El represamiento de aire frío , o CAD , es un fenómeno meteorológico que implica 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 polar de una vaguada dividida en niveles superiores. Inicialmente, un sistema de alta presión se mueve hacia el polo de una cadena montañosa orientada de norte a sur. Una vez que se desplaza hacia el polo y el este de la cadena, el flujo alrededor de las riberas altas se estrella contra las montañas, formando un chorro de barrera que canaliza el aire frío hacia un tramo de tierra al este de las montañas. Cuanto más alta es la cadena montañosa, más profundamente 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 porción del sistema que se encuentra hacia el ecuador se acerca a la cuña de aire frío, se desarrollan nubes bajas persistentes, como estratos , y precipitaciones como lloviznas , que pueden persistir durante largos períodos de tiempo; hasta diez días. La precipitación en sí puede crear o mejorar una firma de represamiento, si el anticiclón hacia los polos es relativamente débil. Si tales eventos se aceleran a través de los pasos de montaña, pueden resultar vientos peligrosamente acelerados en la brecha montañosa , como los vientos de Tehuantepecer y Santa Ana . Estos eventos se observan comúnmente en el hemisferio norte en el 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.
El represamiento de aire frío ocurre típicamente en las latitudes medias, ya que esta región se encuentra dentro de los vientos del oeste , un área donde las intrusiones frontales son comunes. Cuando la oscilación ártica 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 lleva aire frío a las latitudes medias. [1] El represamiento de aire frío se observa en el hemisferio sur al este de los Andes, con incursiones frías vistas tan lejos en el ecuador como el paralelo 10 sur . [2] 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. [3] La primera es causada por la porción hacia los polos de una vaguada de nivel superior dividida, con el represamiento precediendo la llegada de la porción más hacia el ecuador. [4]
Algunos de los eventos de represamiento 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 con fuerza de vendaval y huracán, conocidos como Tehuantepecer . Otros casos comunes de represamiento de aire frío tienen lugar en la llanura costera del centro-este de América del Norte, entre los Montes Apalaches y el Océano Atlántico . [5] En Europa, las áreas al sur de los Alpes pueden ser propensas a represamiento de aire frío. [4] En Asia, se ha documentado represamiento de aire frío cerca de Taiwán y la Península de Corea . [6] [7]
Las oleadas de aire frío en las laderas orientales de las Montañas Rocosas, Islandia, Nueva Zelanda [8] y el este de Asia difieren del aire frío que se acumula al este de los Apalaches debido a las cadenas montañosas más anchas , el terreno inclinado y la falta de un cuerpo oriental de agua cálida. [9]
El desarrollo habitual de CAD es cuando un área fría de alta presión se encaja al 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 precipitaciones asociadas y permanece en la región durante períodos prolongados de tiempo. Las diferencias de temperatura entre la costa más cálida y las secciones interiores al este del terreno pueden superar los 36 grados Fahrenheit (20 grados Celsius), con lluvia cerca de la costa y precipitación congelada, como nieve, aguanieve y lluvia helada, cayendo tierra adentro durante las épocas más frías del año. En el hemisferio norte, dos tercios de estos eventos ocurren entre octubre y abril, y los eventos de verano son precedidos por el paso de un frente frío de puerta trasera . [10] En el hemisferio sur, se ha documentado que ocurren entre junio y noviembre. [2] Los eventos de represamiento por aire frío que ocurren cuando el sistema de alta presión superficial original es relativamente débil, con una presión central por debajo de 1028,0 milibares (30,36 inHg), o permanece como una característica progresiva (se mueve consistentemente hacia el este), pueden verse significativamente potenciados 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 en 1,5 a 2,0 mb (0,04 a 0,06 inHg). [11] Cuando el sistema de alta presión superficial se mueve mar adentro, la precipitación en sí puede causar el evento de represamiento por aire frío. [12]
Este algoritmo se utiliza para identificar el tipo específico de eventos CAD en función de la cresta de presión superficial, su domo frío asociado y el flujo del noreste ageostrófico que fluye en un ángulo significativo con respecto al patrón isobárico. Estos valores se calculan utilizando datos horarios de observaciones meteorológicas de superficie . El laplaciano de la presión a nivel del mar o la temperatura potencial en la dirección normal a la montaña (perpendicular a la cadena montañosa) proporciona una medida cuantitativa de la intensidad de una cresta de presión o un domo frío asociado. El algoritmo de detección se basa en los laplacianos ( ) evaluados para tres líneas normales a la montaña construidas a partir de observaciones de superficie en y alrededor del área afectada por el represamiento de aire frío (la región de represamiento). La "x" denota la presión a nivel del mar o la temperatura potencial (θ) y los subíndices 1 a 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 generalmente se asocian con 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. [13]
Cuando se produce una represa de aire frío, el aire frío se desplaza hacia el ecuador en la zona afectada. En situaciones tranquilas, sin tormentas, el aire frío avanza sin obstáculos hasta que la zona de alta presión ya no puede ejercer ninguna influencia debido a su falta de tamaño o a que abandona la zona. Los efectos de la represa de aire frío se hacen más evidentes (y también más complicados) cuando un sistema de tormentas interactúa con el aire frío que se propaga.
