Física de la nubes

Física de la nubes es el estudio de los procesos físicos que conducen a la formación, crecimiento y precipitación de las nubes atmosféricas. Estos aerosoles se encuentran en la troposfera, la estratosfera y la mesosfera, que en conjunto constituyen la mayor parte de la homosfera. Las nubes consisten en gotas microscópicas de agua líquida (nubes cálidas), pequeños cristales de hielo (nubes frías) o ambos (nubes de fase mixta). Las gotitas de las nubes se forman inicialmente por la condensación del vapor de agua en los núcleos de condensación cuando la sobresaturación del aire supera un valor crítico según la teoría de Köhler. Los núcleos de condensación de las nubes son necesarios para la formación de gotitas de nubes debido al efecto Kelvin, que describe el cambio en la presión de vapor de saturación debido a una superficie curva. En radios pequeños, la cantidad de sobresaturación necesaria para que ocurra la condensación es tan grande, que no sucede de forma natural. La ley de Raoult describe cómo la presión de vapor depende de la cantidad de soluto en una solución. A altas concentraciones, cuando las gotitas de la nube son pequeñas, la sobresaturación requerida es menor que sin la presencia de un núcleo.

En las nubes cálidas, las gotas de nubes más grandes caen a una velocidad terminal más alta; porque a una velocidad dada, la fuerza de arrastre por unidad de peso de gota en las gotas más pequeñas es mayor que en las gotas grandes. Las gotas grandes pueden chocar con gotas pequeñas y combinarse para formar gotas aún más grandes. Cuando las gotas se vuelven lo suficientemente grandes como para que su velocidad hacia abajo (en relación con el aire circundante) sea mayor que la velocidad hacia arriba (en relación con el suelo) del aire circundante, las gotas pueden caer como precipitación. La colisión y la coalescencia no son tan importantes en las nubes de fase mixta donde domina el proceso de Bergeron. Otros procesos importantes que forman la precipitación son el escarchado, cuando una gota de líquido sobreenfriado choca con un copo de nieve sólido, y la agregación, cuando dos copos de nieve sólidos chocan y se combinan. La mecánica precisa de cómo se forma y crece una nube no se entiende por completo, pero los científicos han desarrollado teorías que explican la estructura de las nubes mediante el estudio de la microfísica de las gotas individuales. Los avances en la tecnología de satélites y radares meteorológicos también han permitido el estudio preciso de las nubes a gran escala.

Historia de la física de las nubes

La física de nubes moderna comenzó en el siglo XIX y se describió en varias publicaciones. Otto von Guericke originó la idea de que las nubes estaban compuestas de burbujas de agua. En 1847, Augustus Waller usó una telaraña para examinar gotas bajo el microscopio. Estas observaciones fueron confirmadas por William Henry Dines en 1880 y Richard Assmann en 1884.

Formación de nubes: cómo se satura el aire

Refrigeración del aire hasta su punto de rocío.

Enfriamiento adiabático: paquetes ascendentes de aire húmedo

A medida que el agua se evapora de un área de la superficie de la Tierra, el aire sobre esa área se humedece. El aire húmedo es más liviano que el aire seco circundante, lo que crea una situación inestable. Cuando se ha acumulado suficiente aire húmedo, todo el aire húmedo se eleva como un solo paquete, sin mezclarse con el aire circundante. A medida que se forma más aire húmedo a lo largo de la superficie, el proceso se repite, dando como resultado una serie de paquetes discretos de aire húmedo que se elevan para formar nubes.

Este proceso ocurre cuando uno o más de los tres posibles agentes elevadores (ciclónico/frontal, convectivo u orográfico) hace que el aire que contiene vapor de agua invisible se eleve y se enfríe hasta su punto de rocío, la temperatura a la que el aire se satura. El mecanismo principal detrás de este proceso es el enfriamiento adiabático. La presión atmosférica disminuye con la altitud, por lo que el aire ascendente se expande en un proceso que gasta energía y hace que el aire se enfríe, lo que hace que el vapor de agua se condense en una nube.El vapor de agua en el aire saturado normalmente es atraído por los núcleos de condensación, como el polvo y las partículas de sal, que son lo suficientemente pequeñas como para ser retenidas por la circulación normal del aire. Las gotas de agua en una nube tienen un radio normal de aproximadamente 0,002 mm (0,00008 pulgadas). Las gotas pueden chocar para formar gotas más grandes, que permanecen en el aire mientras la velocidad del aire ascendente dentro de la nube sea igual o mayor que la velocidad terminal de las gotas.

