雲滴凝結增長的過程 P 雲滴可以長期懸浮在空中，雲滴必須增長為雨滴，才能降到地面，成為降雨。

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1 雲滴凝結增長的過程 P 雲滴可以長期懸浮在空中，雲滴必須增長為雨滴，才能降到地面，成為降雨。 當雲滴維持在一定的粒徑時，則雲滴表面的蒸發與凝結達到均衡，此時雲滴表面的飽和水氣壓稱為平衡水氣壓（equilibrium vapor pressure）。 雲滴表面為曲面，具有曲面效應（curvation effect），其平衡水氣壓比平的水面的平衡水氣壓為高（圖7.2），因此僅只為維持雲滴的平衡態，雲內大氣環境就應為過飽和狀態（supersatuated）

2 雲滴凝結增長的過程 P 雲滴粒徑愈小，曲面效應愈大，雲滴表面大氣的過飽和程度就愈高。 對純水而言，維持2μm粒徑的雲滴的相對濕度＞100.1%（圖7.3），當粒徑＞10μm時，可將雲滴表面視為平的水面。 即使在雲內大氣的相對濕度很少超過101%，微小的雲滴將難以發展為大的水滴。但大氣中的親水性凝結核，會有溶質效應（solute effect），使混雜晶狀構造的水表面的平衡水氣壓降低，不須達到100%即可凝結。 大陸的大氣中的凝結核多，會使更多水氣凝結；海洋的大氣凝結核少，水氣更不易凝結。

3 雲滴凝結增長的過程 雲體上升絕熱冷卻，或不斷有水氣輸入雲中，使雲內的水氣壓維持大於雲滴的飽和水氣壓，雲滴才能因凝結而增長。
在雲層內部有冰晶及過冷水滴並存時，因冰晶飽和水氣壓較低，冰晶會不斷因凝結而增大。 冷暖雲混合時，冷雲滴因溫度較低，飽和水氣壓較低，會不斷凝結而增長。 如大氣中存在甚多不同粒徑的凝結核，濕度在78%以上時，大部分凝結核開始有水滴凝結，如氣溫繼續下降，濕度上升，較小凝結核因曲面效應不易增長外，其他雲滴可增長至其最大粒徑。 雲滴透過凝結增長為雨滴的過程很緩慢，不會是造成降雨的直接因素。

4 雲滴的衝併增長過程（collision and coalescence processes） P.166-167
雲滴有大有小，較大雲滴多是大的凝結核所形成，或雲滴的隨機碰撞（random collisions）。 雲滴下落時因重力作用速度會愈來愈快，直至重力與空氣阻力相等時為止，這時的下落速度稱為終端速度（terminal velocity）。 大的雲滴因單位重量的比表面較小（smaller surface-area-to-weight ratio），因此會有較快的終端速度（表7.1）。 大雲滴在下落過程中很快會追上小雲滴，大小雲滴碰撞黏附（coalescence）起來而成為較大雲滴。雲塊在上升氣流時，小雲滴也會追上大雲滴而合併為更大的雲滴。

5 雲滴的衝併增長過程（collision and coalescence processes） P.166-167
在夠厚的雲內，並有反復上升下降的氣流下，雲滴才有足夠的時間，及眾多不同大小的雲滴來不斷碰撞合併，成為足夠大的雨滴。 暖性層雲一般厚度少於500m且上升氣流弱，大雲滴沒有足夠時間增長，形成的雨滴約在200μm以下，如雲下空氣很潮濕，可形成毛毛雨（drizzle），如雲底太高，雨滴蒸發，雨滴不易到達地面而無降水。

6 雲滴的衝併增長過程（collision and coalescence processes） P.166-167
暖性雲（warm cloud）內的雲滴發展為雨滴主要是衝併增長過程。在熱帶地區的暖性積雲在每秒6.5公尺的上升氣流下，100μm的大雲滴最終撞併為5000μm的大雨滴（圖7.5），由於速度很快，因此這種大雨滴經常是對流性陣雨發生時的最早落下地面的雨滴。 到達地面的雨滴很少大於5mm，雨滴間的撞併在雨滴很大時會碰撞分裂，雨滴過大時在下落過程中也會因自身震動分裂為幾個小水滴。

