Tropopauza

Regiony tropikalne

Tropopauza tropikalna (znajdująca się w temperaturze około 380 K) znajduje się w górnej gałęzi cyrkulacji Brewera-Dobsona (Rysunek 1) przy ciśnieniu około 100 hPa i temperaturze około -70 do -80°C. Składniki unoszone przez powierzchnię izentropową 400 K (około 90 hPa) po przekroczeniu tropopauzy są prawdopodobnie transportowane do środkowej i górnej stratosfery przez wielkoskalową cyrkulację Brewera-Dobsona. Składniki unoszone przez powierzchnię izentropową 400 K (około 90 hPa) po przekroczeniu tropopauzy tropikalnej są prawdopodobnie transportowane do środkowej i górnej stratosfery przez wielkoskalową cyrkulację Brewera-Dobsona. Tam mogą przez lata wpływać na skład stratosfery. Pomiędzy tropopauzą tropikalną a 400 K obliczenia teoretyczne i pomiary zarówno pary wodnej jak i odłamków bomb atomowych (z eksplozji w latach 50-tych i 60-tych) wskazują na znaczny transport składników śladowych w kierunku biegunowym. Sugeruje to, że część składników, które przekraczają tropopauzę tropikalną, nie jest transportowana znacznie powyżej 400 K, ale jest szybko przenoszona do najniższej stratosfery pozatropikalnej, głównie przez transport izentropowy.

STE w tropikach jest rządzone przez złożoną i słabo rozumianą interakcję pomiędzy konwekcją a wielkoskalową cyrkulacją Brewera-Dobsona. Paczki, które przekraczają tropopauzę są początkowo transportowane w górę w głębokich chmurach konwekcyjnych. Jednakże, powyżej pewnej wysokości, cyrkulacja Brewera-Dobsona będzie rządzić późniejszym unoszeniem się paczki. Wysokość przejściowa między konwekcją a cyrkulacją wielkoskalową nie jest sztywno ustalona. Przynajmniej tropopauza tropikalna często nie jest wyraźnie odgraniczona. Zamiast tego bardziej precyzyjne może być traktowanie tropopauzy tropikalnej jako dość głębokiego regionu przejściowego między troposferą a stratosferą.

Pozostaje otwartą kwestią, czy przejście między konwekcją a cyrkulacją wielkoskalową zazwyczaj zachodzi powyżej czy poniżej zdefiniowanej tropopauzy tropikalnej. Wieżyczki konwekcyjne czasami przenikają przez tropopauzę, co zaobserwowano np. w rejonie Indonezji. Jednakże istnieją pewne wątpliwości co do tego, czy te bardzo głębokie zjawiska konwekcyjne występują wystarczająco często, aby dostarczyć wymagany strumień masy w górę. W tym przypadku ruch w górę przez tropopauzę tropikalną może mieć dużą skalę, a wtedy należałoby się spodziewać częstego dużego zachmurzenia w pobliżu tropopauzy. Subwidoczne chmury cirrus są obserwowane nad ciepłym basenem zachodniego Pacyfiku przez ponad 90% czasu podczas zimy na półkuli północnej, ale przyczyna tego zachmurzenia jest jeszcze nieokreślona. Z drugiej strony, jeśli konwekcja dostarcza więcej niż wymagany strumień masy powyżej tropopauzy, tylko najwyższe i najzimniejsze zjawiska konwekcyjne mogą w końcu wpłynąć na stratosferę. W tym przypadku, poza updftami konwekcyjnymi, równikowa tropopauza znajduje się w regionie subsydiarnym.

Suchość powietrza wchodzącego do równikowej stratosfery (około 3 ppm objętościowo podczas zimy na półkuli północnej i 4.2 ppm objętościowo podczas lata na półkuli północnej) ściśle ogranicza możliwe drogi, którymi powietrze tropikalne może dostać się do stratosfery. Ponieważ jest ono znacznie bardziej suche niż przeciętnie powietrze troposferyczne i zazwyczaj bardziej suche niż nasycony stosunek mieszania pary wodnej w tropopauzie, każda teoria tropikalnego STE musi uwzględniać odwodnienie paczek powietrza wchodzących do stratosfery.

