ESTABILIDAD E INESTABILIDAD ATMOSFERICA

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CURSO de FÍSICA DE LA ATMÓSFERA 
ESTABILIDAD E INESTABILIDAD 
ATMOSFÉRICA
1
Dra.Julia Bilbao 
Universidad de Valladolid, Departamento Física Aplicada
Laboratorio de Energía y Atmósfera 
juliab@fa1.uva.es
22
Estabilidad e Inestabilidad Atmosférica 
Índice
-Estabilidad e inestabilidad atmosférica
-Causas de inestabilidad atmosférica
- Causas de estabilidad atmosférica
- Criterios de estabilidad
- Estabilidad en el diagrama oblicuo
- Criterios de estabilidad en función de la temperatura potencial
- Aire húmedo
- Aire saturado
- Estabilidad en masas de aire
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Estabilidad e Inestabilidad Atmosférica: Objetivos
- Explicamos como se puede determinar la estabilidad de la 
atmósfera. Se introduce el concepto de estabilidad de 
estratificación atmosférica basándonos en la evolución de una 
partícula de aire atmosférico, así como las causas que producen las 
situaciones estables e inestables.
Se presentan los diferentes tipos de estabilidad e inestabilidad y su 
representación en el diagrama oblicuo.
Se demuestra como se puede conocer la estabilidad de la 
atmósfera a partir de la variación de la temperatura potencial de la 
partícula que evoluciona, tanto para aire húmedo como para aire 
saturado.
Y por último se aplican los conocimientos adquiridos al estudio de 
la estabilidad de las masas de aire.
44
Estabilidad e Inestabilidad Atmosférica 
En un ascenso rápido de una masa de aire ( dq = 0): cp dT = vdp
para un ascenso dz, la variación de presión es: dp = -ρ’ g dz 
ρ’ es la densidad del exterior. Si es igual densidad que la del 
ambiente ρ’= ρ , se tiene:- c p d T = -g v ρ dz = -g dz
pc
g
dz
dT
==− γ
Gradiente Adiabático del Aire Seco
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Estabilidad de la atmósfera 
Método de la parcela de aire
•El elemento de aire se expande o contrae adiabáticamente.
•Que dicho elemento no se mezcla con su entorno.
•Que mientras dicho elemento se mueve, en el entorno no 
tienen lugar movimientos compensatorios.
6
Parcela de aire
T0 T'0
T T'
dz
6
- Se considera una partícula atmosférica de 
aire seco que parte de un nivel inicial z0 a 
temperatura T0 (fig.), tras un ascenso dz su 
temperatura disminuye con la altura según el 
gradiente adiabático seco γγ = = -- dTdT / / dzdz, siendo 
γ
 
> 0 si T disminuye con z. 
-Al mismo tiempo, la temperatura del aire 
ambiente, T', varía también con la altura según 
el gradiente vertical de temperatura 
-α
 
= -dT' / dz.
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Estabilidad de estratificación de la atmósfera
Burbuja (partícula) comienza a ascender, en equilibrio térmico 
con el aire exterior, T0 = T0 ’ , a la altura dz: Tpdz = T0 -γ
 
dz
La temperatura del ambiente es: T’dz = T0 - α
 
dz
α
 
= gradiente térmico de la atmósfera; γ
 
= gradiente adiabático del 
aire seco
La diferencia de temperatura en el ascenso será :
(Tp– T’)dz = (α
 
