Kaltluftstauung - Cold-air damming

Wenn warme Luft vor einem herannahenden Sturmsystem die kühle Luft überlagert, die östlich eines Gebirges eingeschlossen ist, können Bewölkung und Niederschlag für längere Zeit auftreten

Kaltluftstauung oder CAD ist ein meteorologisches Phänomen, bei dem ein Hochdrucksystem ( Antizyklon ) östlich eines Nord-Süd-orientierten Gebirges aufgrund der Bildung eines Barrierestrahls hinter einer Kaltfront, die mit dem polwärts gerichteten Teil von verbunden ist, äquatorwärts beschleunigt eine geteilte obere Wanne. Zunächst bewegt sich ein Hochdrucksystem polwärts eines Nord-Süd-Gebirges. Sobald es polwärts und östlich des Gebirges schwappt, umspült die Strömung die hohen Ufer gegen die Berge und bildet einen Sperrstrahl, der kühle Luft über einen Landstrich östlich der Berge leitet. Je höher die Gebirgskette, desto tiefer lagert sich die Kaltluftmasse im Osten ein, desto stärker behindert sie das Strömungsbild und desto widerstandsfähiger wird sie gegen das Eindringen milderer Luft.

Wenn sich der äquatorwärtige Teil des Systems dem Kaltluftkeil nähert, entwickeln sich anhaltende niedrige Bewölkung wie Stratus und Niederschlag wie Nieselregen , die für lange Zeit anhalten können; bis zu zehn Tage. Der Niederschlag selbst kann eine stauende Signatur erzeugen oder verstärken, wenn das polwärts gerichtete Hoch relativ schwach ist. Wenn sich solche Ereignisse durch Gebirgspässe beschleunigen, können gefährlich beschleunigte Berglückenwinde entstehen, wie die Winde Tehuantepecer und Santa Ana . Diese Ereignisse werden häufig auf der Nordhalbkugel im mittleren und östlichen Nordamerika, südlich der Alpen in Italien und in der Nähe von Taiwan und Korea in Asien beobachtet. In Südamerika östlich der Anden wurden Ereignisse auf der Südhalbkugel festgestellt.

Standort

Dieser TRMM- Wettersatellit zeigt den Windeinschlag eines Tehuantepecer vom 16. Dezember 2000 um 1315 UTC.

Kaltluftstauung findet typischerweise in den mittleren Breiten statt, da diese Region in den Westwinden liegt , einem Gebiet, in dem frontale Intrusionen häufig sind. Wenn die arktische Schwingung negativ ist und der Druck über den Polen höher ist, ist die Strömung meridionaler und bläst aus der Richtung des Pols in Richtung Äquator, wodurch kalte Luft in die mittleren Breiten gelangt. Auf der südlichen Hemisphäre östlich der Anden wird Kaltluftstauung beobachtet, wobei kühle Einfälle bis zum Äquator bis zum 10. Breitengrad Süd beobachtet werden . Auf der nördlichen Hemisphäre treten häufige Situationen entlang der Ostseite von Gebirgszügen innerhalb des Rocky-Mountains- Systems über den westlichen Teilen der Great Plains sowie verschiedener anderer Gebirgszüge (wie den Cascades ) entlang der Westküste der Vereinigten Staaten auf. Die Initiale wird durch den polwärts gerichteten Abschnitt eines geteilten oberen Höhentrogs verursacht, wobei der Aufstau der Ankunft des äquatorwärts gelegenen Abschnitts vorausgeht.

Einige der Kaltluftstauereignisse, die östlich der Rocky Mountains auftreten, setzen sich südwärts bis östlich der Sierra Madre Oriental durch die Küstenebene Mexikos durch den Isthmus von Tehuantepec fort . Innerhalb des Isthmus kommt es zu weiteren Trichtern kühler Luft, die zu Sturmwinden und Orkanstärken führen können, die als Tehuantepecer bezeichnet werden . Andere häufige Fälle von Kaltluftstaus finden in der Küstenebene von Ost-Zentral-Nordamerika zwischen den Appalachen und dem Atlantischen Ozean statt . In Europa können Gebiete südlich der Alpen anfällig für Kaltluftstaus sein. In Asien wurden Kaltluftstauungen in der Nähe von Taiwan und der koreanischen Halbinsel dokumentiert .

Die Kältewellen an den Osthängen der Rocky Mountains, Islands, Neuseelands und Ostasiens unterscheiden sich von der Kaltluft, die östlich der Appalachen staut, aufgrund der breiteren Bergketten , des abfallenden Geländes und des Fehlens eines warmen Wasserkörpers im Osten.

