Повышенный уровень конденсации - Lifted condensation level

Схема LCL в зависимости от температуры и точки росы и их вертикальных профилей; кривая влажной адиабатической температуры над LCL также представлена ​​для справки.

Поднял уровень конденсации или уровень подъема конденсата ( LCL ) формально определяется как высота , при которой относительная влажность (RH) , из воздуха посылки достигнет 100% по отношению к жидкой воде при охлаждении сухим адиабатическим подъемом. Относительная влажность воздуха увеличивается, когда он охлаждается, поскольку количество водяного пара в воздухе (то есть его удельная влажность ) остается постоянным, в то время как давление насыщенного пара уменьшается почти экспоненциально с понижением температуры. Если воздушная посылка поднимается дальше за пределы LCL, водяной пар в воздушной посылке начнет конденсироваться , образуя облачные капли . (В реальной атмосфере обычно необходимо, чтобы воздух был слегка перенасыщен , обычно примерно на 0,5%, прежде чем произойдет конденсация; это означает около 10 метров дополнительного подъема над LCL.) LCL является хорошим приближением к LCL. высота нижней границы облаков, которая будет наблюдаться в дни, когда воздух механически поднимается от поверхности к основанию облаков (например, из-за схождения воздушных масс).

Определение LCL

LCL может быть вычислен или определен графически с использованием стандартных термодинамических диаграмм, таких как диаграмма skew-T log-P или тефиграмма . Почти все эти составы используют взаимосвязь между LCL и точкой росы , то есть температурой, до которой воздушный пакет необходимо изобарически охлаждать, пока его относительная влажность не достигнет 100%. LCL и точка росы похожи, с одним ключевым отличием: чтобы найти LCL, давление в воздушном пакете снижается, когда он поднимается, что приводит к его расширению, что, в свою очередь, вызывает его охлаждение. Напротив, для определения точки росы давление поддерживается постоянным, а воздушный пакет охлаждается, соприкасаясь с более холодным телом (это похоже на конденсат, который вы видите на внешней стороне стакана, полного холодного напитка). . Ниже LCL температура точки росы ниже фактической температуры (по сухому термометру). По мере подъема посылки с воздухом давление и температура в ней снижаются. Его точка росы также снижается при понижении давления, но не так быстро, как его температура, так что, если давление снизится достаточно сильно, в конечном итоге температура воздушного пакета будет равна температуре точки росы при этом давлении. Эта точка - LCL; это графически изображено на схеме.

На этом фоне LCL можно найти на стандартной термодинамической диаграмме следующим образом:

1. Начните с начальной температуры (T) и давления воздушной посылки и следуйте по линии сухой адиабатической скорости градиента вверх (при условии, что относительная влажность воздушной посылки меньше 100%, в противном случае она уже равна или выше LCL).
2. От начальной температуры точки росы (Td) пакета при его начальном давлении проследуйте вверх по линии постоянного равновесного соотношения смешивания (или «соотношения смешивания насыщения»).
3. Пересечение этих двух линий и есть LCL.

Точное выражение для LCL

До недавнего времени считалось, что не существует точной аналитической формулы для LCL. В 2015 году Инь и др. разработал аналитическое выражение для высоты LCL с использованием функции Ламберта-W в предположении постоянной скрытой теплоты парообразования. Отдельно в 2017 году Дэвид Ромпс вывел явное и аналитическое выражение для LCL и аналогичного уровня подъемных отложений (LDL), предполагая только постоянную теплоемкость:

${\ displaystyle {\ begin {alignat} {1} T _ {\ text {LCL}} & \; \; = \; c \ left [W _ {- 1} \ left ({\ text {RH}} _ {l } ^ {1 / a} \, c \, e ^ {c} \ right) \ right] ^ {- 1} T \\ p _ {\ text {LCL}} & \; \; = \; p \ left ({\ frac {T _ {\ text {LCL}}} {T}} \ right) ^ {c_ {pm} / R_ {m}} \\ z _ {\ text {LCL}} & \; \; = \ ; z + {\ frac {c_ {pm}} {g}} \ left (T-T _ {\ text {LCL}} \ right) \\ a & \; \; = \; {\ frac {c_ {pm}} {R_ {m}}} + {\ frac {c_ {vl} -c_ {pv}} {R_ {v}}} \\ b & \; \; = \; - {\ frac {E_ {0v} - ( c_ {vv} -c_ {vl}) T _ {\ text {trip}}} {R_ {v} T}} \\ c & \; \; = \; b / a \ ,, \ end {alignat}}}$