- γ) d z
Si α
 
< γ, estabilidad de estratificación estable.
Si α
 
> γ, estabilidad es inestable.
Si, α
 
= γ, estabilidad de estratificación es neutra
8
Causas de inestabilidad
• α
 
es grande y esto sucede si 
• 1- el aire superior se enfría : por advección
• 2- el aire inferior se calienta: 
• a) por calentamiento diario de la superficie de la Tierra
• b) Flujo de aire caliente que trae el viento
• c) El aire se mueve sobre una superficie caliente
• Ej: los incendios, en general, calientan el aire e implica 
inestabilidad
8
9
Cuando la atmósfera es estable ?
• α
 
es pequeña ; cuando la diferencia de T entre el aire de la 
superficie y el superior es pequeña.
• Sucede si: 1) el aire superior se calienta; esto sucede si el 
aire suprior se cambia por aire más caliente.
• 2) El aire de la superficie se enfría. 
• a) Enfriamiento radiativo de noche de la superficie de la 
tierra;
• b) Flujo de aire frío que trae el viento; 
• c) aire que se mueve sobre la superficie de la tierra fría; 
Estas condiciones causan nieblas.
• En condiciones estables se forman: cirroestratos, 
altoestratos, nimboestratos y estratos
9
1010
0 10 20 30 40 ºC
0
1000
2000
3000
z (m)
γ α 0 ºC
10 ºC
20 ºC
30 ºC
18 ºC
22 ºC
26 ºC
Tª. amb. Tª. partícula
ATMOSFERA ESTABLE
 4 ºC / 1000 m
10 ºC / 1000 m
α =
γ =
30 ºC
Aire no saturado sube: en cada nivel está más frío que el ambiente =
más pesado = vuelve al origen =
CRITERIOS DE 
ESTABILIDAD
1111
0 10 20 30 40 º C
0
1000
2000
3000
z (m)
γ 18 ºC
22 ºC
26 ºC
30 ºC 30 ºC
12 ºC
18 ºC
24 ºC
T. amb. T. partícula
Aire saturado en cada posición más frio y pesado que el aire de los alrededores =
Partícula vuelve a su posición de equilibrio =
ATMOSFERA ESTABLE respecto a elervaciones SATURADAS DE AIRE
ATMOSFERA ESTABLE
α =
γ =
 4 ºC / 1000 m
 6 ºC / 1000 m
1212
0 10 20 30 40 ºC
0
1000
2000
3000
z (m)
γ
α
0 ºC
10 ºC
20 ºC
30 ºC
-3 ºC
8 ºC
19 ºC
T. amb. T. partícula
Aire no saturado: en cada nivel está el aire de la partícula está más 
caliente que el ambiente = ' =
más ligera = la partícula acelera desde su posición original
11 ºC / 1000 m
10 ºC / 1000 m
α =
γ =
30 ºC
ATMOSFERA INESTABLE
ρ < ρ 
1313
0 10 20 30 40 º C
0
1000
2000
3000
z (m)
γ - 3 ºC
 8 ºC
19 ºC
30 ºC 30 ºC
12 ºC
18 ºC
24 ºC
T. amb. T. partícula
Partícula saturada: más caliente que los alrededores = ' =
menos denso =
Se mueve fuera de su posición original = ATM. INESTABLE 
PARTICULA SATURADA
α =
γ =
11 ºC / 1000 m
 6 ºC / 1000 m
ρ < ρ
1414
0 10 20 30 40 ºC
0
1000
2000
3000
z (m)
γ α 0 ºC
10 ºC
20 ºC
30 ºC
 9 ºC
16 ºC
23 ºC
T. amb. T. partícula
Partícula más saturada, más frío cada elevación que el ambiente = p = RT =
más densa = cae, ESTABLE
Atmósfera es estable respecto a la elevación no saturada de aire.
INESTABILIDAD CONDICIONAL
 7 ºC / 1000 m
10 ºC / 1000 m
α =
γ =
30 ºC
ρ
1515
0 10 20 30 40 ºC
0
1000
2000
