Fizica norilor - Cloud physics
| Parte dintr- o serie pe |
| Vreme |
|---|
 |
 Portalul meteo
|
Fizica norilor este studiul proceselor fizice care duc la formarea, creșterea și precipitarea norilor atmosferici. Acești aerosoli se găsesc în troposferă , stratosferă și mezosferă , care alcătuiesc colectiv cea mai mare parte a homosferei . Norii constau din picături microscopice de apă lichidă (nori calzi), mici cristale de gheață (nori reci) sau ambele (nori cu fază mixtă). Picăturile de nor se formează inițial prin condensarea vaporilor de apă pe nucleele de condens atunci când suprasaturarea aerului depășește o valoare critică conform teoriei Köhler . Nucleii de condensare a norilor sunt necesari pentru formarea picăturilor de nor din cauza efectului Kelvin , care descrie schimbarea presiunii vaporilor de saturație datorită unei suprafețe curbate. La raze mici, cantitatea de suprasaturare necesară pentru ca condensul să apară este atât de mare, încât nu se întâmplă în mod natural. Legea lui Raoult descrie modul în care presiunea vaporilor este dependentă de cantitatea de substanță dizolvată dintr-o soluție. La concentrații mari, când picăturile de nor sunt mici, suprasaturarea necesară este mai mică decât fără prezența unui nucleu.
În nori calzi, picături de nori mai mari cad la o viteză terminală mai mare; deoarece la o viteză dată, forța de tragere pe unitate de greutate a picăturilor pe picăturile mai mici este mai mare decât pe picăturile mari. Picăturile mari se pot ciocni apoi cu picături mici și se pot combina pentru a forma picături și mai mari. Când picăturile devin suficient de mari încât viteza lor descendentă (în raport cu aerul înconjurător) este mai mare decât viteza ascendentă (în raport cu solul) a aerului înconjurător, picăturile pot cădea ca precipitații . Coliziunea și coalescența nu sunt la fel de importante în norii de fază mixtă unde domină procesul Bergeron . Alte procese importante care formează precipitații sunt îmbinarea , atunci când o picătură de lichid supraîncălzit se ciocnește cu un fulg de zăpadă solid și agregarea, când doi fulgi de zăpadă solide se ciocnesc și se combină. Mecanica precisă a modului în care se formează și crește un nor nu este complet înțeleasă, dar oamenii de știință au dezvoltat teorii care explică structura norilor prin studierea microfizicii picăturilor individuale. Progresele în tehnologia radar meteo și prin satelit au permis, de asemenea, studiul precis al norilor pe scară largă.
Istoria fizicii norilor
Fizica modernă a norilor a început în secolul al XIX-lea și a fost descrisă în mai multe publicații. Otto von Guericke a creat ideea că norii erau compuși din bule de apă. În 1847 Augustus Waller a folosit pânză de păianjen pentru a examina picăturile la microscop. Aceste observații au fost confirmate de William Henry Dines în 1880 și Richard Assmann în 1884.
Formarea norilor: modul în care aerul se satură
Aerul de răcire până la punctul de rouă
Răcire adiabatică: pachete în creștere de aer umed
Pe măsură ce apa se evaporă dintr-o zonă a suprafeței Pământului, aerul din acea zonă devine umed. Aerul umed este mai ușor decât aerul uscat din jur, creând o situație instabilă. Când s-a acumulat suficient aer umed, tot aerul umed se ridică sub forma unui singur pachet, fără a se amesteca cu aerul din jur. Pe măsură ce se formează mai mult aer umed de-a lungul suprafeței, procesul se repetă, rezultând o serie de pachete discrete de aer umed care se ridică pentru a forma nori.
