Атмосфералық бұлттардың физикалық процестері

Кіріспе

Атмосфералық бұлттардағы физикалық процестерді зерттеу

Бұлт физикасы – атмосфералық бұлттардың пайда болуына, өсуіне және жауын-шашынға әкелетін физикалық процестерді зерттейтін ғылым. Бұл аэрозольдер тропосферада, стратосферада және мезосферада кездеседі, олар гомосфераның көп бөлігін құрайды. Бұлттар сұйық судың микроскоптық тамшыларынан (жылу бұлттары), мұздың ұсақ кристалдарынан (салқын бұлттары) немесе екеуінің қосындысынан (аралас фазалы бұлттар) және шаң, түтін немесе басқа заттардың микроскоптық бөлшектерінен, конденсация ядролары деп аталатындардан тұрады. Бұлт тамшылары бастапқыда ауаның суперқанығуы Кёлер теориясына сәйкес белгілі бір шекті мәннен асып түскенде, конденсация ядроларына су буының конденсациялануы арқылы пайда болады. Кельвин эффектісі бұлт тамшыларының пайда болуы үшін конденсация ядроларының қажеттілігін түсіндіреді, ол қисық бетке байланысты қанығу бу қысымының өзгеруін сипаттайды. Кішкентай радиуста конденсацияның жүзеге асуы үшін қажетті суперқанығу деңгейі соншалықты жоғары, оның табиғи түрде пайда болуы мүмкін емес. Раульт заңы бу қысымының ерітіндідегі еріген заттың мөлшеріне тәуелді екенін көрсетеді. Жоғары концентрацияларда, бұлт тамшылары кішкентай болғанда, ядроның болмауына қарағанда, конденсация үшін қажетті суперқанығу төмен болады. Жылу бұлттарында ірі бұлт тамшылары жоғары терминалдық жылдамдықпен төмен түседі, себебі берілген жылдамдық кезінде кіші тамшыларға түсетін сүйреу күші, ірі тамшыларға қарағанда үлкен болады. Ірі тамшылар кіші тамшылармен соқтығысып, бірігіп, одан да ірі тамшыларды құрай алады. Тамшылар төмен қарай қозғалыс жылдамдығы (айналадағы ауаға қатысты) қоршаған ауаның жоғары қарай қозғалыс жылдамдығынан (жерге қатысты) асып кеткенде, жауын-шашын түрінде төмен түседі. Соқтығысу және бірігу аралас фазалы бұлттарда Бержерон процесі басымдық танытқандықтан, оларша маңызды емес. Жауын-шашынның пайда болуына себеп болатын басқа да маңызды процестерге – қатты қар кристалдарымен суытылған сұйық тамшының соқтығысуы (қатты жауын) және екі қатты қар кристалдарының соқтығысып бірігуі (агрегация) жатады. Бұлттың қалай пайда болатыны мен қалай өсетінінің нақты механизмдері толыққанды түсініксіз, бірақ ғалымдар жеке тамшылардың микрофизикасын зерттеу арқылы бұлттардың құрылымын түсіндіретін теорияларды жасады. Сонымен қатар, ауа райы радары мен спутниктік технологияның жетістіктері бұлттарды кең ауқымда зерттеуге мүмкіндік берді.

Cloud physics is the study of the physical processes that lead to the formation, growth and precipitation of atmospheric clouds. These aerosols are found in the troposphere, stratosphere, and mesosphere, which collectively make up the greatest part of the homosphere. Clouds consist of microscopic droplets of liquid water (warm clouds), tiny crystals of ice (cold clouds), or both (mixed phase clouds), along with microscopic particles of dust, smoke, or other matter, known as condensation nuclei. Cloud droplets initially form by the condensation of water vapor onto condensation nuclei when the supersaturation of air exceeds a critical value according to Köhler theory. Cloud condensation nuclei are necessary for cloud droplets formation because of the Kelvin effect, which describes the change in saturation vapor pressure due to a curved surface. At small radii, the amount of supersaturation needed for condensation to occur is so large, that it does not happen naturally. Raoult's law describes how the vapor pressure is dependent on the amount of solute in a solution. At high concentrations, when the cloud droplets are small, the supersaturation required is smaller than without the presence of a nucleus. In warm clouds, larger cloud droplets fall at a higher terminal velocity; because at a given velocity, the drag force per unit of droplet weight on smaller droplets is larger than on large droplets. The large droplets can then collide with small droplets and combine to form even larger drops. When the drops become large enough that their downward velocity (relative to the surrounding air) is greater than the upward velocity (relative to the ground) of the surrounding air, the drops can fall as precipitation. The collision and coalescence is not as important in mixed phase clouds where the Bergeron process dominates. Other important processes that form precipitation are riming, when a supercooled liquid drop collides with a solid snowflake, and aggregation, when two solid snowflakes collide and combine. The precise mechanics of how a cloud forms and grows is not completely understood, but scientists have developed theories explaining the structure of clouds by studying the microphysics of individual droplets. Advances in weather radar and satellite technology have also allowed the precise study of clouds on a large scale.

