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。
(稲津 2.2節 (2) 「海のしぶきと礒の香り」)
| 生成過程 ＼ 起源 | 自然起源 | 人為起源 |
|---|---|---|
| 一次エアロゾル | 海塩粒子 鉱物ダスト 生物起源エアロゾル 火山性エアロゾル 森林火災エアロゾル |
有機化合物 ブラックカーボン 酸化鉄 |
| 二次エアロゾル | 硫酸塩・硝酸塩 有機化合物 | 硫酸塩・硝酸塩 有機化合物 |
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。 この状態を「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、太陽放射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。
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。
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。
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。
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 6.9 m/s となる [稲津の本にあわせて修正した]。 稲津 2.3節 36ページ 図2.7 参照。
数式をつかった定量的な議論は 水野 (2000) の 5.4節 「水滴の落下速度」、 佐藤 (2019) の本の 83ページあたり、などにある。
【ここでは具体的にあつかわないが、「粘性係数」あるいは「粘度」と、 「動粘性係数」あるいは「動粘度」(変数記号はふつう ν [ニュー]) は、関係はあるが、 物理量の次元がちがう量である。】
【佐藤 (2019) の 83ページの式に出てくるη [エータ] は空気の粘性係数で、 μ [ミュー] とあるのも同じ (おそらく誤植あるいはたまたまの不統一) にちがいない。】
雲があるときは、([大気の成層と対流のおこりやすさ (2) 水の相変化のあるばあい]のページであつかったように) 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。
粒子に対する空気の抵抗力は、空気のもつ「粘性」のあらわれである。 粘性は、流体内部の摩擦ともいえる。
空気の粘性 (つぎにいう「渦粘性」と区別して「分子粘性」という) は、 (対流圏にあるような空気の密度のもとでは) 空間スケールが cm のけた以下で重要である。
空間スケールが m のけた以上の現象に対しては、分子粘性は無視できることが多い。
しかし、(「雲 微物理」や「微気象学」を別とした) 気象学のおおくの議論では、 時間的または空間的に平均した風速ベクトルを問題にする。 それに対する運動方程式をたてると、風速の平均からのずれどうしの積の項があり、 それは粘性と同様にはたらく。これを「渦粘性」という。 空間スケールが m から km のけたの現象では、渦粘性が重要となることがおおい。 大気境界層 (地面や海面から高さ 1 km ぐらいまで) の話題にはこれがでてくる。
中間圏、熱圏の大気では密度が小さいので、 分子粘性がきく空間スケールが比較的大きくなることがある。
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。
雲粒や雨粒が蒸発して水蒸気にもどることがある。
(湿潤対流のなかで、下降する空気塊のなかで水滴が蒸発して飽和状態がつづくばあいは、湿潤断熱過程とみなせる、)
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。 「人工降雨」とよばれるものごとの多くはふつう「雲のたねまき」ともいわれ、 すでに 水滴の雲粒があるところに氷晶核となる粒子をまくことによって、 氷晶の雪結晶への成長を促進することである。 そこでつかわれる ヨウ化銀 (AgI) や、ドライアイス (固体 CO2) は、 氷晶核になりやすい形をした物質である。
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。
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。 [水の相変化、大気中の水蒸気] の回にしめしたものと同じ。 【稲津 2.4節 40ページの図 2.9 は、縦軸が 飽和 水蒸気密度 (空気の体積あたりの水蒸気の質量) だが、基本的に同じ情報。】
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。 ここにでてくる飽和水蒸気圧は、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。】 【稲津 2.4節 41ページの図 2.10 は、縦軸に 水蒸気密度 (空気の体積あたりの水蒸気の質量) から その温度での氷に対する飽和水蒸気密度をひいたものをとっている。】
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。
ひょうができるには、大きい粒子が落下しないで空気中にあるために、 強い上昇流が必要である。
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。
地上の気象要素とくらべると、雨になるのは地上気温が高いときであるが、 同じ気温でも相対湿度が低いほど雪のままになりやすい。(稲津の図 2.12、もとは松尾・佐粧・佐藤 1982)。 空気が水蒸気で未飽和だと、雪片は氷の昇華蒸発で熱をうばわれるからである。
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。
雨量計は、ふつう、地上に水をためてその体積または重量をはかり、受け口の面積でわって降水量とする。
アメダスなどでは「転倒ます型雨量計」がつかわれる。水を受ける入れ物が水でいっぱいになると入れ物がいれかわる。 これではかられる降水量は、一つの入れ物の体積の倍数である。(それよりこまかい時間配分はわからない。)
雪はとかして (あるいは換算して) 液体の水 (の量) にふくめる。
雨量計での降水の捕捉は風の影響や蒸発によって不完全になる。とくに雪のばあいにとりこぼしが多い。 とりこぼしをなるべくすくなくするために「二重さく」でかこった雨量計をつかい、とりこぼしの評価がおこなわれている。
積雪深は雪のかたちのままで見た地面の上の積雪の高さである。単位は cm がつかわれることがおおい。 従来の観測方法は雪尺の目視だったが、超音波、光などによるレーダー類似の原理での積雪深計ができている。
氷の密度は水の密度の約0.9倍である。 積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。
電波を発信し、受信することによって、電波を反射する雨粒や雪結晶の位置と量を知ることができる。
その「量」は「レーダー反射因子」という形でえられる。そこから統計的な関係で降水量が推定される。レーダー反射因子は、発射電波強度に対する反射電波強度の比に比例する量であり、 反射物質が球形粒子のあつまりならば粒径の6乗と粒子数に比例する。
ただし、地表面や地上の物体による反射 (ground clutter, sea clutter) もあるので、わけなければならない。
融解中の粒子 (みぞれ) は雨や雪よりも強い反射をおこし、「ブライトバンド (bright band)」として観測される。
水平偏波・鉛直偏波をわけて観測することにより、粒子の形についての情報がえられ、 雨粒のばあいは粒径を推定し、降水量をよりよく知ることができる。
また、ドップラー効果をつかうと、風の情報 (雨粒をふくむ空気塊の視線方向速度) がえられる。
ライダー (lidar) はレーザー光をつかったレーダーである。 光を発信し、受信することによって、光を散乱する雲粒やエーロゾル粒子の位置と存在量を知ることができる。
また、ドップラー効果をつかうと、風の情報 (雲やエーロゾルをふくむ空気塊の視線方向速度) がえられる。
(散乱物質があるとそのむこうはよくわからない。地上から雲をみる場合は雲底付近の情報がえられる。)
「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 [π: パイ、円周率] 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。
「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いるだろうが、 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。 もしかすると、「日照あり、なし」に近いかもしれない。(しかし、たしかに日照だともいいきれない。)
雲と降水、および湿潤対流 ([大気の成層と対流のおこりやすさ (2) 水の相変化のあるばあい] 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。
![[日別・月別気象要素の度数分布]](../zu/fujibe_histogram.png){kind=link}