האירוסולים ממלאים תפקיד מרכזי בהתפתחות עננים ובקביעת אופי המשקעים מהם (Rosenfeld et al., 2008; Zang et al., 2023). השפעתם ניכרת במיוחד בענני סערה ערמתיים (קומולונימבוס), שבהם מתקיימים בו־זמנית תהליכים מיקרו־פיזיקליים ודינמיים עוצמתיים. אירוסולים יכולים להיות ממקור טבעי, כגון אבק מדבָּרי מסהרה, או ממקור אנתרופוגני, כגון זיהום תעשייתי ופליטות משריפות יערות. הם פועלים כגרעיני התעבות לעננים (Cloud Condensation Nuclei – CCN), שעליהם מתעבים אדי מים לטיפות, וכגרעיני קיפאון (Ice Nuclei – IN) המאפשרים היווצרות קרח.
ללא נוכחות של גרעיני התעבות לעננים (CCN), יצירת טיפות מים נוזליות כמעט ואינה אפשרית בתנאים אטמוספיריים טבעיים, שכן קפיאה או התעבות הומוגנית דורשות רמות על־רוויה גבוהות מאוד שאינן מתקיימות באטמוספירה (Rosenfeld et al., 2008). גודלם האופייני של גרעיני התעבות נע בין רדיוסים של כ־0.005 עד 2 מיקרון (Ilotoviz et al., 2018). בעננים קרים, תהליך הקיפאון מתרחש לרוב באופן הטרוגני, כאשר חלקיקי IN המצויים בתוך הטיפה מאפשרים קפיאה בטמפרטורות גבוהות יחסית. אבק מדברי, בפרט מסהרה, נחשב ליעיל במיוחד בהפעלת קיפאון כזה (Brennan and Wilhelm 2025). קפיאה הומוגנית של טיפות מים ללא IN מתרחשת רק בטמפרטורות הנמוכות ממינוס 38 מעלות צלזיוס.
ריכוז גרעיני התעבות לעננים (CCN) האופייני בענן נקי הוא מאות בודדות לסמ"ק, לעומת ענן מזוהם, שהריכוז בו הוא באלפים לסמ"ק ובאזורים עתירי זיהום, כגון שריפת יערות באמזונס, יכול להגיע עד 10,000 לסמ"ק (Rosenfeld et al., 2008). השפעת האירוסולים על הענן ניכרת כבר בשלבים הראשונים של היווצרותו. בעננים הנוצרים באוויר נקי יחסית, ריכוז טיפות הענן הנוצרות הוא נמוך, בעוד שבאוויר מזוהם הריכוז גבוה בהרבה. כאשר ריכוז ה־CCN נמוך, אדי המים מתחלקים בין מספר קטן יחסית של טיפות. טיפות אלו גדלות באמצעות דיפוזיה של אדי מים, והתפלגות הגדלים שלהן מתרחבת במהירות. כבר בשלבים מוקדמים מופיעות טיפות גדולות יחסית, המאפשרות התחלה יעילה של תהליך ההתנגשות והלכידה (collision-coalescence), וכתוצאה מכך נוצר גשם חם מוקדם בחיי הענן (Hudson & Yum, 2001; Rosenfeld et al., 2008).
לעומת זאת, באוויר מזוהם ועשיר בגרעיני התעבות לעננים (CCN), אותה כמות אדי מים מתחלקת בין מספר גדול מאוד של טיפות זעירות. כתוצאה מכך מתקבל ספקטרום טיפות צר, הנשלט על־ידי טיפות קטנות שאינן יעילות בתהליך ההתנגשות. טיפות אלו נוטות לזרום סביב טיפות אחרות במקום להתמזג איתן, ולכן הענן אינו ממטיר בשלב זה (Ilotoviz et al., 2018). מים רבים נותרים במצב נוזלי ומוּסעים לגבהים שמעל רום הקיפאון, שם הטמפרטורה נמוכה מ־0 מעלות צלזיוס (Khain et al., 2005). מים אלו מכונים "מים מקוררים בְּיֶתֶר", והם בעלי חשיבות מכרעת להתפתחות הקרח והברד בענן.
הבדלים אלה בין עננים נקיים למזוהמים משפיעים ישירות על אופן יצירת הברד. בענן נקי, שבו מרבית המים כבר ירדו כגשם חם בשלב מוקדם, כמות המים המקוררים ביתר מעל רום הקיפאון – קטנה. חלקיקי הברד הראשונים נוצרים בעיקר מהקפאת טיפות גשם קיימות, והברד לרוב קטן ומועט. לעומת זאת, בענן מזוהם, עיכוב הגשם מאפשר הצטברות גדולה של מים מקוררים ביתר בגבהים קרים. חלקיקי הברד הראשונים נוצרים מהקפאת טיפונות זעירות או מנוקליאציה של קרח על גבי IN. שחרור החום הכמוס בתהליך הקפיאה מגביר את אי־היציבות בענן ומחזק את הזרמים העולים, מה שמעצים עוד יותר את התפתחות הסופה (Rosenfeld et al., 2008).