Бұлт физикасының тарихы

Қазіргі заманғы бұлт физикасы 19 ғасырда басталды және бірнеше жарияланымда сипатталды. Отто фон Герике бұлттардың су тамшыларынан тұратыны туралы идеяны алға тартты. 1847 жылы Аугуст Уоллер микроскоп астында тамшыларды қарастыру үшін өрмек торын пайдаланды. Бұл байқауларды 1880 жылы Уильям Генри Дайнс және 1884 жылы Ричард Асман растады.

Адиабатикалық салқындату: ылғалды ауаның көтерілуі

Жер бетінің бір аймағынан су буланып кеткенде, сол аймақтағы ауа ылғалды болады. Ылғалды ауа қоршаған құрғақ ауадан жеңіл болғандықтан, тұрақсыз жағдай туындайды. Егер жеткілікті мөлшерде ылғалды ауа жиналса, ол қоршаған ауамен араласпай, бір жиынтық ретінде көтеріледі. Жер бетінде ылғалды ауа қалыптасқан сайын, процесс қайталанады, нәтижесінде ылғалды ауаның жеке-жеке жиынтықтары көтеріліп, бұлттарды құрайды. Бұл процесс үш мүмкін көтеру факторының – циклондық/фронталдық, конвективтік немесе орографиялық – бірі немесе бірнешесінің әсерінен, көзге көрінбейтін су буын қамтитын ауаның көтерілуіне және оның тұмандық нүктесіне дейін салқындауына себеп болады, яғни ауаның қанығу температурасына жетеді. Бұл процестің негізгі механизмі – адиабатикалық салқындату. Атмосфералық қысым биіктікпен төмендегендіктен, көтеріліп бара жатқан ауа кеңейеді, энергия жұмсалып, ауа салқындайды, нәтижесінде су буы бұлтқа конденсацияланады. Қаныққан ауадағы су буы әдетте ауаның қалыпты айналымымен жоғары ұсталатын шаң және тұз бөлшектері сияқты конденсация ядроларына тартылады. Бұлттағы су тамшыларының радиусы шамамен 0,002 мм (0,00008 дюйм) құрайды. Тамшылар соқтығысып, ірірек тамшыларды құрайды, олар бұлт ішіндегі көтеріліп бара жатқан ауаның жылдамдығы тамшылардың соңғы жылдамдығынан тең немесе жоғары болғанша сақталады. Конвективтік емес бұлттар үшін конденсация басталатын биіктік көтерілген конденсация деңгейі (LCL) деп аталады, ол бұлт негізінің биіктігін шамамен анықтайды. Еркін конвективтік бұлттар әдетте конвективтік конденсация деңгейінің (CCL) биіктігінде қалыптасады. Қаныққан ауадағы су буы әдетте ауаның қалыпты айналымымен жоғары ұсталатын, жеткілікті кішкентай тұз бөлшектері сияқты конденсация ядроларына тартылады. Егер конденсация процесі тропосферада қату деңгейінен төмен жүрсе, ядролар су буын өте кішкентай су тамшыларына айналдыруға көмектеседі. Қату деңгейінен жоғары қалыптасқан бұлттар көбінесе суытылған сұйық тамшылардан тұрады, ал ауаның суық болған биіктіктерінде қалыптасқан бұлттар әдетте мұз кристалдары түрінде болады. Конденсация деңгейінде және одан жоғары конденсация бөлшектерінің жеткілікті болмауы көтеріліп бара жатқан ауаның аса қанығуына және бұлттың қалыптасуына кедерес келтіреді.

