Повышенный уровень конденсации

редактировать

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

поднятие уровня конденсации или повышение уровня конденсации (LCL ) формально определяется как высота, на которой относительная влажность (RH) пакета воздуха достигнет 100% по сравнению с жидкой водой, когда он охлаждается посредством сухого адиабатического подъема. Относительная влажность воздуха увеличивается, когда он охлаждается, поскольку количество водяного пара в воздухе (т.е. его удельная влажность ) остается постоянной, в то время как давление насыщенного пара уменьшается почти экспоненциально с увеличением понижающаяся температура. Если воздушный пакет поднимается дальше, чем LCL, водяной пар в воздушном пакете начнет конденсироваться, образуя облачные капли. (В реальной атмосфере обычно необходимо, чтобы воздух был слегка перенасыщен, обычно примерно на 0,5%, до того, как произойдет конденсация; это означает примерно 10 метров дополнительного подъема над LCL.) LCL - хорошее приближение к высоте основания облаков, которое будет наблюдаться в дни, когда воздух механически поднимается от поверхности к основанию облаков (например, из-за схождения воздушных масс).

Содержание

1 Определение LCL
2 Точное выражение для LCL
3 Приближенное выражение для LCL
4 Связь с CCL
5 См. Также
6 Ссылки
7 Связанное чтение
8 Внешние ссылки

Определение LCL

LCL может быть вычислено или определено графически с использованием стандартных термодинамических диаграмм, таких как журнал skew-T -P диаграмма или тефиграмма. Почти все эти составы используют взаимосвязь между LCL и точкой росы, которая является температурой, до которой необходимо охладить воздушный пакет изобарически пока его относительная влажность не достигнет 100%. LCL и точка росы похожи, с одним ключевым отличием: чтобы найти LCL, давление воздушного пакета уменьшается, 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 воздушного потока и следуйте скорости адиабатического градиента сухого линия вверх (при условии, что относительная влажность в воздушной посылке менее 100%, в противном случае она уже равна или выше LCL).
От начальной точки росы температуры (Td) пакета при его начальном давлении, проследите линию для постоянного равновесного соотношения смешивания (или "соотношения смешивания насыщения") вверх.
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 было получено явное и аналитическое выражение для LCL и аналогичного уровня подъемных отложений (LDL), предполагая только постоянную теплоемкость:

T LCL = c [Вт - 1 (RH l 1 / acec)] - 1 T p LCL = p (T LCL T) cpm / R mz LCL = z + cpmg (T - T LCL) a = cpm R m + cvl - cpv R vb = - E 0 v - (cvv - cvl) T поездка R v T c = b / a, {\ 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 \; \; = \; - {\ гидроразрыв {E_ {0v} - (c_ {vv} -c_ {vl}) T _ {\ text {trip}}} {R_ {v} T}} \\ c \; \; = \; b / a \,, \ end {alignat}}}

