Física de la nube - Cloud physics
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La física de las 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 , estratosfera y mesosfera , que colectivamente constituyen la mayor parte de la homosfera . Las nubes consisten en gotitas microscópicas de agua líquida (nubes cálidas), pequeños cristales de hielo (nubes frías) o ambos (nubes de fase mixta). Las gotas de nubes se forman inicialmente por la condensación de vapor de agua en núcleos de condensación cuando la sobresaturación del aire excede un valor crítico según la teoría de Köhler . Los núcleos de condensación de nubes son necesarios para la formación de gotas 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 se produzca la condensación es tan grande que no ocurre 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 gotas de las nubes 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 la gota en las gotas más pequeñas es mayor que en las gotas grandes. Las gotas grandes pueden colisionar con gotas pequeñas y combinarse para formar gotas aún más grandes. Cuando las gotas se vuelven lo suficientemente grandes como para que su velocidad descendente (en relación con el aire circundante) sea mayor que la velocidad ascendente (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 borde , cuando una gota de líquido superenfriado 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 comprende completamente, pero los científicos han desarrollado teorías que explican la estructura de las nubes mediante el estudio de la microfísica de las gotitas individuales. Los avances en la tecnología de radares meteorológicos y satélites también han permitido el estudio preciso de las nubes a gran escala.
Historia de la física de la nube
La física moderna de las nubes comenzó en el siglo XIX y se describió en varias publicaciones. Otto von Guericke originó la idea de que las nubes estaban compuestas por burbujas de agua. En 1847, Augustus Waller usó una telaraña para examinar las 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
Enfriamiento 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 vuelve húmedo. El aire húmedo es más ligero 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, lo que resulta en 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 —ciclónicos / frontales, convectivos u orográficos— hacen 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 principal mecanismo 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 nubes. 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 mantenerse en el aire mediante 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 elevado (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 mediante 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 gotitas de agua muy pequeñas. Las nubes que se forman justo por encima del nivel de congelación están compuestas principalmente de gotas 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 . La ausencia de suficientes partículas de condensación en y por encima del nivel de condensación hace que el aire ascendente se sature y la formación de nubes tiende a inhibirse.
Elevación frontal y ciclónica
El levantamiento frontal y ciclónico se produce en sus manifestaciones más puras cuando el aire estable , que ha sido sometido a poco o ningún calentamiento de la superficie, es forzado a elevarse en los frentes climáticos y alrededor de los centros de baja presión . Los frentes cálidos asociados con 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 las nubes cumulus congestus o cumulonimbus generalmente estarán incrustadas en la capa principal 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, dependiendo de la estabilidad de la masa de aire caliente justo delante del frente.
Elevación convectiva
Otro agente es el movimiento ascendente convectivo flotante causado por un calentamiento solar significativo durante el día a nivel de la superficie, o por una humedad absoluta relativamente alta. La radiación de onda corta entrante generada por el sol se vuelve a emitir como radiación de onda larga cuando llega a 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 caliente en el nivel de la superficie hasta frío en el aire. Esto hace que suba y se enfríe hasta que se logre el equilibrio de temperatura con el aire circundante en el aire. La inestabilidad moderada permite la formación de nubes cumuliformes de tamaño moderado que pueden producir chubascos ligeros si la masa de aire es 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 en forma de aguaceros. 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, dando como resultado nubes cumulonimbiformes imponentes que pueden causar un clima severo . A medida que las pequeñas partículas de agua que forman la nube se agrupan para formar gotas de lluvia, son arrastradas 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 permanecen en el aire las gotas de lluvia, más tiempo tienen para convertirse en gotas más grandes que eventualmente caen en forma de fuertes lluvias.
Las gotas de lluvia que se transportan muy por encima del nivel de congelación se sobreenfrían al principio y luego se congelan en pequeñas granizadas. Un núcleo de hielo congelado puede tomar 0,5 pulgadas (1,3 cm) de tamaño viajando a través de una de estas corrientes ascendentes y puede recorrer varias corrientes ascendentes y descendentes antes de volverse finalmente tan pesado que cae al suelo como granizo grande. Cortar una piedra de granizo por la mitad muestra capas de hielo parecidas a cebollas, lo que indica momentos distintos en los que pasó a través de una capa de agua superenfriada . Se han encontrado granizos con diámetros de hasta 7 pulgadas (18 cm).