Entwicklung

Die übliche Entwicklung von CAD ist, wenn sich ein kühles Hochdruckgebiet östlich einer Nord-Süd-orientierten Bergkette verkeilt. Wenn sich ein System von Westen nähert, bildet sich ein anhaltendes Wolkendeck mit zugehörigen Niederschlägen und verweilt für längere Zeit in der Region. Die Temperaturunterschiede zwischen der wärmeren Küste und dem Landesinneren östlich des Geländes können 36 Grad Fahrenheit (20 Grad Celsius) überschreiten, wobei Regen in Küstennähe und gefrorene Niederschläge wie Schnee, Graupel und gefrierender Regen in kälteren Zeiten des Landes landeinwärts fallen Jahr. Auf der nördlichen Hemisphäre treten zwei Drittel dieser Ereignisse zwischen Oktober und April auf, wobei den Sommerereignissen der Durchgang einer Hintertür- Kaltfront vorausgeht . Auf der Südhalbkugel wurden sie zwischen Juni und November dokumentiert. Kaltluftstauereignisse, die auftreten, wenn das übergeordnete Oberflächen-Hochdrucksystem relativ schwach ist, mit einem zentralen Druck unter 1.028,0 Millibar (30,36 inHg) oder ein progressives Merkmal bleiben (sich konsequent nach Osten bewegen), können durch Bewölkung und Niederschlag selbst erheblich verstärkt werden . Wolken und Niederschlag erhöhen den Meeresspiegeldruck in der Region um 1,5 bis 2,0 mb (0,04 bis 0,06 inHg). Wenn sich das Oberflächenhoch ablandet, kann der Niederschlag selbst das CAD-Ereignis verursachen.

Erkennung

Erkennungsalgorithmus

Karte der Oberflächenstationen zur CAD-Erkennung
Karte der beschrifteten Wetterstationen im Südosten der USA, die für die Verwendung im CAD-Erkennungsalgorithmus geeignet sind

Dieser Algorithmus wird verwendet, um die spezifische Art von CAD-Ereignissen basierend auf dem Oberflächendruckrücken, der zugehörigen Kaltkuppel und der alterstrophischen nordöstlichen Strömung zu identifizieren, die in einem signifikanten Winkel zum isobaren Muster fließt. Diese Werte werden aus stündlichen Daten aus Oberflächenwetterbeobachtungen berechnet . Der Laplace-Operator des Meeresspiegeldrucks oder der potentiellen Temperatur in der bergnormalen – senkrecht zur Bergkette – Richtung liefert ein quantitatives Maß für die Intensität eines Druckrückens oder einer damit verbundenen Kältekuppel. Der Erkennungsalgorithmus basiert auf Laplace-Operatoren ( ), die für drei Bergnormallinien berechnet wurden, die aus Oberflächenbeobachtungen in und um das von der Kaltluftstauung betroffene Gebiet - die Stauungsregion - konstruiert wurden. Das "x" bezeichnet entweder den Meeresspiegeldruck oder die potentielle Temperatur (θ) und die Indizes 1–3 bezeichnen Stationen, die von West nach Ost entlang der Linie verlaufen, während das "d" den Abstand zwischen zwei Stationen darstellt. Negative Laplace-Werte sind normalerweise mit Druckmaxima an der Mittelstation verbunden, während positive Laplace-Werte normalerweise kälteren Temperaturen in der Mitte des Abschnitts entsprechen.

Auswirkungen

Der Himmel bei Kaltluftstauereignissen wird in der kalten Jahreszeit von Stratuswolken dominiert

Wenn Kaltluftstauung auftritt, kann kalte Luft in dem betroffenen Gebiet in Richtung Äquator strömen. In ruhigen, nicht stürmischen Situationen wird die Kaltluft ungehindert vordringen, bis der Hochdruckbereich mangels Größe keinen Einfluss mehr ausüben kann oder den Bereich verlässt. Die Auswirkungen des Kaltluftstaus werden deutlicher (und auch komplizierter), wenn ein Sturmsystem mit der sich ausbreitenden Kaltluft interagiert.

