La inestabilidad atmosférica es una condición en la que la atmósfera de la Tierra se considera inestable y, como resultado, el clima local es muy variable a lo largo de la distancia y el tiempo. [ Aclaración necesaria ] [1] La inestabilidad atmosférica fomenta el movimiento vertical, que está directamente relacionado con los diferentes tipos de sistemas meteorológicos y su gravedad. Por ejemplo, en condiciones inestables, una porción de aire elevada encontrará aire circundante más frío y denso, lo que la hace propensa a un mayor ascenso, en un ciclo de retroalimentación positiva.
En meteorología , la inestabilidad se puede describir mediante diversos índices, como el número de Richardson en masa , el índice de elevación , el índice K , la energía potencial convectiva disponible (CAPE) , el índice de Showalter y los totales verticales. Estos índices, así como la propia inestabilidad atmosférica, implican cambios de temperatura a través de la troposfera con la altura, o gradiente térmico .
Los efectos de la inestabilidad atmosférica en atmósferas húmedas incluyen el desarrollo de tormentas eléctricas , que sobre océanos cálidos pueden conducir a ciclogénesis tropical y turbulencia . En atmósferas secas, pueden formarse espejismos inferiores , remolinos de polvo , remolinos de vapor y remolinos de fuego . Las atmósferas estables pueden estar asociadas con llovizna , niebla , aumento de la contaminación del aire , falta de turbulencia y formación de oleaje ondulado .
Existen dos formas principales de inestabilidad atmosférica. [2] En la inestabilidad convectiva , la mezcla térmica a través de la convección en forma de aire caliente ascendente conduce al desarrollo de nubes y posiblemente precipitaciones o tormentas convectivas . La inestabilidad dinámica se produce a través del movimiento horizontal del aire y las fuerzas físicas a las que está sometido, como la fuerza de Coriolis y la fuerza del gradiente de presión ; la elevación y mezcla dinámica resultantes producen nubes, precipitaciones y tormentas, a menudo en una escala sinóptica .
La estabilidad de la atmósfera depende en parte del contenido de humedad. En una troposfera muy seca, una disminución de temperatura con la altura menor a 9,8 °C (17,6 °F) por kilómetro de ascenso indica estabilidad, mientras que cambios mayores indican inestabilidad. Este gradiente térmico se conoce como gradiente térmico adiabático seco. [3] En una troposfera completamente húmeda, una disminución de temperatura con la altura menor a 6 °C (11 °F) por kilómetro de ascenso indica estabilidad, mientras que cambios mayores indican inestabilidad. En el rango entre 6 °C (11 °F) y 9,8 °C (17,6 °F) de disminución de temperatura por kilómetro de ascenso, se utiliza el término condicionalmente inestable.
El índice de elevación (IL), expresado habitualmente en kelvins , es la diferencia de temperatura entre la temperatura del ambiente Te(p) y una parcela de aire elevada adiabáticamente Tp(p) a una altura de presión dada en la troposfera, habitualmente 500 hPa ( mb ). Cuando el valor es positivo, la atmósfera (a la respectiva altura) es estable y cuando el valor es negativo, la atmósfera es inestable. Se esperan tormentas eléctricas con valores inferiores a −2, y se anticipan condiciones meteorológicas severas con valores inferiores a −6. [4]
El índice K se deriva aritméticamente: índice K = (temperatura de 850 hPa – temperatura de 500 hPa) + punto de rocío de 850 hPa – depresión del punto de rocío de 700 hPa
Energía potencial disponible convectiva (CAPE), [6] a veces, simplemente, energía potencial disponible (APE), es la cantidad de energía que tendría una parcela de aire si se elevara una cierta distancia verticalmente a través de la atmósfera. CAPE es efectivamente la flotabilidad positiva de una parcela de aire y es un indicador de inestabilidad atmosférica, lo que lo hace valioso para predecir el clima severo. CIN, inhibición convectiva , es efectivamente flotabilidad negativa, expresada B- ; lo opuesto de energía potencial disponible convectiva (CAPE) , que se expresa como B+ o simplemente B. Al igual que con CAPE, CIN generalmente se expresa en J/kg pero también puede expresarse como m 2 /s 2 , ya que los valores son equivalentes. De hecho, a veces se hace referencia a CIN como energía de flotación negativa ( NBE ).
Se trata de una forma de inestabilidad de fluidos que se da en atmósferas estratificadas térmicamente en las que un fluido más frío se superpone a uno más cálido. Cuando una masa de aire es inestable, el elemento de la masa de aire que se desplaza hacia arriba se acelera por la diferencia de presión entre el aire desplazado y el aire ambiente a la altitud (más alta) a la que se desplazó. Esto suele crear nubes desarrolladas verticalmente a partir de la convección, debido al movimiento ascendente, lo que puede acabar dando lugar a tormentas eléctricas. También podría crearse en otros fenómenos, como un frente frío. Aunque el aire sea más frío en la superficie, sigue habiendo aire más cálido en los niveles medios, que puede ascender a los niveles superiores. Sin embargo, si no hay suficiente vapor de agua presente, no hay capacidad de condensación, por lo que no se formarán tormentas, nubes ni lluvia.