где , , , и являются начальная температура парцеллы, давление, высота, и относительная влажность по отношению к жидкой воде, и , и является температура, давление, и высота участка на его LCL. Функция является ветвь функции Ламберта W . Наилучшим образом подходит для эмпирических измерений давления насыщенного пара определяется , , , , , , , и . Определяясь как массовая доля водяного пара в воздушном пакете, удельная газовая постоянная и удельная теплоемкость при постоянном объеме равны и соответственно. Компьютерные программы для вычисления этих значений LCL в R, Python, Matlab и Fortran 90 доступны для загрузки . ${\ displaystyle T}$${\ displaystyle p}$${\ displaystyle z}$${\ displaystyle {\ text {RH}} _ {l}}$${\ displaystyle T _ {\ text {LCL}}}$${\ displaystyle p _ {\ text {LCL}}}$${\ Displaystyle г _ {\ текст {LCL}}}$${\ displaystyle W _ {- 1}}$${\ displaystyle -1}$${\ displaystyle R_ {a} = 287,04 {\ text {Дж / кг / К}}}$${\ displaystyle c_ {va} = 719 {\ text {Дж / кг / К}}}$${\ displaystyle c_ {vv} = 1418 {\ text {Дж / кг / К}}}$${\ displaystyle p _ {\ text {trip}} = 611,65 {\ text {Pa}}}$${\ displaystyle T _ {\ text {trip}} = 273,16}$ ${\ displaystyle {\ text {K}}}$${\ displaystyle E_ {0v} = 2,3740 \ times 10 ^ {6} {\ text {Дж / кг}}}$${\ displaystyle R_ {v} = 461 {\ text {Дж / кг / К}}}$${\ displaystyle c_ {vl} = 4119 {\ text {Дж / кг / К}}}$${\ displaystyle q_ {v}}$${\ Displaystyle R_ {m} = (1-q_ {v}) R_ {a} + q_ {v} R_ {v}}$${\ displaystyle c_ {pm} = (1-q_ {v}) c_ {pa} + q_ {v} c_ {pv}}$

Определяя подъемный уровень отложения (LDL) как высоту, на которой воздушный пакет становится насыщенным по отношению к льду , аналогичное выражение для LDL имеет вид:

${\ displaystyle {\ begin {alignat} {1} T _ {\ text {LDL}} & \; \; = \; c \ left [W _ {- 1} \ left ({\ text {RH}} _ {s } ^ {1 / a} \, c \, e ^ {c} \ right) \ right] ^ {- 1} T \\ p _ {\ text {LDL}} & \; \; = \; p \ left ({\ frac {T _ {\ text {LDL}}} {T}} \ right) ^ {c_ {pm} / R_ {m}} \\ z _ {\ text {LDL}} & \; \; = \ ; z + {\ frac {c_ {pm}} {g}} \ left (T-T _ {\ text {LDL}} \ right) \\ a & \; \; = \; {\ frac {c_ {pm}} {R_ {m}}} + {\ frac {c_ {vs} -c_ {pv}} {R_ {v}}} \\ b & \; \; = \; - {\ frac {E_ {0v} + E_ {0s} - (c_ {vv} -c_ {vs}) T _ {\ text {trip}}} {R_ {v} T}} \\ c & \; \; = \; b / a \ ,, \ end {alignat}}}$

где наиболее подходящие константы определены выше плюс также и . Здесь - начальная относительная влажность воздушной посылки по отношению к твердой воде (т. Е. Льду). ${\ displaystyle E_ {0s} = 0,3337 \ times 10 ^ {6} {\ text {Дж / кг}}}$${\ displaystyle c_ {vs} = 1861 {\ text {Дж / кг / К}}}$${\ displaystyle {\ text {RH}} _ {s}}$