As water evaporates from an area of Earth's surface, the air over that area becomes moist. Moist air is lighter than the surrounding dry air, creating an unstable situation. When enough moist air has accumulated, all the moist air rises as a single packet, without mixing with the surrounding air. As more moist air forms along the surface, the process repeats, resulting in a series of discrete packets of moist air rising to form clouds. This process occurs when one or more of three possible lifting agents—cyclonic/frontal, convective, or orographic—causes air containing invisible water vapor to rise and cool to its dew point, the temperature at which the air becomes saturated. The main mechanism behind this process is adiabatic cooling. Atmospheric pressure decreases with altitude, so the rising air expands in a process that expends energy and causes the air to cool, which makes water vapor condense into cloud. Water vapor in saturated air is normally attracted to condensation nuclei such as dust and salt particles that are small enough to be held aloft by normal circulation of the air. The water droplets in a cloud have a normal radius of about 0.002 mm (0.00008 in). The droplets may collide to form larger droplets, which remain aloft as long as the velocity of the rising air within the cloud is equal to or greater than the terminal velocity of the droplets. For non convective cloud, the altitude at which condensation begins to happen is called the lifted condensation level (LCL), which roughly determines the height of the cloud base. Free convective clouds generally form at the altitude of the convective condensation level (CCL). Water vapor in saturated air is normally attracted to condensation nuclei such as salt particles that are small enough to be held aloft by normal circulation of the air. If the condensation process occurs below the freezing level in the troposphere, the nuclei help transform the vapor into very small water droplets. Clouds that form just above the freezing level are composed mostly of supercooled liquid droplets, while those that condense out at higher altitudes where the air is much colder generally take the form of ice crystals. An absence of sufficient condensation particles at and above the condensation level causes the rising air to become supersaturated and the formation of cloud tends to be inhibited.

Фронталды және циклондық көтергіш

Фронталдық және циклоникалық көтерілулер ең таза күйінде, аз немесе ешқандай жер бетінен қыздырылмаған тұрақты ауа, ауа фронттарында және төмен қысым аймақтарының төңірегінде жоғары көтеріледі. Экстратропикалық циклонмен байланысты жылы фронттар, егер жақындап келе жатқан жылы ауа массасы тұрақсыз болмаса, кең аумақта көбінесе жіңішке және қабатты бұлттарды жасайды. Ал егер ауа массасы тұрақсыз болса, онда кумулус конгестус немесе кумулонимбус бұлттары негізгі жауын-шашын түсіретін бұлт қабатына араласып кетеді. Суық фронттар әдетте жылдам қозғалады және фронттың алдындағы жылы ауа массасының тұрақтылығына байланысты көбінесе қабат-шоғырлы, шоғырлы немесе кумулонимбус бұлттарының тар жолағын жасайды.

Конвективті көтеру

Тағы бір фактор – жер бетіндегі күндізгі күн сәулесінің күшті қызуынан немесе салыстырмалы түрде жоғары абсолюттік ылғалдықтан туындайтын жоғары қарай конвективті қозғалыс. Егер жер бетіндегі ауа тым ыстық және тұрақсыз болса, оның жоғары қарай қозғалуы өте күшті болып, ауа райының күрделі болуына әкелетін кумулонимбиформалы бұлттарды құрайды. Бұлтты құрайтын ұсақ су тамшылары жаңбыр тамшыларын құрағанда, олар жердің тартылыс күшімен төмен тартылады. Тамшылар әдетте конденсация деңгейінен төменде буланып кетеді, бірақ күшті жоғары ағындар төмен түсетін тамшыларды тұрақтандырып, оларды әдеттегіден гөрі ұзақ уақыт бойы көкте ұстай алады. Жаңбыр тамшылары қаншалықты ұзақ көкте тұрса, соғұрлым үлкен тамшыларға айналып, ақырында қатты жаңбыр болып түсуге мүмкіндік алады. Жаңбыр тамшылары мұз қабатынан жоғары көтерілгенде, алдымен суып, кейін кішкентай бұршаққа айналады. Мұз ядросы осы жоғары ағындардың ішінде өсіп, бірнеше жоғары және төмен ағыннан өтіп, ақырында қатты болып, үлкен бұршақ түрінде жерге түседі. Бұршақтың қимасы пияз сияқты мұз қабаттарын көрсетеді, бұл оның судың суытылған қабатынан бірнеше рет өткенін көрсетеді. Диаметрі 5 сантиметрге дейін жететін бұршақтар табылған. Конвективті көтерілу кез келген фронттан алыс тұрақсыз ауа массасында болуы мүмкін. Дегенмен, өте жылы тұрақсыз ауа фронттар мен төмен қысым аймақтарының маңында да кездеседі, көбінесе фронталды және конвективті көтерілудің бірігуінен ауыр және тығыз кумулиформды және кумулонимбиформды бұлттарды құрайды. Фронттық емес конвективті көтерілу сияқты, тұрақсыздықтың күшеюі тік бұлттардың өсуін ынталандырады және ауа райының күрделі болу ықтималдығын арттырады. Сирек жағдайларда конвективті көтерілу тропопаузаны бұзып, бұлттың жоғарғы бөлігін стратосфераға итеруге жеткілікті күшті болуы мүмкін.