Die Wirkung der kalten Luft, die östlich der Cascades in Washington aufstaut, wird durch die schüssel- oder beckenartige Topographie Ost-Washingtons verstärkt . Kalte arktische Luft, die von British Columbia nach Süden durch das Tal des Okanogan River strömt, füllt das Becken, das im Süden von den Blue Mountains blockiert wird . Der Kaltluftstau führt dazu, dass sich die kalte Luft entlang der östlichen Cascade-Hänge aufstaut, insbesondere in den unteren Pässen wie dem Snoqualmie Pass und dem Stevens Pass . Mildere, vom Pazifik beeinflusste Luft, die sich nach Osten über die Kaskaden bewegt, wird oft durch die kalte Luft in den Pässen in die Höhe gedrängt, die von der kalten Luft, die östlich der Kaskaden staut, an Ort und Stelle gehalten wird. Infolgedessen erhalten die Pässe oft mehr Schnee als höher gelegene Gebiete in den Cascades, was das Skifahren auf den Pässen Snoqualmie und Stevens unterstützt.

Ein Hochdruckgebiet über dem Great Basin führt zu einem Santa Ana-Windereignis, wenn die Luftmasse durch die Pässe und Canyons Südkaliforniens fließt und sich als trockener Nordostwind manifestiert.

Komplizierter ist die Situation bei Windereignissen in Tehuantepecers und Santa Ana, da sie auftreten, wenn Luft, die aufgrund von Kaltluftstaus östlich der Sierra Madre Oriental bzw. der Sierra Nevada nach Süden strömt, beschleunigt wird, wenn sie sich durch Lücken im Gelände bewegt. Die Santa Ana wird zusätzlich durch abfallende Luft oder Föhnwinde erschwert, die im Windschatten der Sierra Nevada und der Küstenregionen austrocknen und sich aufwärmen , was zu einer gefährlichen Waldbrandsituation führt .

Der Keil

Der als "Keil" bekannte Effekt ist das bekannteste Beispiel für Kaltluftstauung. In diesem Szenario wird das stärker äquatorwärts gerichtete Sturmsystem wärmere Luft über die Oberfläche bringen (auf etwa 1.500 Metern (4.900 ft)). Diese wärmere Luft strömt über die kühlere Luft an der Oberfläche, die durch das polwärts gerichtete Hochdrucksystem an Ort und Stelle gehalten wird. Dieses als Temperaturinversion bekannte Temperaturprofil führt zur Entwicklung von Nieselregen, Regen, gefrierendem Regen , Graupel oder Schnee. Wenn es an der Oberfläche über dem Gefrierpunkt liegt, kann es zu Nieselregen oder Regen kommen. Graupel oder Eispellets bilden sich, wenn eine Schicht aus über dem Gefrierpunkt liegenden Luft mit darunterliegender Luft unter dem Gefrierpunkt vorhanden ist. Dies führt dazu, dass Schneeflocken, die durch die warme Schicht fallen, teilweise oder vollständig schmelzen. Wenn sie näher an der Oberfläche in die untere Gefrierschicht zurückfallen, gefrieren sie wieder zu Eispellets. Wenn jedoch die unter der Gefrierschicht liegende Schicht zu klein ist, hat der Niederschlag keine Zeit zum erneuten Gefrieren und es kommt an der Oberfläche zu gefrierendem Regen . Eine dickere oder stärkere kalte Schicht, bei der sich die warme Schicht oben nicht wesentlich über den Schmelzpunkt erwärmt, führt zu Schnee.

Blockierung

Eine Blockade tritt auf, wenn ein gut etabliertes polwärts gerichtetes Hochdrucksystem in der Nähe oder innerhalb des Weges des vorrückenden Sturmsystems liegt. Je dicker die kalte Luftmasse ist, desto effektiver kann sie eine eindringende mildere Luftmasse blockieren. Die Tiefe der Kaltluftmasse ist normalerweise flacher als die Gebirgsbarriere, die das CAD erstellt hat. Einige Veranstaltungen im gesamten Intermountain West können zehn Tage dauern. Schadstoffe und Rauch können in der stabilen Luftmasse eines Kaltluftdamms schweben bleiben.

Erosion

Rauch, der in Lochcarron , Schottland , aufsteigt , wird durch eine Temperaturinversion und die damit verbundene darüber liegende Schicht wärmerer Luft gestoppt

Es ist oft schwieriger, die Erosion eines CAD-Ereignisses vorherzusagen als seine Entwicklung. Numerische Modelle neigen dazu, die Dauer des Ereignisses zu unterschätzen. Die Richardson-Zahl Ri berechnet die vertikale Windscherung , um die Erosion vorherzusagen. Der Zähler entspricht der Stärke der Inversionsschicht, die die CAD-Kaltkuppel und die unmittelbar darüber liegende Atmosphäre trennt. Der Nenner drückt das Quadrat der vertikalen Windscherung über die Inversionsschicht aus. Kleine Werte der Richardson-Zahl führen zu einer turbulenten Mischung, die die Inversionsschicht schwächen und die Verschlechterung der Kaltkuppel unterstützen kann, was zum Ende des CAD-Ereignisses führt.

