Tropopausa
Regiuni tropicale
Tropopauza tropicală (situată la aproximativ 380 K) este situată în ramura ascendentă a circulației Brewer-Dobson (Figura 1) la o presiune de aproximativ 100 hPa și o temperatură de aproximativ -70 până la -80°C. Constituenții ridicați peste suprafața izentropică de 400 K (aproximativ 90 hPa) după traversarea tropopausei tropicale sunt susceptibili de a fi transportați în stratosfera medie și superioară de către circulația Brewer-Dobson pe scară largă. Acolo pot afecta compoziția stratosferei timp de mai mulți ani. Între tropopauza tropicală și 400 K, calculele teoretice și măsurătorile atât ale vaporilor de apă, cât și ale resturilor de bombe atomice (de la exploziile din anii 1950 și 1960) indică un transport considerabil către polul polului al constituenților urmăritori. Acest lucru sugerează că o fracțiune din constituenții care traversează tropopausa tropicală nu sunt transportați cu mult peste 400 K, dar sunt transportați rapid în stratosfera extratropicală cea mai joasă, prin transport izentropic în cea mai mare parte.
STE la tropice este guvernată de o interacțiune complexă și puțin înțeleasă între convecție și circulația Brewer-Dobson pe scară largă. Pachetele care traversează tropopausa sunt inițial transportate în sus în norii convectivi profunzi. Cu toate acestea, dincolo de o anumită înălțime, circulația Brewer-Dobson va conduce la ridicarea ulterioară a pachetului. Înălțimea de tranziție între convecție și circulația pe scară largă nu este ferm stabilită. Cel puțin tropopausa tropicală nu este adesea clar delimitată. În schimb, poate fi mai corect să considerăm tropopauza tropicală ca fiind o regiune de tranziție destul de adâncă între troposferă și stratosferă.
Este încă o întrebare deschisă dacă tranziția dintre convecție și circulația pe scară largă are loc de obicei deasupra sau sub tropopauza tropicală definită. Turele convective pătrund ocazional în tropopauză, așa cum s-a observat, de exemplu, în regiunea indoneziană. Cu toate acestea, există unele îndoieli cu privire la faptul că aceste evenimente convective foarte profunde se produc suficient de frecvent pentru a furniza fluxul de masă ascendentă necesar. În acest caz, mișcarea ascendentă de-a lungul tropopauselor tropicale ar putea fi de mare amploare, caz în care ar fi de așteptat o nebulozitate ridicată frecventă în apropierea tropopauselor. În timpul iernii din emisfera nordică, peste 90% din timpul iernii din emisfera nordică se observă nori cirrus subvizibili deasupra bazinului cald din Pacificul de vest, dar cauza acestei nebulozități este încă nedeterminată. Pe de altă parte, în cazul în care convecția furnizează mai mult decât fluxul de masă necesar deasupra tropopausei, doar cele mai înalte și mai reci evenimente convective pot ajunge să aibă impact asupra stratosferei. În acest caz, în afara curenților ascendenți de convecție, tropopausa ecuatorială se află într-o regiune subsidentă.
Secuitatea aerului care intră în stratosfera ecuatorială (aproximativ 3 ppm în volum în timpul iernii din emisfera nordică și 4,2 ppm în volum în timpul verii din emisfera nordică) constrânge puternic căile posibile prin care aerul tropical poate intra în stratosferă. Deoarece acesta este mult mai uscat decât aerul troposferic în medie și, de obicei, mai uscat decât raportul de amestecare a vaporilor de apă la saturație la tropopausa tropicală, orice teorie a STE tropicale trebuie să țină cont de deshidratarea pachetelor de aer care intră în stratosferă.