בענני סערה חזקים, הברד גדל באמצעות סירקולציה חוזרת בתוך הענן: החלקיק נישא כלפי מעלה בזרמים עולים במרכז הענן, אוסף מים מקוררים ביתר שקופאים עליו, וכך גדל, נופל כאשר הזרמים חלשים מחוץ למרכז הענן, ולעיתים נסחף שוב למעלה חזרה למרכז הענן ושוב אוסף על־ידי התנגשויות מים מקוררים ביתר שקופאים עליו. תהליך זה חוזר על עצמו עד שהברד מגיע לגודל שבו מהירות נפילתו גוברת על הזרמים האנכיים. כאשר הברד יורד מתחת לרום הקיפאון הוא נמס בהדרגה. אם הוא גדול מספיק, הוא יגיע לקרקע כברד, ואם לא – יימס לחלוטין ויגיע כגשם. בשל זמינות המים הגדולה בעננים מזוהמים, הברד הנוצר בהם גדול ונפוץ יותר מאשר בעננים נקיים (Ilotoviz et al., 2016).
תהליך נוסף שחשוב בפיזיקת עננים הוא שבירה ספונטנית של טיפות גשם גדולות. כאשר טיפה מגיעה לקוטר של 6.5 מ"מ, היא כבר אינה יציבה וקיימת הסתברות לשבירה. ההסתברות עולה ככל שהטיפה גדלה, ובקוטר של 8.2 מ"מ השבירה היא כמעט מיידית (Kamra et al., 1991). טיפות כאלה נוצרות בעיקר מהמסה של ברד, ולכן תהליך השבירה נפוץ במיוחד בעננים מזוהמים. השבירה יוצרת טיפות קטנות יותר, שחלקן ממשיכות ליפול וחלקן נסחפות חזרה לאזורי עלייה בענן ומשתתפות מחדש בתהליכים של התנגשויות וקפיאה.
עם זאת, כאשר ריכוז האירוסולים גבוה מאוד, השפעתם על הענן אינה מונוטונית. במצבי זיהום קיצוניים נוצרות טיפות רבות וזעירות במיוחד, בעלות שטח פנים כולל גדול. מצב זה מגביר מצד אחד את קצב הדיפוזיה במרכז הענן, אך מצד שני מאיץ אידוי בשוליו ומחליש את התפתחותו הכוללת (Liu et al., 2019). טיפות זעירות אלו עשויות להגיע לגבהים קרים מאוד מתחת למינוס 38 מ"צ ולקפוא בקפיאה הומוגנית, אך אינן תורמות לגידול יעיל של משקעים, ובמקום זאת נשארות באזור הסדן העליון של הענן (Rosenfeld et al., 2008; Ilotoviz et al., 2016).
בסיכומו של דבר, האירוסולים הם גורם מכריע הקובע את מסלול חייו של ענן סערה. עננים נקיים מתאפיינים ביצירת גשם מוקדמת ויעילה, אך בברד מועט ובפסגות נמוכות יחסית. עננים מזוהמים, לעומתם, מעכבים את הגשם, אוגרים מים, מעצימים את הזרמים העולים ומייצרים סופות חזקות יותר, עם ברד גדול ופסגות גבוהות. מעבר לרמה מסוימת של זיהום, עודף האירוסולים מוביל לדיכוי התפתחות הענן עצמו. בכך מדגימים האירוסולים כיצד גורמים מיקרוסקופיים זעירים יכולים להשפיע באופן דרמטי על תופעות מזג אוויר בקנה מידה גדול.
מקורות
Brennan, K. P. and L. Wilhelm, 2025. Saharan dust linked to European hail events. ACP, 25, 10823–10836, 10.5194/acp-25-10823-2025.
Hudson, J. G. and S. S. Yum, 2001. Maritime-Continental Drizzle Contrasts in Small Cumuli. J. Atmos. Sci., 58(8), 915-926.
Ilotoviz, E., A. P. Khain, N. Benmoshe, V. T. Phillips, and A. V. Ryzhkov, 2016. Effect of Aerosols on Freezing Drops, Hail, and Precipitation in a Midlatitude Storm. J. Atmos. Sci, 73(1), 213-231. https://doi.org/10.1175/JAS-D-14-0155.1
Ilotoviz, E., A. Khain, A. V. Ryzhkov and J. C. Synder, 2018. Relationship between aerosols, hail microphysics, and ZDR columns. J. Atmos. Sci., 75, 1755–1781, https://doi.org/10.1175/JAS-D-17-0127.1.
Kamra, A. K., R. V. Bhalwankar, and A. B. Sathe, 1991. Spontaneous breakup of charged and uncharged water drops freely suspended in a wind tunnel. J. Geophys. Res., 96, 17159–17168, https://doi.org/10.1029/91JD01475.
Khain, A., D. Rosenfeld, and A. Pokrovsky, 2005. Aerosol impact on the dynamics and microphysics of deep convective clouds. Q. J. Roy. Meteor. Soc., 131, 2639–2663, https://doi.org/10.1256/qj.04.62.
Liu, H., J. Guo, I. Koren, O. Altaratz, G. Dagan, Y. Wang, J. H. Jiang, P. Zhai and Y. L. Yung, 2019. Non-Monotonic Aerosol Effect on Precipitation in Convective Clouds over Tropical Oceans. Sci Rep, 9, 7809. https://doi.org/10.1038/s41598-019-44284-2.
Rosenfeld, D., U. Lohmann, G. B. Raga, C. D. O’Dowd, M. Kulmala, S. Fuzzi, A. Reissell, and M. O. Andreae, 2008. Flood or drought: How do aerosols affect precipitation? Science, 321, 1309–1313. https://doi.org/10.1126/science.1160606.
Zang, L., D. Rosenfeld, Z. Pan, F. Mao, Y. Zhu, X. Lu, and W. Gong, 2023. Observing aerosol primary convective invigoration and its meteorological feedback. Geophysical Research Letters, 50, e2023GL104151. https://doi.org/10.1029/2023GL104151.
