رفع مستوى التكثيف

مستوى التكثيف المرفوع ( LCL ) هو الارتفاع الذي تصل عنده الرطوبة النسبية (RH) لكتلة هوائية إلى 100% بالنسبة للماء السائل عند تبريدها بفعل الرفع الأديباتي الجاف . تزداد الرطوبة النسبية للهواء عند تبريده، لأن كمية بخار الماء فيه (أي رطوبته النوعية ) تبقى ثابتة، بينما ينخفض ​​ضغط بخار التشبع بشكل أُسّي تقريبًا مع انخفاض درجة الحرارة. إذا ارتفعت الكتلة الهوائية إلى ما بعد مستوى التكثيف المرفوع، سيبدأ بخار الماء فيها بالتكثف ، مُشكِّلًا قطرات السحب . (في الغلاف الجوي الحقيقي، من الضروري عادةً أن يكون الهواء مشبعًا بشكل طفيف ، عادةً بنسبة 0.5٪ تقريبًا، قبل حدوث التكثيف؛ وهذا يترجم إلى حوالي 10 أمتار أو نحو ذلك من الرفع الإضافي فوق مستوى الرفع المنخفض.) يُعد مستوى الرفع المنخفض تقريبًا جيدًا لارتفاع قاعدة السحابة الذي سيتم ملاحظته في الأيام التي يتم فيها رفع الهواء ميكانيكيًا من السطح إلى قاعدة السحابة (على سبيل المثال بسبب تقارب الكتل الهوائية).

يمكن حساب درجة حرارة التبريد الدنيا (LCL) أو تحديدها بيانيًا باستخدام مخططات الديناميكا الحرارية القياسية ، مثل مخطط skew-T log-P أو مخطط tephigram . تعتمد جميع هذه الصيغ تقريبًا على العلاقة بين درجة حرارة التبريد الدنيا ونقطة الندى ، وهي درجة الحرارة التي يجب تبريد كتلة الهواء إليها عند ضغط ثابت حتى تصل رطوبتها النسبية إلى 100%. تتشابه درجة حرارة التبريد الدنيا ونقطة الندى، مع اختلاف رئيسي واحد: لإيجاد درجة حرارة التبريد الدنيا، يُخفَّض ضغط كتلة الهواء أثناء رفعها، مما يؤدي إلى تمددها، وبالتالي تبريدها. أما لتحديد نقطة الندى، فيُحافظ على الضغط ثابتًا، وتُبرَّد كتلة الهواء عن طريق ملامستها لجسم أبرد (يشبه هذا التكثف الذي تراه على السطح الخارجي لكوب مليء بمشروب بارد). تحت درجة حرارة التبريد الدنيا، تكون درجة حرارة نقطة الندى أقل من درجة حرارة الهواء الجافة الفعلية. ومع رفع كتلة الهواء، ينخفض ​​ضغطها ودرجة حرارتها. تنخفض درجة حرارة نقطة الندى أيضًا عند انخفاض الضغط، ولكن ليس بنفس سرعة انخفاض درجة الحرارة، لذا إذا انخفض الضغط بدرجة كافية، ستتساوى درجة حرارة كتلة الهواء في النهاية مع درجة حرارة نقطة الندى عند ذلك الضغط. هذه النقطة هي الحد الأدنى لدرجة حرارة التكثف (LCL)، وهي موضحة بيانيًا في الرسم التخطيطي.

باستخدام هذه الخلفية، يمكن إيجاد خط الالتحام الحرج (LCL) على مخطط الديناميكا الحرارية القياسي كما يلي:

1. ابدأ من درجة الحرارة الأولية (T) وضغط كتلة الهواء واتبع خط معدل التدرج الحراري الجاف الأديباتي صعودًا (بشرط أن تكون الرطوبة النسبية في كتلة الهواء أقل من 100٪، وإلا فإنها تكون بالفعل عند أو أعلى من LCL).
2. انطلاقاً من درجة حرارة نقطة الندى الأولية (Td) للكتلة عند ضغطها الابتدائي، اتبع الخط الخاص بنسبة الخلط المتوازنة الثابتة (أو "نسبة الخلط المشبعة") صعوداً.
3. نقطة تقاطع هذين الخطين هي خط التقاطع السفلي (LCL).

