![[日別・月別気象要素の度数分布]](../zu/fujibe_histogram.png){kind=link}
エーロゾル (aerosol、「エアロソル」「エアロゾル」ともいう) は、 空気中に、液体や固体の微粒子がまじり、空気とほぼいっしょに動く状態をさす。
ただし、気象学では、水 (H2O) を主成分とするエーロゾルを、 エーロゾルと言わずに、「雲」という。 雲を構成する水や氷の粒子を「雲粒」(くもつぶ) という。
雲粒の大きさは、直径として、約 0.1 mm 以下である。 粒径が大きくなるほど、空気によってささえられにくくなる。その変化は連続的なのだが、 約 0.1 mm より大きな粒子は、空気に対してあきらかに落下し、明確な上昇流がないとささえられない。 そのような粒子を雲粒と区別して、「雨粒」「雪結晶」などの用語をつかう。
「雲量」の基本的な意味は、「空のうちどれだけが雲でおおわれているか」である。 (質量でも体積でもモル数でもない。)
地上観測による雲量は、地平面から上の全天を半球面のようにとらえて、 そのうち、雲におおわれた部分の、立体角としての比率をさしている。 立体角は半径1の球の表面積のようにかぞえるので半球だと 2πになるのだが、 雲量ではこれを (日本式のばあい) 10 に換算するのだ。
日本では、全天が雲でおおわれたばあいを 10 とした、0から10までの雲量がつかわれる。
国際的な気象観測の通報では、全天が雲でおおわれたばあいを 8 とした雲量がつかわれる。
雲量の観測値のヒストグラムは (日本の方式でいえば) 0 と 10 の両端にピークをもつことが多い。正規分布とはまったくちがう。 (ただし、たとえば1か月の平均をとると、かなり正規分布に近くなる。)
衛星観測や気象モデル (数値天気予報モデル、気候モデルの大気部分) から得られる (広域の) 雲量は、地表面積のうちで雲におおわれた部分の 面積の比率をさすことが多い。 この雲量と、地上観測による各地点の雲量とは、おおまかには対応するが、くわしく対応するとはかぎらない。
日本の気象庁では(その前身の中央気象台のころから) 天気の「晴れ」・「くもり」の区分を、雲量によっている。 全天を10とした雲量の、1以下が快晴、2から8が晴れ、9以上がくもりである。
国際的な気象観測の通報では、「天気」(weather) は降水、霧、雷などをさす。 日本の方式の「快晴」「晴れ」「くもり」に対応する情報は雲量で伝えられ、「天気」にはふくまれない。
気象庁の「晴れ」「くもり」の定義を意識しない日本語話者の 日常語の「晴れ」「くもり」は、気象庁のものとちがうようである。 たとえば、「日照あり、なし」に近いかもしれない。 もしそうだとすると、定量的気象要素でいえば、直達日射量を反映しているかもしれない。 気象庁以外の天気記録をつかう際には、用語の意味がちがうかもしれないことに注意する必要がある。
【[補足] テレビやネットの「天気予報」「気象情報」のわくで気象予報士の人がつかう用語の 「晴れ」「くもり」は、気象庁の定義にあわせて、雲量できめているはずです。 しかし、気象予報士以外の人がつかう「晴れ」「くもり」はちがうもしれません。】
雲の分類名の背景には、つぎの2つの考えかたがある。
| 高さの分類 | 雲形 | 記号 | (ラテン語・英語) |
|---|---|---|---|
| 上層雲 | 巻雲 | Ci | cirrus |
| 巻積雲 | Cc | cirrocumulus | |
| 巻層雲 | Cs | cirrostratus | |
| 中層雲 | 高積雲 | Ac | altocumulus |
| 高層雲 | As | altostratus | |
| 中層雲 (下層にもひろがる) | 乱層雲 | Ns | nimbostratus |
| 下層雲 | 層雲 | St | stratus |
| 層積雲 | Sc | stratocumulus | |
| 鉛直にのびる雲 | 積雲 | Cu | cumulus |
| 積乱雲 | Cb | cumulonimbus |
【[補足] 十種雲形の雲の写真の例として、桜美林大学の坪田 幸政 先生のウェブサイトにあるものを見る。
気象衛星は、 地球が反射する太陽光と、射出する赤外線の、それぞれ空間分布を観測している。
