云的形成过程

文章摘要：云的这景致无论怎样的旖旎，怎样的让人留恋，也终将归于平淡，甚至慢慢忘却!云的形春风化怨凡心渡，盈袖墨迹泪始干。云的形成他说：&ldquo。云的形成过我没有朋友，因为彼此不是同类！云的形成过程曾两心相系，今夕，却天涯各一方。形成我对自己说：差一点...... 差一点，我就爱上你了...... 不过，幸好......你不爱我...... -------2011.01,26 他城旧年，随笔。

水汽虽为产生云的原因之一，但空气不能迅速增加极多的水汽以使其饱和，因此产生云的先决条件就在于冷却作用，而冷却作用有接触冷却、混合冷却与绝对冷却三种。

云的生成以藉由绝对冷却为主，例如暖湿气流超越山岭而被迫举升。在上升过程中因膨胀而冷却，使水汽凝结而形成云。

云朵形成的频率对天气和气候有着重要的影响。虽然云看起来经常是相当地庞大而厚实，可以充分地阻挡阳光，但它所包含的水分却着实少得令人吃惊。相较于液态水每立方公尺10³公斤 的密度，云内的液态水含量平均只有二百万分之一。

这是因为云块里大部分的空间是空气，液态水所占的空间不及百万分之一，其质量也是整个空间都是液态水之时的百万分之一。不过，云朵里的液态水是散布于平均直径为10～20微米的众多云滴内 (每立方公分数十至数千个)，这些云堆的表面积可达整个空间都充满液态水之时的百分之五。

这么高的表面积相对于体积之比，说明了云为何能够高效率地吸收与反射太阳辐射，以及能有效地与大气中的微粒与气体发生交互作用。

当空气块通过云区的时候，它所含的化学物质便有机会跟云滴发生交互作用。因此，空气块中可溶于水的化学物质，会经常地被传送至云滴内而被液化。

在对流层的下半部，空气有15%的时间是跟云相接触的。经由对云朵的覆盖面积、典型的高度和生命期，以及空气块通过云区时的上升速度等等测量，科学家估算出一个空气块和云朵的接触时间约在几个小时以内，随后的无云期约持续5-20倍的时间。

热带地区降水的形成，通常是先由空气块的上升而造成水气的凝结与云滴的形成，再经由云滴间的碰撞、合并而形成愈来愈大的雨滴，最后有一些雨滴的终端速度超过上冲气流所能负载，因而开始下降到地面，在落降的途中，它们会继续地收集许多小水滴而不断地长大。不过，在比较寒冷的地区 (如中纬地区)，降水通常是由云内数量不多的冰晶所引发。

由于液态水面的饱和蒸气压大于冰面的饱和蒸气压，因此云内冰晶的成长速率比水来得快。所以，一方面水气不断地由周遭的空气附着到冰晶上，另一方面云滴也不断地蒸发而补充空气中的水分子以供冰晶成长。当云由液态转为冰态之时，我们便说它进入了一个「冰晶化」(glaciation) 的阶段。

此时云顶原本具有明亮而清楚的边际 (代表云内水滴的存在) 会转变成涣漫的帷幕状 (代表云内冰晶的存在)，用肉眼便可以辨视出来。通常成云过程进行到这个阶段都会伴随着降水。

云形成的基本原理

云形成的基本原理是非常简单的：水汽通过蒸发和抬升而垂直输送。聚于地上、湖泊和海洋的水份蒸发到空中，形成云。然后通过风场将水汽送到降水发生的地方。但这一切是如何发生的呢？尽管云的形成有几种方式，但起作用的有三个主要过程 ： 对流(convection)、地型抬升(orographic lifting)和动力抬升(dynamic lifting)。

对流

在对流过程中，水源区，例如含水的地面或水面，受到太阳的加热，产生蒸发。暖表面加热贴在其上的空气，使其携带着水汽上升。空气中所能含有的水汽量是空气温度的函数：空气温度越高，可含水量就越大。

在对流层和对流层顶内，随着高度的上升，温度迅速下降，亦同时伴随着气压的减小。这使得上升着的空气出现膨胀和冷却。上升空气的冷却便水滴随气体膨胀而凝结。类似的情况我们可在暖而湿的房间里的冷水杯子上见到。当水汽接触到冷水杯时，空气中的水汽就会凝结成水滴。水杯就像是在出汗。

凝结发生时的温度称为露点(dew point) ， 或称凝结层 (condensation level)。地形抬升是对流机制的另一种形式。其穊念是一样的：将载有水汽的空气输送到可以把水汽凝结成水滴的高度。但在这种情况下，水汽的上升并不是由于周围空气的加热而引起，而是由于空气沿斜面上升引起的。

地型抬升

在地形抬升中，含水汽的空气由于低层风的影响而沿地表运动，然后此气块遇到山脉的坡面或其它地形。空气具有质量，而运动中的质量贝有动量。所以当运动的湿气块遇到斜面，就会上升，上升到一定高度后开始冷却。就这样，当气块被送到凝结高度时就形成了云。

最后一种将湿空气输送到凝结高度的机制是动力抬升。它与地形抬升的原理是一样的。只不过这时是暖气块沿冷气块斜面上升而非沿地形上升而已。两个具有不同温度的、运动着的空气块相遇时，它们能够相互作用，从而把暖空气输送到较高处，其方式有二种。

设两个气块具有相同的重量，但一暖一冷。冷气块由于其内部动能较低易受引力作用而压缩一压缩使其密度较暖空气块的大。当冷气块向静止着的暖气块移动时，由于密度差异，冷气块将暖气块抬升而置于其下，厚钝的冷气块边缘就像雪犁的作用一样，迅速地将暖气块输送到较高的地方。

当暖气块向静止着的或移动较慢的冷气块移动时，暖气块的密度较冷气块小，因此它不能将冷气块抬升而处于其下。相反，暖气块沿冷气块顶爬升而缓慢上升到凝结高度。因为暖气块的前缘不像冷气块那么平钝，所以此时暖气块不能迅速上升到凝结高度—也许它要作几万英里的水平移动，才可达到合适的高度。

云形成过程中另一个重要因子是大气的稳定性。当空气块经过被太阳加热的陆地或水面时，它变成不稳定的。接近地面的空气被加热，然后通过上述的对流过程上升而形成云。然而，在稳定的大气条件下，较重的冷空气可位于较暖的空气之下。

例如，地面或水面由于在夜间散热而便与其接触的空气冷却。这种情况我们称为逆温(an inversion)，它正好与暖空气在冷空气之下的基本状况是相反的。逆温可以有效地抑制低层冷气团内的对流活动而使空气非常平静。逆温的稳定气块在寒冬地区和近黎明时小块水面上都常见到。

逆温也是使清晨湖面显得平静的原理之一：在无对流活动的冷空气中，几乎静止的空气无法令湖面产生波动。处于这种情况下的大气称之为层结大气(stratified)。因为局部地区空气中存在两个不同的气层。当冷暖空气相遇时，温度有可能降至露点温度，此时若暖空气含有足够水汽的话，则沿两气块间的边界会出现薄的层状云。

如果在逆温情况下出现微风或小扰动的话，潮湿空气也许会接触到冷的地面。若这样，湿空气几乎立即达到其露点温度，并形成地面层云或雾。在适当的条件下，雾的厚度几乎可达 100米。清晨，当太阳加热便地面温度上升时，空气温度亦回升到露点温度之上，那么随着水变成水汽，雾跟着消散。