La elevación por convección puede ocurrir en una masa de aire inestable muy alejada de cualquier frente. Sin embargo, también puede haber aire inestable muy cálido alrededor de los frentes y 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 la posibilidad de condiciones meteorológicas adversas. En ocasiones relativamente raras, la elevación convectiva puede ser lo suficientemente potente como para penetrar la tropopausa y empujar la cima de la nube hacia la estratosfera.
Elevación orográfica
Una tercera fuente de elevación es la circulación del viento que obliga al aire a pasar por una barrera física como una montaña ( elevación orográfica ). Si el aire es estable en general, no se formarán más que nubes de casquete lenticular. Sin embargo, si el aire se vuelve lo suficientemente húmedo e inestable, pueden aparecer lluvias orográficas o tormentas eléctricas .
Refrigeración no adiabática
Junto con el enfriamiento adiabático que requiere un agente de elevación, existen otros tres mecanismos principales para bajar la temperatura del aire a su punto de rocío, todos los cuales ocurren cerca del nivel de la superficie y no requieren ningún levantamiento del aire. El enfriamiento por conducción, radiación y evaporación puede causar condensación a nivel de la superficie, lo que da como resultado la formación de niebla . El enfriamiento conductivo tiene lugar cuando el aire de un área de origen relativamente suave entra en contacto con una superficie más fría, como cuando el aire marino suave se mueve a través de un área 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 evaporativo ocurre cuando se agrega humedad al aire a través de la evaporación, lo que obliga a que la temperatura del aire se enfríe hasta su temperatura de bulbo húmedo o, a veces, hasta el punto de saturación.
Añadiendo humedad al aire
Hay cinco formas principales de agregar vapor de agua al aire. El aumento del contenido de vapor puede resultar de la convergencia del viento sobre el agua o el suelo húmedo en áreas de movimiento ascendente. La precipitación o virga que cae desde arriba también aumenta el contenido de humedad. El calentamiento diurno hace que el agua se evapore de la superficie de los océanos, los cuerpos de agua o la tierra húmeda. 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 el calentamiento diurno, la adición de humedad al aire aumenta su contenido de calor e 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 llama saturación y la humedad relativa es del 100%. En este equilibrio, hay el mismo número 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 en el aire hasta que se alcance 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 resulta en sobresaturación .
Rara vez se observa en la atmósfera una sobresaturación de más de 1 a 2% en relación con el agua, ya que por lo general están presentes núcleos de condensación de nubes. Son posibles grados mucho más altos de sobresaturación en aire limpio y son la base de la cámara de niebla .
No hay instrumentos para medir la 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 vuelven activos para la formación de hielo a temperaturas específicas entre 0 ° C (32 ° F) y -38 ° C (-36 ° F), dependiendo de la geometría y composición del núcleo. Sin núcleos de hielo, las gotas de agua superenfriadas (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 precipitación 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 en forma de 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 aparición de colisión-coalescencia está estrechamente relacionada con los procesos de arrastre-mezcla.
Proceso Bergeron
Tor Bergeron descubrió el mecanismo principal para la formación de nubes de hielo . 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 está interactuando 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 sobresaturado 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 superenfriada . El proceso Bergeron se basa en agua líquida súper enfriada (SLW) que interactúa con los 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 provocar precipitaciones en las nubes que, de otro modo, podrían no llover. La siembra de nubes agrega un exceso de núcleos de hielo artificial que cambia el equilibrio de modo que hay muchos núcleos en comparación con la cantidad de agua líquida súper enfriada. Una nube sobre sembrada formará muchas partículas, pero cada una será muy pequeña. Esto se puede hacer como una 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 extensamente 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 láminas, que van desde delgadas a muy gruesas con un desarrollo vertical considerable. En su mayoría son el producto de la elevación a gran escala de aire estable. Las nubes cumuliformes de convección libre inestables se forman principalmente en montones localizados. Las nubes estratocumuliformes de convección limitada muestran una mezcla de características cumuliformes y estratiformes que aparecen en forma de rollos u ondulaciones. Las nubes cumulonimbiformes altamente convectivas tienen estructuras complejas que a menudo incluyen cimas cirriformes y nubes accesorias estratocumuliformes.
Estas formas se clasifican de forma cruzada por rango de altitud o nivel en diez tipos de género que se pueden subdividir en especies y tipos menores. Las nubes de alto nivel 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 dando lugar a 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 resulta en los nombres de género altostratus y altocumulus .
Las nubes de nivel bajo no tienen prefijos relacionados con la altura, por lo que las nubes estratiformes y estratocumuliformes basadas alrededor de 2 kilómetros o menos se conocen simplemente como estratos y estratocúmulos . Los pequeños cúmulos con poco desarrollo vertical (especie humilis) también se clasifican comúnmente como de nivel bajo.