Para las nubes no convectivas, la altitud a la que comienza a producirse la condensación se denomina nivel de condensación elevada (LCL), que determina aproximadamente la altura de la base de la nube. Las nubes convectivas libres generalmente se forman a la altura del nivel de condensación convectiva (CCL). El vapor de agua en el aire saturado normalmente es atraído por los núcleos de condensación, como las partículas de sal que son lo suficientemente pequeñas como para mantenerse en el aire por la circulación normal del aire. Si el proceso de condensación ocurre por debajo del nivel de congelación en la troposfera, los núcleos ayudan a transformar el vapor en gotas de agua muy pequeñas. Las nubes que se forman justo por encima del nivel de congelación se componen principalmente de gotitas de líquido sobreenfriado, mientras que las que se condensan en altitudes más altas, donde el aire es mucho más frío, generalmente toman la forma de cristales de hielo.

Ascensor frontal y ciclónico

El levantamiento frontal y ciclónico ocurre en sus manifestaciones más puras cuando el aire estable, que ha estado sujeto a poco o ningún calentamiento superficial, es forzado a elevarse en los frentes meteorológicos y alrededor de los centros de baja presión. Los frentes cálidos asociados con los ciclones extratropicales tienden a generar principalmente nubes cirriformes y estratiformes en un área amplia, a menos que la masa de aire cálido que se aproxima sea inestable, en cuyo caso los cúmulos congestus o cumulonimbus generalmente estarán incrustados en la principal capa de nubes precipitantes. Los frentes fríos generalmente se mueven más rápido y generan una línea más estrecha de nubes que son en su mayoría estratocumuliformes, cumuliformes o cumulonimbiformes, según la estabilidad de la masa de aire cálido justo delante del frente.

Ascensor convectivo

Otro agente es el movimiento ascendente convectivo de flotación causado por un calentamiento solar diurno significativo a nivel de la superficie, o por una humedad absoluta relativamente alta. La radiación entrante de onda corta generada por el sol se vuelve a emitir como radiación de onda larga cuando alcanza la superficie de la Tierra. Este proceso calienta el aire más cercano al suelo y aumenta la inestabilidad de la masa de aire al crear un gradiente de temperatura más pronunciado desde cálido o cálido a nivel de la superficie hasta frío en altura. Esto hace que se eleve y se enfríe hasta que se alcance el equilibrio de temperatura con el aire circundante en altura. La inestabilidad moderada permite la formación de nubes cumuliformes de tamaño moderado que pueden producir lluvias ligeras si la masa de aire está lo suficientemente húmeda. Las corrientes ascendentes de convección típicas pueden permitir que las gotas crezcan hasta un radio de aproximadamente 0,015 milímetros (0,0006 pulgadas) antes de precipitarse como lluvias. El diámetro equivalente de estas gotas es de aproximadamente 0,03 milímetros (0,001 pulgadas).

Si el aire cerca de la superficie se vuelve extremadamente cálido e inestable, su movimiento ascendente puede volverse bastante explosivo, lo que da como resultado nubes cumulonimbiformes imponentes que pueden causar un clima severo. Cuando las diminutas partículas de agua que componen la nube se agrupan para formar gotitas de lluvia, son atraídas hacia la tierra por la fuerza de la gravedad. Las gotas normalmente se evaporarían por debajo del nivel de condensación, pero las fuertes corrientes ascendentes amortiguan las gotas que caen y pueden mantenerlas en el aire mucho más tiempo de lo que lo harían de otra manera. Las corrientes ascendentes violentas pueden alcanzar velocidades de hasta 180 millas por hora (290 km/h). Cuanto más tiempo permanezcan las gotas de lluvia en el aire, más tiempo tendrán para convertirse en gotas más grandes que eventualmente caerán como lluvias torrenciales.

Las gotas de lluvia que se transportan muy por encima del nivel de congelación se sobreenfrían al principio y luego se congelan en un pequeño granizo. Un núcleo de hielo congelado puede alcanzar un tamaño de 0,5 pulgadas (1,3 cm) viajando a través de una de estas corrientes ascendentes y puede pasar por varias corrientes ascendentes y descendentes antes de finalmente volverse tan pesado que cae al suelo en forma de granizo. Cortar una piedra de granizo por la mitad muestra capas de hielo similares a cebollas, lo que indica distintos momentos en los que pasó a través de una capa de agua superenfriada. Se han encontrado granizos con diámetros de hasta 7 pulgadas (18 cm).

