Повышенный уровень конденсации

Схема LCL в зависимости от температуры и точки росы, а также их вертикальные профили; кривая влажно-адиабатической температуры над LCL также изображена для справки.

Поднятый уровень конденсации или подъемный уровень конденсации ( LCL ) формально определяется как высота, на которой относительная влажность (RH) воздушного пакета достигнет 100% по отношению к жидкой воде, когда он охлаждается путем сухоадиабатического подъема . Относительная влажность воздуха увеличивается при его охлаждении, поскольку количество водяного пара в воздухе (т. е. его удельная влажность ) остается постоянным, а давление насыщенного пара уменьшается почти экспоненциально с понижением температуры. Если воздушный пакет поднимается дальше за пределы LCL, водяной пар в воздушном пакете начнет конденсироваться , образуя капли облаков . (В реальной атмосфере обычно необходимо, чтобы воздух был слегка перенасыщен , обычно примерно на 0,5%, прежде чем произойдет конденсация; это приводит к дополнительному подъему примерно на 10 метров над LCL.) LCL является хорошим приближением высота нижней границы облаков , которая будет наблюдаться в дни, когда воздух механически поднимается от поверхности к нижней границе облаков (например, за счет сближения воздушных масс).

Определение LCL

LCL можно рассчитать или определить графически с использованием стандартных термодинамических диаграмм, таких как диаграмма перекоса T log-P или тефиграмма . Почти во всех этих формулах используется взаимосвязь между LCL и точкой росы , которая представляет собой температуру охладить пакет воздуха, , до которой необходимо изобарно пока его относительная влажность не достигнет 100%. воздушного пакета LCL и точка росы схожи, с одним ключевым отличием: чтобы найти LCL, давление уменьшается, когда он поднимается, заставляя его расширяться, что, в свою очередь, приводит к его охлаждению. Напротив, для определения точки росы давление поддерживается постоянным, а воздушный пакет охлаждается за счет его контакта с более холодным телом (это похоже на конденсат, который вы видите снаружи стакана, полного холодного напитка). . Ниже LCL температура точки росы меньше фактической температуры («по сухому термометру»). Когда пакет воздуха поднимается, его давление и температура уменьшаются. Температура точки росы также снижается при уменьшении давления, но не так быстро, как снижается его температура, так что, если давление снизится достаточно сильно, в конечном итоге температура воздушного пакета станет равна температуре точки росы при этом давлении. Эта точка и есть LCL; графически это изображено на схеме.

Используя этот фон, LCL можно найти на стандартной термодинамической диаграмме следующим образом:

1. Начните с начальной температуры (T) и давления воздушного пакета и следуйте по линии сухоадиабатического градиента градиента вверх (при условии, что относительная влажность в воздушном пакете меньше 100%, в противном случае она уже находится на уровне LCL или выше).
2. От начальной температуры точки росы (Td) пакета при его начальном давлении проследуйте вверх по линии постоянного равновесного соотношения смеси (или «коэффициента насыщения смеси»).
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 испарения. Отдельно в 2017 году Дэвид Ромпс вывел явное и аналитическое выражение для LCL и аналогичного подъемного уровня отложений (LDL), предполагая только постоянную теплоемкость:

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

где $T$, $p$, $z$, и ${\text{RH}}_{l}$ - начальная температура, давление, высота и относительная влажность посылки по отношению к жидкой воде, и $T_{\text{LCL}}$, $p_{\text{LCL}}$, и $z_{\text{LCL}}$ — температура, давление и высота посылки в точке LCL. Функция $W_{-1}$ это $-1$ ветвь Ламберта W. функции Наилучшее соответствие эмпирическим измерениям давления насыщенного пара дает выражение $R_{a}=287.04{\text{ J/kg/K}}$, $c_{va}=719{\text{ J/kg/K}}$, $c_{vv}=1418{\text{ J/kg/K}}$, $p_{\text{trip}}=611.65{\text{ Pa}}$, $T_{\text{trip}}=273.16$ ${\text{K}}$, $E_{0v}=2.3740\times 10^{6}{\text{ J/kg}}$, $R_{v}=461{\text{ J/kg/K}}$, и $c_{vl}=4119{\text{ J/kg/K}}$. Определение $q_{v}$ быть массовой долей водяного пара в воздушном пакете, удельная газовая постоянная пакета и удельная теплоемкость при постоянном объеме равны $R_{m}=(1-q_{v})R_{a}+q_{v}R_{v}$ и $c_{pm}=(1-q_{v})c_{pa}+q_{v}c_{pv}$, соответственно. Компьютерные программы для расчета этих значений LCL в R, Python, Matlab и Fortran 90 доступны для скачивания .