Los montones cumuliformes y cumulonimbiformes y las capas estratiformes profundas a menudo ocupan al menos dos niveles troposféricos, y el mayor o el más profundo de ellos 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 una extensión vertical suficiente para producir una precipitación significativa. Los cúmulos elevados (especie 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 virtualmente 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. Nubes estratosféricas polares Se ven nubes, pero rara vez en invierno a altitudes de 18 a 30 kilómetros, mientras que en verano, ocasionalmente se forman nubes noctilucentes 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 | Estratiforme no convectivo |
Cirriforme en su mayoría no convectivo |
Estratocumuliforme limitado-convectivo |
Libre-convectivo cumuliforme |
Cumulonimbiforme fuerte-convectivo |
|---|---|---|---|---|---|
| Nivel extremo | PMC : velos noctilucentes | Olas o remolinos noctilucentes | Bandas noctilucentes | ||
| Muy alto nivel | Ácido nítrico y agua PSC | Cirriform nacarado PSC | PSC nacarado lenticular | ||
| Nivel alto | Cirrostrato | Cirro | Cirrocúmulo | ||
| Nivel medio | Altostrato | Altocúmulo | |||
| Nivel bajo | Estrato | Estratocúmulos | Cúmulos humilis o fractus | ||
| Vertical de varios niveles o moderada | Nimboestrato | Cumulus mediocris | |||
| Vertical imponente | Cúmulo congestus | Cumulonimbo |
Los tipos homoesféricos incluyen los diez géneros troposféricos y varios tipos principales adicionales por encima de la troposfera. El género cumulus incluye cuatro especies que indican el tamaño y la 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 de infrarrojos, la profundidad óptica visible, la formación de hielo, el tamaño de partículas efectivo tanto para el líquido como para el hielo, y la temperatura y presión de la parte superior de la nube.
Detección
Los conjuntos de datos sobre las propiedades de la nube se recopilan mediante satélites, como MODIS , POLDER , CALIPSO o ATSR . Los instrumentos miden las radiancias de las nubes, a partir de las cuales 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 parecer más brillantes y frías que la superficie terrestre. Debido a esto, aumentan las dificultades para detectar nubes sobre superficies brillantes (altamente reflectantes ), como océanos y hielo.
Parámetros
El valor de un determinado parámetro es más confiable cuanto más satélites miden dicho parámetro. Esto se debe a que el rango de errores y detalles desatendidos varía de un instrumento a otro. Por lo tanto, si el parámetro analizado tiene valores similares para diferentes instrumentos, se acepta que el valor real se encuentra en el rango dado por los conjuntos de datos correspondientes.
El Experimento del ciclo global 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 varía de 150 a 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, varía 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 efectiva de nubes , la cantidad de nubes ponderada por la emisividad de infrarrojos 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 géneros de nubes a 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 el uso de datos geométricos y de reflectividad de las nubes, la identificación de los tipos de nubes mediante los datos de clasificación de nubes y la búsqueda de la distribución de temperatura vertical a lo largo de la pista de CloudSat. (GFS).
El rango de temperaturas que pueden dar lugar a condiciones de formación de hielo se define de acuerdo con los tipos de nubes y los niveles de altitud:
- Los estratocúmulos y estratos de niveles bajos pueden causar formación de hielo en un rango de temperatura de 0 a -10 ° C.
- Para altocúmulos y altoestratos de nivel medio, el rango es de 0 a -20 ° C.
- Los cúmulos verticales o de varios niveles, cumulonimbus y nimbostatus crean formación de hielo en un rango de 0 a -25 ° C.
- Los cirros, cirrocúmulos y cirrostratos de alto nivel generalmente no causan formación de hielo porque están compuestos principalmente de cristales de hielo a una temperatura inferior a -25 ° C.
Cohesión y disolución
Hay fuerzas en toda la homoesfera (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 satisfacen 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 la elevación del aire hacia arriba es reemplazada por hundimiento . Esto conduce a al menos cierto grado de calentamiento adiabático del aire, lo que puede provocar que las gotas de nubes o los cristales se conviertan de nuevo en vapor de agua invisible. Las fuerzas más fuertes, como la cizalladura del viento y las corrientes descendentes, pueden impactar en una nube, pero estas se limitan en gran medida a la troposfera donde tiene lugar casi todo el clima de la Tierra. Una nube cúmulo típica 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 son los modelos de microfísica masiva que utilizan 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 de contenedores, pero son menos precisos.