Tropopausa

Regioni tropicali

La tropopausa tropicale (situata a circa 380 K) si trova nel ramo ascendente della circolazione Brewer-Dobson (Figura 1) ad una pressione di circa 100 hPa e una temperatura di circa -70 a -80°C. I costituenti spostati attraverso la superficie isentropica di 400 K (circa 90 hPa) dopo aver attraversato la tropopausa tropicale sono probabilmente trasportati nella stratosfera media e superiore dalla circolazione Brewer-Dobson su larga scala. Lì possono influenzare la composizione della stratosfera per anni. Tra la tropopausa tropicale e 400 K i calcoli teorici e le misurazioni sia del vapore acqueo che dei detriti della bomba atomica (dalle esplosioni degli anni ’50 e ’60) indicano un considerevole trasporto verso il polo di costituenti in tracce. Questo suggerisce che una frazione dei costituenti che attraversano la tropopausa tropicale non sono trasportati molto al di sopra dei 400 K, ma sono rapidamente trasportati nella stratosfera extratropicale più bassa, attraverso un trasporto prevalentemente isentropico.

STE nei tropici è governato da una complessa e poco compresa interazione tra la convezione e la circolazione Brewer-Dobson su larga scala. I pacchi che attraversano la tropopausa sono inizialmente trasportati verso l’alto nelle nubi convettive profonde. Tuttavia, al di sopra di una certa altezza, la circolazione di Brewer-Dobson governerà il successivo sollevamento della particella. L’altezza di transizione tra la convezione e la circolazione su larga scala non è saldamente fissata. Almeno la tropopausa tropicale spesso non è chiaramente delimitata. Invece può essere più accurato considerare la tropopausa tropicale come una regione di transizione piuttosto profonda tra la troposfera e la stratosfera.

E’ ancora una questione aperta se la transizione tra la convezione e la circolazione su larga scala avvenga tipicamente sopra o sotto la tropopausa tropicale definita. Le torri convettive penetrano occasionalmente la tropopausa, come osservato nella regione indonesiana, per esempio. Tuttavia, c’è qualche dubbio sul fatto che questi eventi convettivi molto profondi si verifichino abbastanza frequentemente da fornire il necessario flusso di massa verso l’alto. In questo caso il movimento verso l’alto attraverso la tropopausa tropicale potrebbe essere su larga scala, nel qual caso ci si aspetterebbe una frequente elevata nuvolosità vicino alla tropopausa. Nubi di cirri subvisibili sono osservate sopra il bacino caldo del Pacifico occidentale oltre il 90% del tempo durante l’inverno dell’emisfero settentrionale, ma la causa di questa nuvolosità è ancora indeterminata. D’altra parte, se la convezione fornisce più del flusso di massa richiesto sopra la tropopausa, solo gli eventi convettivi più alti e più freddi possono finire per avere un impatto sulla stratosfera. In questo caso, al di fuori delle correnti ascensionali convettive, la tropopausa equatoriale si trova in una regione subsidente.

La secchezza dell’aria che entra nella stratosfera equatoriale (circa 3 ppm in volume durante l’inverno dell’emisfero nord e 4,2 ppm in volume durante l’estate dell’emisfero nord) limita fortemente i possibili percorsi attraverso i quali l’aria tropicale può entrare nella stratosfera. Poiché questo è molto più secco dell’aria troposferica in media e tipicamente più secco del rapporto di miscelazione del vapore acqueo di saturazione alla tropopausa tropicale, qualsiasi teoria dello STE tropicale deve rendere conto della disidratazione dei pacchetti d’aria che entrano nella stratosfera.

