La física dels núvols és l'estudi dels processos físics que condueixen a la formació, creixement i precipitació de núvols atmosfèrics. Els núvols consisteixen en gotetes microscòpiques d'aigua líquida (núvols tebis), cristalls minúsculs de gel (núvols freds), o ambdós (núvols de fase mixta). Les gotetes dels núvols inicialment es formen per la condensació del vapor d'aigua en nuclis de condensació quan la sobresaturació d'aire supera un valor crític segons la Teoria de Köhler. Els nuclis de condensació dels núvols són necessaris per a la formació de les gotetes a causa de l'efecte Kelvin, el qual descriu el canvi en la pressió del valor de saturació a causa d'una superfície corba. A radis petits, la quantitat de la sobresaturació que cal perquè es produeixi la condensació és tan gran, que no passa naturalment. La llei de Raoult;descriu com la pressió de vapor depèn de la quantitat de solut d'una solució. A concentracions altes, quan les gotetes del núvol són petites, la sobresaturació que es necessita és més petita que sense la presència d'un nucli.
Als núvols tebis, les gotetes d'agua més grans cauen a major velocitat terminal perquè la força de fregament en gotetes més petites és més gran que en les més grans. Les gotetes grans llavors poden col·lidir amb gotetes petites i combinar-se per formar fins i tot gotes més grans. Quan les gotes esdevenen prou grans perquè l'acceleració provocada per la gravetat sigui molt més gran que l'acceleració deguda al fregament, les gotes poden caure a la terra com a precipitació. La col·lisió i la coalescència no és tan important en núvols de fase mixta on el procés de Bergeron domina. Altres processos importants que formen la precipitació és el gebre, quan una gota líquida superrefredada col·lideix amb un floc de neu sòlid, i l'agregació, quan dos flocs de neu sòlids col·lideixen i es combinen. La mecànica precisa de com uns núvols es formen i creixen no se sap amb certexa, però els científics han desenvolupat teories que expliquen l'estructura de núvols per estudiar la microfísica de les gotetes individuals. Els avenços en els radars meteorològics i la tecnologia de satèl·lit també han permès l'estudi precís de núvols a gran escala.
Història de física dels núvols La història de la microfísica dels núvols es desenvolupà al i es descriu en diverses publicacions. Otto von Guericke fou el primer a proposar que els núvols estaven composts de bombolles d'aigua. El 1847 Agustus Waller utilitzà teranyines per examinar lesgotetes sota el microscopi. Aquestes observacions foren confirmades per William Henry Sopa el 1880 i Richard Assmann el 1884.
Formació: com l'aire esdevé saturat Refredant aire al seu punt de rosada miniatura|Evolució dels núvols en un minut. miniatura|Pluja d'estiu a Dinamarca. Gairebé el color negre de la base indica que el núvol en primer terme és probablement un cumulonimbe.
Refredament adiabàtic: pujada de paquets d'aire humit Mentre l'aigua s'evapora d'una àrea de la superfície de terra, l'aire sobre aquella àrea esdevé humit. L'aire humit és més lleuger que l'aire sec circumdant, creant una situació inestable. Quan s'ha acumulat prou aire humit, tot l'aire humit puja com un sol paquet, sense barrejar-se amb l'aire circumdant. Si es continua formant aire humit al llarg de la superfície, el procés repeteix, donat coma resultat una sèrie de paquets d'aire humit que pugen per formar núvols.Harvey Wichman (August 4, 1997).
Aquest procés ocorre quan un o més de tres possibles agents d'aixecament—ciclònics/frontals, convectius, o orogràfics—causen que l'aire que conté vapor d'aigua invisible s'elevi i es refredi al seu punt de rosada, la temperatura a la qual l'aire esdevé saturada. El mecanisme principal darrere d'aquest procés és el refredament adiabàtic, on la temperatura de l'aire tendeix a ser més baixa a major elevació, a causa de la força de gravetat. La pressió atmosfèrica disminueix amb l'altitud, així que l'aire que puja s'expandeix en un procés que desprèn energia i causa que l'aire es refredi, la qual cosa redueix la seva capacitat de sostenir vapor d'aigua. Si l'aire es refreda fins al seu punt de rosada i esdevé saturat, normalment deixa anar el vapor que ja no pugui retenir, el qual es condensa en un núvol. El vapor d'aigua en aire saturat normalment s'ajunta en nuclis de condensació com per exemple pols i partícules de sal que són prou petites com per a poder sostenir-les sospeses en la circulació normal de l'aire. Les gotetes d'aigua en un núvol tenen un radi normal d'aproximadament 0.002 mm. Les gotetes poden col·lidir per formar gotetes més grans que queden sospeses mentre la força de fregament de l'aire domini sobre la força gravitacional per partícules petites.
Per a núvols no convectius, l'altitud a què la condensació es comença a produir s'anomena nivell de condensació per elevació, la qual més o menys determina l'alçada de la base del núvol. Els núvols convectius lliures generalment es formen a l'altitud del nivell de condensació per convecció. Els Nuclis de condensació com les partícules de sal que són prou petites com per mantenir-se flotant per la circulació normal de l'aire normalment atreuen el vapor d'aigua en aire saturat. Si el procés de condensació ocorre sota el nivell de la isoterma zero en la troposfera, els nuclis ajuden a transformar el vapor en gotetes molt petites d'aigua. Els úvols que es formen just per sobre d'aquest nivell es componen majoritàriament de gotetes líquides superrefredades, mentre els que es condensen fora a altituds més altes on l'aire és molt més fred generalment agafen la forma de cristalls de gel. Una absència de partícules de condensació suficient per sobre o al nivell de condensació causa la pujada d'aire que esdevindrà sobresaturat i es tendeix a inhibir la formació de núvols.
