Nivel de condensación elevado - Lifted condensation level

Esquema del LCL en relación a la temperatura y punto de rocío y sus perfiles verticales; la curva de temperatura adiabática húmeda por encima del LCL también se dibuja como referencia.

El nivel de condensación elevado o nivel de condensación elevado ( LCL ) se define formalmente como la altura a la que la humedad relativa (RH) de un paquete de aire alcanzará el 100% con respecto al agua líquida cuando se enfría mediante el levantamiento adiabático seco . La HR del aire aumenta cuando se enfría, ya que la cantidad de vapor de agua en el aire (es decir, su humedad específica ) permanece constante, mientras que la presión de vapor de saturación disminuye casi exponencialmente al disminuir la temperatura. Si el paquete de aire se eleva más allá del LCL, el vapor de agua en el paquete de aire comenzará a condensarse , formando gotas de nubes . (En la atmósfera real, normalmente es necesario que el aire esté ligeramente sobresaturado , normalmente alrededor de un 0,5%, antes de que se produzca la condensación; esto se traduce en unos 10 metros de elevación adicional por encima del LCL). El LCL es una buena aproximación de la altura de la base de la nube que se observará en los días en que el aire se eleva mecánicamente desde la superficie a la base de la nube (por ejemplo, debido a la convergencia de masas de aire).

Determinación del LCL

El LCL puede calcularse o determinarse gráficamente utilizando diagramas termodinámicos estándar como el diagrama de sesgo T log-P o el tefigrama . Casi todas estas formulaciones hacen uso de la relación entre el LCL y el punto de rocío , que es la temperatura a la que un paquete de aire debe enfriarse isobáricamente hasta que su HR apenas alcanza el 100%. El LCL y el punto de rocío son similares, con una diferencia clave: para encontrar el LCL, la presión de un paquete de aire se reduce mientras se levanta, lo que hace que se expanda, lo que a su vez hace que se enfríe. Para determinar el punto de rocío, por el contrario, la presión se mantiene constante y el paquete de aire se enfría poniéndolo en contacto con un cuerpo más frío (esto es como la condensación que se ve en el exterior de un vaso lleno de una bebida fría) . Por debajo del LCL, la temperatura del punto de rocío es menor que la temperatura real ("bulbo seco"). A medida que se levanta un paquete de aire, su presión y temperatura disminuyen. Su temperatura de punto de rocío también disminuye cuando la presión disminuye, pero no tan rápido como disminuye su temperatura, de modo que si la presión disminuye lo suficiente, eventualmente la temperatura del paquete de aire será igual a la temperatura del punto de rocío a esa presión. Este punto es el LCL; esto se representa gráficamente en el diagrama.

Usando estos antecedentes, el LCL se puede encontrar en un diagrama termodinámico estándar de la siguiente manera:

Comience en la temperatura inicial (T) y la presión del paquete de aire y siga la línea de la tasa de lapso adiabático seco hacia arriba (siempre que la HR en el paquete de aire sea menor al 100%, de lo contrario ya está en o por encima de LCL).
Desde la temperatura del punto de rocío inicial (Td) del paquete a su presión inicial, siga la línea para la proporción de mezcla de equilibrio constante (o "proporción de mezcla de saturación") hacia arriba.
La intersección de estas dos líneas es la LCL.

Expresión exacta del LCL

Hasta hace poco, se pensaba que no existía una fórmula analítica exacta para el LCL. En 2015, Yin et al. desarrollaron una expresión analítica para la altura de LCL usando la función Lambert-W bajo el supuesto de calor latente constante de vaporización. Por separado, en 2017, David Romps derivó la expresión explícita y analítica para el LCL y el nivel de deposición de elevación análogo (LDL) asumiendo solo capacidades de calor constantes:

{\ Displaystyle {\ begin {alineado} {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 {viaje}}} {R_ {v} T}} \\ c & \; \; = \; b / a \ ,, \ end {alignedat}}}

donde , , , y son la temperatura de la parcela inicial, la presión, la altura, y la humedad relativa con respecto al agua líquida, y , y son la temperatura, la presión, y la altura de la parcela en su LCL. La función es la rama de la función W de Lambert . El mejor ajuste a las mediciones empíricas de la presión de vapor de saturación viene dada por , , , , , , , y . Si se define como la fracción de masa de vapor de agua en la parcela de aire, la constante de gas específica de la parcela y la capacidad calorífica específica a volumen constante son y , respectivamente. Los programas de computadora para calcular estos valores LCL en R, Python, Matlab y Fortran 90 están disponibles para descargar . ${\ Displaystyle T}$ ${\ Displaystyle p}$ ${\ Displaystyle z}$ ${\ Displaystyle {\ text {RH}} _ {l}}$ ${\ Displaystyle T _ {\ text {LCL}}}$ ${\ Displaystyle p _ {\ text {LCL}}}$ ${\ Displaystyle z _ {\ text {LCL}}}$ ${\ Displaystyle W _ {- 1}}$ ${\ Displaystyle -1}$ ${\ Displaystyle R_ {a} = 287.04 {\ text {J / kg / K}}}$ ${\ displaystyle c_ {va} = 719 {\ text {J / kg / K}}}$ ${\ Displaystyle c_ {vv} = 1418 {\ text {J / kg / K}}}$ ${\ displaystyle p _ {\ text {viaje}} = 611,65 {\ text {Pa}}}$ ${\ Displaystyle T _ {\ text {viaje}} = 273,16}$ ${\ Displaystyle {\ text {K}}}$ ${\ displaystyle E_ {0v} = 2,3740 \ times 10 ^ {6} {\ text {J / kg}}}$ ${\ Displaystyle R_ {v} = 461 {\ text {J / kg / K}}}$ ${\ Displaystyle c_ {vl} = 4119 {\ text {J / kg / K}}}$ ${\ Displaystyle q_ {v}}$ ${\ Displaystyle R_ {m} = (1-q_ {v}) R_ {a} + q_ {v} R_ {v}}$ ${\ Displaystyle c_ {pm} = (1-q_ {v}) c_ {pa} + q_ {v} c_ {pv}}$

