Represa de aire frío - Cold-air damming

Cuando el aire caliente antes de un sistema de tormentas que se aproxima anula el aire frío atrapado al este de una cadena montañosa, la nubosidad y la precipitación pueden ocurrir durante períodos prolongados de tiempo.

La represión de aire frío , o CAD , es un fenómeno meteorológico que involucra un sistema de alta presión ( anticiclón ) que se acelera hacia el ecuador al este de una cadena montañosa orientada de norte a sur debido a la formación de un chorro de barrera detrás de un frente frío asociado con la porción de polo hacia el polo. un canal de nivel superior dividido. Inicialmente, un sistema de alta presión se mueve hacia los polos de una cadena montañosa de norte a sur. Una vez que se derrama sobre los polos y hacia el este de la cordillera, el flujo alrededor de los altos bancos contra las montañas, forma un chorro de barrera que canaliza el aire frío hacia abajo en un tramo de tierra al este de las montañas. Cuanto más alta es la cadena montañosa, más profunda se aloja la masa de aire frío hacia el este, y mayor es el impedimento dentro del patrón de flujo y más resistente se vuelve a las intrusiones de aire más suave.

A medida que la parte del sistema hacia el ecuador se acerca a la cuña de aire frío, se desarrolla una nubosidad baja persistente, como estratos , y precipitaciones como llovizna , que pueden persistir durante largos períodos de tiempo; hasta diez días. La precipitación en sí puede crear o mejorar una firma de represión, si la altura hacia los polos es relativamente débil. Si tales eventos se aceleran a través de pasos de montaña, pueden resultar vientos de brecha de montaña peligrosamente acelerados , como los vientos de Tehuantepecer y Santa Ana . Estos eventos se ven comúnmente en el hemisferio norte a través del centro y este de América del Norte, al sur de los Alpes en Italia y cerca de Taiwán y Corea en Asia. Se han observado eventos en el hemisferio sur en América del Sur al este de los Andes.

Localización

Este satélite meteorológico TRMM muestra el impacto del viento de un Tehuantepecer desde el 16 de diciembre de 2000 a las 1315 UTC.

La represión de aire frío suele ocurrir en las latitudes medias, ya que esta región se encuentra dentro de los Westerlies , un área donde las intrusiones frontales son comunes. Cuando la oscilación del Ártico es negativa y las presiones son más altas sobre los polos, el flujo es más meridional, soplando desde la dirección del polo hacia el ecuador, lo que trae aire frío a las latitudes medias. La represa de aire frío se observa en el hemisferio sur al este de los Andes, con incursiones frías vistas hacia el ecuador hasta el décimo paralelo sur . En el hemisferio norte, las situaciones comunes ocurren a lo largo del lado este de las cordilleras dentro del sistema de las Montañas Rocosas sobre las porciones occidentales de las Grandes Llanuras , así como varias otras cordilleras (como las Cascadas ) a lo largo de la costa oeste de los Estados Unidos. La inicial es causada por la porción hacia el polo de un canal de nivel superior dividido, con la represa antes de la llegada de la porción más hacia el ecuador.

Algunos de los eventos de represas de aire frío que ocurren al este de las Montañas Rocosas continúan hacia el sur hasta el este de la Sierra Madre Oriental a través de la llanura costera de México a través del Istmo de Tehuantepec . Se produce una mayor canalización de aire frío dentro del istmo, lo que puede provocar vientos huracanados y con fuerza de huracán, lo que se conoce como tehuantepecer . Otros casos comunes de represas de aire frío tienen lugar en la llanura costera del centro-este de América del Norte, entre las Montañas Apalaches y el Océano Atlántico . En Europa, las áreas al sur de los Alpes pueden ser propensas a las represas de aire frío. En Asia, se han documentado represas de aire frío cerca de Taiwán y la península de Corea .