Acest proces are loc atunci când unul sau mai mulți dintre cei trei posibili agenți de ridicare - ciclonic / frontal, convectiv sau orografic - determină creșterea și răcirea aerului care conține vapori de apă invizibili până la punctul de rouă , temperatura la care aerul devine saturat. Mecanismul principal din spatele acestui proces este răcirea adiabatică . Presiunea atmosferică scade odată cu altitudinea, astfel încât aerul în creștere se extinde într-un proces care consumă energie și determină răcirea aerului, ceea ce face ca vaporii de apă să se condenseze în nor. Vaporii de apă din aerul saturat sunt atrași în mod normal de nucleele de condensare, cum ar fi particulele de praf și sare , care sunt suficient de mici pentru a fi ținute în sus de circulația normală a aerului. Picăturile de apă dintr-un nor au o rază normală de aproximativ 0,002 mm (0,00008 in). Picăturile se pot ciocni pentru a forma picături mai mari, care rămân înalte atât timp cât viteza aerului care se ridică în nor este egală sau mai mare decât viteza terminală a picăturilor.
Pentru norul non-convectiv, altitudinea la care începe condensarea se numește nivelul de condensare ridicat (LCL), care determină aproximativ înălțimea bazei norului. Norii convectivi liberi se formează în general la altitudinea nivelului de condensare convectivă (CCL). Vaporii de apă din aerul saturat sunt atrași în mod normal de nucleele de condensare, cum ar fi particulele de sare care sunt suficient de mici pentru a fi ținute în sus de circulația normală a aerului. Dacă procesul de condensare are loc sub nivelul de îngheț în troposferă, nucleele ajută la transformarea vaporilor în picături de apă foarte mici. Norii care se formează chiar deasupra nivelului de îngheț sunt compuși în cea mai mare parte din picături de lichid supraîncălzite, în timp ce cele care se condensează la altitudini mai mari unde aerul este mult mai rece iau în general forma cristalelor de gheață . Absența unor particule de condens suficient la nivelul de condensare și deasupra acestuia determină suprasaturarea aerului în creștere și formarea norului tinde să fie inhibată.
Ridicare frontală și ciclonică
Ridicarea frontală și ciclonică are loc în manifestările lor cele mai pure atunci când aerul stabil , care a fost supus unei încălziri superficiale reduse sau deloc, este forțat în sus pe fronturile meteorologice și în jurul centrelor de presiune scăzută . Fronturile calde asociate ciclonilor extratropicali tind să genereze în mare parte nori cirriformi și stratiformi pe o zonă largă, cu excepția cazului în care masa de aer caldă care se apropie este instabilă, caz în care cumulus congestus sau cumulonimbus vor fi de obicei încorporați în stratul principal de nori precipitați. Fronturile reci se mișcă mai repede și generează o linie mai îngustă de nori, care sunt în cea mai mare parte stratocumuliforme, cumuliforme sau cumulonimbiforme, în funcție de stabilitatea masei de aer cald chiar în fața frontului.
Ridicarea convectivă
Un alt agent este mișcarea convectivă ascendentă ascendentă cauzată de încălzirea solară semnificativă în timpul zilei la nivelul suprafeței sau de umiditatea absolută relativ ridicată. Radiațiile cu unde scurte de intrare generate de soare sunt reemise ca radiații cu unde lungi când ajung la suprafața Pământului. Acest proces încălzește aerul cel mai apropiat de sol și crește instabilitatea masei de aer, creând un gradient de temperatură mai abrupt de la cald sau cald la nivelul suprafeței până la rece în sus. Acest lucru îl face să crească și să se răcească până când echilibrul de temperatură este atins cu aerul înconjurător în sus. Instabilitatea moderată permite formarea de nori cumuliformi de dimensiuni moderate care pot produce averse ușoare dacă masa de aer este suficient de umedă. Curenții tipici de convecție pot permite picăturilor să crească la o rază de aproximativ 0,015 milimetri (0,0006 in) înainte de a precipita ca averse. Diametrul echivalent al acestor picături este de aproximativ 0,03 milimetri (0,001 in).
