2014年9月29日

收集水氣的濃積雲

在十大雲族分類中,積雲是外型最討好的一種,輪廓分明,造型多變,廣受大小朋友喜愛。積雲根據其發展的高度與濃密度可再細分為淡積雲(Cumulus humilis)和濃積雲(Cumulus congestus)等。其中濃積雲在科學上的重要性大約是在最近15 年內確立的,一直到現在也還是熱門研究主題。

作者/王嘉琪(任教文化大學大氣科學系)

濃積雲與大氣對流
濃積雲的形成經常伴隨著強烈的垂直運動,從低層輻合帶來的暖濕空氣被上升氣流帶往高空,氣塊絕熱膨脹的同時也迅速降溫,空氣中的水氣達到飽和時,便附著在凝結核上形成小水滴,成為人眼可見的雲朵。若耐心等候,也許可以看到濃積雲一路發展成帶有雲砧的積雨雲,此時水滴已逐漸成長到上升氣流無法支撐的重量,便落下形成降雨。

長期以來,科學家認為濃積雲是積雨雲形成過程中的過渡階段,因此,在繪製熱帶對流示意圖時只畫出兩種高度的雲(圖一),高度較低的雲是在大氣邊界層頂形成的淡積雲,這些積雲由於對流較弱,無法突破邊界層頂的逆溫限制。高度較高的雲則是發展到對流層頂的積雨雲,對流層頂是個更強的逆溫層,這些上升氣流無法突破對流層頂,只好往四面八方輻散出去形成雲砧。




這種二分法的對流結構一直到1999年才被修正為具有三種對流高度的結構(圖二)。位在中間的對流高度便是對應到濃積雲。典型濃積雲發展的高度也毫不馬虎,是由融化層(melting level,此層溫度為攝氏零度)的高度決定。我們都知道對流層的溫度隨著高度升高而遞減,位於融化層以下的雲滴是液態的,融化層以上則是固態的冰晶。



當高空冰晶落到氣溫高於攝氏零度的中低對流層時會快速融化,形成一層厚度相當集中的融化層。由於冰晶融化時會吸收環境的熱量,在融化層附近形成局部低溫,抑制對流發展,因此濃積雲的高度經常會停留在融化層附近,直到對流累積足夠能量後,才會繼續發展。

收集水氣的過程
濃積雲低層的輻合氣流會帶進大量暖濕空氣,強烈的對流很有效率地把水氣往高空傳送,水氣凝結釋放的潛熱會加熱大氣繼續帶動環流,如此便能維持低層的輻合氣流。

另一方面,在雲的邊緣,空氣也會不斷進行小尺度的交換,雲內的濕冷空氣會被帶出來,稱為「逸出」。雲外的暖乾空氣進入雲內稱為「逸入」。逸出作用會讓雲外的空氣變溼,逸入則會讓雲滴蒸發掉,因此雲內的液態水又轉變成水氣。

濃積雲也會下雨,但雨勢不大,所以消耗掉的水氣遠小於氣流帶進來的水氣量。就這樣,從底層收集來的水氣,在上升的過程中凝結,釋放出潛熱,加熱大氣,衝到高空後又蒸發掉,持續不斷的環流會馬上補充水氣,所以濃積雲的整體效應便是讓對流層變得越來越熱、越來越潮溼,也越來越不穩定。當對流層中的能量累積到足以突破融化層的限制時,對流就可以繼續向上發展,成為積雨雲。


對流的生命週期
在確定濃積雲的角色後,科學家終於可以比較正確的描繪出對流的生命週期。來自地表的加熱讓空氣因浮力上升,空氣在上升的過程必須通過邊界層頂的逆溫,這時許多浮力不夠的氣塊就先被擋了下來,只能形成淺積雲。

浮力稍強的氣塊則能突破邊界層頂形成濃積雲,並持續的提供水氣直到中低對流層逐漸達到不穩定的狀態,這樣的過程可能要花費好幾個小時,直到中低對流層累積了足夠的能量時,便突破融化層繼續向上發展,形成高聳的積雨雲。

雖然積雨雲是由濃積雲發展而來,但是積雨雲在對流層中扮演的角色與濃積雲完全不同。積雨雲可說是個敗家子,我們常說花錢如流水,雨大到像用臉盆在倒水,都是非常貼切的形容。積雨雲的降雨率遠大於環流所帶進的水氣量,因此會在短短30 分鐘到一小時左右就消耗掉大部份的水氣,留下少部分以層狀降雨的形態慢慢落下。所以積雨雲的出現會移除對流層中的水氣,並釋放大氣中的能量與不穩定度,使對流層回到穩定的狀態,完成一次對流的生命週期。

未來的工作
積雲的形成、消散與對流過程息息相關,由於空間尺度小、變化迅速、觀測不易,不管是由天氣預報或氣候模擬的角度來看,都是目前最棘手的問題之一。我們至今仍無法精確地在模式中描述雲量、雲狀、雲生命期、對流高度、對流生命期等攸關降雨預報的關鍵資訊。除了不斷提高模式解析度外,科學家也正試著採用更貼近物理過程的參數化方式來進行模擬,希望能有效的解決這個問題。

延伸閱讀
1. Simpson, J., Global circulation and tropical cloud activity, The Global Role of Tropical Rainfall, A. Deepak Publishing, 77-92, 1992.
2. Johnson, R. H. et al., Trimodal characteristics of tropical convection, J. Climate, Vol. 12: 2397-2418, 1999.

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