3000
z (m)
γ α 0 ºC
10 ºC
20 ºC
30 ºC
 9 ºC
16 ºC
23 ºC
T. amb. T. partícula
0 10 20 30 40 ºC
0
1000
2000
3000
z (m)
γ 9 ºC
16 ºC
23 ºC
30 ºC 30 ºC
12 ºC
18 ºC
24 ºC
T. amb. T. partícula
Partícula saturada más caliente que el ambiente = ' =
Partícula menos densa = sube =
ATMOSFERA INESTABLE respecto a elevaciones saturadas
Partícula no saturada, más frío cada elevación que el ambiente = p = RT =
más densa = cae, ESTABLE
Atmósfera es estable respecto a la elevación no saturada de aire.
INESTABILIDAD CONDICIONAL
 7 ºC / 1000 m
10 ºC / 1000 m
α =
γ =
α =
γ =
 7 ºC / 1000 m
 6 ºC / 1000 m
30 ºC
ρ
ρ < ρ
16
Estabilidad atmosférica en el diagrama 
termodinámico
16
17
Estabilidad en el diagrama oblicuo
17
18
Gradiente térmico inestable
18
19
Gradiente térmico inestable
19
20
Gradientes térmicos y estabilidad
20
21
Gradiente isotérmico o estable
21
22
Gradiente térmico estable
22
23
Inversión
P
A
C
D
B
T
T
Z
(b) (c)
30 m
(a)
T
P Z
T
12 h09 h06 h 800 m
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Distintos tipos de inversiones: (a) de tierra, (b) de subsidencia y (c) de alisio
La inversión a nivel de tierra o inversión de radiación, se produce por el gran enfriamiento nocturno 
del suelo y se da al amanecer. El obstáculo que esta inversión opone a las corrientes verticales, 
inmoviliza junto al suelo a la capa inferior de aire pero, al mismo tiempo, durante un día con 
suficiente insolación su temperatura debe de crecer muy rápidamente y la inversión destruirse (fig. 
8.4a).
La inversión de subsidencia se produce por un descenso de grandes masas de aire con dispersión 
horizontal, como sucede cerca de la superficie terrestre en la parte central de los anticiclones. Al 
comprimirse el aire, disminuye el gradiente vertical de temperatura acentuándose el crecimiento 
temperatura con la altura y, por tanto, la estabilidad. Estas inversiones (fig. b) no se forman junto al 
suelo ya que éste dificulta los movimientos de aire, sino a una altura en general superior a los 600 m, 
y se caracteriza un descenso muyrápido de la humedad con la altura debido a que el aire superior ya 
pobre en vapor de agua, se deseca aún más debido al calentamiento adiabático.
24
Inversión del alisio
Por último, el aire arrastrado por los vientos 
alisios del NE (que van hacia el ecuador como por 
ejemplo sucede en Canarias), procede de latitudes 
altas y se desplaza por lugares tan cálidos que se 
comporta como una masa fría. Sobre estos vientos 
se encuentra una masa de aire más caliente y seca, 
de forma que se produce la inversión del alisio de 
gran estabilidad.
24
25
Criterios de estabilidad en función de la 
temperatura potencial
Z
ESTABLE
INESTABLE
INDIFERENTE
θ
25
)(1'
'
1'
'
11
α−γ=
∂
∂
−
∂
∂
=
∂
θ∂
θ Tz
p
pC
R
z
T
Tz pa
a
0>
∂
θ∂
z
0=
∂
θ∂
z
0<
∂
∂
z
θ
Estable α<γ
Neutra o indiferente
Inestable α
 