雲は、波長 10μm ぐらいの赤外線の波長帯では、黒体に近い射出率をもつ。 【このあたりの放射に関する概念は、教科書 第6講にあたる話題の回に説明する。】 したがって、雲が出す赤外線は、雲頂温度の黒体放射に近い。 対流圏では、上ほど温度が低いのがふつうだから、 雲頂高度が高いほど、雲頂温度は低く、衛星が受ける赤外線のエネルギーは少ない。 人は (雲は可視光の反射率が高いので) 雲は白いと認識する習慣があるので、 赤外画像は、エネルギーが少ない (いわば「赤外線の目で見て暗い」) ほど明るいように表示する。 そのような赤外画像で白いところは、背の高い雲に対応している。
気象衛星画像の空間パターンを見ることによって、 温帯低気圧や台風などの構造を認識することができる。
また、複数の時点の画像を比較することによって、 雲の動きから風速ベクトルを推定したり、台風などの構造の移動を知ったりすることができる。
【気象衛星「ひまわり」は、気象庁が担当しているが、 データは公開され、いろいろな人が加工して提供している。 講義で紹介した動画は、国立情報学研究所の 北本 朝展 先生による「デジタル台風」 というサイト (http://agora.ex.nii.ac.jp/digital-typhoon/ ) の 「気象データ動画アーカイブ」のうちの「雲画像動画アーカイブ」の 「ひまわり8号月別雲画像動画アーカイブ」http://agora.ex.nii.ac.jp/digital-typhoon/himawari-3g/monthly/ の 「雲画像動画：全球（10分間隔）」の 「可視カラーハイブリッド画像」「赤外画像 [B13]」「水蒸気画像 [B08]」の MP4ファイルである。】
大気中で水蒸気が凝結するためには、水蒸気圧が飽和に達していることのほかに、 凝結核となるエーロゾル粒子が必要である。 凝結核に適しているのは、直径 1 ～ 10 μm 程度の大きさの粒子で、物質の種類にはあまりよらない。 凝結核が乏しいと、水蒸気圧が飽和水蒸気圧をこえても、凝結がおこらないことがある。 の状態を「過飽和」という。 野外では、凝結核が不足して過飽和になっていることはあまりない。 【しかし、凝結核の個数が多いか少ないかは雲のできかたに影響する。 同じ雲水量 (雲粒になっている水の合計質量) でも、 凝結核が多いほど、雲粒の数が多くなり、大気中での雲の寿命が長めに、太陽光反射率が高めになる。】
雲粒は空気に対してほとんど落ちないが、雨粒は落ちる。 これは、空気の抵抗が粒子の大きさによってちがうからである。
話を簡単にするために、球形の粒子を考える。
【[授業で話したことを2023-05-26 補足] 粒子にはたらく力は、重力 (下向き、粒子の質量 かける 重力加速度)、 鉛直方向の気圧傾度力 (「浮力」といわれる)、空気による抵抗力である。 ただし、静水圧のつりあいの基本場のもとで考えるので、 鉛直方向の気圧傾度力は、粒子と同じ体積の空気にはたらく重力とつりあう大きさである。 空気の密度は液体の密度よりも (10進法で) 3けた小さいから、 鉛直方向の気圧傾度力は定量的には無視できる。】
落下する粒子にはたらく空気の抵抗力は、 粒子が小さく、落下速度が遅いうちは、粒子の半径と落下速度とに比例する。 佐藤 (2019) の 83ページの式に出てくるηは空気の粘性係数で、μとあるのも同じ (おそらくηの誤植) にちがいない。 空気の粘性係数の値は気圧や気温によっていくらかかわるが、 1気圧、20℃での値は 1.8×10-5 N s/m2 (1.8 かける 10のマイナス5乗 ニュートン かける 秒 わる メートルの2乗) である。 ここでは、佐藤 (2019) の本の 83ページにそって (黒板をつかって) 理屈を追ってみよう 。 【[2023-05-26 補足] 粒子が空気に対して静止しているところからはじめると、 当初は粒子の速度が 0 で重力だけが働くから、粒子の落下速度は重力加速度によってふえていく。 それにともなって空気の抵抗力がふえて、粒子の下向き加速度が小さくなっていく。】 重力と空気の抵抗力がつりあって等速直線運動になるばあいの落下速度が「終端速度」とよばれる。 終端速度は、上の近似では、粒子の半径の2乗に比例する。 粒子が大きくなるにつれて この近似からずれてくる。 半径が 1 mm ならば、終端速度は 約 4 m/s となる。
