Elevación del nivel de condensación

Altura a la que una parcela de aire se satura

Esquema del LCL en relación con la temperatura (T) y el punto de rocío y su altitud (Z); la curva de temperatura adiabática húmeda por encima del LCL también está esbozada como referencia.

El nivel de condensación por elevación o nivel de condensación elevada ( LCL ) es la altura a la que la humedad relativa (HR) de una parcela de aire alcanzará el 100% con respecto al agua líquida cuando se enfría por elevación adiabática seca . 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 con la disminución de la temperatura. Si la parcela de aire se eleva más allá del LCL, el vapor de agua en la parcela de aire comenzará a condensarse , formando gotitas de nubes . (En la atmósfera real, generalmente es necesario que el aire esté ligeramente sobresaturado , normalmente alrededor del 0,5%, antes de que se produzca la condensación; esto se traduce en unos 10 metros más o menos 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 hasta la base de la nube (por ejemplo, debido a la convergencia de masas de aire).

Determinación del LCL

El LCL se puede calcular o determinar gráficamente utilizando diagramas termodinámicos estándar como el diagrama skew-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 una parcela de aire necesita ser enfriada isobáricamente hasta que su HR alcance apenas el 100%. El LCL y el punto de rocío son similares, con una diferencia clave: para encontrar el LCL, la presión de una parcela de aire se reduce mientras se eleva, lo que hace que se expanda, lo que a su vez hace que se enfríe. Para determinar el punto de rocío, en cambio, la presión se mantiene constante y la parcela de aire se enfría poniéndola 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 una parcela de aire se eleva, su presión y temperatura disminuyen. Su temperatura de punto de rocío también disminuye cuando se reduce la presión, pero no tan rápidamente como disminuye su temperatura, de modo que si la presión se reduce lo suficiente, al final la temperatura de la parcela 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.

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

1. Comience en la temperatura inicial (T) y la presión de la parcela de aire y siga la línea de gradiente adiabático seco hacia arriba (siempre que la HR en la parcela de aire sea inferior al 100%, de lo contrario ya esté en el LCL o por encima de él).
2. Desde la temperatura del punto de rocío inicial (Td) de la parcela a su presión inicial, siga la línea de la relación de mezcla de equilibrio constante (o "relación de mezcla de saturación") hacia arriba.
3. La intersección de estas dos líneas es el LCL.

Expresión exacta para el 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 del LCL utilizando la función Lambert-W bajo el supuesto de calor latente de vaporización constante. ^[1] Por otra parte, en 2017, David Romps derivó la expresión explícita y analítica para el LCL y el nivel de deposición por elevación análogo (LDL) suponiendo solo capacidades térmicas constantes: ^[2]

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

donde , , , y son la temperatura, presión, altura y humedad relativa iniciales de la parcela con respecto al agua líquida, y , , y son la temperatura, presión y 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 dado por , , , , , , , y . Definiendo 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. ${\displaystyle T}$ ${\displaystyle p}$ ${\displaystyle z}$ ${\displaystyle {\text{RH}}_{l}}$ ${\displaystyle T_{\text{LCL}}}$ ${\displaystyle p_{\text{LCL}}}$ ${\displaystyle z_{\text{LCL}}}$ ${\displaystyle W_{-1}}$ ${\displaystyle -1}$ ${\displaystyle R_{a}=287.04{\text{ J/kg/K}}}$ ${\displaystyle c_{va}=719{\text{ J/kg/K}}}$ ${\displaystyle c_{vv}=1418{\text{ J/kg/K}}}$ ${\displaystyle p_{\text{trip}}=611.65{\text{ Pa}}}$ ${\displaystyle T_{\text{trip}}=273.16}$ ${\displaystyle {\text{K}}}$ ${\displaystyle E_{0v}=2.3740\times 10^{6}{\text{ J/kg}}}$ ${\displaystyle R_{v}=461{\text{ J/kg/K}}}$ ${\displaystyle c_{vl}=4119{\text{ J/kg/K}}}$ ${\displaystyle q_{v}}$ ${\displaystyle R_{m}=(1-q_{v})R_{a}+q_{v}R_{v}}$ ${\displaystyle c_{pm}=(1-q_{v})c_{pa}+q_{v}c_{pv}}$

