En la troposfera —los primeros 10-15 km de la columna atmosférica próximos a superficie— no pueden durar más allá de unos días. Tras disolverse en el agua de las nubes, las precipitaciones los depositan en poco tiempo. En cambio, en la estratosfera, la suspensión de los aerosoles en el aire puede durar semanas, meses y hasta años, ya que, a diferencia de la troposfera, el aire se encuentra estratificado, no hay turbulencias ni nubosidad (excepto sobre las regiones polares) y no se producen precipitaciones acuosas que los arrastren hacia abajo.

Los aerosoles atmosféricos pueden dividirse en aerosoles primarios y secundarios. Son aerosoles primarios el polvo del desierto levantado por el viento, la sal marina arrojada al aire por el oleaje, el humo industrial o el hollín provocado en los incendios. Son aerosoles secundarios los que se forman en el aire a partir de la licuefacción y solidificación de gases transformados químicamente y provenientes de otros gases primarios. Los aerosoles secundarios pueden ser de origen antrópico, como las nubes amarillentas sulfatadas que se forman sobre las regiones industrializadas, o de origen natural, como las nubes que provienen de las emisiones volcánicas de SO2, o como las neblinas azuladas que provienen de emisiones de la vegetación continental, o como algunas nieblas que flotan sobre la superficie marina creadas por el dimetilsulfuro que emite el fitoplancton.

Los aerosoles modifican tanto el flujo de las radiaciones infrarrojas terrestres como el de las radiaciones solares. En la región infrarroja del espectro los aerosoles son siempre absorbentes y actúan como los gases invernadero, atrapando la energía extraterrestre saliente, calentándose y retransmitiendo luego esa energía a la superficie. Por el contrario, en el espectro visible de la radiación, el efecto de reflexión y pérdida suele predominar sobre el de absorción. Ramanathan calcula que en el norte del Océano Indico los aerosoles procedentes de la India reducen en nada menos que 10 W/m2 la insolación. Las partículas de tamaño más pequeño y de forma esférica son las más efectivas en la reflexión, y las partículas grandes y de formas no esféricas en la absorción. Por lo tanto, si predominan las pequeñas el aire se enfría, y si predominan las grandes, el aire se calienta.

Los aerosoles primarios (polvo, sal marina, hollín) tienen diámetros muy superiores  a los secundarios (sulfatos) y se calcula que su eficiencia en la reflexión de la radiación solar es mucho menor que la de los aerosoles sulfatados. Ocurre que, aparte de estar formados por partículas más grandes, suelen tener formas no esféricas. En consecuencia, como es pequeño el enfriamiento producido por reflexión, vence el calentamiento, producido por la absorción, tanto de la radiación solar como de las radiaciones infrarrojas terrestres. Por el contrario, los aerosoles secundarios tienen normalmente forma esférica y son muy pequeños, lo que les hace ser muy reflectantes. Provocan un efecto claro de enfriamiento en  la superficie terrestre al devolver la energía solar al espacio y ser peores absorbentes de la radiación infrarroja. Atendiendo al origen de sus emisiones, los aerosoles pueden clasificarse en volcánicos, continentales y oceánicos.

1. Aerosoles volcánicos Aparte del CO2, que actúa como un gas invernadero, los volcanes suelen expulsar también enormes cantidades de cenizas y, sobre todo, de SO2 . Se estima que actualmente la emisión anual global de azufre de los volcanes y fumarolas es de unas 10 millones de toneladas. En las erupciones cataclísmicas las cantidades de azufre emitidas en episodios puntuales breves pueden ser muy altas. Las erupciones que inyectan en la estratosfera de golpe entre 5 y 10 millones de toneladas de azufre ocurren con gran variabilidad, estimándose una frecuencia media de una erupción de éstas características cada tres décadas.

2. Polvo mineral En algunas regiones del globo, los aerosoles minerales de origen continental —la arena y el polvo del desierto que levanta el viento— son muy abundantes.

