inestabilidad atmosférica

La inestabilidad atmosférica es una condición en la que la atmósfera terrestre se considera inestable y, como resultado, el clima local es altamente variable en función de la distancia y el tiempo. ^{[ 1 ]} La inestabilidad atmosférica favorece el movimiento vertical, que está directamente correlacionado con diferentes tipos de sistemas meteorológicos y su severidad. Por ejemplo, en condiciones de inestabilidad, una masa de aire elevada encontrará aire circundante más frío y denso, lo que la hace propensa a ascender aún más, en un ciclo de retroalimentación positiva.

En meteorología , la inestabilidad se puede describir mediante varios índices, como el número de Richardson global , el índice de elevación , el índice K , la energía potencial convectiva disponible (CAPE) , el índice Showalter y los totales verticales. Estos índices, así como la inestabilidad atmosférica en sí, implican cambios de temperatura a través de la troposfera con la altura, o gradiente térmico vertical .

Los efectos de la inestabilidad atmosférica en atmósferas húmedas incluyen el desarrollo de tormentas eléctricas , que sobre océanos cálidos puede provocar ciclogénesis tropical y turbulencia . En atmósferas secas, pueden formarse espejismos inferiores , remolinos de polvo , remolinos de vapor y torbellinos de fuego . Las atmósferas estables pueden estar asociadas con llovizna , niebla , mayor contaminación atmosférica , ausencia de turbulencia y formación de ondas de choque ondulatorias .

Hay dos formas principales de inestabilidad atmosférica. ^{[ 2 ]} Bajo inestabilidad convectiva , la mezcla térmica a través de la convección en forma de aire caliente ascendente conduce al desarrollo de nubes y posiblemente precipitación o tormentas convectivas . La inestabilidad dinámica se produce a través del movimiento horizontal del aire y las fuerzas físicas a las que está sometido, tales como la fuerza de Coriolis y la fuerza del gradiente de presión ; el levantamiento y la mezcla dinámicos resultantes producen nubes, precipitación y tormentas, a menudo a escala sinóptica .

La estabilidad de la atmósfera depende parcialmente del contenido de humedad. En una troposfera muy seca, un gradiente térmico ambiental (la tasa a la que la temperatura del entorno que rodea una masa de aire disminuye con la altura) inferior 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 adiabático seco. ^{[ 3 ]} Cuando el gradiente térmico ambiental es menor que el gradiente adiabático, una parcela de aire que experimenta un cambio adiabático de presión eventualmente será más fría y, por lo tanto, más densa que el aire circundante, lo que provoca que descienda a su presión inicial. ^{[ 4 ]} Cuando el gradiente térmico ambiental es mayor que el gradiente adiabático seco, las parcelas de aire son más cálidas y menos densas que el aire circundante, lo que provoca que continúen ascendiendo mientras son aceleradas por la flotabilidad. En una troposfera completamente húmeda, una disminución de la temperatura con la altura inferior a 6 °C (11 °F) por kilómetro de ascenso indica estabilidad, mientras que cambios mayores indican inestabilidad. En el rango de disminución de temperatura entre 6 °C (11 °F) y 9,8 °C (17,6 °F) por kilómetro de ascenso, se utiliza el término inestabilidad condicional, donde la atmósfera es estable para masas de aire seco e inestable para masas de aire húmedo saturado.

El índice de elevación (IE), 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 altura de presión determinada en la troposfera, generalmente 500 hPa ( mb ). Cuando el valor es positivo, la atmósfera (a la altura correspondiente) es estable y cuando el valor es negativo, la atmósfera es inestable. Se esperan tormentas eléctricas con valores inferiores a -2, y se prevé tiempo severo con valores inferiores a -6. ^{[ 5 ]}

El índice K se deriva aritméticamente: Índice K = (temperatura a 850 hPa – temperatura a 500 hPa) + punto de rocío a 850 hPa – depresión del punto de rocío a 700 hPa

• La diferencia de temperatura entre 850 hPa (5000 pies (1500 m) sobre el nivel del mar) y 500 hPa (18 000 pies (5500 m) sobre el nivel del mar) se utiliza para parametrizar el gradiente térmico vertical.
• El punto de rocío de 850 hPa proporciona información sobre el contenido de humedad de la atmósfera inferior.
• La extensión vertical de la capa húmeda está representada por la diferencia entre la temperatura a 700 hPa (a 10 000 pies (3000 m) sobre el nivel del mar) y el punto de rocío a 700 hPa. ^{[ 5 ]}

La energía potencial convectiva disponible (CAPE), ^{[ 7 ]} 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. La CAPE es efectivamente la flotabilidad positiva de una parcela de aire y es un indicador de inestabilidad atmosférica, lo que la hace valiosa para predecir tiempo severo. La inhibición convectiva (CIN) es efectivamente la flotabilidad negativa, expresada como B- ; lo opuesto a la energía potencial convectiva disponible (CAPE) , que se expresa como B+ o simplemente B. Al igual que con la CAPE, la CIN generalmente se expresa en J/kg, pero también puede expresarse como m² ^/ s² ^, ya que los valores son equivalentes. De hecho, a veces se hace referencia a la CIN como energía de flotabilidad negativa ( NBE ).