Kalte Advektion in der Luft

Eines der wirksamsten Erosionsmechanismen ist der Import von kälterem Klima auch als kalte Luft bekannt advection -aloft. Wenn die Kälteadvektion über der Inversionsschicht maximiert ist, kann die Abkühlung in der Inversionsschicht nachlassen, was eine Vermischung und den Untergang von CAD ermöglicht. Die Richardson- Zahl wird durch die schwächende Inversionsschicht reduziert. Kälteadvektion begünstigt Setzungen und Austrocknung, was die solare Erwärmung unter der Inversion unterstützt.

Solarheizung

Solarheizung hat die Fähigkeit, ein CAD-Ereignis zu erodieren, indem die Oberfläche in Abwesenheit einer dicken Bewölkung erhitzt wird. Aber auch eine flache Stratusschicht während der kalten Jahreszeit kann die solare Heizung unwirksam machen. Während der Bewölkungspausen für die warme Jahreszeit erwärmt die Absorption der Sonnenstrahlung an der Oberfläche die Kaltkuppel, wodurch die Richardson- Zahl erneut gesenkt und die Durchmischung gefördert wird.

Oberflächennahe Divergenz

In den Vereinigten Staaten werden die Nordwinde entlang der Südostküste reduziert, während sich ein Hochdrucksystem ostwärts auf den Atlantik ausbreitet. Wenn im südlichen Staugebiet weiterhin Nordostwinde wehen, wird eine Nettodivergenz impliziert. Die oberflächennahe Divergenz verringert die Tiefe der Kaltkuppel und unterstützt das Absinken der Luft, was die Wolkenbedeckung reduzieren kann. Durch die Reduzierung der Wolkendecke kann die Solarheizung die Kaltkuppel effektiv von der Oberfläche her erwärmen.

Scherinduziertes Mischen

Die starke statische Stabilität einer CAD-Inversionsschicht verhindert normalerweise eine turbulente Vermischung, selbst bei vertikaler Windscherung. Verstärkt sich jedoch die Scherung zusätzlich zu einer Schwächung der Inversion, wird die Kaltkuppel anfällig für eine scherinduzierte Durchmischung. Im Gegensatz zur Solarheizung erfolgt diese CAD-Ereigniserosion von oben nach unten. Eine Vermischung tritt auf, wenn die Tiefe der nordöstlichen Strömung zunehmend flacher wird und eine starke südliche Strömung eine Abwärtsbewegung macht, was zu einer hohen Scherung führt.

Frontaler Vorstoß

Die Erosion einer Kaltkuppel tritt typischerweise zuerst in der Nähe der Ränder auf, wo die Schicht relativ flach ist. Mit fortschreitender Vermischung und Erosion der Kaltkuppel wandert die Grenze der Kaltluft – oft als Küsten- oder Warmfront bezeichnet – landeinwärts, wodurch die Breite der Kaltkuppel verringert wird.

Klassifizieren von Veranstaltungen im Südosten der USA

Spektrum der Appalachen-CAD-Ereignisse
Dies zeigt das CAD-Spektrum hinsichtlich der Intensität und des relativen Beitrags diabatischer Prozesse zum Antrieb auf synoptischer Ebene. (a) ist das ursprüngliche Schema und (b) ist das überarbeitete Schema.

Es wurde ein objektives Schema entwickelt, um bestimmte Arten von CAD-Ereignissen im Südosten der Vereinigten Staaten zu klassifizieren. Jedes Schema basiert auf der Stärke und Lage des übergeordneten Hochdrucksystems.

Klassik

Klassische CAD-Ereignisse sind durch trockenen synoptischen Antrieb, teilweise diabatischen Beitrag und ein starkes übergeordnetes Antizyklon (Hochdrucksystem) im Norden der Appalachen-Dammregion gekennzeichnet. Ein starkes Hochdrucksystem wird normalerweise mit einem zentralen Druck über 1.030,0 mb (30,42 inHg) definiert. Der Nordosten der USA ist der günstigste Standort für das Hochdrucksystem bei klassischen CAD-Veranstaltungen.

Bei diabatisch verstärkten klassischen Ereignissen erstreckt sich 24 Stunden vor dem Einsetzen von CAD ein prominenter 250-MB- Jet von Südwesten nach Nordosten über das östliche Nordamerika. Ein allgemeines Troughing- Gebiet ist auf den 500- und 250-mb-Ebenen westlich des Jets vorhanden. Das Mutterhochdrucksystem ist über dem oberen Mittleren Westen unterhalb der 250-MB-Jet-Eingangsregion zentriert und schafft die Bedingungen für CAD östlich der Rocky Mountains .