حتى وقت قريب، كان يُعتقد أنه لا توجد صيغة تحليلية دقيقة لمستوى الرفع (LCL). في عام 2015، طوّر ين وآخرون صيغة تحليلية لارتفاع مستوى الرفع باستخدام دالة لامبرت-W بافتراض ثبات الحرارة الكامنة للتبخر. ^{[ 1 ]} وفي سياق منفصل، في عام 2017، اشتق ديفيد رومبس الصيغة الصريحة والتحليلية لمستوى الرفع ومستوى الترسيب المماثل (LDL) بافتراض ثبات السعات الحرارية فقط: ^{[ 2 ]}

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

أين${\displaystyle T}$،${\displaystyle p}$،${\displaystyle z}$، و${\displaystyle {\text{RH}}_{ل}}$وهي درجة الحرارة والضغط والارتفاع والرطوبة النسبية الأولية للطرد بالنسبة للماء السائل، و${\displaystyle T_{\text{LCL}}}$،${\displaystyle p_{\text{LCL}}}$، و${\displaystyle z_{\text{LCL}}}$تمثل هذه القيم درجة الحرارة والضغط والارتفاع للطرد عند مستوى التحميل الأدنى (LCL).${\displaystyle W_{-1}}$هو${\displaystyle -1}$فرع من دالة لامبرت W. أفضل تطابق مع القياسات التجريبية لضغط بخار التشبع يُعطى بواسطة${\displaystyle R_{a}=287.04{\text{ J/kg/K}}}$،${\displaystyle c_{va}=719{\text{ J/kg/K}}}$،${\displaystyle c_{vv}=1418{\text{ J/kg/K}}}$،${\displaystyle p_{\text{trip}}=611.65{\text{ Pa}}}$،${\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}}}$، و${\displaystyle c_{vl}=4119{\text{ J/kg/K}}}$تعريف${\displaystyle q_{v}}$لكي تكون نسبة كتلة بخار الماء في كتلة الهواء، وثابت الغاز النوعي للكتلة، والسعة الحرارية النوعية عند حجم ثابت، هي${\displaystyle R_{m}=(1-q_{v})R_{a}+q_{v}R_{v}}$و${\displaystyle c_{pm}=(1-q_{v})c_{pa}+q_{v}c_{pv}}$، على التوالى.

بتعريف مستوى ترسب الرفع (LDL) على أنه الارتفاع الذي تصبح عنده كتلة الهواء مشبعة بالجليد ، فإن التعبير المماثل لمستوى ترسب الرفع هو:

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

حيث تكون الثوابت الأنسب كما هو محدد أعلاه بالإضافة إلى${\displaystyle E_{0s}=0.3337\times 10^{6}{\text{ J/kg}}}$و${\displaystyle c_{vs}=1861{\text{ J/kg/K}}}$. هنا،${\displaystyle {\text{RH}}_{s}}$هي الرطوبة النسبية الأولية لكتلة الهواء بالنسبة للماء الصلب (أي الجليد).

توجد أيضًا طرق عديدة لتقريب حد الرفع الحراري (LCL)، بدرجات متفاوتة من الدقة. أشهر هذه الطرق وأكثرها استخدامًا هي معادلة إسباي، التي صاغها جيمس إسباي في أوائل القرن التاسع عشر. ^{[ 3 ]} تعتمد معادلته على العلاقة بين حد الرفع الحراري ودرجة حرارة نقطة الندى المذكورة سابقًا. في الغلاف الجوي للأرض بالقرب من السطح، يبلغ معدل انخفاض درجة الحرارة للرفع الأديباتي الجاف حوالي 9.8 كلفن/كم، بينما يبلغ معدل انخفاض درجة حرارة نقطة الندى حوالي 1.8 كلفن/كم (ويتراوح بين 1.6 و1.9 كلفن/كم). هذا يُعطي ميول المنحنيات الموضحة في الرسم البياني. يمكن حساب الارتفاع الذي تتقاطع عنده هذه المنحنيات كنسبة بين الفرق بين درجة الحرارة الابتدائية ودرجة حرارة نقطة الندى الابتدائية.${\displaystyle T-T_{d}}$يرجع ذلك إلى اختلاف ميل المنحنيين. وبما أن الميلين يمثلان معدلي التغير الحراري، فإن الفرق بينهما يبلغ حوالي 8 كلفن/كم. وبقلب هذه القيمة نحصل على 0.125  كم/كلفن، أو 125 م/كلفن. وبناءً على ذلك، أشار إسباي إلى أنه يمكن تقريب حد التسرب الحراري الأدنى (LCL) على النحو التالي:

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

أين${\displaystyle h}$هو ارتفاع خط التماس (بالمتر)،${\displaystyle T}$درجة الحرارة بالدرجات المئوية (أو الكلفن )، و${\displaystyle T_{d}}$هي درجة حرارة نقطة الندى (وكذلك بالدرجات المئوية أو الكلفن، أيهما يُستخدم لـ T ). هذه الصيغة دقيقة في حدود 1% تقريبًا لارتفاع طبقة التكثيف السطحي في ظل الظروف الجوية العادية، ولكنها تتطلب معرفة درجة حرارة نقطة الندى.