>γ
Se demuestra en el aula
26
Representación gráfica de la estabilidad
EP tP S
θS
θ BB
PS
PB
B Sθ > θ
θB
B
θS
tPtS EPS
θ > θB S
PB
PS
(b)
(a)
tS
26
(a) Estable 
(b) inestabilidad sobre el 
diagrama oblicuo, para el 
aire seco.
BS curva de estado
BEp adiabática seca
θB < θs
θB >θS
inestable
27
Criterios de estabilidad para el aire húmedo no saturado
X o T
Z
SECA
MONTAÑA
SATURADA
PRECIPITACIÓN
X vs Z
T vs Z
NIVEL DE 
CONDENSACIÓN
POR ELEVACIÓN
SECA
27
Si es una partícula de aire húmedo no 
saturada, ascenderá por la adiabática seca 
hasta un punto en el que se sature. Si el 
ascenso continúa, el posterior 
enfriamiento dará lugar a la 
condensación, durante la cual se libera el 
calor latente originando un calentamiento 
de la partícula y, por lo tanto, una 
reducción en su gradiente adiabático. Su 
temperatura disminuirá al ritmo 
correspondiente al gradiente adiabático 
saturado, inferior al gradiente adiabático 
seco γ. 
El proceso de condensación puede da lugar a precipitación, la cual transporta calor 
rompiendo la suposición adiabática. El gradiente de temperatura está próximo a γS ;se le 
llama también pseudoadiabático. Si la parcela de aire desciende se calentará más 
rápidamente según el gradiente adiabático seco γ ya que la humedad ha precipitado y salido 
de la partícula. El proceso no es reversible y es el que se observa en barreras orográficas 
como las montañas, donde el lado a sotavento está normalmente más caliente y seco que el 
lado a barlovento.
28
Estabilidad del aire saturado
EP
TP
S
θWS
θWS
B
PS
PB
W
S
θ
θWS
θWS
TPTS
EP
θWS '
PB
PS
(b)
(a)
TS
'
'
'
'
B
28
- 1. -El caso de una partícula saturada es 
totalmente análogo al de una de aire seco, 
por lo que basta con reemplazar las 
adiabáticas secas por las saturadas y la 
temperatura potencial θ
 