Приближенные выражения для LCL

Есть также много разных способов приблизить LCL с разной степенью точности. Наиболее известным и широко используемым среди них является уравнение Эспи, которое Джеймс Эспи сформулировал еще в начале XIX века. В его уравнении используется взаимосвязь между LCL и температурой точки росы, о которой говорилось выше. В атмосфере Земли у поверхности градиент сухого адиабатического подъема составляет около 9,8 К / км, а градиент точки росы составляет около 1,8 К / км (он варьируется от 1,6 до 1,9 К / км). Это дает наклон кривых, показанных на диаграмме. Высота, на которой они пересекаются, может быть вычислена как отношение разницы между начальной температурой и начальной температурой точки росы к разнице наклона двух кривых. Поскольку уклоны представляют собой две величины уклона, их разница составляет около 8 км / км. Инвертирование дает 0,125 км / К или 125 м / К. Признавая это, Эспи указал, что LCL может быть аппроксимирован следующим образом: ${\ Displaystyle Т-Т_ {d}}$

${\ displaystyle h_ {LCL} = {\ frac {T-T_ {d}} {\ Gamma _ {d} - \ Gamma _ {dew}}} = 125 (T-T_ {d})}$

где - высота LCL (в метрах), - температура в градусах Цельсия (или кельвинах ), и - температура точки росы (аналогично, в градусах Цельсия или кельвинах, в зависимости от того, что используется для T ). Эта формула имеет точность примерно 1% для высоты LCL при нормальных атмосферных условиях, но требует знания температуры точки росы. ${\ displaystyle h}$${\ displaystyle T}$${\ displaystyle T_ {d}}$

Связь с CCL

Уровень конвективной конденсации (CCL) возникает, когда сильный нагрев поверхности вызывает всплывающий подъем приземного воздуха и последующее перемешивание планетарного пограничного слоя , так что слой у поверхности заканчивается сухим адиабатическим градиентом. По мере того, как перемешивание становится более глубоким, оно дойдет до точки, где LCL воздушной посылки, начинающейся с поверхности, находится в верхней части смешанной области. Когда это происходит, то любое дальнейшее солнечное нагревание поверхности вызовет образование облака, покрывающего хорошо перемешанный пограничный слой, и уровень, на котором это происходит, называется CCL. Если пограничный слой начинается со стабильного температурного профиля (то есть с градиентом меньше, чем скорость сухого адиабатического градиента), тогда CCL будет выше, чем LCL. В природе фактическая основа облачности часто изначально находится где-то между LCL и CCL. Если образуется гроза, то по мере ее роста и созревания такие процессы, как повышенное насыщение на более низких уровнях из-за осадков и более низкое приземное давление, обычно приводят к понижению нижней границы облаков.

Наконец, LCL также можно рассматривать по отношению к уровню свободной конвекции (LFC). Меньшая разница между LCL и LFC (LCL-LFC) способствует быстрому формированию гроз. Одной из причин этого является то , что посылка требует меньше работы и времени , чтобы пройти через слой конвективного ингибирования (CIN) , чтобы достичь своего уровня свободной конвекции (LFC), после чего глубокого, влажные конвекционные вытекают и воздушные участки жизнерадостно поднимаются в позитиве область зондирования, аккумулирующая конвективную доступную потенциальную энергию (CAPE) до достижения равновесного уровня (EL).

Смотрите также

• Атмосферная конвекция
• Атмосферная термодинамика

Рекомендации

Связанное чтение

• Борен, К.Ф., и Б. Альбрехт, Атмосферная термодинамика , Oxford University Press, 1998. ISBN  0-19-509904-4
• М.К. Яу и Р.Р. Роджерс, Краткий курс физики облаков, третье издание , опубликовано Butterworth-Heinemann, 1 января 1989 г., 304 страницы. ISBN  9780750632157 ISBN  0-7506-3215-1

Внешние ссылки

• LCL учебник
• SKEW-T: ВЗГЛЯД НА SBLCL
• Повышение уровня конденсации (LCL) (Глоссарий по метеорологии)