大気安定度
強い成層不安定の状態が続くと、積乱雲が発達して、短時間強雨、雷、突風、急激な温度・湿度・気圧の変化などの特徴的な気象現象が発生する。これらの多くは局地現象といって、現象は激しく、現象が続く時間は短い。
典型的な成層不安定時の現象である夕立の例を挙げれば、ほんの1~2時間の間に、晴れた状態から急に曇りになり、雷が鳴り始め、冷たい風が吹き、大粒の雨が降り出して急激に雨が強まったかと思えば、降ったり止んだりを繰り返し、やがて曇りになり、次第に晴れてくる。
夕立は不安定成層の範囲が狭いので、雨風などの現象が続くのは数時間である。一方、不安定成層の範囲は大小さまざまであり、細長い前線が長時間かかり続けるなどすると、現象が数日続くこともある。
成層不安定の際には、積雲、積乱雲、乱層雲ができやすく、不安定な状態が強まっているときにはこれらの雲が次第に成長していく。そのため、特別な気象観測の道具などが無くても、こういった空の状態から成層不安定による天候の急変を察知することが可能である。
大気の上下で気温の差が大きいほど、また、(特に下層の)大気に含まれる水蒸気の量が多いほど、成層不安定になりやすい。これは、前節で説明した対流の成長過程に関係している。
条件付不安定の状態では上昇気流は対流を促進するが、上昇気流は普通、空気塊の温度が上昇に伴って周囲と同じ温度まで冷やされるまで上昇し続ける。ここで、空気塊の温度が高いほど、上昇により冷やされる時間が長くかかり、高く上昇する、つまり強い上昇気流になり、より大きな対流を作り出す。
相当温位が高度の上昇とともに低下する大気では、対流活動が活発になる。このような状態を対流不安定(convective instability)という。相当温位が高いと湿度が高い。従って、大気の下層(地表から上空約1,500 m付近まで)が湿っているほど、中層(上空約5,000 m付近まで)や上層(上空約5,000 m以上)が乾燥しているほど、対流不安定の度合いが大きくなる。
また、対流不安定の大気では、擾乱の振幅によって、大気の安定度が異なる状況が発生する。これを潜在不安定(latent instability)という。
潜在不安定は、基本となる大気場が条件付不安定でかつ空気塊が飽和していないときに起こるものである。微小振幅の擾乱では空気塊が飽和せず、対流が成長しないので大気は安定しているが、有限振幅の擾乱では空気塊が飽和して、対流が成長するので大気が不安定になる。微小振幅の擾乱のままであれば安定することから、ポテンシャル不安定(potential instability)とも言う。また、熱的不安定(thermal instability)とも言う。
対流有効位置エネルギー(CAPE)や対流抑制(CIN)は潜在不安定の指標として用いられる。CAPEの値が大きいほど対流が起こりやすく大気が不安定であることを表す。また、CAPEとCINの値を比較して、CAPEが大きい場合は真性潜在不安定、CINが大きい場合は偽似潜在不安定と言う。実際に大気の不安定度を考える際はこれらに加えていくつかの指標を参考にする。