Las oleadas de frío en las laderas orientales de las Montañas Rocosas, Islandia, Nueva Zelanda y el este de Asia difieren del aire frío que represa al este de los Apalaches debido a las cadenas montañosas más anchas , el terreno inclinado y la falta de una masa oriental de agua cálida.

Desarrollo

El desarrollo habitual de CAD es cuando un área fría de alta presión se encaja en el este de una cadena montañosa orientada de norte a sur. A medida que un sistema se acerca desde el oeste, se forma una capa de nubes persistente con precipitación asociada que permanece en la región durante períodos prolongados. Las diferencias de temperatura entre la costa más cálida y las secciones del interior al este del terreno pueden exceder los 36 grados Fahrenheit (20 grados Celsius), con lluvia cerca de la costa y precipitaciones heladas, como nieve, aguanieve y lluvia helada, que caen tierra adentro durante las épocas más frías del año. En el hemisferio norte, dos tercios de estos eventos ocurren entre octubre y abril, con eventos de verano precedidos por el paso de un frente frío por la puerta trasera . En el hemisferio sur, se ha documentado que ocurren entre junio y noviembre. Los eventos de represión de aire frío que ocurren cuando el sistema de alta presión de la superficie de origen es relativamente débil, con una presión central por debajo de 1.028,0 milibares (30,36 inHg), o si siguen siendo una característica progresiva (se mueven constantemente hacia el este), pueden mejorarse significativamente por la nubosidad y la precipitación en sí. . Las nubes y la precipitación actúan para aumentar la presión a nivel del mar en el área de 1,5 a 2,0 mb (0,04 a 0,06 inHg). Cuando la altura de la superficie se mueve mar adentro, la precipitación misma puede causar el evento CAD.

Detección

Algoritmo de detección

Mapa de estaciones de superficie de detección CAD
Mapa de las estaciones meteorológicas etiquetadas en el sureste de los EE. UU. Que son adecuadas para su uso en el algoritmo de detección CAD

Este algoritmo se utiliza para identificar el tipo específico de eventos CAD en función de la cresta de presión de la superficie, su domo frío asociado y el flujo ageostrófico del noreste que fluye en un ángulo significativo con el patrón isobárico. Estos valores se calculan utilizando datos horarios de observaciones meteorológicas en la superficie . La laplaciana de la presión al nivel del mar o la temperatura potencial en la dirección normal de la montaña (perpendicular a la cadena montañosa) proporciona una medida cuantitativa de la intensidad de una cresta de presión o una cúpula fría asociada. El algoritmo de detección se basa en Laplacians ( ) evaluados para tres líneas normales de montaña construidas a partir de observaciones de la superficie en y alrededor del área afectada por la represa de aire frío, la región de represas. La "x" denota la presión a nivel del mar o la temperatura potencial (θ) y los subíndices 1-3 denotan estaciones que van de oeste a este a lo largo de la línea, mientras que la "d" representa la distancia entre dos estaciones. Los valores laplacianos negativos se asocian típicamente con los máximos de presión en la estación central, mientras que los valores laplacianos positivos generalmente corresponden a temperaturas más frías en el centro de la sección.

Efectos

El cielo durante los eventos de represión de aire frío está dominado por nubes estratos durante la estación fría.

Cuando se produce una represa de aire frío, permite que el aire frío suba hacia el ecuador en el área afectada. En situaciones tranquilas, no tormentosas, el aire frío avanzará sin obstáculos hasta que la zona de alta presión ya no pueda ejercer ninguna influencia por falta de tamaño o abandonando la zona. Los efectos de las represas de aire frío se vuelven más prominentes (y también más complicados) cuando un sistema de tormentas interactúa con el aire frío que se extiende.

