水的状态变化

水的狀態變化

在介紹雲如何形成之前，首先說說水的三種物態，分別是液體(水)、固體(冰)和氣體(水蒸氣)。 水分在循環的過程中，當水的狀態變化時，就會進行熱量的轉移，這種熱叫做潛熱(latent heat)。 例如從泳池中走出來後，如被風吹到，會感到格外涼快，這就是因為身上水滴加快蒸發，因而吸收了潛熱的緣故。 各種潛熱的相互關係以下圖表示：

圖一

水的狀態變化的關係及每克所涉及的潛熱

這種水的狀態變化涉及的熱量收支，在氣象上關係十分重要，絕不能忽視或輕估。 熱帶氣旋之所以具有如此威力，就是因為大量分水在凝結成雨水時，釋放出大量熱量 （請參看香港熱帶氣旋追擊站《熱帶氣旋字典》－二類條件性不穩定）。 地球上的水，透過蒸發、凝結等過程，對地表溫度或大氣的運動等都扮演重要的角色， 所以任何氣象上涉及的物理過程，都要同時將可感熱和潛熱考慮在內。 空氣的飽和狀態

大氣容納水汽分子有一定的限度，假如到達了最大限度，蒸發面上水分子的進出便保持了平衡狀態， 此種狀態稱為飽和(saturation)。假如空氣中含水量很少，距離飽和水汽的限度還很遠， 那麼蒸發一定很快；反之亦然。飽和水汽含量與實際水汽含量的對比，以相對濕度(relative humidity) 計算。相對濕度越小，蒸發越快。相對濕度如果到達100%，空氣便達到飽和狀態，蒸發停止。

空氣中能容納多少水汽，主要由溫度來決定，溫度越高，能容納的水汽限量越大， 所以下午時相對濕度會下跌。空氣中的水汽到達當時溫度的最大限度，稱為「飽和」。 如果超過飽和，剩下的水汽又凝結成水滴或凝華成冰晶。氣溫達到飽和的溫度， 叫做露點溫度(dew point)。如果要令未飽和的空氣達到飽和，有兩種途徑： 增加空氣中的水汽，或者減低溫度。

暖水面和上面較冷之間可以劃分為兩個氣層。緊靠水面的一層，我們稱它為「貼水氣層」， 厚度不過幾毫米至兩厘米，其中空氣近似不流動，它的溫度大致和水面溫度相同， 水汽含量十分豐富，雖然因為不斷向上擴散而始終達不到飽和，卻經過接近飽和。

圖二

蒸發而使空氣達到飽和的條件

從貼水氣層向上，有一較厚氣層，此層下部氣溫和貼水氣層差不多，但它上部的溫度卻和更高的冷空氣很接近， 可見這層的空氣相當不穩定，產生上下翻騰的現象。此層底部接受貼水氣層中不斷擴散的水汽分子，變得較潮濕， 同時上下翻騰作用使它下部的水汽分配到這層的全部。由於這一層上部溫度較低， 下部又有從貼水氣層源源不絕的供應水汽，所以該層水汽能達到飽和而產生凝結，雲就這樣形成了。

空氣冷卻的方式

另一種使空氣飽和的途徑，就是降低空氣容納水汽的限額，在大氣中，主要靠空氣的冷卻。 以下是三種空氣冷卻的方式：

(1)輻射冷卻(radiational cooling)

輻射是傳播熱量的一種方式，任何物體同時都會經輻射接受熱量(吸熱)，和經由輻射散失能量(散熱)， 凡吸熱超過散熱，溫度就升高。晚上時，空氣輻射熱量而冷卻，溫度不斷降低，容納水汽的能力亦相應降低， 如果空氣中水汽相當豐富，就很容易達到飽和而發生凝結。露和霜就是這樣形成的。 輻射霧亦是因為輻射冷卻而形成的。

(2)平流冷卻(advectional cooling)

平流即是空氣的水平流動。當暖空氣流過冷海面或地面時，它會把熱量傳給海面或地面，因此降低自己的溫度， 空氣容納水汽的能力亦跟著降低。如果暖空氣冷得快，便會達到過飽和而產生凝結， 平流霧就是因為平流冷卻而形成的。

(3)絕熱冷卻(adiabatic cooling)

大家都知道，從地面向上，氣壓迅速遞減，原因如下：

(1)地面氣壓代表整個氣柱的重力，較高面的氣壓只代表上面氣柱的壓力

(2)空氣具有壓縮性，所以地面附近的空氣密度很大，向上遞減得很快

由此可見，假設有一塊空氣基於某種原因而上升，由於周圍空氣壓力較低，它的

體積勢必要膨脹。 為方便討論，我們假設氣塊在升降過程中，不會與外界發生能量的交換， 這種過程稱為絕熱過程(adiabatic process)。當氣塊因外面壓力低而膨脹時， 此種抵抗外壓力，必須作功(work)而消耗能量。但既然外界沒有熱量供應，自然只有減低自己的溫度了。 這就是絕熱冷卻的原理。根據計算，氣塊未飽和前，每上升一百米大概溫度會減低一度。 我們稱它為乾絕熱直減率(dry adiabatic lapse rate)。相反來說，氣塊下降時，周圍壓力升高， 所以氣溫亦會升高，我們稱為「絕熱增暖」，即是每下降一百米氣溫會上升一度。

