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断熱冷却：湿った空気の上昇パケット
水が地表のある領域から蒸発すると、その領域上の空気は湿った状態になります。 湿った空気は周囲の乾燥した空気よりも軽く、不安定な状況を作り出します。 十分な湿った空気が集まったとき、すべての湿った空気は周囲の空気と混合しないで単一の包みとして、上がります。 表面に沿ってより湿った空気が形成されると、プロセスが繰り返され、湿った空気の一連の離散的なパケットが上昇して雲を形成する。
このプロセスは、サイクロン/正面、対流、orographicの三つの可能な持ち上げ剤の一つ以上が、目に見えない水蒸気を含む空気を上昇させ、空気が飽和する温度 このプロセスの背後にある主なメカニズムは断熱冷却です。 大気圧は高度とともに減少するため、上昇する空気はエネルギーを消費して空気を冷却させ、水蒸気を雲に凝縮させる過程で膨張します。 飽和空気中の水蒸気は、通常、空気の正常な循環によって空中に保持されるのに十分小さい塵や塩粒子などの凝縮核に引き寄せられる。 雲の中の水滴は、約0.002mm（0.00008in）の通常の半径を持っています。 液滴は衝突してより大きな液滴を形成することがあり、雲内の上昇する空気の速度が液滴の末端速度以上である限り、より大きな液滴を形成する。
非対流雲の場合、凝縮が起こり始める高度はリフト凝縮レベル（LCL）と呼ばれ、雲の基底の高さを大まかに決定します。 自由対流雲は一般に対流凝縮レベル（CCL）の高度で形成される。 飽和空気中の水蒸気は、通常、空気の正常な循環によって空中に保持されるのに十分小さい塩粒子などの凝縮核に引き寄せられる。 凝縮プロセスが対流圏の凍結レベル以下で発生した場合、核は蒸気を非常に小さな水滴に変換するのに役立ちます。 凍結レベルのすぐ上に形成される雲は、主に過冷却液滴で構成されていますが、空気がはるかに寒い高高度で凝縮する雲は、一般的に氷の結晶の形を 凝縮レベル以上で十分な凝縮粒子が存在しないと、上昇する空気が過飽和になり、雲の形成が阻害される傾向があります。
前頭および低気圧リフト編集
前頭および低気圧リフトは、気象前線および低気圧の中心付近で安定した空気が空中に強制されたときに最も純粋な症状で発生します。 温帯低気圧に関連する暖前線は、接近する暖かい大気が不安定でない限り、広い領域にわたって主に円状および層状の雲を生成する傾向があり、その場合、積雲または積乱雲は通常、主な沈殿雲層に埋め込まれる。 寒冷前線は通常より速く動いており、前線のすぐ前の暖かい空気塊の安定性に応じて、主に成層雲状、積乱雲、または積乱雲状の狭い雲の線を生成します。
もう1つの要因は、表面レベルでの日中の大幅な太陽加熱、または相対的に高い絶対湿度によって引き起こされる浮力のある対流上 太陽によって生成された入ってくる短波放射は、地球の表面に到達すると長波放射として再放出されます。 このプロセスは地面に最も近い空気を暖め、表面のレベルで暖かいか熱いからの冷たいにより急な温度勾配を空中に作成することによって気団の不安定性を高める。 これによりそれは温度の平衡が周囲の空気と高く達成されるまで上がり、冷却します。 中程度の不安定性は、大気が十分に湿っている場合に軽いシャワーを生成することができる中程度の大きさの積雲の形成を可能にする。 典型的な対流のupcurrentsはしぶきがシャワーとして沈殿する前に約0.015ミリメートル（0.0006inに）の半径に育つようにするかもしれません。 これらの液滴の同等の直径は約0.03ミリメートル（0.001インチ）である。
表面付近の空気が極端に暖かく不安定になると、その上向きの動きが非常に爆発的になり、積乱雲がそびえ立つことがあり、悪天候を引き起こす可能性があります。 雨の小滴を形成するために一緒に雲グループを構成する小さな水の粒子として、彼らは重力の力によって地球にプルダウンされます。 液滴は通常、凝縮レベル以下で蒸発するが、強い上昇気流は落下する液滴を緩衝し、それらを他の場合よりもはるかに長く空中に保つことができる。 激しい上昇気流は最大180マイル/時（290km/h）の速度に達することができます。 長い雨の小滴は、彼らが最終的に重いシャワーとして落ちる大きな小滴に成長しなければならないより多くの時間を、上空に残っています。
凍結レベルをはるかに上回って運ばれた雨滴は、最初は過冷却され、その後は小さな雹に凍結します。 凍結した氷の核は、これらの上昇気流の一つを通過するサイズが0.5インチ（1.3cm）を拾うことができ、最終的にそれが大きな雹のように地面に落ちるように重くなる前に、いくつかの上昇気流と下降気流を循環させることができます。 雹を半分に切ると、タマネギのような氷の層が表示され、過冷却された水の層を通過したときの明確な時間を示しています。 雹は7インチ(18cm)までの直径で発見されています。
対流揚力は、どの前線からも離れた不安定な空気塊で発生する可能性があります。 しかし、非常に暖かい不安定な空気も前線と低圧の中心の周りに存在する可能性があり、多くの場合、正面と対流リフティングエージェントを組み合わせたため、より重く活発な濃度の積雲と積乱雲を生成します。 非正面対流揚力と同様に、不安定性の増加は上向きの垂直雲の成長を促進し、悪天候の可能性を高める。 比較的まれに、対流揚力は対流圏界面を貫通し、雲の上を成層圏に押し込むのに十分強力である可能性があります。
Orographic liftEdit