Bei klassischen Ereignissen mit trockenem Beginn ist der 250-MB- Jet schwächer und weiter östlich zentriert im Vergleich zu den diabatisch verstärkten klassischen Ereignissen. Der Jet erstreckt sich auch nicht so weit nach Südwesten im Vergleich zu diabatisch erweiterten klassischen CAD-Ereignissen. Das Zentrum des Hochdrucksystems liegt weiter östlich, so dass sich der Grat nach Süden in den südzentralen Osten der Vereinigten Staaten erstreckt. Obwohl beide Arten von klassischen Ereignissen unterschiedlich beginnen, sind ihre Ergebnisse sehr ähnlich.

Hybrid

Wenn das übergeordnete Antizyklon schwächer oder nicht ideal positioniert ist, muss der diabatische Prozess beginnen, einen Beitrag zur Entwicklung von CAD zu leisten. In Szenarien, in denen der trockene synoptische Antrieb und die diabatischen Prozesse einen gleichen Beitrag leisten, wird dies als hybrides Stauereignis angesehen. Der 250-mb-Jet ist schwächer und etwas weiter südlich im Vergleich zu einem klassischen Composite 24 Stunden vor Beginn der CAD. Mit der Oberflächenmutter weiter westlich hoch, baut es sich ostwärts in die nördlichen Great Plains und die westliche Great Lakes Region ein, die sich unterhalb einer Region mit konfluenter Strömung aus dem 250-mb-Jet befindet.

Vor Ort

In-situ-Ereignisse sind die schwächsten und oft am kurzlebigsten von CAD-Ereignistypen. Diese Ereignisse treten während des Fehlens idealer synoptischer Bedingungen auf, wenn die Antizyklonposition sehr ungünstig vor der Küste liegt. In einigen In-situ-Fällen ist der Barrieredruckgradient hauptsächlich auf einen Zyklon im Südwesten und nicht auf den Antizyklon im Nordosten zurückzuführen. Diabatische Prozesse führen zur Stabilisierung einer sich den Appalachen nähernden Luftmasse. Diabatische Prozesse sind für in-situ-Veranstaltungen unabdingbar. Diese Ereignisse führen oft zu schwachen, schmalen Stauungen.

Karte der CAD-Veranstaltungen nach Ort im Südosten der USA.
Darstellung typischer geografischer Standorte für die Entwicklung jeder Art von CAD-Event. Die Bereiche werden durch die Position des übergeordneten Antizyklons für den CAD-Einsatz getrennt.

Vorhersage

Überblick

Wettervorhersagen während CAD-Ereignissen sind besonders anfällig für Ungenauigkeiten. Niederschlagsart und Tageshöchsttemperaturen sind besonders schwer vorherzusagen. Numerische Wettermodelle sind in der Regel genauer bei der Vorhersage der Entwicklung eines CAD-Ereignisses und weniger genau bei der Vorhersage ihrer Erosion. Manuelle Prognosen können genauere Prognosen liefern. Ein erfahrener menschlicher Prognostiker wird numerische Modelle als Leitfaden verwenden, aber die Ungenauigkeiten und Mängel des Modells berücksichtigen.

Beispielfall

Das CAD-Ereignis in den Appalachen vom Oktober 2002 veranschaulicht einige Unzulänglichkeiten von kurzfristigen Wettermodellen zur Vorhersage eines CAD-Ereignisses. Dieses Ereignis war gekennzeichnet durch eine stabile, gesättigte Kaltluftschicht von der Oberfläche bis zum Druckniveau von 700 mb über den Bundesstaaten Virginia, North Carolina und South Carolina. Diese Masse kalter Luft wurde von den Appalachen blockiert und verflüchtigte sich auch als ein Küstenzyklon nach Osten verstärkt. Während dieses Ereignisses sagten kurzfristige Wettermodelle diese kalte Massenlichtung voraus, was zu gerechteren Wetterbedingungen für die Region wie wärmeren Bedingungen und dem Fehlen einer Schicht von Stratuswolken führte. Das Modell schnitt jedoch schlecht ab, da sie die übermäßige Transmission der Sonnenstrahlung durch die Wolkenschichten und die flache Durchmischung, die durch das konvektive Parametrisierungsschema des Modells gefördert wird, nicht berücksichtigten. Diese Fehler wurden zwar in aktualisierten Modellen korrigiert, führten jedoch zu einer ungenauen Prognose.

Verweise