Another agent is the buoyant convective upward motion caused by significant daytime solar heating at surface level, or by relatively high absolute humidity. The equivalent diameter of these droplets is about
If air near the surface becomes extremely warm and unstable, its upward motion can become quite explosive, resulting in towering cumulonimbiform clouds that can cause severe weather. As tiny water particles that make up the cloud group together to form droplets of rain, they are pulled down to earth by the force of gravity. The droplets would normally evaporate below the condensation level, but strong updrafts buffer the falling droplets, and can keep them aloft much longer than they would otherwise. Violent updrafts can reach speeds of up to The longer the rain droplets remain aloft, the more time they have to grow into larger droplets that eventually fall as heavy showers. Rain droplets that are carried well above the freezing level become supercooled at first then freeze into small hail. A frozen ice nucleus can pick up in size traveling through one of these updrafts and can cycle through several updrafts and downdrafts before finally becoming so heavy that it falls to the ground as large hail. Cutting a hailstone in half shows onion like layers of ice, indicating distinct times when it passed through a layer of super cooled water. Hailstones have been found with diameters of up to
Convective lift can occur in an unstable air mass well away from any fronts. However, very warm unstable air can also be present around fronts and low pressure centers, often producing cumuliform and cumulonimbiform clouds in heavier and more active concentrations because of the combined frontal and convective lifting agents. As with non frontal convective lift, increasing instability promotes upward vertical cloud growth and raises the potential for severe weather. On comparatively rare occasions, convective lift can be powerful enough to penetrate the tropopause and push the cloud top into the stratosphere.

Орграфиялық көтергіш

Үшінші бір көтергіш күш – жел айналымының әсерінен ауаның тау сияқты физикалық тосқауылдан өтуі (орографиялық көтергіш күш).

Адиабатикалық емес салқындату

Адиабатикалық салқындатумен қатар, ауа температурасын оның шөл нүктесіне дейін төмендетудің тағы үш негізгі механизмі бар. Бәрі де жер бетіне жақын болады және ауаның көтерілуін қажет етпейді. Сымдылық, сәулелену және булану салқындатулары жер бетінде конденсацияға, нәтижесінде тұманға әкелуі мүмкін. Сымдылық салқындату, салыстырмалы түрде жылы аймақтан келген ауа суық жер бетімен жанасқанда болады, мысалы, жылы теңіз ауасы суық құрлық үстінен өте қалғанда. Сәулелену салқындатуы ауаның немесе оның астындағы беттің инфрақызыл сәуле шығаруынан туындайды. Бұл салқындату түрі аспан ашық болған түндері жиі кездеседі. Булану салқындатуы ауаға ылғал қосылғанда болады, бұл ауа температурасын ылғалды термометр көрсеткішіне дейін, кейде толық қанығу нүктесіне дейін төмендетуге мәжбүр етеді.

Ауаға ылғал қосу

Су буы ауаға қосылуының бес негізгі жолы бар. Желдің су үстінде немесе ылғалды жерде жиналуы және жоғары қарай қозғалатын аймақтарға бағытталуы будың мөлшерін арттыруы мүмкін. Сонымен қатар, жоғарыдан жауын немесе жауын-шашынның түсуі ылғалдылықты арттырады. Күндізгі жылудың әсерінен мұхиттардың, су қоймаларының немесе ылғалды жерлердің бетінен су буланады. Өсімдіктердің транспирациясы – су буының тағы бір әдеттегі көзі. Ең соңында, салқын немесе құрғақ ауа жылы судың үстінен өтетін болса, ылғалдылығы артады. Ауаға ылғал қосылуы, күндізгі жылу сияқты, оның жылу мазмұнын және тұрақсыздығын арттырады, сондай-ақ бұлт немесе тұманның пайда болуына себеп болатын процестерді бастауға көмектеседі.