Dacă aerul din apropierea suprafeței devine extrem de cald și instabil, mișcarea sa ascendentă poate deveni destul de explozivă, rezultând nori cumulonimbiformi falnici care pot provoca vreme severă . Ca particule minuscule de apă care alcătuiesc norul, se formează pentru a forma picături de ploaie, ele sunt trase în jos pe pământ de forța gravitației . Picăturile s-ar evapora în mod normal sub nivelul de condensare, dar curenții ascendenți puternici tamponează picăturile care se încadrează și le pot menține mult mai mult decât ar fi altfel. Curentele de curent violente pot atinge viteze de până la 290 de mile pe oră (290 km / h). Cu cât picăturile de ploaie rămân mai înalte, cu atât au mai mult timp să crească în picături mai mari care, în cele din urmă, cad ca averse puternice.
Picăturile de ploaie care sunt transportate cu mult peste nivelul de îngheț devin supraîncălzite la început, apoi îngheață în grindină mică. Un nucleu de gheață înghețat poate ridica o lungime de 0,5 inci (1,3 cm), călătorind prin unul dintre aceste curenți ascendenți și poate parcurge mai multe curenți ascendenți și descendenți înainte de a deveni în sfârșit atât de greu încât cade pe pământ ca o grindină mare. Tăierea unei grindini în jumătate arată straturi de gheață asemănătoare cepei, indicând momente distincte când a trecut printr-un strat de apă super-răcită . Au fost găsite pietre de grindină cu diametre de până la 7 inci (18 cm).
Ridicarea convectivă poate apărea într-o masă de aer instabilă, departe de orice fronturi. Totuși, aerul cald foarte instabil poate fi prezent și în jurul fronturilor și centrelor de joasă presiune, producând deseori nori cumuliformi și cumulonimbiformi în concentrații mai grele și mai active din cauza agenților de ridicare frontali și convecți combinați. La fel ca în cazul ridicării prin convectie non-frontală, creșterea instabilității promovează creșterea norului vertical ascendent și crește potențialul de vreme severă. În cazuri rare, ridicarea convectivă poate fi suficient de puternică pentru a pătrunde în tropopauză și a împinge vârful norului în stratosferă.
Ridicarea orografică
O a treia sursă de ridicare este circulația vântului care forțează aerul peste o barieră fizică, cum ar fi un munte ( ascensor orografic ). Dacă aerul este în general stabil, nu se vor forma altceva decât nori de capac lenticular. Cu toate acestea, dacă aerul devine suficient de umed și instabil, pot apărea averse orografice sau furtuni .
Răcire non-adiabatică
Împreună cu răcirea adiabatică care necesită un agent de ridicare, există alte trei mecanisme principale pentru scăderea temperaturii aerului până la punctul său de rouă, toate acestea apar aproape de nivelul suprafeței și nu necesită nici o ridicare a aerului. Răcirea conductivă, radiațională și evaporativă poate provoca condens la nivelul suprafeței, rezultând formarea de ceață . Răcirea conductivă are loc atunci când aerul dintr-o zonă de sursă relativ ușoară intră în contact cu o suprafață mai rece, ca atunci când aerul marin ușor se deplasează pe o zonă terestră mai rece. Răcirea radiațională are loc datorită emisiei de radiații infraroșii , fie de către aer, fie de către suprafața de dedesubt. Acest tip de răcire este comun în timpul nopții când cerul este senin. Răcirea prin evaporare are loc atunci când se adaugă umezeală în aer prin evaporare, ceea ce forțează temperatura aerului să se răcească până la temperatura bulbului umed sau, uneori, până la punctul de saturație.
Adăugarea de umiditate în aer
Există cinci moduri principale de a adăuga vapori de apă în aer. Creșterea conținutului de vapori poate rezulta din convergența vântului peste apă sau pământ umed în zone de mișcare ascendentă. Precipitațiile sau virga care cade de sus îmbunătățește, de asemenea, conținutul de umiditate. Încălzirea pe timp de zi determină evaporarea apei de pe suprafața oceanelor, corpurilor de apă sau terenului umed. Transpirația din plante este o altă sursă tipică de vapori de apă. În cele din urmă, aerul rece sau uscat care se deplasează peste apă mai caldă va deveni mai umed. La fel ca în cazul încălzirii din timpul zilei, adăugarea de umiditate în aer crește conținutul său de căldură și instabilitatea și ajută la punerea în mișcare a acelor procese care duc la formarea norilor sau a ceații.