Los efectos de las represas de aire frío al este de las cascadas en Washington se ven reforzados por la topografía en forma de cuenca o cuenca del este de Washington . El aire frío del Ártico que fluye hacia el sur desde la Columbia Británica a través del valle del río Okanogan llena la cuenca, bloqueada al sur por las Montañas Azules . La represa de aire frío hace que el aire frío se acumule a lo largo de las laderas del este de Cascade, especialmente en los pasos inferiores, como Snoqualmie Pass y Stevens Pass . El aire más suave, influenciado por el Pacífico, que se mueve hacia el este sobre las Cascadas, a menudo es forzado a volar por el aire frío en los pasos, mantenido en su lugar por el aire frío que represa al este de las Cascadas. Como resultado, los pases a menudo reciben más nieve que las áreas más altas en Cascades, lo que permite esquiar en los pases de Snoqualmie y Stevens.

Un área de alta presión centrada sobre la Gran Cuenca da lugar a un evento de viento de Santa Ana cuando la masa de aire fluye a través de los pasos y cañones del sur de California, manifestándose como un viento seco del noreste.

La situación durante los eventos de viento de Tehuantepecers y Santa Ana es más complicada, ya que ocurren cuando el aire que se precipita hacia el sur debido a las represas de aire frío al este de la Sierra Madre Oriental y Sierra Nevada, respectivamente, se acelera cuando se mueve a través de brechas en el terreno. El Santa Ana se complica aún más por el aire descendente o los vientos foehn , que se secan y se calientan a sotavento de Sierra Nevada y las cordilleras costeras, lo que lleva a una peligrosa situación de incendios forestales .

La cuña

El efecto conocido como "la cuña" es el ejemplo más conocido de represión de aire frío. En este escenario, el sistema de tormentas más hacia el ecuador traerá aire más cálido sobre la superficie (alrededor de 1.500 metros (4.900 pies)). Este aire más cálido viajará sobre el aire más frío en la superficie, que está siendo mantenido en su lugar por el sistema de alta presión hacia el polo. Este perfil de temperatura, conocido como inversión de temperatura , conducirá al desarrollo de llovizna, lluvia, lluvia helada , aguanieve o nieve. Cuando está por encima del punto de congelación en la superficie, podría producirse llovizna o lluvia. El aguanieve, o gránulos de hielo, se forma cuando existe una capa de aire por encima del punto de congelación con aire por debajo del punto de congelación tanto por encima como por debajo. Esto provoca el derretimiento parcial o total de los copos de nieve que caen a través de la capa cálida. A medida que vuelven a caer en la capa de congelación más cercana a la superficie, se vuelven a congelar en gránulos de hielo. Sin embargo, si la capa de subcongelación debajo de la capa cálida es demasiado pequeña, la precipitación no tendrá tiempo de volver a congelarse y el resultado será una lluvia helada en la superficie. Una capa fría más gruesa o más fuerte, donde la capa cálida en el aire no se calienta significativamente por encima del punto de fusión, dará lugar a nieve.

Bloqueo

El bloqueo ocurre cuando un sistema bien establecido de alta presión hacia el polo se encuentra cerca o dentro del camino del sistema de tormentas que avanza. Cuanto más gruesa es la masa de aire frío, más eficazmente puede bloquear una masa de aire invasora más suave. La profundidad de la masa de aire frío es normalmente menor que la barrera de la montaña que creó el CAD. Algunos eventos en Intermountain West pueden durar diez días. Los contaminantes y el humo pueden permanecer suspendidos dentro de la masa de aire estable de una presa de aire frío.

Erosión

El humo que se eleva en Lochcarron , Escocia , se detiene por una inversión de temperatura y su capa superpuesta relacionada de aire más cálido.

A menudo es más difícil pronosticar la erosión de un evento CAD que su desarrollo. Los modelos numéricos tienden a subestimar la duración del evento. El número total de Richardson , Ri, calcula la cizalladura vertical del viento para ayudar a pronosticar la erosión. El numerador corresponde a la fuerza de la capa de inversión que separa el domo frío CAD y la atmósfera inmediata de arriba. El denominador expresa el cuadrado de la cizalladura vertical del viento a través de la capa de inversión. Los valores pequeños del número de Richardson dan como resultado una mezcla turbulenta que puede debilitar la capa de inversión y ayudar al deterioro del domo frío, lo que lleva al final del evento CAD.

