ระดับการควบแน่นที่จุดยกตัวหรือระดับการควบแน่นที่จุดยกตัว ( LCL ) คือความสูงที่ความชื้นสัมพัทธ์ (RH) ของมวลอากาศจะถึง 100% เมื่อเทียบกับน้ำเหลว เมื่อมวลอากาศนั้นเย็นลงจาก การยกตัวแบบ อะเดียแบติก แห้ง ความชื้นสัมพัทธ์ของอากาศจะเพิ่มขึ้นเมื่ออากาศเย็นลง เนื่องจากปริมาณไอน้ำในอากาศ (เช่นความชื้นจำเพาะ ) ยังคงที่ ในขณะที่ความดันไออิ่มตัวลดลงเกือบเป็นแบบเลขชี้กำลังเมื่ออุณหภูมิลดลง หากมวลอากาศยกตัวสูงขึ้นไปกว่าระดับ LCL ไอน้ำในมวลอากาศจะเริ่มควบแน่นก่อตัวเป็นหยดน้ำ ในเมฆ (ในบรรยากาศจริง โดยปกติแล้วอากาศจะต้องมีความเข้มข้นเกินจุดอิ่มตัว เล็กน้อย ประมาณ 0.5% ก่อนที่จะเกิดการควบแน่น ซึ่งหมายถึงการยกตัวขึ้นเหนือระดับ LCL ประมาณ 10 เมตร) ระดับ LCL เป็นค่าประมาณที่ดีของความสูงของฐานเมฆที่จะสังเกตได้ในวันที่อากาศถูกยกขึ้นจากพื้นผิวไปยังฐานเมฆด้วยกลไก (เช่น เนื่องจากการบรรจบกันของมวลอากาศ)

อุณหภูมิต่ำสุดที่ ทนได้ (LCL) สามารถคำนวณหรือกำหนดได้โดยใช้แผนภาพทางเทอร์โมไดนามิก มาตรฐาน เช่นแผนภาพ skew-T log-Pหรือแผนภาพ tephigramสูตรเหล่านี้เกือบทั้งหมดใช้ความสัมพันธ์ระหว่าง LCL และจุดน้ำค้างซึ่งเป็นอุณหภูมิที่มวลอากาศต้องถูกทำให้เย็นลงใน สภาวะความดันคงที่ จนกระทั่งความชื้นสัมพัทธ์ (RH) ถึง 100% LCL และจุดน้ำค้างมีความคล้ายคลึงกัน โดยมีข้อแตกต่างที่สำคัญประการหนึ่งคือ ในการหา LCL ความดัน ของมวลอากาศ จะลดลงในขณะที่มันถูกยกขึ้น ทำให้มันขยายตัว ซึ่งส่งผลให้มันเย็นลง ในทางตรงกันข้าม ในการหาจุดน้ำค้าง ความดันจะคงที่ และมวลอากาศจะถูกทำให้เย็นลงโดยการนำไปสัมผัสกับวัตถุที่เย็นกว่า (เช่นเดียวกับไอน้ำที่คุณเห็นบนด้านนอกของแก้วที่เต็มไปด้วยเครื่องดื่มเย็นๆ) ต่ำกว่า LCL อุณหภูมิจุดน้ำค้างจะต่ำกว่าอุณหภูมิจริง ("อุณหภูมิกระเปาะแห้ง") เมื่อมวลอากาศถูกยกขึ้น ความดันและอุณหภูมิของมันจะลดลง อุณหภูมิจุดน้ำค้างจะลดลงเมื่อความดันลดลง แต่จะไม่ลดลงเร็วเท่ากับอุณหภูมิโดยรวม ดังนั้นหากความดันลดลงมากพอ ในที่สุดอุณหภูมิของมวลอากาศจะเท่ากับอุณหภูมิจุดน้ำค้างที่ความดันนั้น จุดนี้คือเส้น LCL (เส้นขีดจำกัดล่างของความดัน) ซึ่งแสดงให้เห็นในแผนภาพ

จากข้อมูลพื้นฐานนี้ เราสามารถพบ LCL บนแผนภาพเทอร์โมไดนามิกมาตรฐานได้ดังนี้:

1. เริ่มต้นที่อุณหภูมิ (T) และความดันเริ่มต้นของมวลอากาศ แล้วตาม เส้น อัตราการลดลงของอุณหภูมิแบบอะเดียแบติกแห้งขึ้นไป (โดยมีเงื่อนไขว่าความชื้นสัมพัทธ์ในมวลอากาศต้องน้อยกว่า 100% มิฉะนั้นจะอยู่ที่หรือสูงกว่าเส้นอัตราการลดลงของอุณหภูมิแบบอะเดียแบติกแห้ง)
2. จาก อุณหภูมิ จุดน้ำค้าง เริ่มต้น (Td) ของมวลอากาศที่ความดันเริ่มต้น ให้ลากเส้นตามค่าอัตราส่วนการผสมสมดุลคงที่ (หรือ "อัตราส่วนการผสมอิ่มตัว") ขึ้นไป
3. จุดตัดของเส้นตรงทั้งสองนี้คือเส้น LCL (Low Lines Line)

