水雲滴。有時在有上升氣流的雲中，當大小水滴被上升氣流挾帶而上升時，小水滴也可以趕上大水滴與之合併。這種在重力場中由於大小云滴速度不同而產生的衝並現象，稱為重力衝並。

二、運算

實際上大水滴下降時，與空氣相對運動，空氣經過大水滴，會在其周圍發生繞流，。半徑為R的大水滴以末速度v下降的過程中，單位時間內掃過的體積是以πR2為截面的圓柱體，位於圓柱體中的小水滴只有一部分與大水滴碰撞，另一部分小水滴將隨氣流繞過大滴而離開，不發生碰撞。

水滴重力衝並增長的快慢程度與雲中含水量及大小水滴的相對速度成正比。即雲中含水量越大，大小水滴的相對速度越大，則單位時間內衝並的小水滴越多，重力衝並增長越快。

計算和觀測表明，對半徑小於20μm的雲滴，其重力衝並增長作用可忽略不計，但對半徑大於30μm的大水滴卻在很短的時間內，就可通過重力衝並增長達到半徑為幾個毫米的雨滴。大水滴越大，衝並增長越迅速。也就是説，水滴的衝並增長是一種加速過程。

實際的雲中雲滴大小不一，在空間的分佈也不均勻，雲中雲滴與雲滴之間的衝並過程是一種隨機過程。這種觀點在認識暖雲水滴增長問題上，是個重要的進展。在該觀點的基礎上，提出了隨機(或統計性)衝並模式。該模式認為在每一時間間隔內雲滴的增長為概率性的。有的雲滴衝並增大，有的則保持不變。這樣在下一時間間隔內，有的雲滴而能獲兩次增長機會，有的只獲一次，有的還保持不變。這個概念十分重要，因為它不僅説明了凝結增長過程的窄滴譜拓寬的機制，而且也解釋了雲中為何有少數雲滴能因隨機衝並而增長得比一般雲滴快得多。

此外由於雲中分子的不規則運動、雲中空氣的湍流混合、雲滴帶有正負不同的電荷以及流體吸力等原因，也可引起雲滴的相互衝並。

三、不規則運動

由於衝並作用，水滴不斷增大，在空氣中下降時就不再保持球形。開始下降時，底部平整，上部因表面張力而保持原來的球形。當水滴繼續增大，在空氣中下降時，除受表面張力外，還要受到周圍作用在水滴上的壓力以及因重力引起的水滴內部的靜壓力差，二者均隨水滴的增長及下降而不斷增大。在三種力的作用下，水滴變形越來越劇烈，底部向內凹陷，形成一個空腔。空腔越變越大，越變越深，上部越變越薄，最後破碎成許多大小不同的水滴。水滴在下降過程中保持不破碎的最大尺度稱為臨界尺度，常用等體積球體的半徑來表示，稱為臨界半徑或破碎半徑。在不同的氣流條件下，臨界半徑是不同的。如在均勻氣流條件下，臨界半徑為450—500μm。而在有擾動的瞬時氣流條件下，臨界半徑約為300μm。在自然界中觀測到的臨界半徑為300—350μm，這是因為大氣具有湍流的緣故。當大氣中的雨滴增大到300—350μm時，就要破碎成幾個較大的滴和一些小滴，它們可以被上升氣流攜帶上升，並在上升過程中作為新一代的胚胎而增長，長大到上升氣流支託不住時再次下降，在下降過程中繼續增大，當大到臨界半徑後，再次破碎分裂而重複上述過程。雲中水滴增大—破碎—再增大—再破碎的循環往復過程，常用夾解釋暖雲降水的形成，稱之為“鏈鎖反應”，有時也稱為暖雲的繁生機制。

產生“鏈鎖反應”的條件是：上升氣流要大於6m/s(對於不同的滴有不同的要求)，雲中含水量要大於2g/m3，同時還要求一定的雲厚。當然，“鏈鎖反應”不會無限地繼續下去，因為強烈的上升氣流無法持久，雲的宏觀條件和微觀結構也在迅速改變。同時，當大量雨滴下降時會抑制上升氣流，或帶來下沉氣流。例如雷雨時的情況，下一陣大雨之後、雲體即崩潰消散。

上述兩種雲滴增大過程在由雲滴轉化為降水的過程中始終存在。但觀測表明，在雲滴增長的初期，凝結(或凝華)增長為主，衝併為次。當雲滴增大到一定階段(一般直徑達50—70μm)後，凝結(或凝華)過程退居次要地位，而以重力衝併為主。在低緯度地區，雲中出現冰水共存的機會較少，形成所謂暖雲(指整個雲體的温度在0℃以上，雲體由水滴構成，又稱為水成雲)降水，這時衝並作用更為重要。總之，凝結(或凝華)增長和衝並增長兩種過程是不可分割的。我們必須辯證地看待這兩種過程的作用，以深入瞭解降水形成的理論，為人工控制降水奠定基礎。

在黃河以南地區和青藏高原東部，水雲的雲滴有效半徑有減少的趨勢。夏季中國大部分地區水雲有效半徑存在減少的趨勢;其次是春季，長江以南地區和青藏高原東部水雲有效半徑存在減少趨勢;而在秋季和冬季，中國大部分地區沒有顯著的變化趨勢。在長江以南地區冰雲的有效直徑有減少的趨勢，在西北地區冰雲有效直徑存在增加趨勢。在春季，內蒙古中西部和西北地區冰雲直徑存在明顯的增加趨勢;而在冬季，長江以南地區存在減少的趨勢。綜合雲的光學厚度和雲滴有效半徑的變化，可以發現在夏季雲的光學厚度和有效半徑變化趨勢最顯著，這可能暗示雲的有效半徑的變化對光學厚度的影響可能在夏季最大，也就是説，氣溶膠通過影響雲的有效半徑改變雲光學厚度的作用(氣溶膠的間接氣候效應)在夏季最強。雲量、雲的光學厚和有效半徑的變化表明長江以南地區和青藏高原地區可能是氣溶膠間接氣候效應比較顯著的地區。水雲的光學厚度與有效半徑的相關係數在這個區域較高，也顯示了兩者之間更緊密地的聯繫。 ^[4] 

天空中飄着的雲彩千姿百態，變化多樣，但所有的雲彩都是由許多小水滴和小冰晶組成的。雨滴和雪花就是由雲中的雲滴和冰晶增長變大而來的。雲滴非常小，要使雲滴繼續增長達到雨滴的大小，需要雲層很厚，含水量多，就是説雲滴濃度很大，雲滴之間相互碰撞合併逐漸增大成雨滴。這種碰撞運動需要在雲中有較強的垂直運動，才有可能增加雲滴的多次碰撞併合成的機會。而在比較薄的和比較穩定的水雲中，雲滴沒有足夠的凝結和合並增長的機會，天空中只能出現多雲、陰天，不大會下雨。如果雲滴周圍的水汽充足，繼續凝結增長到一定程度變成雨滴以後，雨滴在地心引力的作用下從空中降落下來。當雨滴遇到上升氣流時，就會有一個向上的力加在雨滴上，使其下降的速度變慢，並且有一些小雨滴還可能被帶回空中。只有當雨滴增大到一定的重量，上升氣流託不住雨滴時才有可能下降到地面，形成降雨。