El levantamiento convectivo puede ocurrir en una masa de aire inestable muy lejos de cualquier frente. Sin embargo, el aire inestable muy cálido también puede estar presente alrededor de los frentes y los centros de baja presión, lo que a menudo produce nubes cumuliformes y cumulonimbiformes en concentraciones más pesadas y activas debido a los agentes elevadores frontales y convectivos combinados. Al igual que con la elevación convectiva no frontal, el aumento de la inestabilidad promueve el crecimiento de nubes verticales hacia arriba y aumenta el potencial de tiempo severo. En ocasiones comparativamente raras, la sustentación convectiva puede ser lo suficientemente poderosa como para penetrar la tropopausa y empujar la parte superior de la nube hacia la estratosfera.

Ascensor orográfico

Una tercera fuente de elevación es la circulación del viento que fuerza el aire sobre una barrera física como una montaña (ascensor orográfico). Si el aire es generalmente estable, no se formarán más que nubes de casquete lenticular. Sin embargo, si el aire se vuelve lo suficientemente húmedo e inestable, pueden aparecer chubascos orográficos o tormentas eléctricas.

Enfriamiento no adiabático

Junto con el enfriamiento adiabático que requiere un agente de elevación, existen otros tres mecanismos principales para reducir la temperatura del aire a su punto de rocío, todos los cuales ocurren cerca del nivel de la superficie y no requieren ninguna elevación del aire. El enfriamiento por conducción, radiación y evaporación puede causar condensación a nivel de la superficie, lo que resulta en la formación de niebla. El enfriamiento por conducción se produce cuando el aire procedente de una fuente relativamente templada entra en contacto con una superficie más fría, como cuando el aire marino templado atraviesa una zona terrestre más fría. El enfriamiento por radiación ocurre debido a la emisión de radiación infrarroja, ya sea por el aire o por la superficie debajo.Este tipo de enfriamiento es común durante la noche cuando el cielo está despejado. El enfriamiento por evaporación ocurre cuando se agrega humedad al aire a través de la evaporación, lo que obliga a la temperatura del aire a enfriarse hasta su temperatura de bulbo húmedo o, a veces, hasta el punto de saturación.

Agregando humedad al aire

Hay cinco formas principales en que se puede agregar vapor de agua al aire. El aumento del contenido de vapor puede resultar de la convergencia del viento sobre el agua o suelo húmedo en áreas de movimiento ascendente. La precipitación o virga que cae desde arriba también aumenta el contenido de humedad. El calentamiento durante el día hace que el agua se evapore de la superficie de los océanos, cuerpos de agua o tierras húmedas. La transpiración de las plantas es otra fuente típica de vapor de agua. Por último, el aire frío o seco que se mueve sobre agua más caliente se volverá más húmedo. Al igual que con la calefacción diurna, la adición de humedad al aire aumenta su contenido de calor y su inestabilidad y ayuda a poner en marcha los procesos que conducen a la formación de nubes o niebla.

Sobresaturación

La cantidad de agua que puede existir como vapor en un volumen dado aumenta con la temperatura. Cuando la cantidad de vapor de agua está en equilibrio sobre una superficie plana de agua, el nivel de presión de vapor se denomina saturación y la humedad relativa es del 100 %. En este equilibrio, hay un número igual de moléculas que se evaporan del agua y que se condensan de nuevo en el agua. Si la humedad relativa supera el 100%, se denomina sobresaturada. La sobresaturación ocurre en ausencia de núcleos de condensación.

Dado que la presión de vapor de saturación es proporcional a la temperatura, el aire frío tiene un punto de saturación más bajo que el aire caliente. La diferencia entre estos valores es la base para la formación de nubes. Cuando el aire saturado se enfría, ya no puede contener la misma cantidad de vapor de agua. Si las condiciones son las adecuadas, el exceso de agua se condensará fuera del aire hasta alcanzar el punto de saturación más bajo. Otra posibilidad es que el agua permanezca en forma de vapor, aunque esté más allá del punto de saturación, lo que resultará en una sobresaturación.

Rara vez se observa en la atmósfera una sobresaturación de más del 1% al 2% en relación con el agua, ya que los núcleos de condensación de las nubes suelen estar presentes. Son posibles grados de sobresaturación mucho más altos en aire limpio y son la base de la cámara de niebla.