Los efectos de la represa de aire frío al este de las cascadas en Washington se ven reforzados por la topografía en forma de cuenco o cuenca del este de Washington . El aire frío del Ártico que fluye hacia el sur desde 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 orientales de las cascadas, especialmente en los pasos inferiores, como el paso de Snoqualmie y el paso de Stevens . El aire más templado, con influencia del Pacífico, que se mueve hacia el este sobre las cascadas a menudo se ve obligado a elevarse por el aire frío en los pasos, que se mantiene en su lugar por la represa de aire frío al este de las cascadas. Como resultado, los pasos a menudo reciben más nieve que las áreas más altas de las cascadas, lo que favorece el esquí en los pasos de Snoqualmie y Stevens. [14]
La situación durante los eventos de vientos de Tehuantepec y Santa Ana es más complicada, ya que ocurren cuando el aire que se desplaza hacia el sur debido a la acumulación de aire frío al este de la Sierra Madre Oriental y Sierra Nevada respectivamente, se acelera cuando se mueve a través de los huecos en el terreno. El evento de Santa Ana se complica aún más por el aire que desciende por laderas, o vientos foehn , que se secan y calientan al abrigo de la Sierra Nevada y las cordilleras costeras, lo que conduce a una situación peligrosa de incendios forestales .
El efecto conocido como "la cuña" es el ejemplo más conocido de represamiento de aire frío. En este escenario, el sistema de tormenta más hacia el ecuador traerá consigo aire más cálido sobre la superficie (a unos 1.500 metros (4.900 pies)). Este aire más cálido se desplazará sobre el aire más frío en la superficie, que se mantiene en su lugar por el sistema de alta presión hacia los polos. 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, puede producirse llovizna o lluvia. El aguanieve, o bolitas 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 de ella. Esto provoca la fusión 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 por debajo del punto de congelación más cerca de la superficie, se vuelven a congelar en bolitas de hielo. Sin embargo, si la capa de temperatura bajo cero debajo de la capa cálida es demasiado pequeña, la precipitación no tendrá tiempo de volver a congelarse y el resultado será lluvia helada en la superficie. [15] Una capa fría más gruesa o más fuerte, donde la capa cálida de arriba no se calienta significativamente por encima del punto de fusión, dará lugar a la nieve.
El bloqueo se produce cuando un sistema de alta presión bien establecido en dirección a los polos se encuentra cerca o dentro de la trayectoria del sistema de tormenta que avanza. Cuanto más espesa sea la masa de aire frío, más eficazmente puede bloquear una masa de aire más suave que la invasora. La profundidad de la masa de aire frío normalmente es menor que la barrera montañosa que creó la presa de aire frío. Algunos eventos en el oeste intermontano 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. [16]
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 de Richardson en masa , 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 por encima. 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. [9]
Uno de los mecanismos de erosión más eficaces es la importación de aire más frío (también conocido como advección de aire frío ) en altura. Si la advección de aire frío se maximiza por encima de la capa de inversión, el enfriamiento en altura puede debilitarse en la capa de inversión, lo que permite la mezcla y la desaparición de la CAD. El número de Richardson se reduce por el debilitamiento de la capa de inversión. La advección de aire frío favorece el hundimiento y el secado, lo que favorece el calentamiento solar debajo de la inversión. [9]
El calentamiento solar tiene la capacidad de erosionar un evento de CAD al calentar la superficie en ausencia de una capa densamente nublada. Sin embargo, incluso una capa de estratos poco profunda durante la estación fría puede hacer que el calentamiento solar sea ineficaz. Durante los intervalos de nubosidad de la estación cálida, la absorción de la radiación solar en la superficie calienta la cúpula fría, lo que nuevamente reduce el número de Richardson y promueve la mezcla. [9]
En los Estados Unidos, a medida que un sistema de alta presión se desplaza hacia el este, en dirección al Atlántico, los vientos del norte se reducen a lo largo de la costa sureste. Si los vientos del noreste persisten en la región sur de represamiento, se infiere que hay divergencia neta. La divergencia cerca de la superficie reduce la profundidad del domo frío y favorece el hundimiento del aire, lo que puede reducir la cobertura de nubes. La reducción de la cobertura de nubes permite que el calentamiento solar caliente eficazmente el domo frío desde la superficie hacia arriba. [9]
La fuerte estabilidad estática de una capa de inversión de CAD generalmente inhibe la mezcla turbulenta, incluso en presencia de cizalladura vertical del viento. Sin embargo, si la cizalladura se fortalece además de un debilitamiento de la inversión, el domo frío se vuelve vulnerable a la mezcla inducida por la cizalladura. A diferencia del calentamiento solar, esta erosión por evento de 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 una alta cizalladura. [9]
La erosión de un domo frío se produce primero cerca de los bordes, donde la capa es relativamente superficial. A medida que avanza la mezcla y el domo frío se erosiona, el límite del aire frío (que suele indicarse como un frente costero o cálido) se desplaza hacia el interior, lo que reduce el ancho del domo frío. [9]
Se ha desarrollado un esquema objetivo para clasificar ciertos tipos de eventos de CAD en el sudeste de los Estados Unidos. Cada esquema se basa en la fuerza y la ubicación del sistema de alta presión original.