Ascensió frontal i ciclònica L'ascensió frontal i ciclònica ocorre en les seves manifestacions més clares quan l'aire estable, el qual s'ha estat sotmès poc o gens d'escalfament de superfície, es força cap a fronts meteorològics i al voltant de centres de pressió baixa. Els fronts càlids associats a ciclons extratropicals tendeixen a generar majoritàriament núvols cirriformes i estratiformes sobre una àrea ampla llevat que la massa d'aire càlida que s'apropi sigui inestable, on els núvols congestus o cumulonimbus seran els principals a la capa de núvols de precipitació. Els fronts freds són normalment més ràpids i generaren una línia més estreta de núvols que són majoritàriament estratocumuliformes, cumuliformes, o cumulonimbiformes depenent de l'estabilitat de la massa d'aire càlida just al capdavant del front.
Ascensió convectiva Un altre agent és el moviment ascendent convectiu causat per l'escalfament solar durant dia a nivell de superfície, o per la relativament alta humitat absoluta. La radiació d'ona curta generada pel sol es reemet com a radiació d'ona llarga quan assoleix la superfície de la terra. Aquest procés escalfa l'aire més proper a la terra i augmenta la inestabilitat de la massa d'aire en crear un gradient de temperatura més diferenciat de temperat o calent a nivell de superfície a fred a dalt. Això fa que pugi i es refredi fins que adquireix la temperatura d'equilibri amb l'aire circumdant a la zona superior. La inestabilitat moderada permet per la formació de núvols cumuliformes de mida moderada que poden produir ruixats lleugers si la massa d'aire és prou humida. La convecció típica ascendent pot permetre que les gotetes creixin fins a un radi d'aproximadament 0.015 mil·límetres abans de precipitar-se com a ruixats. El diàmetre equivalent d'aquestes gotetes és aproximadament 0.03 mil·límetres.
Si l'aire a prop de la superfície esdevé extremadament càlid i inestable, el seu moviment ascendent pot esdevenir bastant explosiu resultant en núvols cumulonimbiformes que poden causar Condicions meteorològiques extremes. Les partícules minúscules d'aigua que compacten el grup de núvols per formar gotetes de pluja es veuran afectades per la força de gravetat i cauran a terra. Les gotetes normalment s'evaporarien sota el nivell de condensació, però fortes ascendents amorteixen la caiguda les gotetes, i les pot mantenir a dalt molt més del que ho farien en altres condicions. Ascendents violents poden assolir velocitats de fins a 290 km per hora. Com més gotetes de pluja es mantinguin a dalt, més temps tenen per créixer gotetes més grans que finalment cauen en forma de forts aiguats.
Les gotetes de pluja dels núvols que estan per sobre ben per sobre del nivell de congelació esdevenen gotes super-fredes al principi i després es congelen formant calamarsa. Un nucli de gel congelat arribar fins als 1,3 cm viatjant través d'un d'aquests corrents ascendents i pot voltar a través de diversos corrents ascendents i descendents abans de finalment esdevenir tan pesant que cau formant calamarsa o pedra. En tallar un gra de calamarsa es pot veure capes de gel com les de les cebes, això indica les vegades que ha passat el gra a través de les diferents capes d'aigua superfreda. S'han trobat pedres de calamarsa de fins a 18 cm.
L'ascensió convectiva pot ocórrer en una massa d'aire inestable ben lluny de qualsevol front. Tanmateix aire inestable i molt tebi també es pot presentar al voltant de fronts i centres de baixa pressió, sovint produint núvols cumuliformes i cumulonimbiformes en concentracions més pesants i actives a causa dels corrents ascendents frontal i convectius combinats. Igual que amb les ascensions convectives no frontals, la inestabilitat constant promou el creixement vertical de núvols i augmenta el potencials de temps violent. En comparativament rares ocasions, l'ascensió convectiva pot ser prou poderosa per a penetrar la tropopausa i empènyer la part superior del núvol a l'estratosfera.
Ascensió orogràfica Una tercera font d'ascensió és la circulació del vent que força l'aire per sobre d'una barrera física com per exemple una muntanya (ascensió orogràfica). Si l'aire és generalment estable, només es formaran barrets de núvols lenticulars. Tanmateix, si l'aire esdevé suficientment humit i inestable, poden aparèixer ruixats i tempestes.Pidwirny, M. (2006). miniatura|Crepuscle ventós realçat per l'angle del Sol, pot semblar visualment un tornado resultat de l'ascensió orogràfica.
Refredament no adiabàtic Juntament amb refredament adiabàtic que requereix un agent d'ascensió, hi ha tres altres mecanismes principals per abaixar la temperatura de l'aire al seu punt de rosada, i tots ells ocorren prop del nivell de superfície i no requereixen ascensió de l'aire. El refredament conductor, radiacional, i evaporatiu pot causar condensació a nivell de superfície que resulta en la formació de boira.Ackerman, p. 109 El refredament conductor té lloc quan aire d'una àrea font relativament suau es posa en contacte amb una superfície més freda, un exemple seria quan moviments d'aire marins suaus entren en contacte amb una àrea de terra més freda. El refredament radiacional ocorre a causa de l'emissió de radiació infraroja, ja sigui per l'aire o per la superfície de sota. Aquest tipus de refredament és comú a la nit quan el cel és clar. El refredament evaporatiu passa quan s'afegeix humitat a l'aire a través de l'evaporació, la qual força la temperatura d'aire a refredar-se fins a la seva temperatura de bulb humit, o de vegades al punt de saturació.
Afegint humitat a l'aire