圖三

氣塊的溫度絕熱變化

但如果空氣一經飽和，只要再稍稍上升，絕熱冷卻使它達到過飽和狀態， 一部分水汽被凝結出來，釋放出潛熱，於是絕熱冷卻被抵消了一部分， 可見飽和氣塊上升的溫度遞減率比未飽和空氣為慢。平均來說，每上升一百米氣溫會降低0.6度， 我們稱之為濕絕熱直減率(wet adiabatic lapse rate)或飽和絕熱直減率(saturated adiabatic lapse rate)。

凝結核的重要性

即使空氣中的水汽達到過飽和，亦未必會發生凝結。實驗結果顯示， 在絕對潔淨的空氣中，即使相對濕度達百分之300-400，仍不會發生凝結。 原來水汽分子相互合併的能力通常都很小，如果空氣非常潔淨，便沒有東西能依附， 結果聚成微粒的水滴，會很易被蒸發掉。但水汽分子附在吸水性微粒上的能力比 水汽分子合併的能力強得多，所以水汽分子之後所形成的水滴很容易保持而變大。 由此可見，隨了空氣要達到過飽和，凝結核(condensation nuclei)亦是水汽凝結的因素。不過，在大氣中， 海水的浪花、在空氣中失去水分而剩下的鹽分、從煙囪或汽車中冒出來的煙， 或者從地面散發出來的塵埃，都能作為凝結核，所以在對流層的任何空氣中，都有過多的凝結核。 至於在零度以下的高空，水汽會直接凝華成冰晶，這種作用所需要的核稱為凝華核。 在大氣中，土壤微粒、微細的冰晶，或包著一層薄冰的微粒，都可作為凝華核。

雲為何會浮在空中?

水汽凝結成雲滴時，半徑只有約0.001-0.015毫米，由於和空氣發生摩擦，故降下的速度只有每秒1.26毫米左右。 如果從3000米的高空以這個速度降至地面，大約需要三天的時間。但雲中經常有上升氣流， 故雲滴隨時都會被抬升。縱使部分雲滴能離開雲體下降，但在到達地面前，便早被蒸發掉， 所以我們從外面看，便不會發覺雲跌下來。

表一 雲粒、雨粒的大小與落下速度的關係

種雲和造雨

上面說過，水汽凝結成水滴要靠凝結核，水汽或水滴結成冰晶便要靠凝華核或結冰核，而降水質點的成長， 則有賴於雲內有某種不穩定現象。以下我們將暖雲(整塊雲的溫度在0度以上)及冷雲(至少一部分在0度以下)分開說明。

圖四 播入碘化銀後，一塊積雲呈爆發性增長

(1)暖雲

當水滴碰撞合併，較大水滴便會吞併較小水滴而長得更大，有助降水質點的成長。 如果要令暖雲增長，便要在雲內播入較大的吸水性凝結核或水滴，使雲內小水滴長大，或彼此碰撞而變大。 例如在雲底播入較小水滴(半徑約0.03毫米)或吸水性顆粒，使水滴變大。水滴因碰撞而合併， 由上升氣流帶到上面，再度碰撞而變得更大，乃從雲中降落。印度曾進行吸水性核的種雲試驗， 從地面向上射出氯化鈉(sodium chloride,NaCl)， 結果雨量較無種雲的地區多42%，可是此項試驗沒有作物理鑑定，故不能作出結論。

(2)冷雲

假如在一塊冰晶和水滴相混的雲內，冰晶密集到相當程度，水滴被消耗，水分附在冰粒上面， 接著產生結霜和凝聚作用，便有助降水質點的成長。如果在冷雲內播入人造結冰核(密度約每立方米一粒)，使雲內的過冷水滴結冰， 便會產生降水。如果以較高密度的結冰核播入雲內，使過冷水滴的密度大為減少，由於沉澱作用和結霜作用的緣故， 會制止冰粒長大，於是雲會消散，降水顆粒亦不會變大。

1946年7月的「卷雲計劃」最早發現適用種入冷雲內的物質：當一小粒乾冰(固體二氧化碳)落入冰櫃中的一塊過冷水滴雲內時， 立刻產生無數小冰晶。乾冰並非作為結冰核，而是利用其低溫(-78度)在它的尾流(wake)內形成無數冰晶。 由於乾冰能產生大量冰晶，所以最適合用於冷雲「超播種」(overseeding)，目的為使冰晶達到每立方米一粒的密度。 証明了乾冰能改造過冷雲後，人們開始尋找有類似冰的結晶構造的人造冰核。 最後找到了碘化銀(silver iodide,AgI)。 現在已經知道，除碘化銀外，還有多種人造冰核，包括化學物資(如碘化鉛及硫酸銅)和有機物質，比碘化銀更適用作結冰核， 但目前仍以使用碘化銀為最多。

過去數十年，美國曾多次將碘化銀散佈在風眼牆內，嘗試藉此削弱熱帶氣旋的威力，原理是使眼牆內的過冷水滴凝固為冰晶， 釋放潛熱而使附近空氣上升，氣壓降低，與中心的氣壓差減低，使氣壓梯度緩和，故此降低了熱帶氣旋的強度。 雖然這個意念不錯，可是氣旋中的浮力及上升氣流都比位於中緯度的對流胞小， 過冷水滴的供應實在太少，故不能斷定碘化銀是否確實能降低熱帶氣旋的強度。