Tale condizione si verifica soprattutto nella stagione estiva e primaverile, specie nelle ore pomeridiane e serali, nelle zone interne e in prossimità dei rilievi e pendii montuosi, in presenza di intenso soleggiamento e/o aria umida al suolo tipicamente associato anche a contrasto termico di masse d'aria più fredda in quota (nocciolo d'aria fredda o cut off), che più pesanti si ritrovano a controbilanciare masse di aria calda più leggere che si sollevano dal suolo.

Se l'instabilità risulta molto accentuata, locali sconfinamenti dei cumulonembi associati a rovesci e temporali possono coinvolgere anche in aree costiere. D'inverno l'instabilità atmosferica è più comune sui mari a causa della presenza di masse d'aria più miti riscaldate dalla massa d'acqua sottostante. Altri casi tipici di instabilità atmosferica sono quelli associati ai fronti freddi atmosferici, sempre a causa di contrasti termici tra masse d'aria di natura diversa, ai cicloni tropicali e più in generale a tutti i vortici atmosferici.

Per calcolare il livello di instabilità atmosferica, vengono esaminati valori di temperatura al suolo e in quota, oltre ai dati sull'umidità relativa e sul punto di rugiada, sulla pressione atmosferica e sulle altezze di geopotenziale. Generalmente, bassi valori di pressione e geopotenziale e alti valori di temperatura, umidità e punto di rugiada, possono essere indicativi di instabilità atmosferica, se associati ad irregolarità nella direzione e nell'intensità dei venti al suolo.

Correnti a getto. Correnti d'aria ad andamento più o meno parallelo alla superficie terrestre che spirano a forte velocità tra 6000 e 13.000 m d'altezza, da W verso E, secondo traiettorie sinuose e irregolari; scoperte dai piloti giapponesi e statunitensi durante la II guerra mondiale, furono cartografate per la prima volta nel 1946. Sono veri e propri fiumi d'aria ben delimitati, con larghezza di ca. 500 km e spessore di ca. 7 km. Presentano oscillazioni d'altezza verso l'alto quando scorrono sopra zone anticicloniche e verso il basso se passano sopra zone cicloniche, in corrispondenza delle quali manifestano anche una diminuzione di velocità. La velocità dell'aria nella corrente decresce dal centro, dove può superare 400 km/h, verso la periferia; varia inoltre secondo le stagioni con valori massimi durante l'inverno e minimi durante l'estate.

Le correnti a getto si spostano stagionalmente anche in latitudine e in altezza: nell'emisfero N, per esempio, vi è una corrente a getto principale che d'inverno scorre sul 25º di latitudine e a 7 km di altezza, mentre d'estate si porta a ca. 42º e a un'altezza di 12 km, con velocità massima inferiore ai 60 km/h. Si riscontrano con maggior frequenza nella zona dei venti occidentali: nell'emisfero boreale esse sono più sensibili sul Pacifico intorno al 22º di latitudine e inoltre, a latitudine leggermente inferiore, nel Sahara orientale e sul Mare Arabico; nell'emisfero australe la corrente a getto è pressoché simmetrica, rispetto all'equatore, alla corrente a getto dell'emisfero boreale, ma ha maggiore uniformità. L'origine della corrente a getto è legata alla struttura della tropopausa. La tropopausa non è né continua né uniforme attorno alla Terra: essa presenta, in genere, due fratture per emisfero: una localizzata attorno ai 60º di latitudine N e S e che corre ondulata attorno a tale parallelo; un'altra localizzata attorno a 30º circa di latitudine N e S e che corre anch'essa parallela ai tropici con alcune ondulazioni.

Entro tali fratture, a causa dei forti contrasti termici e termodinamici, si sviluppano le correnti a getto, che delimitano anche la separazione fra vari tipi di masse d'aria, profondamente diverse. In particolare, la corrente a getto che corre attorno ai 60º N (e che d'inverno può scendere fino ai 40º di latitudine N) separa la massa d'aria polare dalla massa d'aria temperata. Analogamente accade per la corrente a getto della stessa latitudine S. Invece quella che corre attorno ai tropici e che viene definita corrente a getto subtropicale separa la massa d'aria calda equatoriale dalla massa d'aria temperata. Analogamente nell'emisfero S. L'individuazione delle correnti a getto e la previsione dei loro andamenti rivestono una importanza fondamentale non solo per l'analisi e la previsione del tempo, ma anche per l'assistenza al volo e alla navigazione aerea a medio e lungo raggio. § Corrente verticale. Movimento di masse d'aria con prevalente componente verticale. I moti verticali, ascendenti o discendenti, sono generalmente prodotti da cause termiche, ossia dalla diversa temperatura della massa d'aria rispetto all'ambiente che la circonda, anche se correnti verticali possono essere determinate da cause dinamiche, per esempio per contatto di masse d'aria con caratteristiche fisiche diverse, o per ascesa forzata dell'aria lungo pendii montuosi. Una corrente d'aria ascendente determinata da surriscaldamento del suolo tende a salire espandendosi adiabaticamente e diminuendo quindi progressivamente la sua temperatura: se questa diminuzione (decremento adiabatico) è inferiore al gradiente termico verticale (atmosfera instabile), l'aria sollevandosi arriva in ogni punto con una temperatura superiore all'ambiente e continuerà quindi a salire fino a quando non incontrerà uno strato d'inversione termica; se al contrario il decremento adiabatico è superiore al gradiente termico (atmosfera stabile), l'aria salendo incontrerà un ambiente più caldo e tenderà a ridiscendere.

Bisogna inoltre considerare che l'aria contiene sempre del vapor acqueo che, condensandosi durante l'ascesa, libera calore e incrementa la temperatura della corrente ascendente. Questo fenomeno permette alle correnti di superare il limite dell'atmosfera stabile (ca. 2000 m) e di entrare nella zona d'instabilità in cui l'ascesa dell'aria può liberamente continuare. Le correnti verticali d'aria umida producono nubi caratteristiche, i cumuli e i cumulinembi, che si estendono in altezza per alcune migliaia di metri e che visualizzano il complicato intreccio delle correnti di ascesa compensate dalle correnti fredde discendenti. La velocità delle correnti verticali è molto variabile, ma raramente supera i 10 m/sec; in genere le correnti ascendenti sono più rapide delle discendenti, che diventano intense solo durante le piogge.