No existen instrumentos para tomar medidas de sobresaturación en las nubes.

Sobreenfriamiento

Las gotas de agua comúnmente permanecen como agua líquida y no se congelan, incluso muy por debajo de 0 °C (32 °F). Los núcleos de hielo que pueden estar presentes en una gota atmosférica se activan para la formación de hielo a temperaturas específicas entre 0 °C (32 °F) y -38 °C (-36 °F), según la geometría y la composición del núcleo. Sin núcleos de hielo, las gotas de agua sobreenfriada (así como cualquier agua líquida extremadamente pura) pueden existir hasta aproximadamente -38 ° C (-36 ° F), momento en el que se produce la congelación espontánea.

Colisión-coalescencia

Una teoría que explica cómo el comportamiento de las gotas individuales en una nube conduce a la formación de precipitaciones es el proceso de colisión-coalescencia. Las gotas suspendidas en el aire interactuarán entre sí, ya sea chocando y rebotando entre sí o combinándose para formar una gota más grande. Eventualmente, las gotas se vuelven lo suficientemente grandes como para caer a la tierra como precipitación. El proceso de colisión-coalescencia no constituye una parte significativa de la formación de nubes, ya que las gotas de agua tienen una tensión superficial relativamente alta. Además, la ocurrencia de colisión-coalescencia está estrechamente relacionada con los procesos de arrastre-mezcla.

Proceso de Bergeron

El mecanismo principal para la formación de nubes de hielo fue descubierto por Tor Bergeron. El proceso de Bergeron señala que la presión de vapor de saturación del agua, o la cantidad de vapor de agua que puede contener un volumen dado, depende de con qué interactúa el vapor. Específicamente, la presión de vapor de saturación con respecto al hielo es menor que la presión de vapor de saturación con respecto al agua. El vapor de agua que interactúa con una gota de agua puede estar saturado, al 100 % de humedad relativa, cuando interactúa con una gota de agua, pero la misma cantidad de vapor de agua estaría sobresaturada al interactuar con una partícula de hielo. El vapor de agua intentará volver al equilibrio, por lo que el vapor de agua adicional se condensará en hielo en la superficie de la partícula. Estas partículas de hielo terminan como núcleos de cristales de hielo más grandes. Este proceso solo ocurre a temperaturas entre 0 °C (32 °F) y −40 °C (−40 °F). Por debajo de -40 ° C (-40 ° F), el agua líquida se nucleará espontáneamente y se congelará. La tensión superficial del agua permite que la gota permanezca líquida muy por debajo de su punto de congelación normal. Cuando esto sucede, ahora es agua líquida sobreenfriada. El proceso de Bergeron se basa en agua líquida súper enfriada (SLW) que interactúa con núcleos de hielo para formar partículas más grandes. Si hay pocos núcleos de hielo en comparación con la cantidad de SLW, no se podrán formar gotas. Un proceso mediante el cual los científicos siembran una nube con núcleos de hielo artificial para fomentar la precipitación se conoce como siembra de nubes. Esto puede ayudar a causar precipitaciones en las nubes que, de otro modo, no lloverían. La siembra de nubes agrega un exceso de núcleos de hielo artificial que cambia el equilibrio para que haya muchos núcleos en comparación con la cantidad de agua líquida súper enfriada. Una nube sobresembrada formará muchas partículas, pero cada una será muy pequeña. Esto se puede hacer como medida preventiva para áreas que están en riesgo de tormentas de granizo.

Clasificación de nubes

Las nubes en la troposfera, la capa atmosférica más cercana a la Tierra, se clasifican según la altura a la que se encuentran y su forma o apariencia. Hay cinco formas basadas en la estructura física y el proceso de formación. Las nubes cirriformes son altas, delgadas y tenues, y se ven más ampliamente a lo largo de los bordes de ataque de las perturbaciones meteorológicas organizadas. Las nubes estratiformes no son convectivas y aparecen como capas extensas en forma de lámina, que van desde delgadas hasta muy gruesas con un desarrollo vertical considerable. En su mayoría son el producto del levantamiento a gran escala de aire estable. Las nubes cumuliformes de convección libre inestables se forman principalmente en montones localizados. estratocumuliforme las nubes de convección limitada muestran una mezcla de características cumuliformes y estratiformes que aparecen en forma de rollos u ondas. Las nubes cumulonimbiformes altamente convectivas tienen estructuras complejas que a menudo incluyen cimas cirriformes y nubes accesorias estratocumuliformes.