por la 
pseudoadiabática potencial del termómetro 
húmedo θws
Así, en una capa saturada: θws >θB
si , hay estabilidad vertical convectiva,
- 2.- si , θB >θS
hay inestabilidad vertical convectiva, como 
criterios simples que permiten una 
determinación del carácter estable o 
inestable de las diferentes capas 
atmosféricas.
0' >∂θ∂ zw
0' <∂θ∂ zw
BS curva de estado
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Criterios de estabilidad
Ahora bien, considerando la posibilidad de que se 
produzca condensación durante un ascenso, caben 
cinco tipos de estabilidad para el caso del aire 
húmedo:
• α
 
< γS Absolutamente estable. 
• α
 
= γ
 
Neutro o indiferente saturado.
• γS < α
 
< γ
 
Condicionalmente inestable. 
• α
 
= γ
 
Neutro o indiferente seco. 
• α
 
> γ
 
Absolutamente inestable.
29
30
Una masa de aire inicialmente estable (α
 
< γ) se convierta 
en inestable cuando sea forzada a ascender
• Debido a que γS < γ, es posible que 
una masa de aire inicialmente 
estable (α
 
< γ) se convierta en 
inestable cuando sea forzada a 
ascender (por ejemplo, por una 
montaña) y comience la 
condensación. El calor liberado por 
la condensación puede ser tal que 
ahora el gradiente pseudoadiabático 
γS sea menor que α. Este caso se 
llama inestabilidad condicional, 
donde la condensación puede ser un 
proceso muy desestabilizador.
-5 0 5 10 15
Temperatura (ºC)
0
500
1000
1500
2000
2500
3000
Al
tit
ud
 (m
)
Estable
Grad. vertical
Gradiente adiabático
saturado
Ambiente
Nivel de
saturación por 
elevación
Inestable
Nivel de convección
libre
Estable
Gradiente
adiabático
seco
30
31
Variación de la estabilidad
• Hasta ahora los criterios de estabilidad se han 
basado en el comportamiento de una partícula 
atmosférica sin dimensión vertical. Sin embargo, 
en realidad cualquier masa de aire se expandirá o 
comprimirá verticalmente y tendrá unas 
temperaturas y condiciones de humedad 
dependientes de la altitud.
• El efecto neto será que diferentes porciones de 
la masa de aire seguirán distintos ritmos de 
enfriamiento, reduciendo o aumentando la 
inestabilidad.
31
3232
Un caso de incremento de la 
inestabilidad por ascenso de 
masas de aire con desarrollo 
vertical extenso, se muestra 
en la figura 3.10. Una masa 
de aire seco se extiende 
inicialmente desde el punto A 
(1.000 hPa) al punto B (900 
hPa), presentando una 
inversión de temperatura 
bastante estable con el aire 
más caliente en la parte 
superior.
•Si debido a un ascenso forzado la masa de aire se eleva, los puntos a lo largo 
de la línea AB seguirán las adiabáticas secas hasta A' y B' en que la base y la 
cima de la capa se saturen. Hay una expansión vertical de la columna de aire 
debido a las menores presiones, alcanzando B' una temperatura final menor que 
A'. La inversión original se ha convertido en una disminución significativa de 
la temperatura con la altura, propensa a producir inestabilidades dentro de la 
masa de aire.
3333
Un segundo caso se muestra 
en la figura . Aquí la masa 
de aire original se 
caracteriza por un contenido 
en humedad mayor en el 
punto A que en el punto B, 
como sucede comúnmente. 
Si es forzada a ascender, el 
aire de la base (punto A) 
alcanzará la saturación antes 
que el aire de la cima (punto 
B). A partir del nivel de 
condensación de A, su 
enfriamiento prosigue según 
el gradiente 
pseudoadiabático, mientras 
que B lo sigue haciendo 
según el gradiente 
adiabático seco, resultando 
que B se enfría mucho más 
que A.
34
• El nuevo perfil A'B' muestra un gradiente de temperatura 
mucho más pronunciado, y por tanto más apto para nutrir y 
sostener inestabilidades de partículas de aire ascendentes 
dentro del sistema.
• A gran escala, la estratosfera actúa como una inversión 
sobre la troposfera. Eso explica que gran parte de los 
fenómenos atmosféricos se den en la troposfera.
34
35
Referencias
• Sendiña, I. y Pérez Muñuzuri, V. (2006). Fundamentos de 
Meteorología.. Publicaciones Universidad Santiago de 
Compostela.
• Elias, F. y Castellvi, F. (1996). Agrometeorología. 
Ministerio de Agricultura, Pesca y Alimentación.
• http://www.meted.ucar.edu/resource_modlist.phpWeb. programa 
COMET .
• http://weather.uwyo.edu/upperair/sounding.html. wyoming university 
sondeos.
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http://www.meted.ucar.edu/resource_modlist.phpWeb
http://weather.uwyo.edu/upperair/sounding.html
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	 Estabilidad e Inestabilidad Atmosférica 
	 Estabilidad e Inestabilidad Atmosférica: Objetivos 
	 Estabilidad e Inestabilidad Atmosférica 
	Estabilidad de la atmósfera� Método de la parcela de aire
	Parcela de aire
	�Estabilidad de estratificación de la atmósfera�
	Causas de inestabilidad
	Cuando la atmósfera es estable ? 
	Número de diapositiva 10
	Número de diapositiva 11
	Número de diapositiva 12
	Número de diapositiva 13
	Número de diapositiva 14
	Número de diapositiva 15
	Estabilidad atmosférica en el diagrama termodinámico
	Estabilidad en el diagrama oblicuo
	Gradiente térmico inestable
	Gradiente térmico inestable
	Gradientes térmicos y estabilidad
	Gradiente isotérmico o estable
	Gradiente térmico estable
	Inversión
	Inversión del alisio
	Criterios de estabilidad en función de la temperatura potencial
	Representación gráfica de la estabilidad
	Criterios de estabilidad para el airehúmedo no saturado
	Estabilidad del aire saturado
	Criterios de estabilidad
	Una masa de aire inicialmente estable ( < ) se convierta en inestable cuando sea forzada a ascender
	Variación de la estabilidad
	Número de diapositiva 32
	Número de diapositiva 33
	Número de diapositiva 34
	Referencias