Suprasaturare
Cantitatea de apă care poate exista sub formă de vapori într-un volum dat crește odată cu temperatura. Când cantitatea de vapori de apă este în echilibru deasupra unei suprafețe plane de apă, nivelul presiunii vaporilor se numește saturație și umiditatea relativă este de 100%. La acest echilibru există un număr egal de molecule care se evaporă din apă, deoarece se condensează înapoi în apă. Dacă umiditatea relativă devine mai mare de 100%, se numește suprasaturată. Suprasaturarea are loc în absența nucleelor de condensare.
Deoarece presiunea vaporilor de saturație este proporțională cu temperatura, aerul rece are un punct de saturație mai mic decât aerul cald. Diferența dintre aceste valori stă la baza formării norilor. Când aerul saturat se răcește, acesta nu mai poate conține aceeași cantitate de vapori de apă. Dacă condițiile sunt corecte, excesul de apă se va condensa din aer până la atingerea punctului de saturație inferior. O altă posibilitate este ca apa să rămână sub formă de vapori, chiar dacă este dincolo de punctul de saturație, ducând la suprasaturare .
Supersaturarea cu mai mult de 1-2% față de apă este rar observată în atmosferă, deoarece nucleele de condensare a norilor sunt de obicei prezente. Gradele mult mai mari de suprasaturare sunt posibile în aer curat și stau la baza camerei de nor .
Nu există instrumente pentru măsurarea suprasaturării în nori.
Supercooling
Picăturile de apă rămân în mod obișnuit ca apă lichidă și nu îngheață, chiar cu mult sub 0 ° C (32 ° F). Nucleii de gheață care pot fi prezenți într-o picătură atmosferică devin active pentru formarea de gheață la temperaturi specifice cuprinse între 0 ° C (32 ° F) și -38 ° C (-36 ° F), în funcție de geometria și compoziția nucleului. Fără nuclee de gheață, picături de apă supraîncălzite (precum și orice apă lichidă extrem de pură) pot exista până la aproximativ -38 ° C (-36 ° F), moment în care are loc înghețarea spontană.
Coliziune-coalescență
O teorie care explică modul în care comportamentul picăturilor individuale dintr-un nor duce la formarea precipitațiilor este procesul de coliziune-coalescență. Picăturile suspendate în aer vor interacționa una cu cealaltă, fie prin ciocnire și sărind reciproc, fie prin combinare pentru a forma o picătură mai mare. În cele din urmă, picăturile devin suficient de mari încât să cadă pe pământ ca precipitații. Procesul de coliziune-coalescență nu reprezintă o parte semnificativă a formării norilor, deoarece picăturile de apă au o tensiune superficială relativ ridicată. În plus, apariția coliziunii-coalescență este strâns legată de procesele de antrenare-amestecare.