Estas formas se clasifican en cruz por rango de altitud o nivel en diez tipos de género que se pueden subdividir en especies y tipos menores. Las nubes altas se forman a altitudes de 5 a 12 kilómetros. Todas las nubes cirriformes se clasifican como de alto nivel y, por lo tanto, constituyen un solo género de nubes cirrus. Las nubes estratiformes y estratocumuliformes en el nivel alto de la troposfera tienen el prefijo cirro- agregado a sus nombres, lo que da como resultado los géneros cirrostratus y cirrocumulus. Nubes similares que se encuentran en el nivel medio (rango de altitud de 2 a 7 kilómetros) llevan el prefijo alto-, lo que da como resultado los nombres de género altostratus y altocumulus.

Las nubes de bajo nivel no tienen prefijos relacionados con la altura, por lo que las nubes estratiformes y estratocumuliformes con una base de alrededor de 2 kilómetros o menos se conocen simplemente como estrato y estratocúmulo. Los cúmulos pequeños con poco desarrollo vertical (especies humilis) también se clasifican comúnmente como de bajo nivel.

Montones cumuliformes y cumulonimbiformes y capas estratiformes profundas a menudo ocupan al menos dos niveles troposféricos, y el más grande o más profundo de estos puede ocupar los tres niveles. Pueden clasificarse como de nivel bajo o medio, pero también se clasifican o caracterizan comúnmente como verticales o multinivel. Las nubes Nimbostratus son capas estratiformes con suficiente extensión vertical para producir una precipitación significativa. Los cúmulos imponentes (especies congestus) y los cumulonimbos pueden formarse desde cerca de la superficie hasta alturas intermedias de unos 3 kilómetros. De las nubes desarrolladas verticalmente, el tipo cumulonimbus es el más alto y puede abarcar prácticamente toda la troposfera desde unos pocos cientos de metros sobre el suelo hasta la tropopausa. Es la nube responsable de las tormentas eléctricas.

Algunas nubes pueden formarse a niveles muy altos o extremos por encima de la troposfera, principalmente por encima de las regiones polares de la Tierra. Las nubes estratosféricas polares se ven, pero rara vez en invierno a altitudes de 18 a 30 kilómetros, mientras que en verano, las nubes noctilucentes se forman ocasionalmente en latitudes altas en un rango de altitud de 76 a 85 kilómetros. Estas nubes polares muestran algunas de las mismas formas que se ven más abajo en la troposfera.

Tipos homosféricos determinados por clasificación cruzada de formas y niveles.

formas y niveles	Estratiformeno convectivo	Cirriformeen su mayoría no convectivo	Estratocumuliformeconvectiva limitada	Convecciónlibre cumuliforme	Cumulonimbiformefuerte-convectivo
Nivel extremo	PMC: velos noctilucentes	Ondas o remolinos noctilucentes	bandas noctilucentes
nivel muy alto	Ácido nítrico y agua PSC	PSC nacarado cirriforme	PSC nacarado lenticular
Nivel alto	Cirrostrato	Cirro	Cirrocúmulo
Nivel medio	Altostrato		Altocúmulo
Nivel bajo	Estrato		Estratocúmulo	Cumulus humilis o fractus
Vertical de varios niveles o moderado	Nimboestrato			Cumulus mediocris
imponente vertical				Cumulus congestus	Cumulonimbo

Los tipos homosféricos incluyen los diez géneros troposféricos y varios tipos principales adicionales por encima de la troposfera. El género cumulus incluye cuatro especies que indican tamaño y estructura verticales.

Determinación de propiedades

Los satélites se utilizan para recopilar datos sobre las propiedades de las nubes y otra información, como la cantidad de nubes, la altura, la emisividad IR, la profundidad óptica visible, la formación de hielo, el tamaño efectivo de las partículas tanto para el líquido como para el hielo, y la temperatura y la presión en la parte superior de la nube.

Detección

Los conjuntos de datos sobre las propiedades de las nubes se recopilan mediante satélites, como MODIS, POLDER, CALIPSO o ATSR. Los instrumentos miden la radiancia de las nubes, a partir de la cual se pueden recuperar los parámetros relevantes. Esto generalmente se hace usando la teoría inversa.

El método de detección se basa en el hecho de que las nubes tienden a aparecer más brillantes y frías que la superficie terrestre. Debido a esto, aumentan las dificultades para detectar nubes sobre superficies brillantes (altamente reflectantes), como los océanos y el hielo.

