Tropopausa

Regiões tropicais

A tropopausa tropical (localizada em aproximadamente 380 K) está localizada no ramo superior da circulação Brewer-Dobson (Figura 1) a uma pressão de aproximadamente 100 hPa e uma temperatura de aproximadamente -70 a -80°C. Os constituintes que atravessam a superfície isentrópica 400 K (aproximadamente 90 hPa) após atravessar a tropopausa tropical são provavelmente transportados para a estratosfera média e superior pela circulação em grande escala Brewer-Dobson. Lá eles podem afetar a composição da estratosfera durante anos. Entre a tropopausa tropical e 400 K, os cálculos teóricos e as medições tanto do vapor de água como dos detritos das bombas atómicas (a partir das explosões dos anos 50 e 60) indicam um transporte considerável de constituintes vestigiais para os pólos. Isto sugere que uma fracção dos constituintes que atravessam a tropopausa tropical não são transportados muito acima dos 400 K, mas são rapidamente transportados para a estratosfera extratrópica mais baixa, através de transporte principalmente isentrópico.

STE nos trópicos é governada por uma complexa e mal compreendida interacção entre a convecção e a circulação em grande escala Brewer-Dobson. As parcelas que atravessam a tropopausa são inicialmente transportadas para cima em nuvens convectivas profundas. Contudo, acima de alguma altura, a circulação Brewer-Dobson irá reger a elevação subsequente da parcela. A altura de transição entre a convecção e a circulação em grande escala não é fixada firmemente. Pelo menos a tropopausa tropical muitas vezes não é claramente demarcada. Em vez disso, pode ser mais preciso considerar a tropopausa tropical como uma região de transição bastante profunda entre a troposfera e a estratosfera.

Ainda é uma questão em aberto se a transição entre a convecção e a circulação em larga escala ocorre tipicamente acima ou abaixo da tropopausa tropical definida. As torres convectivas penetram na tropopausa ocasionalmente, como observado na região Indonésia, por exemplo. Contudo, existe alguma dúvida sobre se estes eventos convectivos muito profundos ocorrem com frequência suficiente para fornecer o necessário fluxo de massa ascendente. Neste caso, o movimento ascendente através da tropopausa tropical poderia ser de grande escala, caso em que seria de esperar uma elevada nebulosidade frequente perto da tropopausa. Nuvens de cirros subvisíveis são observadas sobre a piscina quente do Pacífico ocidental durante 90% do tempo durante o inverno do Hemisfério Norte, mas a causa desta nebulosidade ainda é indeterminada. Por outro lado, se a convecção fornece mais do que o fluxo de massa necessário acima da tropopausa, apenas os eventos convectivos mais altos e mais frios podem acabar por ter impacto na estratosfera. Neste caso, fora das correntes de ar convectivas, a tropopausa equatorial está numa região subvencionada.

A secura do ar que entra na estratosfera equatorial (aproximadamente 3 ppm por volume durante o inverno do hemisfério norte e 4,2 ppm por volume durante o verão do hemisfério norte) restringe fortemente os possíveis caminhos através dos quais o ar tropical pode entrar na estratosfera. Como isto é muito mais seco que o ar troposférico em média e tipicamente mais seco que a razão de mistura de vapor de água de saturação na tropopausa tropical, qualquer teoria de STE tropical deve ser responsável pela desidratação das parcelas de ar que entram na estratosfera.

Um possível mecanismo para essa baixa razão de mistura de vapor de água é que o ar que entra na estratosfera tenha sido processado através de uma nuvem. Na verdade, como uma parcela viaja para cima e esfria, a água em excesso da pressão de saturação do vapor condensa para fora. Uma desidratação eficiente requer que a parcela permaneça a temperaturas frias o suficiente para que os cristais de gelo cresçam o suficiente para uma rápida sedimentação. Caso contrário, como a parcela continua a subir para a estratosfera, os cristais de gelo podem reevaporar. O ar com baixas proporções de mistura estratosférica de vapor de água tem por vezes sido medido em associação com nuvens convectivas profundas. Contudo, outros processos além da convecção também podem desempenhar um papel na desidratação do ar. Por exemplo, as ondas de gravidade que se propagam perto da tropopausa podem fornecer elevação suficiente para permitir a condensação adicional e a perda de vapor de água. O processamento de nuvens também afetará o STE das espécies químicas através da perda de espécies solúveis.

Temperaturas da tropopausa tropical não são consistentes com a extrema secura da estratosfera. Isto sugere a hipótese de que existem regiões preferidas em que o ar entra na estratosfera; o ar passa localmente para cima através da tropopausa tropical apenas onde a pressão do vapor de saturação é suficientemente baixa (das temperaturas muito frias) para permitir a desidratação suficiente das parcelas de ar, como descrito acima. Uma dessas regiões ocorre no Pacífico ocidental (principalmente nas proximidades da Indonésia) durante o inverno do hemisfério norte, de acordo com a idéia de uma “fonte” estratosférica localizada através da qual o ar entra na estratosfera. No entanto, durante o verão do hemisfério norte, a distribuição da temperatura a partir das análises meteorológicas em larga escala indica que nenhuma região com temperaturas persistentemente frias o suficiente para explicar o registro de vapor de água. Nesta época do ano, as temperaturas frias e os eventos de desidratação só devem ocorrer esporadicamente, em associação com eventos de restrição espacial e temporal não captados nas análises meteorológicas em larga escala. Outra hipótese, introduzida recentemente e ainda em desenvolvimento, é baseada na existência de uma camada de transição tropopausa profunda. A desidratação do ar ocorre em sistemas convectivos, mas o transporte do ar desidratado para a estratosfera ocorre numa subida lenta devido ao aquecimento radiativo líquido global nesta parte da atmosfera. Nesta visão, a desidratação e o transporte para a estratosfera ocorrem em diferentes momentos e locais. Esta visão do STE tropical é mais dinâmica que a ‘fonte’ estratosférica e envolve processos verticais e horizontais em escalas muito diferentes. Nenhuma das hipóteses descritas acima foi ainda capaz de explicar completa e consistentemente a distribuição observada de vapor de água na estratosfera tropical.

Variações longitudinais na altura e temperatura da tropopausa e, portanto, os locais preferenciais de STE equatorial, podem ser atribuídos a uma série de processos locais mal compreendidos. As alturas mais frias da tropopausa estão associadas à piscina quente do Pacífico ocidental e à monção do Hemisfério Norte. Isto é consistente com a convecção desempenhando um papel ativo na formação da morfologia da tropopausa. No entanto, a relação entre a convecção e a altura da tropopausa não é simples. Em particular, há indicação de que as temperaturas mínimas na tropopausa em janeiro estão centradas na linha do Equador, enquanto a convecção maximizada ligeiramente para o sul. Os efeitos radiativos das nuvens convectivas e os movimentos de onda forçados pelo seu aquecimento diabético obscurecem qualquer relação direta entre a convecção, a altura e temperatura da tropopausa, e a localização do STE.