Advección fría en el aire

Uno de los mecanismos de erosión más eficaces es la importación de aire más frío, también conocido como advección de aire frío, hacia arriba. Con la advección fría maximizada por encima de la capa de inversión, el enfriamiento en altura puede debilitar la capa de inversión, lo que permite la mezcla y la desaparición de CAD. El número de Richardson se reduce por el debilitamiento de la capa de inversión. La advección fría favorece el hundimiento y el secado, lo que favorece el calentamiento solar debajo de la inversión.

Calefacción solar

El calentamiento solar tiene la capacidad de erosionar un evento CAD al calentar la superficie en ausencia de un nublado espeso. Sin embargo, incluso una capa de estratos poco profunda durante la estación fría puede hacer que la calefacción solar sea ineficaz. Durante los descansos del cielo nublado para la estación cálida, la absorción de radiación solar en la superficie calienta el domo frío, una vez más bajando el número de Richardson y promoviendo la mezcla.

Divergencia cercana a la superficie

En los Estados Unidos, a medida que un sistema de alta presión se desplaza hacia el este hacia el Atlántico, los vientos del norte se reducen a lo largo de la costa sureste. Si los vientos del noreste persisten en la región de represas del sur, está implícita una divergencia neta. La divergencia cerca de la superficie reduce la profundidad del domo frío y ayuda a que el aire se hunda, lo que puede reducir la cobertura de nubes. La reducción de la capa de nubes permite que el calentamiento solar caliente eficazmente el domo frío desde la superficie hacia arriba.

Mezcla inducida por cizallamiento

La fuerte estabilidad estática de una capa de inversión CAD generalmente inhibe la mezcla turbulenta, incluso en presencia de cizalladura vertical del viento. Sin embargo, si el cizallamiento se fortalece además de un debilitamiento de la inversión, el domo frío se vuelve vulnerable a la mezcla inducida por cizallamiento. A diferencia del calentamiento solar, este evento de erosión CAD ocurre de arriba hacia abajo. La mezcla ocurre cuando la profundidad del flujo del noreste se vuelve cada vez más superficial y el fuerte flujo del sur hace una progresión descendente que resulta en un alto cizallamiento.

Avance frontal

La erosión de una cúpula fría generalmente ocurrirá primero cerca de las franjas donde la capa es relativamente poco profunda. A medida que avanza la mezcla y la cúpula fría se erosiona, el límite del aire frío, a menudo indicado como un frente costero o cálido, se moverá hacia el interior, disminuyendo el ancho de la cúpula fría.

Clasificación de eventos del sureste de Estados Unidos

Espectro de eventos CAD de los Apalaches
Esto muestra el espectro CAD en términos de intensidad y contribución relativa de los procesos diabáticos al forzamiento a escala sinóptica. (a) es el esquema original y (b) es el esquema revisado.

Se ha desarrollado un esquema de objetivos para clasificar ciertos tipos de eventos CAD en el sureste de los Estados Unidos. Cada esquema se basa en la fuerza y ​​la ubicación del sistema de alta presión principal.

Clásico

Los eventos clásicos de CAD se caracterizan por un forzamiento sinóptico seco , una contribución diabática parcial y un fuerte anticiclón parental (sistema de alta presión) ubicado al norte de la región de represas de los Apalaches. Un sistema de alta presión fuerte generalmente se define como tener una presión central superior a 1.030,0 mb (30,42 inHg). El noreste de los Estados Unidos es la ubicación más favorable para el sistema de alta presión en los eventos clásicos de CAD.

Para eventos clásicos diabáticamente mejorados, 24 horas antes del inicio de CAD, un prominente jet de 250 mb se extiende de suroeste a noreste a través del este de América del Norte. Un área general de vaguada está presente en los niveles de 500 y 250 mb al oeste del chorro. El sistema principal de alta presión se centra en la parte superior del Medio Oeste debajo de la región de entrada del jet de 250 mb, lo que establece las condiciones para CAD al este de las Montañas Rocosas .