Procesul Bergeron
Mecanismul principal pentru formarea norilor de gheață a fost descoperit de Tor Bergeron . Procesul Bergeron constată că presiunea vaporilor de saturație a apei sau cantitatea de vapori de apă pe care o poate conține un anumit volum depinde de ce interacționează vaporii. Mai exact, presiunea vaporilor de saturație față de gheață este mai mică decât presiunea vaporilor de saturație față de apă. Vaporii de apă care interacționează cu o picătură de apă pot fi saturați, la 100% umiditate relativă , atunci când interacționează cu o picătură de apă, dar aceeași cantitate de vapori de apă ar fi suprasaturată atunci când interacționează cu o particulă de gheață. Vaporii de apă vor încerca să revină la echilibru , astfel încât vaporii de apă în plus se vor condensa în gheață pe suprafața particulei. Aceste particule de gheață ajung ca nuclee ale unor cristale de gheață mai mari. Acest proces are loc numai la temperaturi cuprinse între 0 ° C (32 ° F) și -40 ° C (-40 ° F). Sub -40 ° C (-40 ° F), apa lichidă se va nuclea spontan și va îngheța. Tensiunea superficială a apei permite picăturii să rămână lichidă cu mult sub punctul său normal de îngheț. Când se întâmplă acest lucru, acum este apă lichidă răcită . Procesul Bergeron se bazează pe apa lichidă super-răcită (SLW) care interacționează cu nucleele de gheață pentru a forma particule mai mari. Dacă există puțini nuclei de gheață în comparație cu cantitatea de SLW, picăturile nu vor putea să se formeze. Un proces prin care oamenii de știință însămânțează un nor cu nuclee de gheață artificială pentru a încuraja precipitațiile este cunoscut sub numele de însămânțare a norilor. Acest lucru poate provoca precipitații în nori care altfel ar putea să nu plouă. Însămânțarea norilor adaugă excesul de nuclee de gheață artificială, care schimbă echilibrul, astfel încât există numeroase nuclee în comparație cu cantitatea de apă lichidă super-răcită. Un nor peste însămânțat va forma multe particule, dar fiecare va fi foarte mic. Acest lucru se poate face ca o măsură preventivă pentru zonele cu risc de furtuni de grindină .
Clasificarea norilor
Norii din troposferă , stratul atmosferic cel mai apropiat de Pământ, sunt clasificați în funcție de înălțimea la care se găsesc și de forma sau aspectul lor. Există cinci forme bazate pe structura fizică și procesul de formare. Norii cirriformi sunt înalți, subțiri și stâncoși și sunt văzuți cel mai mult de-a lungul marginilor anterioare ale tulburărilor meteorologice organizate. Norii stratiformi sunt non-convecți și apar ca straturi extinse, asemănătoare foilor, variind de la subțiri la foarte groase, cu o dezvoltare verticală considerabilă. Ele sunt în mare parte produsul ridicării pe scară largă a aerului stabil. Nori cumuliformi convecți liberi instabili se formează mai ales în grămezi localizate. Norii stratocumuliformi cu convecție limitată prezintă un amestec de caracteristici cumuliforme și stratiforme care apar sub formă de rulouri sau ondulații. Norii cumulonimbiformi foarte convecți au structuri complexe, de multe ori incluzând vârfuri cirriforme și nori accesori stratocumuliformi.
Aceste forme sunt încrucișate clasificate în funcție de intervalul de altitudine sau nivel în zece genus tipuri , care pot fi subdivizate în specii și tipuri mai mici. Nori de nivel înalt se formează la altitudini cuprinse între 5 și 12 kilometri. Toți norii cirriform sunt clasificați ca fiind de nivel înalt și, prin urmare, constituie un singur nor de gen cirus . Norii stratiformi și stratocumuliformi de la nivelul înalt al troposferei au prefixul cirro- adăugat la numele lor, generând genurile cirrostratus și cirrocumulus . Nori similari găsiți la nivelul mediu (interval de altitudine 2-7 kilometri) poartă prefixul alto- rezultând numele genului altostratus și altocumulus .
Norii de nivel scăzut nu au prefixe legate de înălțime, așa că norii stratiformi și stratocumuliformi, bazați în jur de 2 kilometri sau mai mici, sunt cunoscuți pur și simplu sub numele de strat și stratocumul . Nori mici cumulus cu dezvoltare verticală mică (specia humilis) sunt, de asemenea, clasificați în mod obișnuit ca nivel scăzut.