จนกระทั่งเมื่อไม่นานมานี้ เชื่อกันว่าไม่มีสูตรวิเคราะห์ที่แน่นอนสำหรับ LCL ในปี 2015 Yin และคณะได้พัฒนาสูตรวิเคราะห์สำหรับความสูงของ LCL โดยใช้ฟังก์ชัน Lambert-Wภายใต้สมมติฐานของความร้อนแฝงของการระเหยคงที่^{[ 1 ]}ในทางกลับกัน ในปี 2017 David Rompsได้หาค่าสูตรวิเคราะห์ที่ชัดเจนสำหรับ LCL และระดับการสะสมการยกที่คล้ายคลึงกัน (LDL) โดยสมมติเพียงว่าความจุความร้อนคงที่: ^{[ 2 ]}

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

โดยที่, , , และคืออุณหภูมิ ความดัน ความสูง และความชื้นสัมพัทธ์เริ่มต้นของมวลอากาศเมื่อเทียบกับน้ำเหลว และ, , และคืออุณหภูมิ ความดัน และความสูงของมวลอากาศที่ระดับ LCL ฟังก์ชันคือสาขาหนึ่งของฟังก์ชัน Lambert W ค่าที่เหมาะสมที่สุดกับการวัดเชิงประจักษ์ของความดันไออิ่มตัวคือ, , , , , , , และกำหนดให้ เป็นเศษส่วนมวลของไอน้ำในมวลอากาศ ค่าคงที่ของก๊าซจำเพาะและความจุความร้อนจำเพาะที่ปริมาตรคงที่ของมวลอากาศคือและตามลำดับ ${\displaystyle T}$${\displaystyle p}$${\displaystyle z}$${\displaystyle {\ข้อความ{RH}__{l}}$${\displaystyle T_{\text{LCL}}}$${\displaystyle p_{\text{LCL}}}$${\displaystyle z_{\ข้อความ{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}}$

เมื่อกำหนดระดับการยกตัวและการตกตะกอน (LDL) เป็นความสูงที่มวลอากาศอิ่มตัวด้วยน้ำแข็งแล้ว สูตรที่เทียบเคียงได้สำหรับ LDL คือ:

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

โดยค่าคงที่ที่เหมาะสมที่สุดนั้นได้ถูกกำหนดไว้ข้างต้นแล้ว รวมถึงและ ด้วย ในที่นี้คือความชื้นสัมพัทธ์เริ่มต้นของมวลอากาศเมื่อเทียบกับน้ำในรูปของแข็ง (เช่น น้ำแข็ง) ${\displaystyle E_{0s}=0.3337\times 10^{6}{\text{ J/kg}}}$${\displaystyle c_{vs}=1861{\text{ J/kg/K}}}$${\displaystyle {\text{RH}}_{s}}$

นอกจากนี้ยังมีวิธีการประมาณค่า LCL ที่แตกต่างกันหลายวิธี โดยมีความแม่นยำแตกต่างกันไป วิธีที่รู้จักกันดีและใช้กันอย่างแพร่หลายที่สุดคือสมการของ Espy ซึ่งJames Espyได้กำหนดสูตรไว้แล้วตั้งแต่ต้นศตวรรษที่ 19 ^{[ 3 ]}สมการของเขาใช้ประโยชน์จากความสัมพันธ์ระหว่าง LCL และอุณหภูมิจุดน้ำค้างที่กล่าวถึงข้างต้น ในชั้นบรรยากาศของโลกใกล้พื้นผิวอัตราการลดลงของอุณหภูมิสำหรับการยกตัวแบบอะเดียแบติกแห้งอยู่ที่ประมาณ 9.8 K/km และอัตราการลดลงของอุณหภูมิจุดน้ำค้างอยู่ที่ประมาณ 1.8 K/km (ซึ่งแตกต่างกันไปตั้งแต่ประมาณ 1.6-1.9 K/km) ซึ่งทำให้ได้ความชันของเส้นโค้งที่แสดงในแผนภาพ ระดับความสูงที่เส้นโค้งทั้งสองตัดกันสามารถคำนวณได้จากอัตราส่วนระหว่างความแตกต่างของอุณหภูมิเริ่มต้นและอุณหภูมิจุดน้ำค้างเริ่มต้นกับความแตกต่างของความชันของเส้นโค้งทั้งสอง เนื่องจากความชันคืออัตราการลดลงของอุณหภูมิทั้งสอง ความแตกต่างของความชันจึงอยู่ที่ประมาณ 8 K/km เมื่อกลับค่าจะได้ 0.125 km/K หรือ 125 m/K ด้วยเหตุนี้ Espy จึงชี้ให้เห็นว่า LCL สามารถประมาณได้ดังนี้: ${\displaystyle T-T_{d}}$