Para los eventos clásicos de inicio seco, el chorro de 250 mb es más débil y está centrado más al este en relación con los eventos clásicos diabáticamente mejorados. El jet tampoco se extiende tan al suroeste en comparación con los eventos CAD clásicos diabáticamente mejorados. El centro del sistema de alta presión está más al este, por lo que la cresta se extiende hacia el sur hasta el centro-sur-este de los Estados Unidos. Aunque ambos tipos de eventos clásicos comienzan de manera diferente, sus resultados son muy similares.

Híbrido

Cuando el anticiclón original es más débil o no está idealmente ubicado, el proceso diabático debe comenzar a contribuir para desarrollar CAD. En escenarios donde hay una contribución igual de forzamiento sinóptico seco y procesos diabáticos, se considera un evento de represa híbrido. El chorro de 250 mb es más débil y un poco más al sur en relación con un compuesto clásico 24 horas antes del inicio de la CAD. Con la superficie parental alta más al oeste, se acumula hacia el este en la región norte de las Grandes Llanuras y la región occidental de los Grandes Lagos, ubicada debajo de una región de flujo confluente del chorro de 250 mb.

En el lugar

Los eventos in situ son los tipos de eventos CAD más débiles y, a menudo, de menor duración. Estos eventos ocurren durante la ausencia de condiciones sinópticas ideales, cuando la posición del anticiclón es altamente desfavorable ubicada muy lejos de la costa. En algunos casos in situ, el gradiente de presión de barrera se debe en gran medida a un ciclón al suroeste en lugar del anticiclón al noreste. Los procesos diabáticos conducen a la estabilización de una masa de aire que se acerca a los Apalaches. Los procesos diabáticos son esenciales para los eventos in situ. Estos eventos a menudo conducen a represas débiles y estrechas.

Mapa de los eventos CAD por ubicación en el sureste de los Estados Unidos.
Representación de ubicaciones geográficas típicas para el desarrollo de cada tipo de evento CAD. Las áreas están separadas por el lugar donde se encuentra el anticiclón principal para la aparición de CAD.

Predicción

Visión general

Los pronósticos meteorológicos durante eventos CAD son especialmente propensos a inexactitudes. El tipo de precipitación y las altas temperaturas diarias son especialmente difíciles de predecir. Los modelos meteorológicos numéricos tienden a ser más precisos para predecir el desarrollo de un evento CAD y menos precisos para predecir su erosión. La previsión manual puede proporcionar previsiones más precisas. Un pronosticador humano experimentado utilizará modelos numéricos como guía, pero tendrá en cuenta las inexactitudes y deficiencias del modelo.

Caso de ejemplo

El evento CAD de los Apalaches de octubre de 2002 ilustra algunas deficiencias de los modelos meteorológicos a corto plazo para predecir un evento CAD. Este evento se caracterizó por una capa saturada estable de aire frío desde la superficie hasta el nivel de presión de 700 MB sobre los estados de Virginia, Carolina del Norte y Carolina del Sur. Esta masa de aire frío fue bloqueada por los Apalaches y no se disipó ni siquiera cuando un ciclón costero hacia el este se fortaleció. Durante este evento, los modelos meteorológicos a corto plazo predijeron este despeje de masa fría, lo que conduciría a condiciones climáticas más favorables para la región, como condiciones más cálidas y la ausencia de una capa de nubes estratos. Sin embargo, el modelo tuvo un desempeño deficiente porque no tuvo en cuenta la transmisión excesiva de radiación solar a través de las capas de nubes y la mezcla superficial promovida por el esquema de parametrización convectiva del modelo. Si bien estos errores se han corregido en modelos actualizados, dieron como resultado un pronóstico inexacto.

Referencias