第三の揚力源は、山のような物理的な障壁の上に空気を強制する風の循環です（orographic lift）。 空気が一般的に安定している場合、レンズキャップ雲が形成される以外は何もありません。 しかし、空気が十分に湿って不安定になると、または雷雨や雷雨が現れることがあります。
非断熱冷却編集
リフティング剤を必要とする断熱冷却に加えて、空気の温度を露点まで低下させるための三つの主要なメカニズムがあり、すべてが表面レベル付近で起こり、空気のリフティングを必要としない。 導電性、放射性、および蒸発性の冷却は、表面レベルで結露を引き起こし、結果として霧が形成される可能性があります。 伝導性の冷却は比較的穏やかな源区域からの空気がより冷たい表面が付いている接触に入って来るとき穏やかな海洋の空気がより冷たい陸 放射冷却は、空気またはその下の表面のいずれかによって、赤外線放射の放出のために起こる。 このタイプの冷却は、空が澄んでいる夜間に一般的です。 蒸発冷却は、水分が蒸発によって空気に加えられ、空気温度が湿球温度まで、または時には飽和点まで冷却されるときに起こります。
空気に水分を加える
空気に水蒸気を加えるには、主に5つの方法があります。 増加した蒸気内容は上向き動きの区域に水または湿った地面上の風の集中性に起因できます。 上から落ちる沈殿物かvirgaはまた含水率を高める。 昼間の加熱は、海洋、水域、または湿った土地の表面から水を蒸発させます。 植物からの蒸散は、水蒸気のもう一つの典型的な供給源である。 最後に、より暖かい水の上を移動する涼しいまたは乾燥した空気は、より湿気の多いものになります。 昼間の加熱と同様に、空気への水分の添加は、その熱含有量と不安定性を増加させ、雲や霧の形成につながるプロセスを動かすのに役立ちます。
過飽和編集
与えられた体積の蒸気として存在することができる水の量は、温度とともに増加する。 水蒸気の量が水の平らな表面の上の平衡にあるとき蒸気圧のレベルは飽和と呼ばれ、相対湿度は100%です。 この平衡で水に戻って凝縮しているように水から蒸発する分子の等しい数があります。 相対湿度が100％より大きくなると、過飽和と呼ばれます。 過飽和は縮合核がない場合に起こる。
飽和蒸気圧は温度に比例するため、冷たい空気は暖かい空気よりも飽和点が低くなります。 これらの値の違いは、雲の形成の基礎です。 飽和空気が冷えると、それはもはや同じ量の水蒸気を含むことができなくなる。 条件が正しければ、より低い飽和点が達されるまで余分な水は空気から凝縮する。 もう1つの可能性は、飽和点を超えていても水が蒸気の形でとどまり、過飽和になることです。
雲の凝縮核が通常存在するため、大気中では水に対して1-2％以上の過飽和がほとんど見られません。 清浄な空気中でははるかに高い過飽和度が可能であり、雲室の基礎となっています。
雲の過飽和を測定するための機器はありません。
過冷却編集
水滴は一般的に液体の水として残り、0℃（32°F）をはるかに下回っても凍結しません。 大気中の液滴中に存在する可能性のある氷核は、核の形状および組成に応じて、0°C（32°F）および-38°C（-36°F）の間の特定の温度で氷形成のために 氷の核がなければ、過冷却された水滴（および非常に純粋な液体の水）は約-38°C（-36°F）まで存在する可能性があり、その時点で自発的な凍結が起こる。
衝突-合体
雲の中の個々の液滴の挙動がどのように降水の形成につながるかを説明する一つの理論は、衝突-合体プロセスである。 空気中に懸濁した液滴は、衝突して互いに跳ね返るか、または結合してより大きな液滴を形成することによって、互いに相互作用する。 最終的には、液滴は、彼らが降水として地球に落ちることを十分に大きくなります。 水滴は比較的高い表面張力を有するので、衝突-合体プロセスは雲形成の重要な部分を構成しない。 さらに，衝突-合体の発生はエントレインメント-混合過程と密接に関連している。
Bergeron processEdit
氷雲の形成の主要なメカニズムは、Tor Bergeronによって発見されました。 Bergeronプロセスは、水の飽和蒸気圧、または与えられた体積がどれだけの水蒸気を含むことができるかは、蒸気が何と相互作用しているかに依存すると指摘している。 具体的には、氷に対する飽和蒸気圧は、水に対する飽和蒸気圧よりも低い。 水滴と相互作用する水蒸気は、水滴と相互作用するとき、100％の相対湿度で飽和され得るが、氷粒子と相互作用するとき、同じ量の水蒸気は過飽和になる。 水蒸気は平衡に戻ろうとするので、余分な水蒸気は粒子の表面上の氷に凝縮します。 これらの氷の粒子は、より大きな氷の結晶の核として終わる。 このプロセスは、0°C(32°F)から-40°C(-40°F)の間の温度でのみ発生します。 -40°C（-40°F）の下で、液体水は自発的に核形成し、凍ります。 水の表面張力は、液滴がその通常の凝固点よりもはるかに低い液体を維持することを可能にする。 これが起こるとき、それは今過冷却された液体水です。 Bergeronプロセスは、より大きな粒子を形成するために氷の核と相互作用する超冷却液体水（SLW）に依存しています。 SLWの量に比べて氷核が少ないと、液滴が形成できなくなります。 科学者が降水を促進するために人工氷の核で雲を播種するプロセスは、雲の播種として知られています。 これは、そうでなければ雨が降らないかもしれない雲の降水を引き起こすのを助けることができます。 雲の播種は、過剰な人工氷の核を追加し、過冷却液体の水の量に比べて多くの核が存在するようにバランスをシフトさせる。 播種された雲は、多くの粒子を形成しますが、それぞれは非常に小さくなります。 これはあられの嵐の危険がある状態にある区域のための予防の手段としてすることができる。