Parámetros

El valor de un determinado parámetro es más fiable cuantos más satélites midan dicho parámetro. Esto se debe a que el rango de errores y detalles omitidos varía de un instrumento a otro. Así, si el parámetro analizado tiene valores similares para diferentes instrumentos, se acepta que el valor verdadero se encuentra en el rango dado por los conjuntos de datos correspondientes.

El Experimento Global del Ciclo del Agua y la Energía utiliza las siguientes cantidades para comparar la calidad de los datos de diferentes satélites con el fin de establecer una cuantificación fiable de las propiedades de las nubes:

• la cobertura de nubes o la cantidad de nubes con valores entre 0 y 1
• la temperatura de la nube en la parte superior de la nube oscila entre 150 y 340 K
• la presión de la nube en la parte superior 1013 - 100 hPa
• la altura de las nubes, medida sobre el nivel del mar, que va de 0 a 20 km
• la emisividad IR de la nube, con valores entre 0 y 1, con una media global en torno a 0,7
• la cantidad de nube efectiva, la cantidad de nube ponderada por la emisividad IR de la nube, con un promedio global de 0,5
• la profundidad óptica de la nube (visible) varía dentro de un rango de 4 y 10.
• la trayectoria del agua de la nube para las fases líquida y sólida (hielo) de las partículas de la nube
• el tamaño de partícula efectivo de la nube tanto para líquido como para hielo, que varía de 0 a 200 μm

Formación de hielo

Otra propiedad vital es la característica de formación de hielo de varios tipos de nubes en distintas altitudes, lo que puede tener un gran impacto en la seguridad del vuelo. Las metodologías utilizadas para determinar estas características incluyen el uso de datos de CloudSat para el análisis y la recuperación de las condiciones de formación de hielo, la ubicación de las nubes mediante datos geométricos y de reflectividad de las nubes, la identificación de tipos de nubes mediante datos de clasificación de nubes y la búsqueda de la distribución vertical de la temperatura a lo largo del recorrido de CloudSat. (GFS).

El rango de temperaturas que pueden dar lugar a condiciones de formación de hielo se define según los tipos de nubes y los niveles de altitud:Los estratocúmulos y estratos de bajo nivel pueden causar formación de hielo en un rango de temperatura de 0 a -10 °C.Para altocúmulos y altostratos de nivel medio, el rango es de 0 a -20 °C.Los cúmulos, cumulonimbus y nimbostatus verticales o de varios niveles crean formación de hielo en un rango de 0 a -25 °C.Los cirros, cirrocúmulos y cirroestratos de alto nivel generalmente no causan formación de hielo porque están hechos principalmente de cristales de hielo a una temperatura inferior a -25 °C.

Cohesión y disolución

Hay fuerzas en toda la homosfera (que incluye la troposfera, la estratosfera y la mesosfera) que pueden afectar la integridad estructural de una nube. Se ha especulado que mientras el aire permanezca saturado, la fuerza natural de cohesión que mantiene unidas las moléculas de una sustancia puede actuar para evitar que la nube se rompa. Sin embargo, esta especulación tiene un error lógico en el sentido de que las gotas de agua en la nube no están en contacto entre sí y, por lo tanto, no cumplen la condición requerida para que actúen las fuerzas intermoleculares de cohesión. La disolución de la nube puede ocurrir cuando cesa el proceso de enfriamiento adiabático y el ascenso del aire hacia arriba es reemplazado por hundimiento.Fuerzas más intensas, como la cizalladura del viento y las corrientes descendentes, pueden impactar en una nube, pero en gran medida se limitan a la troposfera, donde tiene lugar casi todo el clima de la Tierra. Un cúmulo típico pesa alrededor de 500 toneladas métricas, o 1,1 millones de libras, el peso de 100 elefantes.

Modelos

Hay dos esquemas de modelos principales que pueden representar la física de las nubes, el más común es el modelo de microfísica a granel que utiliza valores medios para describir las propiedades de las nubes (por ejemplo, contenido de agua de lluvia, contenido de hielo), las propiedades pueden representar solo el primer orden (concentración) o también el segundo orden (masa). La segunda opción es utilizar un esquema de microfísica bin que mantiene los momentos (masa o concentración) en diferentes para diferentes tamaños de partículas. Los modelos de microfísica a granel son mucho más rápidos que los modelos bin, pero son menos precisos.