Grămezile cumuliforme și cumulonimbiforme și straturile stratiforme profunde ocupă adesea cel puțin două niveluri troposferice, iar cel mai mare sau cel mai profund dintre acestea poate ocupa toate cele trei niveluri. Ele pot fi clasificate ca nivel scăzut sau mediu, dar sunt, de asemenea, clasificate în mod obișnuit sau caracterizate ca verticale sau multi-nivel. Norii Nimbostratus sunt straturi stratiforme cu o întindere verticală suficientă pentru a produce precipitații semnificative. Cumulul turn (specia congestus) și cumulonimbul se pot forma oriunde de la suprafață până la înălțimi intermediare de aproximativ 3 kilometri. Dintre norii dezvoltați vertical, tipul cumulonimbus este cel mai înalt și poate acoperi practic întreaga troposferă de la câteva sute de metri deasupra solului până la tropopauză. Este norul responsabil de furtuni.
Unii nori se pot forma la niveluri foarte înalte până la extreme deasupra troposferei, mai ales deasupra regiunilor polare ale Pământului. Se văd nori de nori stratosferici polari, dar rar în timpul iernii la altitudini cuprinse între 18 și 30 de kilometri, în timp ce vara, nori noctilucenți se formează ocazional la latitudini înalte, la o altitudine cuprinsă între 76 și 85 de kilometri. Acești nori polari prezintă unele dintre aceleași forme pe care le vedem mai jos în troposferă.
Tipuri homosferice determinate de încadrarea încrucișată a formelor și nivelurilor .
| Forme și niveluri | Stratiformi non-convectiv |
Cirriform în majoritate non-convectiv |
Stratocumuliform limitat-convectiv |
Cumuliform liber-convectiv |
Cumulonimbiform puternic-convectiv |
|---|---|---|---|---|---|
| Nivel extrem | PMC : voaluri noctilucente | Ondulație sau vârtejuri noctilucente | Benzi noctilucente | ||
| Nivel foarte ridicat | Acid azotic și apă PSC | Cirriform sidefat PSC | PSC nacric lenticular | ||
| Nivel inalt | Cirrostratus | Cirrus | Cirrocumulul | ||
| Nivel mediu | Altostratus | Altocumulus | |||
| Nivel scăzut | Stratus | Stratocumulus | Cumulus humilis sau fractus | ||
| Vertical pe mai multe niveluri sau moderat | Nimbostratus | Cumulus mediocris | |||
| Înălțime verticală | Cumulus congestus | Cumulonimbus |
Tipurile homosferice includ cele zece genuri troposferice și câteva tipuri majore suplimentare deasupra troposferei. Genul cumulus include patru specii care indică dimensiunea și structura verticală.
Determinarea proprietăților
Sateliții sunt utilizați pentru a aduna date despre proprietățile norilor și alte informații, cum ar fi cantitatea norilor, înălțimea, emisivitatea IR, adâncimea optică vizibilă, glazura, dimensiunea efectivă a particulelor atât pentru lichid, cât și pentru gheață și temperatura și presiunea maximă a norilor.
Detectare
Seturile de date privind proprietățile norului sunt colectate folosind sateliți, cum ar fi MODIS , POLDER , CALIPSO sau ATSR . Instrumentele măsoară strălucirile norilor, din care pot fi recuperați parametrii relevanți. Acest lucru se face de obicei folosind teoria inversă .
Metoda de detectare se bazează pe faptul că norii tind să pară mai luminoși și mai reci decât suprafața terestră. Din această cauză, crește dificultățile în detectarea norilor deasupra suprafețelor luminoase (foarte reflectorizante ), cum ar fi oceanele și gheața.
Parametrii
Valoarea unui anumit parametru este mai fiabilă cu cât mai mulți sateliți măsoară parametrul menționat. Acest lucru se datorează faptului că gama de erori și detalii neglijate variază de la instrument la instrument. Astfel, dacă parametrul analizat are valori similare pentru diferite instrumente, se acceptă faptul că adevărata valoare se află în intervalul dat de seturile de date corespunzătoare.