3. Aerosoles marinos En la actualidad, las emisiones oceánicas de azufre, entre 15 y 30 millones de toneladas anuales, son muy superiores a las que emite la vegetación continental, unos 2 millones de toneladas. Este azufre marino procede del sulfuro de dimetilo (DMS, o CH3SCH3), que es emitido por el fitoplancton. En la atmósfera se convierte en ácido sulfónico de metano (MSA), un aerosol que, disuelto en las gotas de lluvia, retorna al océano, en donde el azufre de nuevo es asimilado por las algas planctónicas. Se cree que estos aerosoles de origen biológico juegan un papel importante en los cambios radiativos, ya sea directamente, por la reflexión de la energía solar, o indirectamente, al actuar como núcleos de condensación de las nubes. El aumento de la nubosidad que producen hace disminuir la insolación en superficie y provoca un enfriamiento.

4. Aerosoles biológicos Las plantas y en especial los bosques generan diversas moléculas orgánicas, algunas de las cuales se volatilizan en el aire (aldehídos, cetonas, alcoholes, etc). Un tipo de compuestos orgánicos volátiles muy importante son los que proceden de los isoprenos (C5H10) y de los monoterpenos (C10Hx). Se ha calculado que la concentración de aerosoles procedentes de monoterpenos, que emiten las hojas de coníferas especialmente, alcanza en las regiones del norte de Europa entre las 1.000 y las 2.000 partículas por centímetro cúbico durante la primavera y el verano (Tunved, 2006).  En combinación con óxidos de nitrógeno tienen una influencia importante en la formación fotoquímica de ozono troposférico y en la reducción de los radicales hidroxilo (OH). Las emisiones de isopreno básico alcanza globalmente la cantidad de unos 500 millones de toneladas. El isopreno se oxida en la atmósfera y es destruído rápidamente, pero en combinación con el óxido nítrico (NO) tiende a formar compuestos orgánicos nitrogenados más duraderos, que pueden viajar a grandes distancias y crear ozono en regiones alejadas.

Otros aerosoles biológicos dignos de consideración son las partículas flotantes compuestas de células y proteínas cuyo origen es muy variado: pieles de animales, fragmentos de plantas, polen, algas, bacterias, virus, etc. Su importancia es grande ya que por ejemplo los pólenes actúan como núcleos de condensación del vapor de agua atmosférico con humedades relativas del aire muy inferiores al 100 %, es decir, a la saturación. Aunque las mediciones y el estudio de estos bioaerosoles es aún escaso, se ha observado en los estudios ya realizados que su concentración atmosférica puede ser importante. En Irlanda, en las latitudes medias y en las costas, representan el 25 % de los aerosoles. En las regiones boscosas tropicales probablemente aún más.

Los aerosoles atmosféricos incluyen una gran variedad de tamaños de partículas, desde radios de 10-13 μ para los pequeños iones con pocas moléculas neutras alrededor de una molécula cargada, hasta mas de 10 μ para las partículas de sal o polvo. La concentración de aerosoles se expresa como el número de partículas por centímetro cubico de aire, y también tiene una enorme variedad. Los pequeños iones no participan de la condensación atmosférica (porque requieren supersaturación) mientras que las partículas mayores solo pueden permanecer en el aire por tiempo limitado (debido a la fuerza de gravedad). Por causa de la amplia gama de tamaños y concentraciones de partículas, son necesarias técnicas experimentales diferentes para evaluar al conjunto completo de los aerosoles atmosféricos. Por esto la medición y el examen de las partículas solo fueron hechos en pocos lugares. Debido a esto, los datos de las partículas que se poseen no representan toda le atmósfera bajo condiciones atmosféricas diferentes.

De acuerdo al tamaño se clasifican en:

1) Núcleos de Aitken, con radios entre 5.10-3 y 2.l0-1μ 2) Núcleos Grandes, con radios entra 0.2 y l μ 3) Núcleos Gigantes, con radios mayores que 1 μ

Los cambios de fase juegan un rol esencial en la microfísica de las nubes. Los posibles cambios son: vapor ⇔ líquido (evaporación, condensación) liquido ⇔ sólido (fusión, conge1amiento) vapor ⇔ sólido (sublimación, condensación)

Los cambios de fase de izquierda a derecha son los más importantes desde el punto de vista meteorológico, son los cambios que tienen lugar en orden molecular creciente y son procesos que llevan a la formación de nubes. Estos cambios, hablando de orden creciente, deben superar una fuerte barrera de energía libre. Las gotitas de agua, tienen intensas fuerzas de tensión superficial de modo que, para que pueda aumentar de tamaño, por condensación, a partir de vapor, la tensión superficial tiene que ser contrarrestada por un fuerte gradiente de presión de vapor.

