Tropopausa
Regiones tropicales
La tropopausa tropical (situada a aproximadamente 380 K) se encuentra en la rama ascendente de la circulación Brewer-Dobson (Figura 1) a una presión de aproximadamente 100 hPa y una temperatura de aproximadamente -70 a -80°C. Es probable que los componentes elevados a través de la superficie isentrópica 400 K (aproximadamente 90 hPa) después de cruzar la tropopausa tropical sean transportados a la estratosfera media y superior por la circulación Brewer-Dobson a gran escala. Allí pueden afectar a la composición de la estratosfera durante años. Entre la tropopausa tropical y los 400 K, los cálculos teóricos y las mediciones tanto del vapor de agua como de los restos de las bombas atómicas (procedentes de las explosiones de los años 50 y 60) indican un considerable transporte de trazas de componentes hacia el polo. Esto sugiere que una fracción de los constituyentes que cruzan la tropopausa tropical no son transportados muy por encima de los 400 K, sino que son rápidamente transportados a la estratosfera extratropical más baja, a través de un transporte mayoritariamente isentrópico.
La TSE en los trópicos se rige por una compleja y poco conocida interacción entre la convección y la circulación Brewer-Dobson a gran escala. Las parcelas que cruzan la tropopausa son transportadas inicialmente hacia arriba en nubes convectivas profundas. Sin embargo, por encima de cierta altura, la circulación Brewer-Dobson gobernará el posterior ascenso de la parcela. La altura de transición entre la convección y la circulación a gran escala no está firmemente fijada. Al menos, la tropopausa tropical no suele estar claramente delimitada. En su lugar, puede ser más preciso considerar la tropopausa tropical como una región de transición bastante profunda entre la troposfera y la estratosfera.
Sigue siendo una cuestión abierta si la transición entre la convección y la circulación a gran escala se produce normalmente por encima o por debajo de la tropopausa tropical definida. Las torretas convectivas sí penetran en la tropopausa en ocasiones, como se observa en la región de Indonesia, por ejemplo. Sin embargo, existen dudas sobre si estos eventos convectivos muy profundos ocurren con la suficiente frecuencia como para suministrar el flujo de masa ascendente necesario. En este caso, el movimiento ascendente a través de la tropopausa tropical podría ser de gran escala, en cuyo caso se esperaría una alta nubosidad frecuente cerca de la tropopausa. Durante el invierno del hemisferio norte se observan cirros subvisibles sobre la reserva cálida del Pacífico occidental más del 90% del tiempo, pero la causa de esta nubosidad aún no está determinada. Por otro lado, si la convección aporta más del flujo de masa necesario por encima de la tropopausa, es posible que sólo los eventos convectivos más altos y fríos acaben impactando en la estratosfera. En este caso, fuera de las corrientes ascendentes convectivas, la tropopausa ecuatorial se encuentra en una región subsidente.
La sequedad del aire que entra en la estratosfera ecuatorial (aproximadamente 3 ppm en volumen durante el invierno del hemisferio norte y 4,2 ppm en volumen durante el verano del hemisferio norte) limita fuertemente las posibles vías por las que el aire tropical puede entrar en la estratosfera. Dado que este aire es mucho más seco que el aire troposférico en promedio y suele ser más seco que la relación de mezcla de vapor de agua de saturación en la tropopausa tropical, cualquier teoría del STE tropical debe tener en cuenta la deshidratación de las parcelas de aire que entran en la estratosfera.
Un posible mecanismo para una relación de mezcla de vapor de agua tan baja es que el aire que entra en la estratosfera ha sido procesado a través de una nube. En efecto, a medida que un paquete se desplaza hacia arriba y se enfría, el agua que supera la presión de vapor de saturación se condensa. Una deshidratación eficaz requiere que la parcela permanezca a temperaturas lo suficientemente frías como para que los cristales de hielo alcancen un tamaño suficiente para una rápida sedimentación. De lo contrario, a medida que la parcela sigue subiendo a la estratosfera, los cristales de hielo pueden volver a evaporarse. A veces se ha medido aire con bajas proporciones de mezcla de vapor de agua en la estratosfera en asociación con nubes convectivas profundas. Sin embargo, otros procesos distintos de la convección también pueden desempeñar un papel en la deshidratación del aire. Por ejemplo, las ondas de gravedad que se propagan cerca de la tropopausa pueden proporcionar suficiente elevación para permitir una condensación adicional y la pérdida de vapor de agua. El procesamiento de las nubes también afectará al STE de las especies químicas a través de la pérdida concomitante de especies solubles.
Las temperaturas de la tropopausa tropical promediadas zonalmente no son consistentes con la extrema sequedad de la estratosfera. Esto sugiere la hipótesis de que hay regiones preferidas en las que el aire entra en la estratosfera; el aire pasa localmente hacia arriba a través de la tropopausa tropical sólo donde la presión de vapor de saturación es lo suficientemente baja (por las temperaturas muy frías) para permitir la suficiente deshidratación de las parcelas de aire como se ha descrito anteriormente. Una de estas regiones se da en el Pacífico occidental (sobre todo en las proximidades de Indonesia) durante el invierno del hemisferio norte, de acuerdo con la idea de una «fuente» estratosférica localizada a través de la cual el aire entra en la estratosfera. Sin embargo, durante el verano del hemisferio norte, la distribución de la temperatura a partir de los análisis meteorológicos a gran escala no indica ninguna región con temperaturas lo suficientemente frías y persistentes como para explicar el registro de vapor de agua. En esta época del año las temperaturas frías y los eventos de deshidratación deben ocurrir sólo esporádicamente en asociación con eventos espacial y temporalmente restringidos que no son captados en los análisis meteorológicos a gran escala. Otra hipótesis, introducida recientemente y aún en desarrollo, se basa en la existencia de una capa de transición de la tropopausa profunda. La deshidratación del aire se produce en los sistemas convectivos, pero el transporte del aire deshidratado hacia la estratosfera se produce en un lento ascenso debido al calentamiento radiativo neto global en esta parte de la atmósfera. Desde este punto de vista, la deshidratación y el transporte a la estratosfera se producen en momentos y lugares diferentes. Esta visión del STE tropical es más dinámica que la «fuente» estratosférica e implica procesos verticales y horizontales a escalas muy diferentes. Ninguna de las hipótesis descritas anteriormente ha podido explicar aún de forma completa y consistente la distribución observada del vapor de agua en la estratosfera tropical.
Las variaciones longitudinales de la altura de la tropopausa y de la temperatura, y por tanto las localizaciones preferidas del STE ecuatorial, pueden atribuirse a un conjunto de procesos locales poco conocidos. Las alturas de tropopausa más frías se asocian a la reserva cálida del Pacífico occidental y al monzón del hemisferio norte. Esto es coherente con la convección que desempeña un papel activo en la formación de la morfología de la tropopausa. Sin embargo, la relación entre la convección y la altura de la tropopausa no es sencilla. En particular, hay indicios de que las temperaturas mínimas en la tropopausa en enero se centran en el Ecuador, mientras que la convección se maximiza ligeramente al sur. Los efectos radiativos de las nubes convectivas y los movimientos ondulatorios forzados por su calentamiento diabático oscurecen cualquier relación directa entre la convección, la altura y la temperatura de la tropopausa, y la ubicación del STE.