Se trata de una forma de inestabilidad de fluidos que se presenta en atmósferas estratificadas térmicamente, donde un fluido más frío se encuentra sobre uno más cálido. Cuando una masa de aire es inestable, el elemento de dicha masa que se desplaza hacia arriba se acelera por la diferencia de presión entre el aire desplazado y el aire ambiente a la altitud (superior) a la que fue desplazado. Esto suele generar nubes de desarrollo vertical por convección, debido al movimiento ascendente, lo que eventualmente puede provocar tormentas eléctricas. También puede originarse en otros fenómenos, como un frente frío. Aunque el aire sea más frío en la superficie, aún existe 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 global (BRN, por sus siglas en inglés) es un número adimensional que relaciona la estabilidad vertical con 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. Valores altos indican entornos inestables o con baja cizalladura ; valores bajos indican baja inestabilidad o alta cizalladura vertical. Generalmente, valores entre 10 y 45 sugieren condiciones ambientales favorables para el desarrollo de supercélulas .

El índice Showalter, desarrollado por el meteorólogo Albert K. Showalter , es un número adimensional que se calcula tomando la temperatura a 850 hPa, la cual se seca adiabáticamente hasta la saturación, luego hasta 500 hPa, y finalmente se le resta la temperatura observada a 500 hPa. Si el valor es negativo, la parte inferior de la atmósfera es inestable, y se esperan tormentas eléctricas cuando el valor es inferior a -3. ^{[ 8 ]} La aplicación del índice Showalter es especialmente útil cuando hay una masa de aire frío y poco profundo por debajo de 850 hPa que oculta el posible ascenso convectivo. Sin embargo, el índice subestimará el posible ascenso 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. ^{[ 9 ]}

Las condiciones estables, como durante una noche clara y tranquila, harán que los contaminantes queden atrapados cerca del nivel del suelo. ^{[ 10 ]} La llovizna se produce dentro de una masa de aire húmedo cuando es estable. El aire dentro de una capa estable no es turbulento. ^{[ 11 ]} Las condiciones asociadas con una capa marina , una atmósfera estable común en el lado oeste de los continentes cerca de corrientes de agua fría, dan lugar a niebla nocturna y matutina. ^{[ 12 ]} Las ondas de marea ondulatorias pueden formarse cuando un límite de bajo nivel, como un frente frío o un límite de salida, se acerca a una capa de aire frío y estable. El límite que se aproxima creará una perturbación en la atmósfera produciendo un movimiento ondulatorio, conocido como onda de gravedad . Aunque las ondas de marea ondulatoria aparecen como bandas de nubes a través del cielo, son ondas transversales , y son impulsadas por la transferencia de energía de una tormenta que se aproxima y están moldeadas por la gravedad. La apariencia ondulada de esta onda se describe como la perturbación en el agua cuando se deja caer un guijarro 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 este medio se mueve hacia arriba. Sin embargo, debido a la gravedad, el agua o el medio vuelve a caer, y la repetición de este ciclo crea el movimiento de onda transversal. ^{[ 13 ]}

Dentro de una capa inestable en la troposfera, se producirá el ascenso de masas de aire, y continuará mientras la atmósfera cercana permanezca inestable. Una vez que se produce la circulación a través de la profundidad de la troposfera (con la convección limitada 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. Sobre aguas oceánicas cálidas y dentro de una región de la troposfera con una cizalladura vertical del viento ligera y una rotación significativa de bajo nivel (o vorticidad), dicha actividad de tormentas eléctricas puede aumentar en cobertura y desarrollarse en un ciclón tropical . ^{[ 14 ]} Sobre superficies calientes durante días cálidos, el aire seco inestable puede provocar una refracción significativa de la luz dentro de la capa de aire, lo que causa espejismos inferiores . ^{[ 15 ]}

Cuando los vientos son suaves, pueden desarrollarse remolinos de polvo en días secos dentro de una región de inestabilidad a nivel del suelo. ^{[ 16 ]} Circulaciones a pequeña escala, similares a tornados, pueden ocurrir sobre o cerca de cualquier fuente de calor superficial intensa, que tendría una inestabilidad significativa en su proximidad. Las que ocurren cerca de incendios forestales intensos se llaman torbellinos de fuego, que pueden propagar un incendio más allá de sus límites anteriores. ^{[ 17 ]} Un remolino 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 aguas termales y los lagos cálidos también son lugares adecuados para la formación de un remolino de vapor, cuando el aire frío del Ártico pasa sobre el agua relativamente cálida. ^{[ 16 ]}

• Termodinámica atmosférica
• Flotabilidad
• Estratificación estable e inestable