【もうすこしくわしい議論は、たとえば 水野 (2000) の 5.4節 「水滴の落下速度」にある。】
雲があるときは、(前回あつかったように) 雲は空気塊として上昇しているのがふつうなので、 雲粒がそれに対して落下していても、地表に対しては落ちないでいられることが多い。 しかし粒子が大きくなると終端速度が大きいので、上昇流でうちけせず、粒子は落下する。
雲粒は、そのまわりに水蒸気が凝結することによって、直径 0.02 mm くらいまで成長する。
そこからさきの成長は、おもに粒子の併合による。 大きな粒子のほうが落下速度が速いから、その下にある小さな粒子に追いついて併合することがある。
水滴がこおって氷晶ができることがあるが、 それは、氷晶核となるエーロゾルがあると促進され、 それがないと、-40℃ぐらいまで過冷却水滴のままのこともある。 氷晶核になる物質の種類はかぎられている。
過冷却水滴は、航空機に着氷をもたらすことがある。
氷に対する飽和水蒸気圧 (固相と気相の相平衡による) は、 水に対する飽和水蒸気圧 (液相と気相の相平衡による) よりも小さい。
[水の相変化、大気中の水蒸気] の回にしめした、 気温を横軸、飽和水蒸気圧を縦軸にとったグラフ。 飽和水蒸気圧の計算は、Tetens (1930) の式によった。 ただし、0℃ での飽和水蒸気圧を 6.11 hPa としてあたえた。
そこで、空気が、氷に対しては飽和しているが、水に対しては未飽和であることがある。 そのようなとき、水滴が蒸発し、氷晶が成長することがある。
氷晶の結晶系は六方晶系だが、その結晶がどのような形につながって成長するかは、 その場の温度・湿度条件によって変わってくる。 それは 中谷 [なかや] 宇吉郎、さらに 小林 禎作 によって研究され、 温度と「過飽和度」の2軸のダイアグラムで表現されている。 【「過飽和度」とは、水蒸気圧を e、飽和水蒸気圧を es とすると、 (e - es)/es だが、数値を100倍して % で表現することが多い。 なお、相平衡は境界面の形によっていくらかずれるが、 ここでの飽和水蒸気圧は、平面の水面での相平衡にもとづくものである。 小倉『一般気象学』 第2版 4.1節 80ページ参照。】
中谷の有名なことば「雪は天から送られた手紙である」は、 雪の結晶の形が、上空の温度・湿度条件を反映していることをさしている。
氷粒子と過冷却水滴が併合すると、雪結晶でなく、不透明な氷の粒ができる。 これが「あられ」、その大きいもの(直径 約 5 mm 以上)が「ひょう(雹)」である。
雷の発生には、積乱雲のなかで あられ と 氷晶の雲粒 とが衝突することがかかわると考えられている。 したがって、あられ ができる条件は、雷が発生する条件の前提となる。
雨のうちには、水滴の併合だけによってできるものもある。
他方、氷晶の成長によって雪結晶ができ、それが (対流圏では下層ほど温度が高いので) 融解して雨となって降るものもある。 融解が不完全ならば「みぞれ」となる。
わたしはつかいたくない表現だが、雨ができるしくみの分類をあらわす専門家の符丁として 「つめたい雨」「あたたかい雨」という表現がつかわれることがある。 これは雨水の温度をしめすものではない。
「降水量」は、雨や雪が、ある指定された時間の期間に、地表面に降って、しみこまずに液体の水としてたまったと仮定したときの水の深さとされ、単位 mm で示されることが多い。 しかし、水の循環を考えるうえでは、地表面の単位面積あたりの水の質量の流れと考えたほうがよい。 水の密度がよい近似で1000 kg/m3 なので、降水量 1 mm はちょうど 1 kg/m2 にあたる。
氷の密度は水の密度の約0.9倍である。 雪は氷のほかにすきまがあり、積もったときには空気をふくんでいるので、 雪の密度は水の密度の0.1～0.3倍であることが多い。 積雪深の増加で見た降雪量と降水量との換算には密度を考慮する必要がある。
佐藤 (2019) の88ページの表にしめされた 雨の強さと 1時間雨量の対応の出典は 気象庁によるつぎの表にちがいない。
雲と降水、および湿潤対流 (前回の主題) についての教科書と入門的読みものをいくつか紹介します。