Артық қанығу

Берілген көлемде бу түрінде болатын судың мөлшері температурамен бірге артады. Су буының мөлшері судың тегіс бетінде тепе-теңдікте болғанда, бу қысымының деңгейі қанығу деп аталады және салыстырмалы ылғалдылық 100%-ды құрайды. Бұл тепе-теңдікте судан буланып шығатын молекулалардың саны, суға қайтадан конденсацияланатын молекулалардың санымен тең болады. Егер салыстырмалы ылғалдылық 100%-дан жоғары болса, онда ол аса қаныққан деп аталады. Аса қанығу конденсациялық ядролардың болмауында пайда болады. Қанығу бу қысымы температураға пропорционал болғандықтан, суық ауаның қанығу нүктесі жылы ауаға қарағанда төмен болады. Бұл мәндердің айырмашылығы бұлттардың пайда болуына негіз болып табылады. Қаныққан ауа салқындағанда, ол бұрынғыдай көп су буын сіңіре алмайды. Егер жағдайлар қолайлы болса, артық су ауадан төменгі қанығу нүктесіне жеткенше конденсацияланады. Басқа мүмкіндік – су бу түрінде қалуы мүмкін, тіпті қанығу нүктесінен асып кетсе де, нәтижесінде аса қанығу пайда болады. Суға қатысты 1–2%-дан жоғары аса қанығу атмосферада сирек кездеседі, себебі бұлт конденсациялық ядролары көбінесе болады. Таза ауада одан да жоғары дәрежедегі аса қанығу мүмкін, және бұл бұлт камерасының негізі болып табылады. Бұлттардағы аса қанығуды өлшейтін құралдар жоқ.

Супер салқындату

Су тамшылары көбінесе сұйық күйде қалады және 0 °C (32 °F) төмен температурада да қатып қалмайды. Атмосфералық тамшыда кездесетін мұз ядролары, ядроның пішіні мен құрамына байланысты 0 °C (32 °F) мен -38 °C (-36 °F) арасындағы белгілі бір температурада мұз пайда болуына себеп болады. Егер мұз ядролары болмаса, судың қатты суытылған тамшылары (сондай-ақ, өте таза сұйық су) шамамен -38 °C (-36 °F) дейін сақталуы мүмкін, одан кейін спонтанды қату жүреді.

Тездету-қосу

Бұлттағы жеке тамшылардың мінез-құлқы жауын-шашын қалыптасуына қалай әкелетінін түсіндіретін теориялардың бірі – соқтығысу арқылы бірігу процесі. Ауадағы тамшылар бір-бірімен соқтығысып, кері секіріп немесе бірігіп үлкен тамшыны құрайды. Көбінесе, тамшылар үлкеніп, жауын-шашын түрінде жерге түседі. Алайда, су тамшыларының беттік кернеуі жоғары болғандықтан, соқтығысу арқылы бірігу процесі бұлттың пайда болуында маңызды рөл атқармайды. Бұған қоса, соқтығысу арқылы бірігу процесінің пайда болуы, араласу процестерімен тығыз байланысты.

Бержерон процесі

Тор Бергерон мұз бұлттарының қалыптасуының негізгі механизмін ашты. Бержерон процесі судың қанығу бу қысымы, яғни белгілі бір көлемде қанша су буы болуы мүмкін екендігі, будың ненімен әрекеттесетініне байланысты екенін көрсетеді. Атап айтқанда, мұзға қатысты қанығу бу қысымы суға қатысты қанығу бу қысымынан төмен. Су тамшысымен әрекеттесетін су буы, су тамшысымен әрекеттескенде 100% салыстырмалы ылғалдылықта қанығуы мүмкін, бірақ мұз бөлшегімен әрекеттескенде бірдей мөлшердегі су буы артық қанығуы мүмкін. Су буы тепе-теңдікке оралуға тырысады, сондықтан артық су буы бөлшектің бетінде мұзға конденсацияланады. Бұл мұз бөлшектері үлкен мұз кристалдарының ядроларына айналады. Бұл процесс тек 0 °C (32 °F) мен -40 °C (-40 °F) арасындағы температурада ғана жүреді. -40 °C-тан төмен температурада сұйық су өздігінен ядроланып, қатып қалады. Судың беттік кернеуі тамшыны қалыпты тоңазу нүктесінен төмен сұйық күйде ұстауға мүмкіндік береді. Осы кезде су өте суытылған сұйық суға айналады. Бержерон процесі мұз ядроларымен өзара әрекеттесіп, үлкен бөлшектерді құрайтын өте суытылған сұйық суға (SLW) негізделген. Егер SLW мөлшеріне қарағанда мұз ядролары аз болса, тамшылар пайда бола алмайды. Ғалымдар жауын-шашынды ынталандыру үшін жасанды мұз ядроларымен бұлтты себу процесін қолданады, бұл бұлтты себу деп аталады. Бұл жаңбыр жаумайтын бұлттарда жауын-шашын тудыруға көмектеседі. Бұлтты себу артық жасанды мұз ядроларын қосуға әкеледі, бұл тепе-теңдікті өзгертіп, судың суытылған сұйық күйіне қарағанда көптеген ядролардың пайда болуына жағдай жасайды. Артық себілген бұлт көптеген бөлшектерді құрайды, бірақ олардың әрқайсысы өте кішкентай болады. Бұл бұрқасын дауылдарының қаупі бар аймақтарда алдын алу шарасы ретінде қолданылуы мүмкін.