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

โดยที่คือความสูงของ LCL (หน่วยเป็นเมตร) คืออุณหภูมิในหน่วยองศาเซลเซียส (หรือเคลวิน ) และคืออุณหภูมิจุดน้ำค้าง (ในหน่วยองศาเซลเซียสหรือเคลวิน แล้วแต่ว่าใช้ค่าใดสำหรับT ) สูตรนี้มีความแม่นยำภายในประมาณ 1% สำหรับความสูงของ LCL ภายใต้สภาวะบรรยากาศปกติ แต่จำเป็นต้องทราบอุณหภูมิจุดน้ำค้าง ${\displaystyle h}$${\displaystyle T}$${\displaystyle T_{d}}$

ระดับการควบแน่นแบบพาความร้อน (CCL) เกิดขึ้นเมื่อความร้อนที่พื้นผิวสูงทำให้เกิด การยก ตัวของอากาศที่พื้นผิวและส่งผลให้เกิดการผสมของชั้นบรรยากาศระดับล่างของโลกส่งผลให้ชั้นที่อยู่ใกล้พื้นผิวมีอัตราการลดลงของอุณหภูมิแบบแห้ง (dry adiabatic lapse rate) เมื่อการผสมลึกลงไปเรื่อยๆ จะถึงจุดที่ระดับการควบแน่นแบบเบาที่สุด (LCL) ของมวลอากาศที่เริ่มต้นจากพื้นผิวอยู่ด้านบนสุดของบริเวณที่ผสมกัน เมื่อเกิดเหตุการณ์นี้ ความร้อนจากแสงอาทิตย์ที่พื้นผิวเพิ่มเติมจะทำให้เกิดเมฆขึ้นเหนือชั้นบรรยากาศระดับล่างที่ผสมกันอย่างดี และระดับที่เกิดเหตุการณ์นี้เรียกว่า CCL หากชั้นบรรยากาศระดับล่างเริ่มต้นด้วยโปรไฟล์อุณหภูมิที่คงที่ (นั่นคือ มีอัตราการลดลงของอุณหภูมิน้อยกว่าอัตราการลดลงของอุณหภูมิแบบแห้ง) แล้ว CCL จะสูงกว่า LCL ในธรรมชาติ ฐานเมฆที่แท้จริงมักจะอยู่ระหว่าง LCL และ CCL ในช่วงเริ่มต้น หากเกิดพายุฝนฟ้าคะนองขึ้นแล้ว ขณะที่พายุเติบโตและพัฒนาขึ้น กระบวนการต่างๆ เช่น ความชื้นที่เพิ่มขึ้นในระดับต่ำจากปริมาณน้ำฝนและความดันพื้นผิวที่ลดลง มักจะนำไปสู่การลดลงของฐานเมฆ

สุดท้ายนี้ LCL ยังสามารถพิจารณาได้ในแง่ของระดับการพาความร้อนอิสระ (LFC) ความแตกต่างที่น้อยลงระหว่าง LCL และ LFC (LCL-LFC) เอื้อต่อการก่อตัวของพายุฝนฟ้าคะนองอย่างรวดเร็ว เหตุผลหนึ่งก็คือ มวลอากาศต้องการพลังงานและเวลาน้อยลงในการผ่านชั้นการยับยั้งการพาความร้อน (CIN) เพื่อไปถึงระดับการพาความร้อนอิสระ (LFC) หลังจากนั้นการพาความร้อนที่ลึกและชื้นจะเกิดขึ้น และมวลอากาศจะลอยตัวขึ้นในบริเวณบวกของแผนที่อากาศ สะสมพลังงานศักย์ที่มีอยู่สำหรับการพาความร้อน (CAPE) จนกระทั่งถึงระดับสมดุล (EL)

• การพาความร้อนในชั้นบรรยากาศ
• อุณหพลศาสตร์ของบรรยากาศ

• Bohren, CF และ B. Albrecht, อุณหพลศาสตร์ของบรรยากาศ , สำนักพิมพ์มหาวิทยาลัยออกซ์ฟอร์ด, 1998. ISBN 0-19-509904-4
• MK Yau และ RR Rogers, หลักสูตรระยะสั้นเกี่ยวกับฟิสิกส์ของเมฆ, ฉบับที่สาม , จัดพิมพ์โดย Butterworth-Heinemann, 1 มกราคม 1989, 304 หน้า. ISBN 9780750632157ISBN 0-7506-3215-1

• Romps, David M. (2017). "การแสดงออกที่แม่นยำสำหรับระดับการควบแน่นของการยกตัว (รหัส R, Python และ Matlab)"กลุ่มฟิสิกส์ภูมิอากาศวารสารวิทยาศาสตร์บรรยากาศ74 (12). มหาวิทยาลัยแคลิฟอร์เนีย เบิร์กลีย์Bibcode : 2017JAtS...74.3891R doi : 10.1175 /JAS-D- 17-0102.1
• บทช่วยสอน LCL
• SKEW-T: มาดู SBLCL กัน
• ระดับการควบแน่นของอากาศ (LCL) (ศัพท์อุตุนิยมวิทยา)