El número de Richardson masivo (BRN) es un número adimensional que relaciona la estabilidad vertical y la cizalladura vertical del viento (generalmente, la estabilidad dividida por la cizalladura). Representa la relación entre la turbulencia producida térmicamente y la turbulencia generada por la cizalladura vertical. En la práctica, su valor determina si la convección es libre o forzada. Los valores altos indican entornos inestables y/o con cizalladura débil ; los valores bajos indican inestabilidad débil y/o cizalladura vertical fuerte. En general, los valores en el rango de alrededor de 10 a 45 sugieren condiciones ambientales favorables para el desarrollo de supercélulas .
El índice de Showalter es un número adimensional que se calcula tomando la temperatura en el nivel de 850 hPa, que luego se toma en seco adiabáticamente hasta la saturación, luego hasta el nivel de 500 hPa, que luego se resta por la temperatura observada en el nivel de 500 hPa. Si el valor es negativo, entonces la parte inferior de la atmósfera es inestable, y se esperan tormentas eléctricas cuando el valor está por debajo de -3. [7] La aplicación del índice de Showalter es especialmente útil cuando hay una masa de aire fría y poco profunda por debajo de 850 hPa que oculta el potencial levantamiento convectivo. Sin embargo, el índice subestimará el potencial levantamiento convectivo si hay capas frías que se extienden por encima de 850 hPa y no considera los cambios radiativos diurnos o la humedad por debajo de 850 hPa. [8]
Las condiciones estables, como durante una noche clara y tranquila, harán que los contaminantes queden atrapados cerca del nivel del suelo. [9] La llovizna ocurre dentro de una masa de aire húmedo cuando es estable. El aire dentro de una capa estable no es turbulento. [10] Las condiciones asociadas con una capa marina , una atmósfera estable común en el lado oeste de los continentes cerca de las corrientes de agua fría, conducen a la niebla nocturna y matutina. [11] Las ondas onduladas se pueden formar cuando un límite de nivel bajo, como un frente frío o un límite de salida, se acerca a una capa de aire frío y estable. El límite que se acerca creará una perturbación en la atmósfera que produce un movimiento similar a una onda, conocido como onda de gravedad . Aunque las ondas onduladas aparecen como bandas de nubes en el cielo, son ondas transversales y son impulsadas por la transferencia de energía de una tormenta que se aproxima y están formadas por la gravedad. La apariencia similar a una ondulación de esta onda se describe como la perturbación en el agua cuando se deja caer una piedra en un estanque o cuando un barco en movimiento crea ondas en el agua circundante. El objeto desplaza el agua o el medio por el que viaja la onda y el medio se mueve en un movimiento ascendente. Sin embargo, debido a la gravedad, el agua o el medio es empujado hacia abajo y la repetición de este ciclo crea el movimiento de onda transversal. [12]
Dentro de una capa inestable en la troposfera, se producirá el levantamiento de las parcelas de aire, y continuará mientras la atmósfera cercana permanezca inestable. Una vez que se produce el vuelco a través de la profundidad de la troposfera (con la convección cubierta por la capa relativamente más cálida y estable de la estratosfera ), las corrientes convectivas profundas conducen al desarrollo de tormentas eléctricas cuando hay suficiente humedad presente. Sobre aguas oceánicas cálidas y dentro de una región de la troposfera con una ligera cizalladura vertical del viento y un giro significativo de bajo nivel (o vorticidad), dicha actividad de tormentas eléctricas puede crecer en cobertura y convertirse en un ciclón tropical . [13] Sobre superficies calientes durante días cálidos, el aire seco inestable puede conducir a una refracción significativa de la luz dentro de la capa de aire, lo que causa espejismos inferiores . [14]
Cuando los vientos son suaves, los remolinos de polvo pueden formarse en días secos dentro de una región de inestabilidad a nivel del suelo. [15] Circulaciones de pequeña escala, similares a tornados, pueden ocurrir sobre o cerca de cualquier fuente de calor superficial intensa, que tendría una inestabilidad significativa en su vecindad. Las que ocurren cerca de incendios forestales intensos se denominan remolinos de fuego, que pueden propagar un incendio más allá de sus límites anteriores. [16] Un remolino de vapor es una corriente ascendente giratoria que involucra vapor o humo . Pueden formarse a partir del humo que emite la chimenea de una central eléctrica . Las fuentes termales y los lagos cálidos también son lugares adecuados para que se forme un remolino de vapor, cuando el aire ártico frío pasa sobre el agua relativamente cálida. [15]
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