La saturación es una condición de equilibrio, en la cual las velocidades de evaporación y condensación son iguales. Debido a la barrera de energía libre de las gotitas, el cambio de fase no ocurre en las condiciones de equilibrio de la masa de agua, o sea, las gotitas comenzaran a evaporarse solamente (cuando tenemos vapor de agua puro) cuando la humedad relativa alcanza valores de varios cientos por ciento.

La condensación de vapor de agua en la forma de gotitas en un medio físico, debido a la existencia de una fuerte supersaturación no es importante en la atmósfera y se denomina Nucleación Homogénea. Sin embargo, en la atmósfera, se observa que las gotitas nubosas se comienzan a formar cuando el aire ascendente alcanza la saturación. Este hecho obedece a la existencia en la atmósfera de concentraciones de partículas, de tamaño microscópico, que tienen una gran afinidad con el agua y actúan como centros de condensación, tales partículas son llamadas núcleos de condensación y el proceso en el cual las gotitas de agua se forman sobre los núcleos, se designa como Nucleación Heterogénea.

La gotita formada, será estable, si su tamaño supera un valor crítico, en la media, tales gotitas crecerán, mientras que las de tamaño inferior desaparecerán. El tamaño crítico es determinado por al equilibrio entre las dos tendencias opuestas: la de crecimiento y la de desaparición; tales tendencias por su vez, dependen que la gotita se forme en un espacio libre (nucleación homogénea) o en contacto con otro cuerpo (nucleación heterogénea).

En al caso de la nucleación homogénea de agua pura, la tasa de crecimiento depende de la presión parcial del vapor de agua en el entorno, ya que esta determina la tasa con la cual las moléculas de agua inciden sobre la gotita. El proceso de desaparición, o evaporación, depende de la temperatura de la gotita y de su tensión superficial, debido a que las moléculas de la superficie de la gotita deben alcanzar suficiente energía para escapar superando las fuerzas de unión.

Cuando se establece el equilibrio entre él liquido y el vapor la presión parcial de vapor es justamente la presión de vapor de saturación. Por esto, para que una gotita muy pequeña pueda ser estable se requiere una saturación muy grande, cuando la supersaturación es del 1% las gotitas cuyos radios son menores a 0.121 μ son inestables y tenderán a evaporarse. Como los cocientes de saturación que son observados en la atmósfera, es del orden del 1%, la nucleación homogénea de agua a partir de vapor, es un proceso de importancia secundaria, respecto de la nucleación heterogénea.

En la atmósfera las gotitas nubosas se forman sobre aerosoles llamados núcleos de condensación o núcleos higroscópicos. La velocidad de formación de las gotitas nubosas esta determinado por al numero de tales núcleos y no por consideraciones estadísticas. En general, los aerosoles se pueden clasificar, de acuerdo con su afinidad con el agua, en higroscópicos, neutros e hidrófobos. La nucleación sobre un aerosol neutro requiere casi la misma supersaturación que la nucleación homogénea; sobre un aerosol hidrófobo, o sea que se opone a ser mojado la nucleación es todavía más difícil y requiera mayor supersaturación. De otra manera, sobre las partículas higroscópicas, que son solubles y tienen afinidad con el agua, la supersaturación que se necesita para la formación de gotitas puede ser menor que para la nucleación homogénea.

Una vez alcanzada la saturación comienzan a formarse “embriones” de gotas sobre los Núcleos de Condensación. Los núcleos de condensación atmosféricos que sirven como núcleos sobre los cuales el vapor de agua se condensa son llamados núcleos de condensación de nubes (NCN), en ingles (CCN) por cloud condensation nuclei.

El tamaño del aerosol y su solubilidad, fijan la supersaturación necesaria para que al aerosol pueda actuar como núcleo de condensación de nubes. De esta manera para actuar como NCN en una supersaturación de 1% una partícula insoluble necesita tener cerca de 0.1μ de radio, mientras que partículas solubles pueden ser tan pequeñas como 0.01μ radio. Por causa de estas restricciones solamente una pequeña parte del aerosol atmosférico sirve como NCN. (Cerca del 1% en el aire continental y cerca del 10-20%,en el aire marítimo.) La mayoría de los NCN consisten en una mezcla de componentes solubles y insolubles (también llamados núcleos mixtos).