Możliwym mechanizmem tak niskiego stosunku mieszania pary wodnej jest to, że powietrze wchodzące do stratosfery zostało przetworzone przez chmurę. Rzeczywiście, gdy paczka przemieszcza się w górę i ochładza się, woda przekraczająca ciśnienie pary nasyconej skrapla się na zewnątrz. Efektywna dehydratacja wymaga, aby paczka pozostawała w wystarczająco niskich temperaturach, aby kryształy lodu mogły urosnąć do rozmiarów wystarczających do szybkiej sedymentacji. W przeciwnym razie, gdy paczka nadal wznosi się do stratosfery, kryształy lodu mogą ponownie odparować. Powietrze o niskim stratosferycznym stosunku mieszania pary wodnej było czasami mierzone w połączeniu z głębokimi chmurami konwekcyjnymi. Jednak procesy inne niż konwekcja mogą również odgrywać rolę w odwadnianiu powietrza. Na przykład, fale grawitacyjne rozchodzące się w pobliżu tropopauzy mogą zapewnić wystarczające uniesienie, aby umożliwić dodatkową kondensację i utratę pary wodnej. Przetwarzanie chmur będzie miało również wpływ na STE gatunków chemicznych poprzez towarzyszącą im utratę gatunków rozpuszczalnych.

Uśrednione strefowo temperatury tropopauzy tropikalnej nie są zgodne z ekstremalną suchością stratosfery. Sugeruje to hipotezę, że istnieją preferowane regiony, w których powietrze wchodzi do stratosfery; powietrze przechodzi lokalnie w górę przez tropopauzę tropikalną tylko tam, gdzie ciśnienie pary nasyconej jest wystarczająco niskie (z powodu bardzo niskich temperatur), aby umożliwić wystarczającą dehydratację paczek powietrza, jak opisano powyżej. Jeden z takich regionów występuje na zachodnim Pacyfiku (głównie w okolicach Indonezji) podczas zimy na półkuli północnej, zgodnie z ideą zlokalizowanej stratosferycznej „fontanny”, przez którą powietrze dostaje się do stratosfery. Jednakże, podczas lata na półkuli północnej rozkład temperatur z wielkoskalowych analiz meteorologicznych nie wskazuje na żaden region z temperaturami utrzymującymi się na tyle zimno, by wyjaśnić zapis pary wodnej. O tej porze roku niskie temperatury i zjawiska dehydratacji muszą występować sporadycznie w powiązaniu z ograniczonymi przestrzennie i czasowo zjawiskami, których nie wychwytują wielkoskalowe analizy meteorologiczne. Inna hipoteza, wprowadzona niedawno i wciąż rozwijana, opiera się na istnieniu głębokiej warstwy przejściowej tropopauzy. Odwodnienie powietrza następuje w układach konwekcyjnych, ale transport odwodnionego powietrza do stratosfery odbywa się w powolnym wznoszeniu, ze względu na ogólne ogrzewanie radiacyjne netto w tej części atmosfery. W tym ujęciu dehydratacja i transport do stratosfery zachodzą w różnym czasie i w różnych miejscach. Ten pogląd na tropikalne STE jest bardziej dynamiczny niż „fontanna” stratosferyczna i obejmuje procesy pionowe i poziome w bardzo różnych skalach. Żadna z opisanych powyżej hipotez nie jest jeszcze w stanie w pełni i spójnie wyjaśnić obserwowanego rozkładu pary wodnej w tropikalnej stratosferze.

Podłużne zmiany wysokości tropopauzy i temperatury, a co za tym idzie preferowanych lokalizacji równikowego STE, można przypisać szeregowi słabo poznanych procesów lokalnych. Najzimniejsze wysokości tropopauzy związane są z ciepłym basenem zachodniego Pacyfiku i monsunem na półkuli północnej. Jest to zgodne z tym, że konwekcja odgrywa aktywną rolę w kształtowaniu morfologii tropopauzy. Jednakże związek pomiędzy konwekcją a wysokością tropopauzy nie jest jednoznaczny. W szczególności, istnieje wskazanie, że minimalne temperatury w tropopauzie w styczniu są skupione na równiku, podczas gdy konwekcja maksymalizuje się nieco na południe. Efekty radiacyjne chmur konwekcyjnych i ruchy falowe wymuszone ich diabatycznym ogrzewaniem zaciemniają jakikolwiek bezpośredni związek między konwekcją, wysokością i temperaturą tropopauzy, a położeniem STE.