Definiendo el nivel de deposición de levantamiento (LDL) como la altura a la que el paquete de aire se satura con respecto al hielo , la expresión análoga para el LDL es:

{\ Displaystyle {\ begin {alineado} {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 {viaje}}} {R_ {v} T}} \\ c & \; \; = \; b / a \ ,, \ end {alineado}}}

donde las constantes de mejor ajuste son las definidas anteriormente más también y . Aquí, es la humedad relativa inicial de la parcela de aire con respecto al agua sólida (es decir, hielo). ${\ Displaystyle E_ {0s} = 0.3337 \ times 10 ^ {6} {\ text {J / kg}}}$ ${\ displaystyle c_ {vs} = 1861 {\ text {J / kg / K}}}$ ${\ Displaystyle {\ text {RH}} _ {s}}$

Expresiones aproximadas para el LCL

También hay muchas formas diferentes de aproximar el LCL, con varios grados de precisión. La más conocida y utilizada entre ellas es la ecuación de Espy, que James Espy ya formuló a principios del siglo XIX. Su ecuación hace uso de la relación entre el LCL y la temperatura del punto de rocío discutida anteriormente. En la atmósfera de la Tierra cerca de la superficie, la tasa de caída del levantamiento adiabático seco es de aproximadamente 9,8 K / km, y la tasa de caída del punto de rocío es de aproximadamente 1,8 K / km (varía entre 1,6 y 1,9 K / km). Esto da las pendientes de las curvas que se muestran en el diagrama. La altitud donde se cruzan se puede calcular como la relación entre la diferencia en la temperatura inicial y la temperatura del punto de rocío inicial y la diferencia en las pendientes de las dos curvas. Dado que las pendientes son las dos velocidades de caída, su diferencia es de unos 8 K / km. Invertir esto da 0,125 km / K, o 125 m / K. Reconociendo esto, Espy señaló que el LCL se puede aproximar como: ${\ Displaystyle T-T_ {d}}$

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

donde es la altura del LCL (en metros), es la temperatura en grados Celsius (o kelvins ) y es la temperatura del punto de rocío (igualmente en grados Celsius o kelvins, lo que se use para T ). Esta fórmula tiene una precisión de aproximadamente el 1% para la altura del LCL en condiciones atmosféricas normales, pero requiere conocer la temperatura del punto de rocío. ${\ Displaystyle h}$ ${\ Displaystyle T}$ ${\ Displaystyle T_ {d}}$

Relación con CCL

El nivel de condensación convectiva (CCL) se produce cuando un fuerte calentamiento de la superficie provoca una elevación flotante del aire de la superficie y la posterior mezcla de la capa límite planetaria , de modo que la capa cercana a la superficie termina con una tasa de caída adiabática seca. A medida que la mezcla se vuelve más profunda, llegará al punto en que el LCL de un paquete de aire que comienza en la superficie está en la parte superior de la región de mezcla. Cuando esto ocurre, cualquier calentamiento solar adicional de la superficie hará que se forme una nube que cubra la capa límite bien mezclada, y el nivel en el que esto ocurre se llama CCL. Si la capa límite comienza con un perfil de temperatura estable (es decir, con una tasa de lapso menor que la tasa de lapso adiabático seco), entonces el CCL será más alto que el LCL. En la naturaleza, la base de la nube real suele estar inicialmente en algún lugar entre el LCL y el CCL. Si se forma una tormenta, a medida que crece y madura, procesos como el aumento de la saturación a niveles más bajos debido a la precipitación y la presión superficial más baja generalmente conducen a una disminución de la base de las nubes.

Finalmente, el LCL también se puede considerar en relación con el nivel de convección libre (LFC). Una diferencia menor entre LCL y LFC (LCL-LFC) conduce a la rápida formación de tormentas eléctricas. Una de las razones de esto es que una parcela requiere menos trabajo y tiempo para atravesar la capa de inhibición convectiva (CIN) para alcanzar su nivel de convección libre (LFC), después de lo cual se produce una convección profunda y húmeda y las parcelas de aire se elevan de manera flotante en positivo. área de un sondeo, acumulando energía potencial disponible convectiva (CAPE) hasta alcanzar el nivel de equilibrio (EL).

Ver también

Referencias

Lectura relacionada

Bohren, CF y B. Albrecht, Termodinámica atmosférica , Oxford University Press, 1998. ISBN 0-19-509904-4
MK Yau y RR Rogers, Short Course in Cloud Physics, tercera edición , publicado por Butterworth-Heinemann, 1 de enero de 1989, 304 páginas. ISBN 9780750632157 ISBN 0-7506-3215-1

enlaces externos

Tutorial de LCL
SKEW-T: UNA MIRADA A SBLCL
Nivel de condensación de elevación (LCL) (Glosario de meteorología)

Languages

In other projects