Un possibile meccanismo per tale basso rapporto di miscelazione del vapore acqueo è che l’aria che entra nella stratosfera è stata elaborata attraverso una nuvola. Infatti, mentre un pacchetto viaggia verso l’alto e si raffredda, l’acqua in eccesso rispetto alla pressione del vapore di saturazione si condensa. Una disidratazione efficiente richiede che il pacco rimanga a temperature abbastanza fredde da permettere ai cristalli di ghiaccio di crescere a dimensioni sufficienti per una rapida sedimentazione. Altrimenti, mentre il pacco continua a salire nella stratosfera, i cristalli di ghiaccio possono rievaporare. L’aria con bassi rapporti di miscelazione stratosferici di vapore acqueo è stata talvolta misurata in associazione a profonde nubi convettive. Tuttavia, processi diversi dalla convezione possono anche giocare un ruolo nella disidratazione dell’aria. Per esempio, le onde gravitazionali che si propagano vicino alla tropopausa possono fornire un sollevamento sufficiente a permettere un’ulteriore condensazione e perdita di vapore acqueo. L’elaborazione delle nuvole influenzerà anche lo STE delle specie chimiche attraverso la conseguente perdita di specie solubili.

Le temperature della tropopausa mediate a livello zonale non sono coerenti con l’estrema secchezza della stratosfera. Questo suggerisce l’ipotesi che ci sono regioni preferite in cui l’aria entra nella stratosfera; l’aria passa localmente verso l’alto attraverso la tropopausa tropicale solo dove la pressione del vapore di saturazione è abbastanza bassa (dalle temperature molto fredde) per consentire la disidratazione sufficiente dei pacchetti d’aria come descritto sopra. Una di queste regioni si verifica nel Pacifico occidentale (soprattutto nelle vicinanze dell’Indonesia) durante l’inverno dell’emisfero settentrionale, in accordo con l’idea di una “fontana” stratosferica localizzata attraverso la quale l’aria entra nella stratosfera. Tuttavia, durante l’estate dell’emisfero settentrionale, la distribuzione della temperatura dalle analisi meteorologiche su larga scala non indica alcuna regione con temperature sufficientemente fredde da spiegare il record di vapore acqueo. In questo periodo dell’anno le temperature fredde e gli eventi di disidratazione devono verificarsi solo sporadicamente in associazione con eventi spazialmente e temporalmente limitati non catturati nelle analisi meteorologiche su larga scala. Un’altra ipotesi, introdotta recentemente e ancora in fase di sviluppo, si basa sull’esistenza di uno strato di transizione della tropopausa profonda. La disidratazione dell’aria avviene nei sistemi convettivi, ma il trasporto dell’aria disidratata nella stratosfera avviene in una lenta ascesa a causa del riscaldamento radiativo netto complessivo in questa parte dell’atmosfera. In questa visione, la disidratazione e il trasporto nella stratosfera avvengono in tempi e luoghi diversi. Questa visione dello STE tropicale è più dinamica della “fontana” stratosferica e coinvolge processi verticali e orizzontali su scale molto diverse. Nessuna delle ipotesi sopra descritte è stata ancora in grado di spiegare completamente e coerentemente la distribuzione osservata del vapore acqueo nella stratosfera tropicale.

Le variazioni longitudinali dell’altezza e della temperatura della tropopausa, e quindi le posizioni preferite dello STE equatoriale, possono essere attribuite ad una serie di processi locali poco compresi. Le altezze della tropopausa più fredde sono associate al bacino caldo del Pacifico occidentale e al monsone dell’emisfero settentrionale. Questo è coerente con la convezione che gioca un ruolo attivo nel modellare la morfologia della tropopausa. Tuttavia, la relazione tra la convezione e l’altezza della tropopausa non è semplice. In particolare, c’è l’indicazione che le temperature minime alla tropopausa in gennaio sono centrate sull’Equatore, mentre la convezione massimizza leggermente a sud. Gli effetti radiativi delle nubi convettive e i moti ondosi forzati dal loro riscaldamento diabatico oscurano qualsiasi relazione diretta tra la convezione, l’altezza e la temperatura della tropopausa, e la posizione dello STE.