7 冰晶過程（ice-crystal processes, Bergeron processes） 167-170
在中高緯度地區，雲可以向上伸展至遠低於0°C的溫度，稱為冷雲（cold cloud）。如圖7.6中的積雨雲，氣溫在0°C以上的雲層是由水滴所組成；但在0°C以下雲滴仍然是由水滴所組成，這時的雲滴稱為過冷（supercooled）雲滴；至-10°C的高度雲滴中也僅約一個冰晶相對於百萬個水滴；到-20°C高度時，冰晶數目稍多，但仍以過冷水滴為主；要到-40°C高度時的雲滴才完全由冰晶所組成（例如卷雲）。 就如同大氣中的水氣凝結為水滴時需要凝結核（condensation nuclei），水氣凝結為冰晶也需要冰核（ice nuclei）。

8 冰晶過程（ice-crystal processes, Bergeron processes） 167-170
大氣中構成冰核的微粒數量並不多，種類也少於凝結核，主要是黏土物質，例如高嶺土（kaoinite），某些存在於腐爛分解葉片中的細菌，及冰晶自身等。 水氣在其表面直接凝華的冰核稱為凝華核（deposition nuclei）；周圍的過冷水凍結在其表面的稱為凍結核（freezing nuclei）。 有些凍結核是當這些冰核被浸入過冷水滴所形成；有些先是凝結為水滴，後再凍結；有些是過冷水滴與冰核撞併而成，這時稱為接觸凍結（contact freezing）。

9 冰晶過程（ice-crystal processes, Bergeron processes） 167-170
自然環境中冰核很少，因此由冰核增長為冰晶的數量不多，冰晶也可以由水滴凍結而成，但只能在很高的高度，溫度很低下才會發生，因此雲中的冰晶與過冷水滴相比，數量總是很微少。 圖7.7是假設在-15°C時的飽和、過冷的雲層，此時液態雲滴與冰晶均處於平衡水氣壓狀態，但因冰面的飽和水氣壓較低，冰面上的水分子數量就較過冷水面上的水分子數量為少。 冰面上與過冷水面上間的飽和水氣壓的差異，導致水分子由過冷水面移至冰面，使過冷水滴發生蒸發，此一過程不斷持續的結果，是過冷水滴不斷萎縮，而冰晶則不斷增長。過重的冰晶會開如下落。

10 冰晶過程（ice-crystal processes, Bergeron processes） 167-170
在一些相對較暖的雲頂，過冷雲滴與冰晶間的碰撞使水滴與冰面接觸或黏附，凍結於冰晶上的過程稱為碰凍（accretion）形成霰（graupel）或雪丸（snow pellets）。 雪霰下落與雲滴不斷碰撞，會碎裂成小片，接觸雲滴又會增長成新霰，霰造成更多的小片，…。 在較冷的雲裏，冰晶與其他冰晶相撞碎裂成很多小冰核，與數以百計的過冷雲滴接觸，形成冰晶增長的雲內的連鎖反應過程（Chain reaction），使冰晶數量增加。 冰晶碰撞再貼合的過程稱為聚合（aggregation），冰晶叢生形成雪花（snowflake），當雪花下落至雲下融化，則會形成降雨。不融化則會降雪。

11 冰晶過程（ice-crystal processes, Bergeron processes） 167-170
冰晶能夠發育增長為降水，必須有多得多的水滴。比例為1:100,000至1:1,000,000。如冰晶太少，每個冰晶增長得過大，下落出雲外，無法促進雲內的冰晶增長連鎖過程；如過多冰晶，例如冰晶與水滴的數目相近，則雲內有很多微小的冰晶，無法降至地面形成降水。 如冰水比例1:100,000，則意味著每個冰晶可與得到100,000水滴，大部分冰晶能增長至形成降水。 當冷雲中冰核數量不足時，可人工加入冰核（例如乾冰或碘化銀），使冰水比例達到形成降水的條件。 乾冰溫度為-78°C，會使冰面氣溫降低達至過飽和，水氣凝結成水滴再凍結於冰晶上。

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