Эта статья требует дополнительных ссылок для проверки . ( август 2009 г. ) ( Узнайте, как и когда удалить этот шаблон сообщения ) |
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 при его охлаждении, 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 воздушный пакет поднимается дальше за пределы LCL, водяной пар в воздушном пакете начнет конденсироваться , образуяоблачные капли . (В реальной атмосфере обычно необходимо, чтобы воздух был слегка перенасыщен , обычно примерно на 0,5%, прежде чем произойдет конденсация; это означает примерно 10 метров дополнительного подъема 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, из-за схождения воздушных масс).
Определение LCL [ править ]
LCL можно вычислить или определить графически с использованием стандартных термодинамических диаграмм, таких как диаграмма skew-T log-P или тефиграмма . Практически 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 пакетеуменьшается, когда он поднимается, заставляя его расширяться, что, в свою очередь, вызывает его охлаждение. Напротив, для определения точки росы давление поддерживается постоянным, а воздушный пакет охлаждается путем соприкосновения 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 температура точки 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. Это точка LCL; это графически изображено на схеме.
Используя этот фон, LCL можно найти на стандартной термодинамической диаграмме следующим образом:
- Начните с начальной температуры (T) и давления воздушной посылки и следуйте по линии сухой адиабатической скорости градиента вверх (при условии, что относительная влажность в воздушной посылке меньше 100%, в противном случае она уже равна или превышает LCL).
- От начальной температуры точки росы (Td) посылки при ее начальном давлении проследуйте вверх по линии постоянного равновесного соотношения смешивания (или «соотношения смешивания насыщения»).
- Пересечение этих двух линий и есть LCL.
Точное выражение для LCL [ править ]
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. [1] Отдельно в 2017 году Дэвид Ромпс вывел явное и аналитическое выражение для LCL и аналогичного уровня подъема отложений (LDL), предполагая только постоянную теплоемкость: [2]
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 ветвью W-функции Ламберта . Наилучшим образом подходит для эмпирических измерений давления насыщенного пара определяется , , , , , , , и . Определение быть массовой долей водяного пара в воздухе посылке, парцелла постоянного удельного газа и емкость удельной теплоемкости при постоянном объеме является и , соответственно. Компьютерные программы для вычисления этих значений LCL в R, Python, Matlab и Fortran 90 доступны для загрузки .
Определяя подъемный уровень отложения (LDL) как высоту, на которой воздушный пакет становится насыщенным по отношению к льду , аналогичное выражение для LDL имеет вид:
где наиболее подходящие константы определены выше плюс также и . Здесь - начальная относительная влажность воздушной посылки по отношению к твердой воде (т. Е. Льду).
Приближенные выражения для LCL [ править ]
Есть также много разных способов аппроксимировать LCL с разной степенью точности. Наиболее известным и широко используемым среди них является уравнение Эспи, которое Джеймс Эспи сформулировал еще в начале XIX века. [3] Его уравнение использует взаимосвязь между LCL и температурой точки росы, описанной выше. В атмосфере Земли у поверхности градиент скорости 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.на разницу в наклонах двух кривых. Поскольку уклоны представляют собой две скорости уклона, их разница составляет около 8 км / км. Инвертирование дает 0,125 км / К или 125 м / К. Признавая это, Эспи указал, что LCL можно приблизительно представить как:
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.
Связь с CCL [ править ]
Уровень конвективной конденсации (CCL) возникает, когда сильный нагрев поверхности вызывает плавучее поднятие приземного воздуха и последующее перемешивание планетарного пограничного слоя, так что слой у поверхности заканчивается сухим адиабатическим градиентом. По мере того, как смешивание становится более глубоким, оно дойдет до точки, где LCL воздушной посылки, начинающейся с поверхности, будет наверху 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 роста и созреваниятакие 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).
См. Также [ править ]
- Атмосферная конвекция
- Атмосферная термодинамика
Ссылки [ править ]
- ^ Инь, июнь; Альбертсон, Джон Д .; Ригби, Джеймс Р .; Порпорато, Амилкаре (2015). «Земельные и атмосферные меры по инициированию и интенсивности влажной конвекции: динамика CAPE и пересечения LCL». Исследование водных ресурсов . 51 (10): 8476–8493. DOI : 10.1002 / 2015WR017286 . ISSN 1944-7973 .
- ^ Шумные игры DM (2017). «Точное выражение для подъемного уровня конденсации» (PDF) . Журнал атмосферных наук . в печати (12): 3891–3900. Bibcode : 2017JAtS ... 74.3891R . DOI : 10.1175 / JAS-D-17-0102.1 .
- ^ Эспи JP (1836). «Очерки метеорологии, № IV: Северо-восточные бури, вулканы и столбчатые облака». Журнал Института Франклина . 22 (4): 239–246. DOI : 10.1016 / S0016-0032 (36) 91215-2 .
Связанное чтение [ править ]
- 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 [ править ]
- LCL учебник
- SKEW-T: ВЗГЛЯД НА SBLCL
- Повышение уровня конденсации (LCL) (Глоссарий по метеорологии)