Los eventos clásicos de CAD se caracterizan por un forzamiento sinóptico seco , una contribución diabática parcial y un anticiclón principal fuerte (sistema de alta presión) ubicado al norte de la región de represamiento de los Apalaches. Un sistema de alta presión fuerte generalmente se define como aquel que tiene una presión central superior a 1030,0 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. [9]
En el caso de los eventos clásicos mejorados diabáticamente, 24 horas antes del inicio de la CAD, un chorro prominente de 250 mb se extiende de suroeste a noreste a través del este de América del Norte. Hay una zona general de vaguada en los niveles de 500 y 250 mb al oeste del chorro. El sistema de alta presión original está centrado sobre el Medio Oeste superior debajo de la región de entrada del chorro de 250 mb, lo que establece las condiciones para la CAD al este de las Montañas Rocosas . [13]
En el caso de los fenómenos clásicos de inicio seco, el chorro de 250 mb es más débil y se centra más al este en relación con los fenómenos clásicos de intensificación diabática. El chorro tampoco se extiende tan al suroeste en comparación con los fenómenos clásicos de intensificación diabática. El centro del sistema de alta presión se encuentra más al este, por lo que las dorsales se extienden hacia el sur hasta el centro-sur del este de los Estados Unidos. Aunque ambos tipos de fenómenos clásicos comienzan de forma diferente, sus resultados son muy similares. [13]
Cuando el anticiclón original es más débil o no está ubicado de manera ideal, el proceso diabático debe comenzar a contribuir para que se desarrolle el CAD. En escenarios donde hay una contribución igual del forzamiento sinóptico seco y los procesos diabáticos, se considera un evento de represamiento híbrido. [9] El chorro de 250 mb es más débil y está ligeramente más al sur en relación con un compuesto clásico 24 horas antes del inicio del CAD. Con el anticiclón original de superficie más al oeste, se acumula hacia el este en las Grandes Llanuras del norte y la región occidental de los Grandes Lagos, ubicada debajo de una región de flujo confluente del chorro de 250 mb. [13]
Los eventos in situ son los más débiles y, a menudo, los de menor duración de todos los tipos de eventos de CAD. Estos eventos ocurren en ausencia de condiciones sinópticas ideales, cuando la posición del anticiclón es altamente desfavorable y se encuentra muy lejos de la costa. [9] En algunos casos in situ, el gradiente de presión de la barrera se debe en gran medida a un ciclón al suroeste en lugar del anticiclón al noreste. [13] 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. [9]
Los pronósticos meteorológicos durante eventos de CAD son especialmente propensos a imprecisiones. El tipo de precipitación y las temperaturas máximas diarias son especialmente difíciles de predecir. Los modelos meteorológicos numéricos tienden a ser más precisos a la hora de predecir el desarrollo de un evento de CAD, y menos precisos a la hora de predecir su erosión. Los pronósticos manuales pueden proporcionar pronósticos más precisos. Un pronosticador humano experimentado utilizará modelos numéricos como guía, pero tendrá en cuenta las imprecisiones y deficiencias del modelo. [17]
El fenómeno de CAD en los Apalaches de octubre de 2002 ilustra algunas deficiencias de los modelos meteorológicos de corto plazo para predecir un fenómeno de CAD. Este fenómeno 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 al este se fortaleció. Durante este fenómeno, los modelos meteorológicos de corto plazo predijeron que esta masa fría se despejaría, lo que llevó 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 los modelos actualizados, dieron como resultado un pronóstico inexacto. [9]
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