La temperatura del aire en la atmósfera varía significativamente con la altura. Podemos conocer esta variación con un termómetro que se eleva junto a un globo meteorológico y que transmite sus mediciones por radio. Con estos datos podemos construir un gráfico de temperatura del aire versus altura denominado perfil de temperatura. El perfil de temperatura en la Figura 1 es característico de la costa central de nuestro país (35°-25°S). Existen tres rasgos destacados. En una primera capa desde la superficie del mar (o de la costa) hasta unos 300 metros de altura la temperatura decrece con la altura. Esta disminución es la condición más frecuente en la tropósfera y obedece a la disminución de la presión del aire con la altura. Sobre esta capa superficial, existe una capa de unos 700 m de espesor en la cual la temperatura se incrementa unos 8°C entre su base y su tope. Debido al aumento de temperatura, esta capa se denomina inversión térmica. El origen de la inversión térmica está en el lento descenso de masas del aire (subsidencia) sobre latitudes subtropicales (35-25°S) en conexión con una circulación de escala global (celdas de Hadley). La subsidencia es notablemente persistente en el tiempo, de manera que la inversión térmica está presente la mayor parte de los días y en todas las estaciones del año sobre la zona central y norte de nuestro país. Por último, sobre los 1000 m de altura la temperatura del aire vuelve a disminuir con la altura.

Figura 1.Perfil de temperatura típico en la costa de la zona central de Chile.

A continuación veamos como varía la estabilidad del aire en función de la altura. Definimos una condición estable como aquella en la cual los movimientos verticales tienden a disminuir en el tiempo. Una condición inestable en cambio, es aquella en la cual los movimientos verticales se amplifican en el tiempo. Los movimientos verticales de los que hablamos pueden ser producidos, entre otras razones, por el efecto en el viento (flujo en la dirección horizontal) que producen los obstáculos en la superficie (desde piedras a montañas). Otra cosa que debemos recordar en este momento es que la densidad de aire (masa / volumen) depende fuertemente de su temperatura: a mayor temperatura decrece la densidad del aire (en forma alternativa: un volumen fijo de aire es más pesado cuando el aire esta frío y se hace más liviano a medida que el aire se calienta).

Analicemos primero qué sucede en una capa de inversión térmica (Figura 2, panel izquierdo). Consideremos un pequeño volumen de fluido, que llamaremos una parcela de aire, originalmente a una altura h1 sobre el suelo y una temperatura T1. Supongamos que la parcela es desplazada verticalmente hasta una altura h2 (h2>h1), donde la temperatura ambiental es T2. Si el desplazamiento fue rápido (algunos minutos), la parcela no cambia su temperatura (T1). Así, cuando la parcela llega a h2, su temperatura es menor que la del ambiente (pues T1< T2) de forma que su densidad es mayor que la del ambiente, y por la tanto la parcela tenderá a descender hacia su posición original (h1). Consideremos ahora que la misma parcela es desplazada verticalmente hacia abajo hasta una altura h3 (h3 < h1) donde la temperatura ambiental es más baja que la que se registra a la altura h1. Nuevamente suponemos que el descenso es rápido, de manera que la parcela arriba a h3 con una temperatura T1> T3. En este caso, la parcela es más liviana que el aire a su alrededor y nuevamente tiende a regresar hacia su posición original.

En consecuencia, en una capa de inversión térmica los movimientos verticales no crecen en el tiempo, sino que por el contrario, estos tienden a amortiguarse. Las inversiones térmicas son entonces regiones de estabilidad atmosférica. En efecto, entre mayor sea el incremento de la temperatura en una capa, mayor será la atenuación de los movimientos verticales en su seno.

Dejamos propuesto al lector demostrar que cuando la temperatura disminuye con la altura la atmósfera es inestable. Para esto siga un razonamiento similar al empleado en el caso anterior y use el esquema de la Figura 3b. En este caso la amplificación de los movimientos verticales será mayor cuanto más pronunciada sea la disminución de la temperatura con la altura.

Un caso extremo de inestabilidad ocurre por ejemplo cuando se calienta una olla con agua. Como el calor se aplica en el fondo de la olla, la temperatura del agua disminuye rápidamente hacia el tope de la olla, y nuestra experiencia nos indica que en este caso se producen fuertes movimientos verticales. Esta forma de movimientos verticales energéticos y distribuidos al azar se denomina turbulencia. Algo similar puede ocurrir en la capa superficial de la atmósfera durante el día, dependiendo del tipo de superficie y de la cantidad de energía solar. La energía del sol atraviesa la atmósfera casi en su totalidad y es absorbida en la superficie terrestre (Al igual que en una olla, el sol calienta el "fondo" de la atmósfera). La superficie calienta el aire en contacto con ella, y si este calentamiento es suficientemente grande, la atmósfera también experimenta turbulencia.