Қасиеттерді анықтау

Жерсеріктері бұлттардың қасиеттері туралы деректерді, сондай-ақ бұлт мөлшері, биіктігі, инфрақызыл сәуле шығару қабілеті, көрінетін оптикалық тығыздық, мұз түзілуі, сұйық және мұз фазалары үшін тиімді бөлшек өлшемдері, бұлттың үстіңгі температурасы және қысымы сияқты ақпаратты жинау үшін пайдаланылады.

Анықтау

Бұлттардың қасиеттері туралы деректер жиынтығы MODIS, POLDER, CALIPSO немесе ATSR сияқты спутниктер арқылы жиналады. Аспаптар бұлттардың сәулеленуін өлшейді, одан қажетті параметрлерді алуға болады. Бұл көбінесе кері теория қолданылу арқылы іске асырылады. Анықтау әдісі бұлттардың жер бетінен ақын және салқын көрінуіне негізделген. Осы себепті, мұхиттар мен мұз сияқты жарық (көп шағылыстыратын) беттердің үстіндегі бұлттарды анықтауда қиындықтар туындайды.

Бірлестік және таратылу

Гомосферада (оның ішінде тропосфера, стратосфера және мезосфера) бұлттың құрылымдық тұтастығына әсер ететін күштер бар. Ауа қаныққанда, заттың молекулаларын бірге ұстап тұратын табиғи үйлесім күші бұлттың ыдырауына кедергі келтіруі мүмкін деп болжанған. Дегенмен, бұл болжамда логикалық қате бар, себебі бұлттағы су тамшылары бір-бірімен тікелей жанаспайды, сондықтан молекулалық үйлесім күштерінің әрекет етуі үшін қажетті жағдай орындалмайды. Бұлттың ыдырауы адиабатикалық салқындау процесі тоқтағанда және ауаның жоғары көтерілуі төмен түсумен ауыстырылғанда жүзеге асуы мүмкін. Бұл ауаның кем дегенде біршама адиабатикалық жылынуына алып келеді, нәтижесінде бұлт тамшылары немесе кристалдары қайтадан көзге көрінбейтін су буына айналуы мүмкін. Желдің жылдамдығының өзгеруі және төмен қарайтын ауа ағындары сияқты күшті күштер бұлтқа әсер етуі мүмкін, бірақ олар негізінен Жердегі барлық ауа райы жүзеге асырылатын тропосферамен шектеледі. Типикалық құйрық бұлттың салмағы шамамен 500 тоннаға, яғни 1,1 миллион фунтқа тең, бұл 100 пілдің салмағымен шамалас.

Модельдер

Бұлт физикасын модельдеу үшін екі негізгі схема бар. Ең көп қолданылатыны – жиынтық микрофизика модельдері, олар бұлттың қасиеттерін сипаттау үшін орташа мәндерді пайдаланады (мысалы, жаңбыр суының мөлшері, мұздың мөлшері). Бұл қасиеттер бірінші реттік (концентрация) немесе екінші реттік (масса) шамаларды ғана көрсетуі мүмкін. Екінші нұсқа – бөлшектердің әртүрлі өлшемдері үшін масса немесе концентрация сияқты моменттерді сақтайтын микрофизика схемасын қолдану. Жиынтық микрофизика модельдері бөлшектелген модельдерге қарағанда әлдеқайда жылдам, бірақ олардың дәлдігі төмен.