{\ 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 $T {\ displaystyle T}$ $T$ , $p {\ displaystyle p}$ $p$ , $z {\ displaystyle z}$ $z$ и $RH l {\ displaystyle {\ text {RH}} _ {l}}$ ${\ displaystyle {\ text {RH}} _ {l}}$ - инициалы посылки все температура, давление, высота и относительная влажность по отношению к жидкой воде и $T LCL {\ displaystyle T _ {\ text {LCL}}}$ ${\ displaystyle T _ {\ text {LCL}}}$ , $p LCL {\ displaystyle p _ {\ text {LCL}} }$ ${\ displaystyle p _ {\ text {LCL}}}$ и $z LCL {\ displaystyle z _ {\ text {LCL}}}$ ${\ displaystyle z _ {\ text {LCL}}}$ - это температура, давление и высота посылки в ее LCL. Функция $W - 1 {\ displaystyle W _ {- 1}}$ $W _ {- 1}$ является $- 1 {\ displaystyle -1}$ $-1$ ветвью Lambert W. функция. Наилучшее соответствие эмпирическим измерениям давления насыщенного пара дает $R a = 287,04 Дж / кг / K {\ displaystyle R_ {a} = 287,04 {\ text {Дж / кг / K}}}$ ${\ displaystyle R_ {a} = 287,04 {\ text {Дж / кг / K}}}$ , $cva = 719 Дж / кг / К {\ displaystyle c_ {va} = 719 {\ text {Дж / кг / K}}}$ ${\ displaystyle c_ {va} = 719 { \ text {Дж / кг / K}}}$ , $cvv = 1418 Дж / кг / К {\ displaystyle c_ {vv} = 1418 {\ text {Дж / кг / К}}}$ ${\ displaystyle c_ {vv} = 1418 {\ text {Дж / кг / K}}}$ , $p поездка = 611,65 Па {\ displaystyle p _ {\ text {trip}} = 611.65 {\ text {Па}}}$ ${\ displaystyle p _ {\ text {trip}} = 611.65 {\ text {Pa}}}$ , $T поездка = 273,16 {\ displaystyle T_ {\ text {trip}} = 273,16}$ ${\ displaystyle T _ {\ text {trip}} = 273.16}$ $K {\ displaystyle {\ text {K}}}$ ${\ displaystyle {\ text {K}}}$ , $E 0 v = 2,3740 × 10 6 Дж / кг {\ displaystyle E_ {0v} = 2,3740 \ times 10 ^ {6} {\ text {Дж / кг}}}$ ${\ displaystyle E_ {0v} = 2.3740 \ times 10 ^ {6} {\ text {Дж / кг}}}$ , $R v = 461 Дж / кг / К {\ displaystyle R_ {v} = 461 {\ text {Дж / кг / К}}}$ ${\ displaystyle R_ {v} = 461 {\ text {Дж / кг / К}}}$ и $cvl = 4119 Дж / кг / К {\ displaystyle c_ {vl} = 4119 {\ text {Дж / кг / К}}}$ ${\ displaystyle c_ {vl} = 4119 {\ text {Дж / кг / К}}}$ . Определив $qv {\ displaystyle q_ {v}}$ $q_ {v}$ как массовую долю водяного пара в воздушном пакете, удельная газовая постоянная и удельная теплоемкость при постоянном объеме равны $R m = (1 - qv) R a + qv R v {\ displaystyle R_ {m} = (1-q_ {v}) R_ {a} + q_ {v} R_ {v}}$ ${\ displaystyle R_ {m} = (1-q_ {v}) R_ {a} + q_ {v} R_ {v}}$ и $cpm = (1 - qv) cpa + qvcpv {\ displaystyle c_ {pm} = (1-q_ {v}) c_ {pa} + q_ {v} c_ {pv}}$ ${\ displaystyle c_ {p m} = (1-q_ {v}) c_ {pa} + q_ {v} c_ {pv}}$ , соответственно. Компьютерные программы для расчета этих значений LCL в R, Python, Matlab и Fortran 90 доступны для загрузки.

. Определение уровня подъема отложений (LDL) как высоты, на которой воздушная посылка становится насыщенный по отношению к ice, аналогичное выражение для LDL:

T LDL = c [W - 1 (RH s 1 / acec)] - 1 T p LDL = p (T LDL T) cpm / R mz LDL = z + cpmg (T - T LDL) a = cpm R m + cvs - cpv R vb = - E 0 v + E 0 s - (cvv - cvs) T поездка R v T c = b / a, {\ 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}}}

{\ 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 {выровнено }}}

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

Приближенные выражения для LCL

Также существует множество различных способов аппроксимации LCL с различной степенью точности. Наиболее известным и широко используемым среди них является уравнение Эспи, которое Джеймс Эспи сформулировал еще в начале XIX века. Его уравнение использует взаимосвязь между LCL и температурой точки росы, описанной выше. В атмосфере Земли у поверхности градиент для сухого адиабатического подъема составляет около 9,8 К / км, а градиент точки росы составляет около 1,8 К / км (он варьируется в пределах примерно 1,6-1,9 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 $T - T d {\ displaystyle T-T_ {d}}$ ${ \ displaystyle T-T_ {d}}$ к разнице в наклоны 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 аппроксимировать следующим образом:

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

h _ {{LCL}} = {\ frac {T-T_ {d}} {\ Gamma _ {d} - \ Gamma _ {{ роса}}}} = 125 (Т-Т_ {d})

где $h {\ displaystyle h}$ $h$ - высота LCL (в метрах), $T {\ displaystyle T}$ $T$ - температура в градусах Цельсия (или кельвинов ), а $T d { \ displaystyle T_ {d}}$ $T_ {d}$ - температура точки росы (также 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

уровень конвективной конденсации (CCL) возникает, когда сильный нагрев поверхности вызывает плавучее поднятие поверхностного воздуха и последующее перемешивание планетарный пограничный слой, 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, будет наверху смешанной области. Когда это происходит, 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 образованию гроз. Одна из причин этого заключается в том, что посылке требуется меньше работы и времени, чтобы пройти через слой подавления конвекции (CIN), чтобы достичь своего уровня свободной конвекции ( LFC), после чего наступает глубокая влажная конвекция, и частицы воздуха плавно поднимаются в положительной области зондирования, накапливая доступную конвективную потенциальную энергию (CAPE) до достижения уровня равновесия (EL).

См. Также

Ссылки

Ссылки по теме

Bohren, CF, and B. Albrecht, Atmospheric Thermodynamics, 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

Учебник LCL
SKEW-T: ВЗГЛЯД AT SBLCL
Подъем уровня конденсации (LCL) (Глоссарий по метеорологии)