Nivel de condensación elevado

Esquema del LCL en relación con la temperatura y punto de rocío y sus perfiles verticales; La curva de temperatura adiabática húmeda por encima del LCL también se bosqueja 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 (HR) de una parcela de aire alcanzará el 100% con respecto al agua líquida cuando se enfría mediante elevación adiabática seca . La humedad relativa 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 la parcela de aire se eleva más allá del LCL, el vapor de agua en la parcela de aire comenzará a condensarse , formando gotas de nube . (En la atmósfera real, normalmente 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 aproximadamente de elevación adicional por encima del LCL.) El LCL es una buena aproximación de la altura de la base de las nubes que se observará en los días en que el aire se eleva mecánicamente desde la superficie hasta la base de las nubes (por ejemplo, debido a la convergencia de masas de aire).

Determinando el LCL

El LCL se puede calcular o determinar gráficamente utilizando diagramas termodinámicos estándar , como el diagrama sesgado-T log-P o el tefigrama . Casi todas estas formulaciones utilizan la relación entre el LCL y el punto de rocío , que es la temperatura a la que se debe enfriar isobáricamente una porción de aire hasta que su humedad relativa alcance 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 disminuye mientras se eleva, lo que hace que se expanda, lo que a su vez hace que se enfríe. Por el contrario, para determinar el punto de rocío, la presión se mantiene constante y la porción de aire se enfría poniéndola en contacto con un cuerpo más frío (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 eleva una masa de aire, su presión y temperatura disminuyen. Su temperatura de punto de rocío también disminuye cuando disminuye la presión, pero no tan rápidamente como disminuye su temperatura, de modo que si la presión disminuye lo suficiente, eventualmente la temperatura de la parcela de aire será igual a la temperatura del punto de rocío a esa presión. Este punto es la LCL; esto se representa gráficamente en el diagrama.

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

1. Comience con la temperatura inicial (T) y la presión de la parcela de aire y siga la línea de caída adiabática seca hacia arriba (siempre que la humedad relativa en la parcela de aire sea inferior al 100%; de lo contrario, ya estará en LCL o por encima).
2. Desde la temperatura del punto de rocío inicial (Td) del paquete a su presión inicial, siga la línea para la relación de mezcla de equilibrio constante (o "relación de mezcla de saturación") hacia arriba.
3. La intersección de estas dos líneas es la 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. desarrolló una expresión analítica para la altura de LCL utilizando la función Lambert-W bajo el supuesto de calor latente de vaporización constante. ^[1] Por separado, en 2017, David Romps derivó la expresión explícita y analítica para el LCL y el nivel de deposición de elevación (LDL) análogo suponiendo solo capacidades caloríficas 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 Lambert W. El mejor ajuste para las mediciones empíricas de la presión de vapor de saturación viene dado por , , , , , , y . Definida como la fracción de masa de vapor de agua en la parcela de aire, la constante específica del gas de la parcela y la capacidad calorífica específica a volumen constante son y , respectivamente. Los programas informáticos para calcular estos valores LCL en R, Python, Matlab y Fortran 90 están disponibles para descargar. ${\displaystyle T}$ ${\displaystyle p}$ ${\displaystyle z}$ ${\displaystyle {\text{RH}}_{l}}$ ${\displaystyle T_{\text{LCL}}}$ ${\displaystyle p_{\text{LCL}}}$ ${\displaystyle z_{\text{LCL}}}$ ${\displaystyle W_{-1}}$ ${\displaystyle -1}$ ${\displaystyle R_{a}=287.04{\text{ J/kg/K}}}$ ${\displaystyle c_{va}=719{\text{ J/kg/K}}}$ ${\displaystyle c_{vv}=1418{\text{ J/kg/K}}}$ ${\displaystyle p_{\text{trip}}=611.65{\text{ Pa}}}$ ${\displaystyle T_{\text{trip}}=273.16}$ ${\displaystyle {\text{K}}}$ ${\displaystyle E_{0v}=2.3740\times 10^{6}{\text{ J/kg}}}$ ${\displaystyle R_{v}=461{\text{ J/kg/K}}}$ ${\displaystyle c_{vl}=4119{\text{ J/kg/K}}}$ ${\displaystyle q_{v}}$ ${\displaystyle R_{m}=(1-q_{v})R_{a}+q_{v}R_{v}}$ ${\displaystyle c_{pm}=(1-q_{v})c_{pa}+q_{v}c_{pv}}$

Definiendo el nivel de deposición de elevación (LDL) como la altura a la que 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 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 distintos grados de precisión. La más conocida y utilizada 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, la tasa de caída para el 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 aproximadamente 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 los dos gradientes, su diferencia es de aproximadamente 8 K/km. Invertir esto da 0,125 km/K, o 125 m/K. Al reconocer esto, Espy señaló que el LCL se puede aproximar 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 una elevación flotante del aire de la superficie y la posterior mezcla de la capa límite planetaria , de modo que la capa cerca de la superficie termina con una tasa de caída adiabática seca. A medida que la mezcla se vuelve más profunda, llegará al punto en el 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 provocará 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 caída menor que la tasa de caída adiabática seca), entonces el CCL será mayor que el LCL. Por naturaleza, la base real de la nube suele estar inicialmente en algún lugar entre la LCL y la CCL. Si se forma una tormenta, a medida que crece y madura, procesos como el aumento de la saturación en niveles más bajos debido a las precipitaciones y la menor presión superficial generalmente conducen a una disminución de la base de las nubes.

Finalmente, el LCL también puede considerarse en relación con el nivel de convección libre (LFC). Una diferencia menor entre LCL y LFC (LCL-LFC) favorece la rápida formación de tormentas. Una razón para esto es que una parcela requiere menos trabajo y tiempo para pasar a través de la capa de inhibición convectiva (CIN) y 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 boyantemente en sentido positivo. área de un sondeo, acumulando energía potencial convectiva disponible (CAPE) hasta alcanzar el nivel de equilibrio (EL).

Ver también

• Convección atmosférica
• Termodinámica atmosférica

Referencias

1. Yin, junio; Albertson, John D.; Rigby, James R.; Porporato, Amilcare (2015). "Controles terrestres y atmosféricos sobre el inicio y la intensidad de la convección húmeda: dinámica CAPE y cruces LCL". Investigación de recursos hídricos . 51 (10): 8476–8493. Código Bib : 2015WRR....51.8476Y. doi : 10.1002/2015WR017286 . ISSN  1944-7973.
2. Rompe DM (2017). «Expresión exacta del nivel de condensación de elevación» (PDF) . Revista de Ciencias Atmosféricas . 74 (12): 3891–3900. Código Bib : 2017JAtS...74.3891R. doi : 10.1175/JAS-D-17-0102.1 .
3. Espía JP (1836). "Ensayos sobre meteorología, nº 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

• Tutorial LCL
• SKEW-T: UNA MIRADA A SBLCL
• Elevación del nivel de condensación (LCL) (Glosario de Meteorología)