Введение

Уровень поднятой конденсации или уровень поднятой конденсации (LCL) формально определяется как высота, на которой относительная влажность (RH) воздушного блока достигнет 100% по отношению к жидкой воде, когда он охлаждается сухим адьябатическим подъемом. ОР воздуха увеличивается при охлаждении, так как количество водяного пара в воздухе (т.е. его специфическая влажность) остается постоянным, в то время как давление насыщенного пара снижается почти экспоненциально с уменьшением температуры. Если воздушная частица поднимается дальше, чем LCL, водяной пар в воздушной частице начнет конденсироваться, образуя облачные 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 высоты основания облака, которое будет наблюдать в дни, когда воздух поднимается механически с поверхности к основанию облака (например, из-за сближения воздушных масс).

Приблизительные выражения для LCL

Существует также много различных способов приблизительного определения LCL, с различной степенью точности. Наиболее известным и широко используемым из них является уравнение Эспи, которое Джеймс Эспи сформулировал уже в начале 19 века. Его уравнение использует взаимосвязь между температурой LCL и температурой точки росы, обсужденной выше. В атмосфере Земли вблизи поверхности скорость пропадания для сухого адьябатического подъема составляет около 9,8 К/км, а скорость пропадания точки росы составляет около 1,8 К/км (она варьируется от 1,6 до 1,9 К/км). Это дает наклон кривых, показанных на диаграмме. Высота, на которой они пересекаются, может быть рассчитана как отношение между разницей в начальной температуре и начальной температуре точки росы к разнице в наклонах двух кривых. Поскольку склоны - это две скорости отклонения, их разница составляет около 8 км/км. Перевернутое значение дает 0,125 км/кв. или 125 м/кв. Признавая это, Эспи указал, что LCL может быть приближен как: где высота LCL (в метрах), температура в градусах Цельсия (или кельвинах) и температура точки росы (также в градусах Цельсия или кельвинах, в зависимости от того, что используется для T). Эта формула имеет точность около 1% для высоты LCL при нормальных атмосферных условиях, но требует знания температуры точки росы.

Отношения с CCL

Конвективный уровень конденсации (CCL) возникает, когда сильное нагревание поверхности вызывает подъем поверхностного воздуха и последующее смешивание планетарного пограничного слоя, так что слой вблизи поверхности заканчивается сухим адиабатическим проходом. По мере того, как смешение становится более глубоким, он достигнет точки, когда LCL воздушного участка, начинающегося с поверхности, находится в верхней части смешанной области. Когда это происходит, любое дальнейшее солнечное нагревание поверхности приводит к образованию облака, возвышающего хорошо смешанный пограничный слой, и уровень, на котором это происходит, называется CCL. Если пограничный слой начинается с стабильного температурного профиля (то есть с частотой пропадания меньше, чем частота сухого адиабатического пропадания), то CCL будет выше, чем LCL. В природе фактическая база облаков часто изначально находится где-то между LCL и CCL. Если формируется гроза, то по мере ее роста и созревания такие процессы, как повышенное насыщение на более низких уровнях от осадков и более низкое поверхностное давление, обычно приводят к снижению основания облака. Наконец, LCL также может рассматриваться в отношении уровня свободной конвекции (LFC). Меньшая разница между LCL и LFC (LCL LFC) способствует быстрому образованию гроз. Одна из причин этого заключается в том, что для прохождения частицы через слой конвективного ингибирования (CIN) для достижения уровня свободной конвекции (LFC) требуется меньше работы и времени, после чего происходит глубокая влажная конвекция, и воздушные частицы плавно поднимаются в положительной области звукового, накапливающего конвективную доступную потенциальную энергию (CAPE), пока не достигнут равновесного уровня (EL).

Связанные с этим тексты

Борен, К. Ф. и Б. Альбрехт, Термодинамика атмосферы, Оксфордский университет, 1998. М. К. Яу и Р. Р. Роджерс, "Краткий курс по физике облаков", третье издание, изданное Бэттервортом Хайнеманном, 1 января 1989 года, 304 страницы.