ينشأ مستوى التكثيف الحملي ( CCL) عندما يتسبب التسخين السطحي الشديد في رفع الهواء السطحي بفعل الطفو ، وما يتبعه من اختلاط في طبقة الحدود الكوكبية ، بحيث ينتهي الأمر بالطبقة القريبة من السطح بمعدل تدرج حراري جاف ثابت. ومع ازدياد عمق الاختلاط، يصل إلى النقطة التي يكون فيها مستوى التكثيف الحملي (LCL) لكتلة هوائية تبدأ من السطح عند قمة المنطقة المختلطة. وعند حدوث ذلك، فإن أي تسخين شمسي إضافي للسطح سيؤدي إلى تشكل سحابة تعلو طبقة الحدود المختلطة جيدًا، ويُسمى المستوى الذي يحدث عنده ذلك بمستوى التكثيف الحملي (CCL). إذا بدأت طبقة الحدود بملف حراري مستقر (أي بمعدل تدرج حراري أقل من معدل التدرج الحراري الجاف الثابت)، فسيكون مستوى التكثيف الحملي (CCL) أعلى من مستوى التكثيف الحملي (LCL). في الطبيعة، غالبًا ما تكون قاعدة السحابة الفعلية في البداية في مكان ما بين مستوى التكثيف الحملي (LCL) ومستوى التكثيف الحملي (CCL). إذا تشكلت عاصفة رعدية، فمع نموها ونضجها، تؤدي عمليات مثل زيادة التشبع في المستويات الدنيا نتيجة الهطول وانخفاض ضغط السطح عادةً إلى انخفاض قاعدة السحابة.

أخيرًا، يمكن أيضًا النظر إلى مستوى الحمل الحراري المحلي (LCL) في علاقته بمستوى الحمل الحراري الحر (LFC). يُسهم الفرق الأصغر بين مستوى الحمل الحراري المحلي ومستوى الحمل الحراري الحر (LCL-LFC) في سرعة تشكل العواصف الرعدية. أحد أسباب ذلك هو أن كتلة الهواء تحتاج إلى جهد ووقت أقل لعبور طبقة تثبيط الحمل الحراري (CIN) للوصول إلى مستوى الحمل الحراري الحر (LFC)، وبعد ذلك يبدأ الحمل الحراري الرطب العميق، وترتفع كتل الهواء بفعل الطفو في المنطقة الموجبة من جهاز السبر، مُراكمةً طاقة الحمل الحراري الكامنة المتاحة (CAPE) حتى تصل إلى مستوى التوازن (EL).

• الحمل الحراري في الغلاف الجوي
• الديناميكا الحرارية للغلاف الجوي

• بوهين، سي إف، وألبريشت، بي.، الديناميكا الحرارية للغلاف الجوي ، مطبعة جامعة أكسفورد، 1998. ISBN 0-19-509904-4
• إم كيه ياو وآر آر روجرز، دورة مختصرة في فيزياء السحب، الطبعة الثالثة ، نشرتها دار نشر بتروورث-هاينمان، 1 يناير 1989، 304 صفحات. رقم ISBN 9780750632157رقم الكتاب المعياري الدولي (ISBN) 0-7506-3215-1

• رومبس، ديفيد م. (2017). "الصيغة الدقيقة لمستوى تكثيف الرفع (كود R، بايثون، وماتلاب)" . مجموعة فيزياء المناخ. مجلة علوم الغلاف الجوي . 74 (12). جامعة كاليفورنيا، بيركلي. Bibcode : 2017JAtS...74.3891R . doi : 10.1175/JAS-D-17-0102.1 .
• برنامج تعليمي LCL
• سكيوت: نظرة على إس بي إل سي إل
• مستوى التكثيف الصاعد (LCL) (مسرد مصطلحات الأرصاد الجوية)