En meteorología , la inestabilidad convectiva o estabilidad de una masa de aire se refiere a su capacidad para resistir el movimiento vertical. Una atmósfera estable dificulta el movimiento vertical y las pequeñas perturbaciones verticales se amortiguan y desaparecen. En una atmósfera inestable , los movimientos verticales del aire (como en el levantamiento orográfico , donde una masa de aire se desplaza hacia arriba cuando es arrastrada por el viento hacia la pendiente ascendente de una cadena montañosa) tienden a aumentar, lo que resulta en un flujo de aire turbulento y actividad convectiva . La inestabilidad puede provocar turbulencias importantes , extensas nubes verticales y condiciones meteorológicas adversas como tormentas eléctricas . [1]
El enfriamiento y el calentamiento adiabáticos son fenómenos de ascenso o descenso del aire. El aire ascendente se expande y se enfría debido a la disminución de la presión del aire a medida que aumenta la altitud. Lo contrario ocurre con el aire descendente; A medida que aumenta la presión atmosférica , la temperatura del aire descendente aumenta a medida que se comprime. Calentamiento adiabático y enfriamiento adiabático son términos utilizados para describir este cambio de temperatura.
La tasa de caída adiabática es la tasa a la cual la temperatura de una masa de aire ascendente o descendente disminuye o aumenta por distancia de desplazamiento vertical. La tasa de caída ambiental o ambiental es el cambio de temperatura en el aire (no desplazado) por distancia vertical. La inestabilidad resulta de la diferencia entre la tasa de caída adiabática de una masa de aire y la tasa de caída ambiental en la atmósfera. [2]
Si la tasa de caída adiabática es menor que la tasa de caída ambiental, una masa de aire desplazada hacia arriba se enfría menos rápidamente que el aire en el que se mueve. Por tanto, dicha masa de aire se vuelve más cálida en relación con la atmósfera. Como el aire más cálido es menos denso, dicha masa de aire tendería a seguir ascendiendo.
Por el contrario, si la tasa de caída adiabática es mayor que la tasa de caída ambiental, una masa de aire desplazada hacia arriba se enfría más rápidamente que el aire en el que se mueve. Por tanto, dicha masa de aire se vuelve más fría en relación con la atmósfera. Como el aire más frío es más denso, se tendería a resistir el ascenso de dicha masa de aire.
Cuando el aire asciende, el aire húmedo en el que se ha producido condensación se enfría a un ritmo menor que el aire seco (incluido el aire húmedo en el que aún no se ha producido condensación). Es decir, para el mismo movimiento vertical ascendente y la misma temperatura inicial, una porción de aire húmedo será más cálida que una porción de aire seco. Esto se debe a la condensación de vapor de agua en la masa de aire debido al enfriamiento por expansión. A medida que el vapor de agua se condensa, se libera calor latente en la masa de aire. El aire húmedo tiene más vapor de agua que el aire seco, por lo que se libera más calor latente en la masa de aire húmedo a medida que asciende. El aire seco no tiene tanto vapor de agua, por lo tanto, el aire seco se enfría a un ritmo mayor con el movimiento vertical que el aire húmedo. Como resultado del calor latente que se libera durante la condensación del vapor de agua, el aire húmedo tiene un gradiente adiabático relativamente menor que el aire seco. Esto hace que el aire húmedo sea generalmente menos estable que el aire seco (ver energía potencial convectiva disponible [CAPE]). La tasa de caída adiabática seca (para aire no saturado) es de 3 °C (5,4 °F) por 1000 pies verticales (300 m). La tasa de caída adiabática húmeda varía de 1,1 a 2,8 ° C (2,0 a 5,0 ° F) por 1000 pies verticales (300 m).
La combinación de humedad y temperatura determina la estabilidad del aire y el clima resultante. El aire fresco y seco es muy estable y resiste el movimiento vertical, lo que conduce a un clima bueno y generalmente despejado. La mayor inestabilidad se produce cuando el aire es húmedo y cálido, como ocurre en las regiones tropicales en verano. Normalmente, en estas regiones aparecen tormentas a diario debido a la inestabilidad del aire circundante.
La tasa de caída ambiental difiere en diferentes condiciones meteorológicas, pero, en promedio, es de 2 °C (3,6 °F) por 1000 pies verticales (300 m).
La estabilidad troposférica inferior (comúnmente conocida como LTS) es un parámetro meteorológico que se utiliza comúnmente en física atmosférica . Se calcula en un lugar determinado de la Tierra y se define como
donde es la temperatura potencial de una parcela de aire al nivel de presión de 700 hPa y es la temperatura potencial en la superficie.
Se introdujo por primera vez como una medida simple pero útil de la fuerza de la inversión que cubre la capa límite planetaria en la Tierra, y también indica el nivel de estabilidad convectiva de una columna de aire en un lugar determinado. [3] Las regiones con LTS negativo tienen una temperatura potencial mayor en la superficie que en la troposfera media, lo que hace que la columna de aire sea inestable y fomenta la convección. Sin embargo, esta medida de estabilidad tiene una limitación importante: no tiene en cuenta las propiedades termodinámicas (proporción de mezcla de saturación y, por tanto, la forma de los adiabáticos en la troposfera inferior) del aire. Desde entonces se ha desarrollado una medida de estabilidad más refinada, denominada fuerza de inversión estimada, que presta más atención a las propiedades termodinámicas del aire en la troposfera inferior. [4]