La velocidad de crecimiento de cada una de las gotitas depende no solamente de las fuerzas de tensión superficial y de la humedad del aire, sino también del grado de transferencia del vapor de agua en la dirección de la gotita y del calor de condensación desde la gotita. Cuando consideramos una población de gotitas el problema es más complicado, porque las gotitas compiten por el vapor de agua disponible, su velocidad de crecimiento dependerá de la concentración, tamaño y naturaleza del núcleo, de la velocidad de enfriamiento del área (el cual controla su tamaño y supersaturación) y de la magnitud o intensidad de los movimientos turbulentos en la nube.

Nucleación Justo como las moléculas de aire chocan, también lo hacen las moléculas de vapor de agua y, al hacerlo se pueden combinar para formar una gota en fase líquida. El energía neta que se necesita para completar la nucleación es:

: es el trabajo requerido para crear una unidad de área de la superficie de la interface vapor-líquido alrededor de la gota, o energía de superficie o tensión. : es el número de moléculas de agua por unida de volumen. : es la energía libre de Gibbs de una molécula de vapor de agua. : es la energía libre de Gibbs de una molécula de agua líquida.

Si la energía necesaria es mayor que aquella libre de Gibbs (deltaE>0), la gota formada no puede mantenerse y se evapora; sin embargo, la energía requerida es menor que la disponible (deltaE<0), la gota sobrevive y se dice que se ha “nucleado”. La diferencia de la energía libre es: kB: es constante de Boltzmann.

Sustituyendo y re-arreglando, se puede encontrar una expresión para el radio crítico (Rc) de la gota, en la que ambos términos estén en equilibrio: Que se conoce como la formula de Kelvin, de ella se observa que el radio crítico depende de humedad relativa. Mientras mayor sea la supersaturación, mayor es la posibilidad de que la gota sobreviva.

El valor de Rc también depende de la temperatura, pero a temperaturas atmosféricas normales, sus efectos son débiles De tal manera, la tasa de nucleación que alcanzan el tamaño crítico depende mayormente del grado de supersaturación. Para nuclear significativamente, el aire debe saturarse hasta 300-400%, pero en la atmósfera raramente supera el 1%. La nucleación homógenea no es importante para la formació de nubes, ya que el proceso principal es nucleación heterógenea.

Si la partícula es insoluble en agua, la microfísica es la misma que para el caso de la nucleación homógenea. Si un número suficiente de moléculas de agua choca con la partícula, pueden formar una película de agua alrededor del núcleo, que ocasione una gota mucho más grande de lo que sería si no hubiese núcleo en el centro. Mientras mayor sea la partícula, mayor es la posibilidad de que sobreviva.

Si el núcleo es soluble, su efectividad se incrementa porque la presión de vapor de saturación es menor en una solución que en agua pura, incrementándose la HR y posibilitando que el radio crítico disminuya. La disponibilidad de núcleos no es un factor limitante. Parece evidente que las primeras gotas que se forman sobre las más grandes y solubles partículas. Por lo tanto, el tamaño y composición de los aerosoles tienen un gran efecto en la distribución del tamaño de gotas de una nube.

Una vez formadas las gotas, pueden continuar creciendo por difusión al encontrar más moléculas de vapor , cuando éstas se condensen sobre ellas. El proceso inverso también puede ocurrir si el vapor se evapora de las gotas.

La velocidad de nucleación por unidad de volumen puede escribirse: m: es la masa de la molécula de agua. Z:= 0.01 Una característica muy notable de esta ley de dependencia es que, la velocidad de nucleación pasa de valores prácticamente inapreciables a valores extraordinariamente grandes, para un intervalo de variación de Hr muy pequeño.

El valor de HR para el que este brusco aumento tiene lugar, se denomina razón de saturación crítica, y corresponde a J=1cm-3s-1. Sus valores experimental y teórico (a 275K) son 4.2 (0.1) y 4.2, a 261K 5 (0.1) y 5.

Dos importantes mecanismos se han identificado para explicar la formación de gotas de lluvia: 1. Proceso de colisión - coalescencia 2. Proceso de Bergeron.