Experiment global Ciclul de energie și apă utilizează următoarele cantități , în scopul de a compara calitatea datelor de la sateliți diferiți , în scopul de a stabili o cuantificare fiabilă a proprietăților norilor:
- nebulozitatea suma sau nor cu valori cuprinse între 0 și 1
- temperatura nor la nor vârf variind 150-340 K
- presiunea nor la partea de sus 1013 - 100 hPa
- înălțimea nor , măsurată deasupra nivelului mării, de la 0 la 20 km
- emisivitatea IR din cloud , cu valori cuprinse între 0 și 1, cu o medie globală în jur de 0,7
- cantitatea nor eficientă , valoarea nor ponderat cu emisivitate nor IR, cu o medie globală de 0,5
- adâncimea optică a norului (vizibilă) variază în intervalul 4 și 10.
- calea nor de apă pentru (gheata) faze lichide și solide ale particulelor nor
- dimensiunea particulelor eficientă nor pentru ambele lichide și gheață, variind de la 0 la 200 pm
Glazură
O altă proprietate vitală este caracteristica glazurii diferitelor tipuri de genuri de nori la diferite altitudini, care pot avea un impact mare asupra siguranței zborului. Metodologiile utilizate pentru a determina aceste caracteristici includ utilizarea datelor CloudSat pentru analiza și recuperarea condițiilor de îngheț, localizarea norilor folosind date geometrice și de reflectivitate a norilor, identificarea tipurilor de nori folosind datele de clasificare a norilor și găsirea distribuției verticale a temperaturii de-a lungul pistei CloudSat. (GFS).
Gama de temperaturi care poate da naștere condițiilor de gheață este definită în funcție de tipurile de nori și nivelurile de altitudine:
- Stratocumulul și stratul de nivel scăzut pot provoca glazură la un interval de temperatură de la 0 la -10 ° C.
- Pentru altocumulus și altostratus de nivel mediu, intervalul este de la 0 la -20 ° C.
- Cumulul, cumulonimbul și nimbostatusul vertical sau pe mai multe niveluri creează glazură la un interval de la 0 la -25 ° C.
- Cirrus, cirrocumulus și cirrostratus la nivel înalt nu provoacă, în general, înghețare, deoarece sunt formate în mare parte din cristale de gheață mai mici de -25 ° C.
Coeziune și dizolvare
Există forțe în întreaga homosferă (care includ troposfera, stratosfera și mezosfera) care pot afecta integritatea structurală a unui nor. S-a speculat că atâta timp cât aerul rămâne saturat, forța naturală de coeziune care ține împreună moleculele unei substanțe poate acționa pentru a împiedica ruperea norului. Cu toate acestea, această speculație are un defect logic în sensul că picăturile de apă din nor nu sunt în contact între ele și, prin urmare, nu îndeplinesc condiția necesară pentru ca forțele de coeziune intermoleculare să acționeze. Dizolvarea norului poate avea loc atunci când încetează procesul de răcire adiabatică și ridicarea ascendentă a aerului este înlocuită de cedare . Acest lucru duce la cel puțin un anumit grad de încălzire adiabatică a aerului, care poate duce la stropirea picăturilor de nori sau a cristalelor în vapori de apă invizibili. Forțe mai puternice, cum ar fi forfecarea vântului și fluxul descendent, pot afecta un nor, dar acestea sunt în mare parte limitate la troposferă, unde are loc aproape toată vremea Pământului. Un nor cumulus tipic cântărește aproximativ 500 de tone metrice, sau 1,1 milioane de lire sterline, greutatea a 100 de elefanți.
Modele
Există două scheme principale de model care pot reprezenta fizica norilor, cea mai frecventă fiind modelele de microfizică în vrac care utilizează valori medii pentru a descrie proprietățile norilor (de exemplu, conținutul de apă de ploaie, conținutul de gheață), proprietățile pot reprezenta doar primul ordin (concentrație) sau de asemenea, ordinul al doilea (masa). A doua opțiune este utilizarea schemei de microfizică a coșului care menține momentele (masă sau concentrație) diferite pentru dimensiuni diferite de particule. Modelele de microfizică în vrac sunt mult mai rapide decât modelele de coșuri, dar sunt mai puțin precise.