Если определить уровень подъема отложений (LDL) как высоту, на которой воздушная смесь становится насыщенной льдом , аналогичное выражение для LDL будет:

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

где константы наилучшего соответствия определены выше, а также $E_{0s}=0.3337\times 10^{6}{\text{ J/kg}}$ и $c_{vs}=1861{\text{ J/kg/K}}$. Здесь, ${\text{RH}}_{s}$ — начальная относительная влажность воздушной массы по отношению к твердой воде (т. е. льду).

Приблизительные выражения для LCL

Существует также множество различных способов аппроксимации 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, обсуждавшаяся выше. В приземной атмосфере градиент сухоадиабатического подъема составляет около 9,8 К/км, а градиент точки росы около 1,8 К/км (изменяется примерно в пределах 1,6-1,9 К/км). Это дает наклоны кривых, показанных на диаграмме. Высоту, на которой они пересекаются, можно рассчитать как отношение разницы начальной температуры и начальной температуры точки росы. $T-T_{d}$ разнице наклонов двух кривых. Поскольку уклоны представляют собой два уклона, их разница составляет около 8 К/км. Инвертирование дает 0,125 км/К или 125 м/К. Признавая это, Эспи отметил, что LCL можно аппроксимировать следующим образом:

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

где $h$ — высота LCL (в метрах), $T$ — температура в градусах Цельсия (или кельвинах ), а $T_{d}$ — температура точки росы (также в градусах Цельсия или Кельвина, 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.

Отношения с CCL

Уровень конвективной конденсации (CCL) возникает, когда сильный нагрев поверхности вызывает плавучий подъем приземного воздуха и последующее перемешивание планетарного пограничного слоя , так что слой вблизи поверхности оказывается с сухим адиабатическим градиентом. По мере того, как перемешивание становится более глубоким, оно достигает точки, в которой LCL воздушного пакета, начинающегося с поверхности, находится в верхней части смешанной области. Когда это произойдет, любой дальнейший солнечный нагрев поверхности приведет к образованию облака, покрывающего хорошо перемешанный пограничный слой, и уровень, на котором это происходит, называется CCL. Если пограничный слой начинается со стабильным профилем температуры (т. е. с градиентом, меньшим, чем сухоадиабатический градиент), то CCL будет выше, чем LCL. В природе реальная база облаков часто изначально находится где-то между LCL и CCL. Если образуется гроза, то по мере ее роста и развития такие процессы, как повышение насыщенности на более низких уровнях из-за осадков и снижение приземного давления, обычно приводят к понижению нижней границы облаков.

Наконец, LCL также можно рассматривать в зависимости от уровня свободной конвекции (LFC). Меньшая разница между LCL и LFC (LCL-LFC) способствует быстрому образованию гроз. Одна из причин этого заключается в том, что пакету требуется меньше усилий и времени, чтобы пройти через слой конвективного торможения (CIN), чтобы достичь уровня свободной конвекции (LFC), после чего глубокая влажная конвекция наступает , и пакеты с воздухом плавно поднимаются в положительном направлении. область зондирования, накапливающая конвективную располагаемую потенциальную энергию (CAPE) до достижения равновесного уровня (EL).

См. также

• Атмосферная конвекция
• Атмосферная термодинамика

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 по физике облаков, третье издание , опубликовано Butterworth-Heinemann, 1 января 1989 г., 304 страницы. ISBN   9780750632157 ISBN   0-7506-3215-1

Внешние ссылки

• Учебное пособие по LCL
• SKEW-T: ВЗГЛЯД НА SBLCL
• Повышение уровня конденсации (LCL) (Метеорологический словарь)