Definiendo el nivel de deposición por elevación (LDL) como la altura a la cual la parcela de aire se satura con respecto al hielo , la expresión análoga para el LDL es:

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

donde las constantes de mejor ajuste son las definidas anteriormente más 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 maneras diferentes de aproximarse al LCL, con diversos grados de precisión. La más conocida y ampliamente utilizada entre ellas es la ecuación de Espy, que James Espy formuló ya a principios del siglo XIX. ^[3] 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, el gradiente térmico para el levantamiento adiabático seco es de aproximadamente 9,8 K/km, y el gradiente térmico del punto de rocío es de aproximadamente 1,8 K/km (varía entre aproximadamente 1,6-1,9 K/km). Esto da las pendientes de las curvas mostradas en el diagrama. La altitud donde se cruzan se puede calcular como la relación entre la diferencia en la temperatura inicial y la temperatura inicial del punto de rocío y la diferencia en las pendientes de las dos curvas. Dado que las pendientes son los dos gradientes térmicos, su diferencia es de aproximadamente 8 K/km. Invirtiendo esto da 0,125 km/K, o 125 m/K. Reconociendo esto, Espy señaló que el LCL puede aproximarse como: ${\displaystyle T-T_{d}}$

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

donde es la altura del LCL (en metros), es la temperatura en grados Celsius (o kelvins ) y es la temperatura del punto de rocío (también 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 un levantamiento boyante 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 un gradiente adiabático seco. A medida que la mezcla se hace más profunda, llegará al punto en que el LCL de una parcela de aire que comienza en la superficie se encuentra en la parte superior de la región mezclada. Cuando esto ocurre, cualquier calentamiento solar adicional de la superficie hará que se forme una nube en la parte superior de 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 un gradiente adiabático menor que el gradiente adiabático seco), entonces el CCL será más alto que el LCL. En la naturaleza, la base de nubes real a menudo se encuentra inicialmente en algún lugar entre el LCL y el CCL. Si se forma una tormenta eléctrica, a medida que crece y madura, procesos como el aumento de la saturación en niveles más bajos por la precipitación y la menor presión superficial generalmente conducen a una disminución de la base de nubes.

Por último, el LCL también puede considerarse en relación con el nivel de convección libre (LFC). Una diferencia menor entre el LCL y el LFC (LCL-LFC) favorece la rápida formación de tormentas eléctricas. Una razón para ello es que una parcela requiere menos trabajo y tiempo para atravesar la capa de inhibición convectiva (CIN) y alcanzar su nivel de convección libre (LFC), tras lo cual se produce una convección profunda y húmeda y las parcelas de aire ascienden de forma boyante en la zona positiva de un sondeo, acumulando energía potencial convectiva disponible (CAPE) hasta alcanzar el nivel de equilibrio (EL).

Véase también

• Convección atmosférica
• Termodinámica atmosférica

Referencias

1. Yin, Jun; Albertson, John D.; Rigby, James R.; Porporato, Amilcare (2015). "Controles terrestres y atmosféricos sobre la iniciación e intensidad de la convección húmeda: dinámica de CAPE y cruces de LCL". Investigación de recursos hídricos . 51 (10): 8476–8493. Bibcode :2015WRR....51.8476Y. doi : 10.1002/2015WR017286 . ISSN  1944-7973.
2. Romps DM (2017). "Expresión exacta para el nivel de condensación por elevación" (PDF) . Revista de Ciencias Atmosféricas . 74 (12): 3891–3900. Bibcode :2017JAtS...74.3891R. doi : 10.1175/JAS-D-17-0102.1 .
3. Espy JP (1836). "Ensayos sobre meteorología, n.º IV: tormentas, volcanes y nubes columnares del noreste". Revista del Instituto Franklin . 22 (4): 239–246. doi :10.1016/S0016-0032(36)91215-2.

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

• Romps, David M. (2017). "Expresión exacta para el nivel de condensación por elevación (código R, Python y Matlab)". Grupo de Física del Clima. Revista de Ciencias Atmosféricas . 74 (12). Universidad de California, Berkeley. Bibcode :2017JAtS...74.3891R. doi :10.1175/JAS-D-17-0102.1.
• Tutorial de LCL
• SKEW-T: UNA MIRADA AL SBLCL
• Nivel de condensación por elevación (LCL) (Glosario de meteorología)