Elevando el nivel de condensación

El nivel de condensación por elevación o nivel de condensación por elevación ( LCL ) es la altura a la que la humedad relativa (HR) de una parcela de aire alcanza el 100% con respecto al agua líquida cuando se enfría por elevación adiabática seca . La HR del aire aumenta al enfriarse, 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 nube . (En la atmósfera real, generalmente es necesario que el aire esté ligeramente sobresaturado , normalmente en un 0,5%, para que se produzca la condensación; esto se traduce en unos 10 metros 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 eleve mecánicamente desde la superficie hasta la base de la nube (por ejemplo, debido a la convergencia de masas de aire).

La LCL se puede calcular o determinar gráficamente utilizando diagramas termodinámicos estándar como el diagrama log-P skew-T o el tefigrama . Casi todas estas formulaciones utilizan la relación entre la LCL y el punto de rocío , que es la temperatura a la que una parcela de aire necesita enfriarse isobáricamente hasta que su HR alcance el 100%. La LCL y el punto de rocío son similares, con una diferencia clave: para encontrar la LCL, la presión de una parcela de aire disminuye mientras se eleva, lo que provoca su expansión y, a su vez, su enfriamiento. 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 de la LCL, la temperatura del punto de rocío es menor que la temperatura real ("de bulbo seco"). A medida que una parcela de aire se eleva, su presión y temperatura disminuyen. Su temperatura de punto de rocío también disminuye al bajar la presión, pero no tan rápidamente como baja su temperatura, de modo que si la presión se reduce lo suficiente, la temperatura de la masa de aire acabará siendo igual a la temperatura de punto de rocío a esa presión. Este punto es el LCL (Límite de Condensación de la Masa de Aire) y se representa gráficamente en el diagrama.

Utilizando esta información previa, la LCL se puede encontrar en un diagrama termodinámico estándar de la siguiente manera:

1. Comience con la temperatura (T) y la presión iniciales de la parcela de aire y siga la línea del gradiente adiabático seco hacia arriba (siempre que la humedad relativa en la parcela de aire sea menor al 100%, de lo contrario ya estará en o por encima del LCL).
2. Desde la temperatura inicial del punto de rocío (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 la 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 separado, en 2017, David Romps derivó la expresión explícita y analítica para el LCL y el nivel de deposición por elevación análogo (LDL) asumiendo solo capacidades caloríficas constantes: ^{[ 2 ]}

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

dónde${\displaystyle T}$,${\displaystyle p}$,${\displaystyle z}$, y${\displaystyle {\text{RH}}_{l}}$son la temperatura inicial, la presión, la altura y la humedad relativa de la parcela con respecto al agua líquida, y${\displaystyle T_{\text{LCL}}}$,${\displaystyle p_{\text{LCL}}}$, y${\displaystyle z_{\text{LCL}}}$son la temperatura, la presión y la altura de la parcela en su LCL. La función${\displaystyle W_{-1}}$es el${\displaystyle -1}$rama de la función W de Lambert . El mejor ajuste a las mediciones empíricas de la presión de vapor de saturación viene dado por${\displaystyle R_{a}=287.04{\text{ J/kg/K}}}$,${\displaystyle c_{va}=719{\text{ J/kg/K}}}$,${\displaystyle c_{vv}=1418{\text{ J/kg/K}}}$,${\displaystyle p_{\text{trip}}=611.65{\text{ Pa}}}$,${\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}}}$, y${\displaystyle c_{vl}=4119{\text{ J/kg/K}}}$. Definición${\displaystyle q_{v}}$ser la fracción másica de vapor de agua en la parcela de aire, la constante específica de los gases de la parcela y la capacidad calorífica específica a volumen constante son${\displaystyle R_{m}=(1-q_{v})R_{a}+q_{v}R_{v}}$y${\displaystyle c_{pm}=(1-q_{v})c_{pa}+q_{v}c_{pv}}$, respectivamente.

Definiendo el nivel de deposición por 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 como se definen anteriormente más también${\displaystyle E_{0s}=0.3337\times 10^{6}{\text{ J/kg}}}$y${\displaystyle c_{vs}=1861{\text{ J/kg/K}}}$. Aquí,${\displaystyle {\text{RH}}_{s}}$es la humedad relativa inicial de la masa de aire con respecto al agua sólida (es decir, el hielo).

También existen muchas maneras diferentes de aproximar la LCL, con distintos grados de precisión. La más conocida y utilizada es la ecuación de Espy, formulada por James Espy a principios del siglo XIX. ^{[ 3 ]} Su ecuación utiliza la relación entre la LCL y la temperatura del punto de rocío mencionada anteriormente. En la atmósfera terrestre cerca de la superficie, el gradiente térmico para el ascenso 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 1,6 y 1,9 K/km). Esto da como resultado 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 de la temperatura inicial y la temperatura inicial del punto de rocío.${\displaystyle T-T_{d}}$a 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 se obtiene 0,125  km/K, o 125 m/K. Reconociendo esto, Espy señaló que el LCL se puede aproximar como:

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

dónde${\displaystyle h}$es la altura del LCL (en metros),${\displaystyle T}$es la temperatura en grados Celsius (o kelvin ), y${\displaystyle T_{d}}$es la temperatura del punto de rocío (igualmente en grados Celsius o kelvin, según se utilice para T ). Esta fórmula tiene una precisión de aproximadamente el 1 % para la altura LCL en condiciones atmosféricas normales, pero requiere conocer la temperatura del punto de rocío.

El nivel de condensación convectiva (CCL) se produce cuando un fuerte calentamiento de la superficie provoca un ascenso por flotabilidad del aire superficial y la consiguiente 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 profundiza, llega un punto en el que el LCL de una parcela de aire que comienza en la superficie se sitúa en la parte superior de la región mezclada. Cuando esto ocurre, cualquier calentamiento solar adicional de la superficie provocará la formación de una nube sobre la capa límite bien mezclada, y el nivel en el que esto sucede se denomina CCL. Si la capa límite comienza con un perfil de temperatura estable (es decir, con un gradiente inferior al gradiente adiabático seco), entonces el CCL será superior al LCL. En la naturaleza, la base real de la nube suele estar inicialmente en algún punto 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 inferiores debido a la precipitación y la menor presión superficial suelen provocar un descenso de la base de la nube.

Finalmente, el LCL también puede considerarse en relación con el nivel de convección libre (LFC). Una menor diferencia entre el LCL y el LFC (LCL-LFC) favorece la rápida formación de tormentas eléctricas. Esto se debe, en parte, a que una parcela de aire requiere menos esfuerzo y tiempo para atravesar la capa de inhibición convectiva (CIN) y alcanzar su nivel de convección libre (LFC). Posteriormente, se produce una convección profunda y húmeda , y las parcelas de aire ascienden por flotabilidad en la zona positiva de un sondeo, acumulando energía potencial convectiva disponible (CAPE) hasta alcanzar el nivel de equilibrio (EL).

• convección atmosférica
• Termodinámica atmosférica

• Bohren, C.F. y B. Albrecht, Termodinámica atmosférica , Oxford University Press, 1998. ISBN 0-19-509904-4
• MK Yau y RR Rogers, Curso breve de física de nubes, tercera edición , publicado por Butterworth-Heinemann, 1 de enero de 1989, 304 páginas. ISBN 9780750632157ISBN 0-7506-3215-1

• Romps, David M. (2017). "Expresión exacta para el nivel de condensación por elevación (código R, Python y Matlab)" . Grupo de Física Climática. 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 A SBLCL
• Nivel de condensación por elevación (LCL) (Glosario de Meteorología)