大気不安定

リフト指数（LI）は、通常ケルビンで表され、対流圏の特定の圧力高度（通常500 hPa（mb） ）で断熱的に持ち上げられた空気塊の温度Tp（p）と周囲の温度Te( p)との温度差です。値が正の場合、大気（それぞれの高度）は安定しており、値が負の場合、大気は不安定です。値が-2未満の場合、雷雨が予想され、値が-6未満の場合、激しい天候が予想されます。^{[ 5 ]}

K指数は算術的に次のように算出されます。K指数 = (850 hPa温度 – 500 hPa温度) + 850 hPa露点– 700 hPa露点低下

• 850 hPa（海抜5,000フィート（1,500 m） ）と500 hPa（海抜18,000フィート（5,500 m） ）の間の温度差は、鉛直方向の温度減率をパラメータ化するために使用されます。  
• 850hPaの露点は、下層大気の水分量に関する情報を提供する。
• 湿潤層の垂直方向の広がりは、700 hPa 温度 (海抜3,000 m上 10,000 フィート) と 700 hPa 露点の差によって表されます。 ^{[ 5 ]} 

対流有効位置エネルギー (CAPE) ^{[ 7 ]} 、時には単に有効位置エネルギー (APE) とも呼ばれ、空気の塊が大気中を垂直方向に一定の距離だけ持ち上げられた場合に持つエネルギー量です。CAPE は実質的に空気の塊の正の浮力であり、大気不安定性の指標であるため、悪天候の予測に役立ちます。CIN (対流抑制) は実質的に負の浮力であり、B-で表されます。これは、B+ または単に B で表される対流有効位置エネルギー (CAPE)の反対です。CAPEと同様に、CIN は通常 J/kg で表されますが、値が等しいので m ² /s ²で表すこともできます。実際、CIN は負の浮力エネルギー( NBE ) と呼ばれることもあります。

これは、より冷たい流体がより高い流体の上に重なる、熱的に成層した大気に見られる流体不安定性の一種です。気団が不安定な場合、上方に押し上げられた気団の要素は、押し上げられた空気と、押し上げられた（より高い）高度の周囲の空気との間の圧力差によって加速されます。これは通常、上昇運動による対流によって垂直に発達した雲を形成し、最終的には雷雨につながる可能性があります。これは、寒冷前線などの他の現象でも発生する可能性があります。地表付近の空気が冷たくても、中層にはより暖かい空気があり、それが上層に上昇する可能性があります。しかし、十分な水蒸気が存在しない場合、凝結する能力がないため、嵐、雲、雨は形成されません。

バルク・リチャードソン数（BRN）は、鉛直安定性と鉛直風シアの関係を表す無次元数です（一般的には、安定性をシアで割った値）。これは、熱によって生成される乱流と鉛直シアによって生成される乱流の比率を表します。実際には、この値によって対流が自由対流か強制対流かが判断されます。値が高いほど不安定な環境やシアが弱い環境を示し、値が低いほど不安定性が弱く鉛直シアが強い環境を示します。一般的に、10～45程度の値は、スーパーセル発生に適した環境条件を示唆します。

気象学者アルバート・K・ショーウォルターによって開発されたショーウォルター指数は、850  hPa レベルの温度を乾燥断熱的に飽和まで上げ、次に 500  hPa レベルまで上げ、観測された 500  hPa レベルの温度を差し引くことによって計算される無次元数です。値が負の場合、大気の下層は不安定であり、値が -3 を下回ると雷雨が予想されます。^{[ 8 ]}ショーウォルター指数の適用は、850 hPa より下に冷たく浅い気団があり、潜在的な対流上昇を隠している場合に特に役立ちます。ただし、850 hPa より上に冷たい層が広がっている場合、この指数は潜在的な対流上昇を過小評価し、850 hPa より下の日中の放射変化や水分 を考慮しません。 ^{[ 9 ]}

晴れて穏やかな夜のような安定した状況では、汚染物質が地表付近に閉じ込められます。^{[ 10 ]} 霧雨は、湿った気団が安定しているときに発生します。安定した層内の空気は乱流ではありません。^{[ 11 ]}冷たい海流の近くの大陸の西側によく見られる安定した大気である海洋層 に関連する状況は、夜間と朝の霧につながります。 ^{[ 12 ]}寒冷前線や流出境界などの低層境界が冷たく安定した空気の層に近づくと、波動ボアが形成されることがあります。近づく境界は、重力波として知られる波のような動きを生み出す大気の擾乱を引き起こします。波動ボアの波は、空を横切る雲の帯のように見えますが、横波であり、接近する嵐からのエネルギーの伝達によって推進され、重力によって形作られます。この波のさざ波のような外観は、池に小石を落としたときや、動いているボートが周囲の水に波を起こすときに水面に生じる乱れとして説明されます。物体は波が伝わる水または媒体を押し出し、媒体は上向きに移動します。しかし、重力のため、水または媒体は下向きに引っ張られ、このサイクルの繰り返しによって横波運動が生じます。^{[ 13 ]}

対流圏の不安定な層内では、空気塊の上昇が起こり、近くの大気が不安定な状態が続く限り続きます。対流圏の深部で転覆が起こると（対流は比較的暖かく安定した成層圏の層によって抑制されます）、十分な水分が存在する場合、深い対流流によって雷雨が発生します。暖かい海域上、および鉛直風シアが弱く、下層の回転（または渦度）が顕著な対流圏の領域内では、このような雷雨活動は範囲が拡大し、熱帯低気圧に発達する可能性があります。^{[ 14 ]} 暖かい日の高温の地表上では、不安定な乾燥空気によって空気層内の光が大きく屈折し、下蜃気楼が発生します。^{[ 15 ]}

風が弱いときは、乾燥した日に地表付近の不安定な領域で塵旋風が発生することがあります。^{[ 16 ]} 小規模な竜巻のような循環は、その周辺で著しい不安定性を持つあらゆる強い地表熱源の上またはその近くで発生する可能性があります。激しい山火事の近くで発生するものは火災旋風と呼ばれ、火を以前の範囲を超えて広げる可能性があります。^{[ 17 ]} 蒸気旋風は、蒸気または煙を伴う回転する上昇気流です。発電所の煙突から出る煙から発生することがあります。温泉や暖かい湖も、冷たい北極の空気が比較的暖かい水面を通過するときに蒸気旋風が発生するのに適した場所です。^{[ 16 ]}