Un mecanism posibil pentru un raport de amestecare a vaporilor de apă atât de scăzut este că aerul care intră în stratosferă a fost procesat printr-un nor. Într-adevăr, pe măsură ce o parcelă se deplasează în sus și se răcește, apa în exces față de presiunea vaporilor de saturație se condensează. O deshidratare eficientă necesită ca pachetul să rămână la temperaturi suficient de scăzute pentru ca cristalele de gheață să crească la dimensiuni suficiente pentru o sedimentare rapidă. În caz contrar, pe măsură ce pachetul continuă să se ridice în stratosferă, cristalele de gheață se pot reevapora. Aerul cu un raport de amestec stratosferic scăzut de vapori de apă a fost uneori măsurat în asociere cu nori convectivi profunzi. Cu toate acestea, alte procese decât convecția pot juca, de asemenea, un rol în deshidratarea aerului. De exemplu, undele gravitaționale care se propagă în apropierea tropopausei pot asigura o înălțare suficientă pentru a permite o condensare suplimentară și pierderea de vapori de apă. Procesarea norilor va afecta, de asemenea, STE de specii chimice prin pierderea concomitentă de specii solubile.
Temperaturile medii zonale ale tropopauselor tropicale nu sunt în concordanță cu uscăciunea extremă a stratosferei. Acest lucru sugerează ipoteza că există regiuni preferate în care aerul intră în stratosferă; aerul trece local în sus prin tropopauza tropicală doar acolo unde presiunea vaporilor de saturație este suficient de scăzută (din cauza temperaturilor foarte scăzute) pentru a permite deshidratarea suficientă a pachetelor de aer, așa cum s-a descris mai sus. O astfel de regiune apare în vestul Pacificului (mai ales în vecinătatea Indoneziei) în timpul iernii din emisfera nordică, în concordanță cu ideea unei „fântâni” stratosferice localizate prin care aerul intră în stratosferă. Cu toate acestea, în timpul verii din emisfera nordică, distribuția temperaturilor din analizele meteorologice la scară largă nu indică nicio regiune cu temperaturi suficient de reci în mod persistent pentru a explica înregistrarea vaporilor de apă. În această perioadă a anului, temperaturile scăzute și fenomenele de deshidratare trebuie să apară doar sporadic, în asociere cu evenimente restrânse din punct de vedere spațial și temporal, care nu sunt surprinse în analizele meteorologice la scară largă. O altă ipoteză, introdusă recent și aflată încă în curs de dezvoltare, se bazează pe existența unui strat de tranziție adânc al tropopauselor. Deshidratarea aerului are loc în sistemele convective, dar transportul aerului deshidratat în stratosferă are loc într-o ascensiune lentă, din cauza încălzirii radiative nete globale în această parte a atmosferei. Din acest punct de vedere, deshidratarea și transportul în stratosferă au loc în momente și locuri diferite. Această viziune a STE tropical este mai dinamică decât „fântâna” stratosferică și implică procese verticale și orizontale la scări foarte diferite. Niciuna dintre ipotezele descrise mai sus nu a fost încă capabilă să explice pe deplin și în mod consecvent distribuția observată a vaporilor de apă în stratosfera tropicală.
Variațiile longitudinale ale înălțimii și temperaturii tropopauselor și, prin urmare, locațiile preferate ale STE ecuatoriale, pot fi atribuite unei serii de procese locale slab înțelese. Cele mai reci înălțimi ale tropopausei sunt asociate cu bazinul cald din Pacificul vestic și cu musonul din emisfera nordică. Acest lucru este în concordanță cu faptul că convecția joacă un rol activ în modelarea morfologiei tropopausei. Cu toate acestea, relația dintre convecție și înălțimea tropopauselor nu este simplă. În special, există indicii că temperaturile minime la tropopauză în ianuarie sunt centrate pe Ecuator, în timp ce convecția a atins maximul ușor spre sud. Efectele radiative ale norilor convectivi și mișcările de valuri forțate de încălzirea diabatică a acestora ascund orice relație directă între convecție, înălțimea și temperatura tropopausei și localizarea STE.
.