La inestabilidad atmosférica es una condición en la que la atmósfera de la Tierra generalmente se considera inestable y, como resultado, el clima está sujeto a un alto grado de variabilidad a través de la distancia y el tiempo. [ aclaración necesaria ] [1] La estabilidad atmosférica es una medida de la tendencia de la atmósfera a desalentar o disuadir el movimiento vertical, y el movimiento vertical está directamente relacionado con diferentes tipos de sistemas meteorológicos y su severidad. En condiciones inestables, una cosa elevada, como una porción de aire , estará más caliente que el aire circundante en altitud. Debido a que hace más calor, es menos denso y es propenso a seguir subiendo.
En meteorología , la inestabilidad puede ser descrita por varios índices tales como el Bulk Richardson Número , índice de elevación , K-índice , convectiva disponible potencial de energía (CAPE) , la Showalter, y los totales verticales. Estos índices, así como la inestabilidad atmosférica en sí, involucran cambios de temperatura a través de la troposfera con la altura o la 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, pueden formarse espejismos inferiores , diablos de polvo , diablos de vapor y remolinos de fuego . Las atmósferas estables se pueden asociar con llovizna , niebla , aumento de la contaminación del aire , falta de turbulencia y formación de orificios ondulados .
Formularios
Hay dos formas principales de inestabilidad atmosférica: [2]
En condiciones de inestabilidad convectiva, la mezcla térmica a través de la 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 la mezcla dinámicas producen nubes, precipitaciones y tormentas a menudo a escala sinóptica .
Causa de inestabilidad
El hecho de que la atmósfera tenga estabilidad o no depende en parte 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 los 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 menor a 6 ° C por kilómetro de ascenso indica estabilidad, mientras que los cambios mayores indican inestabilidad. En el rango entre 6C y 9.8C de disminución de temperatura por kilómetro de ascenso, se usa el término condicionalmente inestable.
Índices utilizados para su determinación
Índice levantado
El índice elevado (LI), generalmente expresado en kelvin , es la diferencia de temperatura entre la temperatura del ambiente Te (p) y una parcela de aire levantada 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 respectiva) es estable y cuando el valor es negativo, la atmósfera es inestable. Se esperan tormentas eléctricas con valores por debajo de -2, y se prevé un clima severo con valores por debajo de -6. [4]
Índice K
Valor del índice K | Probabilidad de tormenta |
---|---|
Menos de 20 | Ninguno |
20 hasta 25 | Tormentas aisladas |
26 hasta 30 | Tormentas eléctricas muy dispersas |
31 hasta 35 | Tormentas eléctricas dispersas |
Por encima de 35 | Numerosas tormentas eléctricas [5] |
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
- La diferencia de temperatura entre 850 hPa (5.000 pies (1.500 m) sobre el nivel del mar) y 500 hPa (18.000 pies (5.500 m) sobre el nivel del mar) se utiliza para parametrizar la tasa de variación de temperatura 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 de la temperatura de 700 hPa (10,000 pies (3,000 m) sobre el nivel del mar) y el punto de rocío de 700 hPa. [4]
CAPE y CIN
La energía potencial convectiva disponible (CAPE), [6] a veces, simplemente, la 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 aérea y es un indicador de inestabilidad atmosférica, lo que la hace valiosa para predecir condiciones meteorológicas adversas. CIN, inhibición convectiva , es efectivamente flotabilidad negativa, expresada B- ; lo contrario de la energía potencial convectiva disponible (CAPE) , que se expresa como B + o simplemente B. Al igual que con CAPE, la CIN generalmente se expresa en J / kg pero también puede expresarse como m 2 / s 2 , ya que los valores son equivalentes. De hecho, la CIN a veces se denomina energía de flotación negativa ( NBE ).
Es una forma de inestabilidad de fluidos que se encuentra 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 generalmente crea nubes desarrolladas verticalmente a partir de la convección, debido al movimiento ascendente, que eventualmente puede provocar tormentas eléctricas. También podría crearse en otro fenómeno, 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 subir a los niveles superiores. Sin embargo, si no hay suficiente vapor de agua, no hay capacidad de condensación, por lo que no se formarán tormentas, nubes y lluvia.
Número de Richardson a granel
El Bulk Richardson Number (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 el cizallamiento vertical. Prácticamente, 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, los valores en el rango de alrededor de 10 a 45 sugieren condiciones ambientales favorables para el desarrollo de las supercélulas .
Índice de showalter
El índice Showalter es un número adimensional calculado 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 de nivel de 500 hPa observada. Si el valor es negativo, entonces la parte inferior de la atmósfera es inestable, y se esperan tormentas eléctricas cuando el valor es inferior a −3. [7] La aplicación del índice 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 la elevación convectiva potencial 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]
Efectos
Atmósfera estable
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, provocan niebla durante la noche y la mañana. [11] Pueden formarse 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 aproxima creará una perturbación en la atmósfera que producirá un movimiento ondulatorio, conocido como onda gravitacional . Aunque las ondas de ánima ondular 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 son moldeadas por la gravedad. La apariencia ondulada de esta ola se describe como la perturbación en el agua cuando se deja caer una piedra en un estanque o cuando un bote en movimiento crea olas en el agua circundante. El objeto desplaza el agua o el medio por el que viaja la ola y el medio se mueve hacia arriba. Sin embargo, debido a la gravedad, el agua o el medio retrocede y la repetición de este ciclo crea el movimiento ondulatorio transversal. [12]
Atmósfera inestable
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 ocurre 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 significativo a bajo nivel (o vorticidad), 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, los remolinos de polvo pueden desarrollarse en días secos dentro de una región de inestabilidad a nivel del suelo. [15] Circulaciones a pequeña escala, similares a tornados, pueden ocurrir sobre o cerca de cualquier fuente de calor superficial intenso, lo que tendría una inestabilidad significativa en su vecindad. Aquellos que ocurren cerca de incendios forestales intensos se llaman remolinos de fuego, que pueden extender un fuego 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]
Ver también
- Termodinámica atmosférica
- Flotabilidad
- Estratificación estable e inestable
Referencias
- ^ Estabilidad del aire Archivado el 9 de febrero de 2008 en la Wayback Machine.
- ^ Explicación de la estabilidad / inestabilidad atmosférica - por Steve W. Woodruff Archivado el 12 de junio de 2008 en la Wayback Machine.
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