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 través de la distancia y el tiempo. [ se necesita aclaración ] [1] La estabilidad atmosférica es una medida de la tendencia de la atmósfera a desalentar el movimiento vertical, y el movimiento vertical está directamente correlacionado con diferentes tipos de sistemas climáticos y su severidad. En condiciones inestables, un objeto elevado, como una parcela de aire, estará más caliente que el aire circundante. Debido a que hace más calor, es menos denso y es propenso a seguir ascendiendo.
En meteorología , la inestabilidad se puede describir mediante varios índices, como el número Bulk Richardson , el índice elevado , el índice K , la energía potencial convectiva disponible (CAPE) , el 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 tasa de caída . Los efectos de la inestabilidad atmosférica en atmósferas húmedas incluyen el desarrollo de tormentas eléctricas , que sobre océanos cálidos pueden provocar ciclogénesis tropical , y turbulencia . En atmósferas secas se pueden formar 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 perforaciones onduladas .
Hay dos formas principales de inestabilidad atmosférica: [2]
En caso de inestabilidad convectiva, la mezcla térmica por convección en forma de aire caliente ascendente conduce al desarrollo de nubes y posiblemente a 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 dinámicas producen nubes, precipitaciones y tormentas, a menudo a escala sinóptica .
Que la atmósfera tenga estabilidad o no depende parcialmente del contenido de humedad. En una troposfera muy seca, una disminución de la temperatura con una altura inferior a 9,8 °C por kilómetro de ascenso indica estabilidad, mientras que cambios mayores indican inestabilidad. Esta tasa de caída se conoce como tasa de caída adiabática seca. [3] En una troposfera completamente húmeda, una disminución de la temperatura con una altura inferior a 6 °C por kilómetro de ascenso indica estabilidad, mientras que cambios mayores indican inestabilidad. En el rango entre 6°C y 9,8°C de disminución de temperatura por kilómetro de ascenso, se utiliza el término condicionalmente inestable.
El índice de elevación (LI), generalmente expresado en kelvin , es la diferencia de temperatura entre la temperatura del ambiente Te(p) y una parcela de aire elevada adiabáticamente Tp(p) a una determinada altura de presión en la troposfera, generalmente 500 hPa ( mb) . ). Cuando el valor es positivo, la atmósfera (a la altura respectiva) es estable y cuando el valor es negativo, la atmósfera es inestable. Se esperan tormentas con valores inferiores a −2 y se prevé tiempo severo con valores inferiores a −6. [4]
El índice K se obtiene 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
La energía potencial disponible convectiva (CAPE), [6] a veces, simplemente, la energía potencial disponible (APE), es la cantidad de energía que tendría una porción 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 condiciones climáticas severas. CIN, inhibición convectiva , es efectivamente flotabilidad negativa, expresada B- ; lo opuesto a la 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 se puede expresar como m 2 /s 2 , ya que los valores son equivalentes. De hecho, a la CIN a veces se la denomina energía de flotación negativa ( NBE ).
Es una forma de inestabilidad de fluidos que se encuentra en atmósferas térmicamente estratificadas 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 es acelerado por la diferencia de presión entre el aire desplazado y el aire ambiente a la altitud (mayor) a la que fue desplazado. Esto suele crear nubes desarrolladas verticalmente por convección, debido al movimiento ascendente, que eventualmente puede provocar tormentas eléctricas. También podría deberse a otros fenómenos, como un frente frío. Incluso si el aire es más frío en la superficie, todavía hay 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 Bulk Richardson (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 cizallamiento vertical. En la práctica, su valor determina si la convección es libre o forzada. Los valores altos indican ambientes inestables y/o débilmente cortados ; los valores bajos indican una inestabilidad débil y/o un fuerte cizallamiento vertical. Generalmente, 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 de 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 cuando el valor es inferior a -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 ni 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 se produce 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 occidental de los continentes cerca de las corrientes de agua fría, provocan niebla durante la noche y la mañana. [11] Se pueden formar perforaciones onduladas cuando un límite de nivel bajo, como un frente frío o un límite de flujo de salida, se acerca a una capa de aire frío y estable. El límite que se acerca creará una perturbación en la atmósfera que producirá un movimiento ondulatorio, 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 ondulante de esta ola se describe como la perturbación en el agua cuando se deja caer una piedra en un estanque o cuando un barco en movimiento crea olas en el agua circundante. El objeto desplaza el agua o el medio por el que viaja la onda y el medio se mueve hacia arriba. Sin embargo, debido a la gravedad, el agua o el medio son arrastrados hacia abajo y la repetición de este ciclo crea el movimiento ondulatorio transversal. [12]
Dentro de una capa inestable en la troposfera, se producirá el levantamiento de paquetes 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 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 (o vorticidad) significativo en niveles bajos, dicha actividad de tormenta puede aumentar en cobertura y convertirse en un ciclón tropical . [13] Sobre superficies calientes durante los días cálidos, el aire seco inestable puede provocar una refracción significativa de la luz dentro de la capa de aire, lo que provoca espejismos inferiores . [14]
Cuando los vientos son ligeros, se pueden formar remolinos de polvo en los días secos dentro de una región de inestabilidad a nivel del suelo. [15] Pueden ocurrir circulaciones de pequeña escala similares a tornados sobre o cerca de cualquier fuente intensa de calor superficial, lo que tendría una inestabilidad significativa en sus alrededores. Los que ocurren cerca de incendios forestales intensos se denominan remolinos de fuego y pueden propagar un incendio más allá de sus límites anteriores. [16] Un diablo de vapor es una corriente ascendente giratoria que involucra vapor o humo . Pueden formarse a partir del humo que sale de la chimenea de una central eléctrica . Las fuentes termales y los lagos cálidos también son lugares adecuados para que se forme un demonio de vapor, cuando el aire frío del Ártico pasa sobre el agua relativamente cálida. [15]
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