Estructura termodinámica de la troposfera subtropical en el Atlántico Norte

Abstract

La estabilidad de la baja troposfera, a lo largo del flanco este del Atlántico Norte subtropical, se analiza y caracteriza utilizando series de datos de radiosondeos de más de 30 años de los archipiélagos de Canarias (Tenerife), Madeira (Madeira) y Azores (Terceira). La característica más destacable es la fuerte estabilidad observada en la baja troposfera, donde se encuentran inversiones de temperatura que se dan simultáneamente y se localizan en niveles próximos a 900 y 800 hPa, en un porcentaje significativo de los sondeos analizados (que va desde un 17% en Azores a un 33% en Canarias). En este estudio se demuestra que esta doble estructura encontrada está asociada con el tope de la capa límite marina (MBL) y con la inversión de subsidencia (TWI) respectivamente (Carrillo et al., 2016). La parte superior de la MBL coincide con la base de la primera inversión de temperatura (≈900 hPa), donde se observa un cambio brusco en los parámetros relacionados con el contenido de vapor de agua (razón de mezcla). Una segunda inversión de temperatura se localiza cerca de los 800 hPa y se caracteriza por una gran cizalladura de la dirección del viento justo por encima de la capa de inversión, relacionada con la TWI. Este es un resultado novedoso, ya que la inversión de temperatura asociada con el alisio era considerada tradicionalmente como una única, cuando en realidad se identifican dos inversiones de temperatura espaciadas, aproximadamente, un kilómetro de altitud. Las variaciones estacionales y latitudinales de la altitud y la fortaleza de ambas inversiones térmicas son moduladas por la subsidencia a gran escala asociada con la rama descendente de la célula de Hadley. El aumento generalizado de la subsidencia, en verano, refuerza la estabilidad en la troposfera inferior, más notablemente en las estaciones meridionales, donde la altitud de las capas de inversión se localiza en niveles más bajos y se refuerzan sus características principales. En este trabajo se propone también un modelo conceptual simple que explica, desde un punto de vista dinámico y termodinámico, la disminución de la altitud donde se localizan las inversiones y su fortalecimiento debido a la subsidencia y a los calentamientos diferenciales que sufren las distintas capas atmosféricas como consecuencia de su contenido de humedad. Esta estructura vertical se ve alterada, considerablemente, en episodios de intrusión de polvo mineral del Sáhara. Para analizar detalladamente este impacto en la estabilidad vertical de la troposfera, hemos trabajado con cuatro escenarios diferentes que afectan a estaciones localizadas en el archipiélago canario (Tenerife): escenario limpio (sin impacto de intrusiones saharianas) y otros tres escenarios diferentes (denominados S1, S2 y S3) afectados por el polvo mineral en una o en varias estaciones representativas de la MBL (Santa Cruz de Tenerife) y de la troposfera libre (Izaña). El escenario limpio se divide en cuatro diferentes sub-escenarios, que tienen en cuenta distribuciones típicas de los aerosoles atmosféricos en diferentes épocas del año. Este análisis se restringe a los casos en los que la capa límite planetaria (PBL) presenta la doble estructura de la inversión térmica, es decir, dos capas atmosféricas estables por debajo del nivel de los 750 hPa: la inversión de la MBL y TWI. En el caso de intrusiones, aparece, además, otra capa estable, influenciada por la presencia de aerosoles. En los escenarios limpios, la PBL se encuentra relativamente bien mezclada con coeficientes de extinción α ≤ 0.035 km-1. En estos escenarios se detectan valores bajos de α (< 0.018 km-1) en la troposfera libre subtropical (FT). Cuando en verano (escenario S1) la capa límite convectiva africana impacta la MBL y parte de la troposfera libre subtropical, aparece como una capa homogénea cargada de polvo mineral, la capa de aire sahariano (“Saharan Air Layer” –SAL-), con un pico en α de ~ 0.08 km-1 a 2.8 km de altura. Esta masa de aire procedente del Sáhara contiene niveles de humedad relativamente bajos (~40%) que pueden producir una disminución significativa en la humedad de la MBL pero que, sin embargo, son muy superiores a los registrados en condiciones de troposfera libre subtropical limpia, habitualmente <20%, provocando un fuerte impacto en la humedad relativa, en esta región. La SAL aporta valores de humedad relativa por encima del 47% a 5.6 km. El tope de la SAL en verano se encuentra entre 6.4 y 6.6 km. En el escenario S2, también típico de verano, la SAL se introduce directamente en la FT, pero no en la MBL y TWL. Tiene una extensión similar que en S1 y el máximo en la humedad relativa se encuentra a una altitud equivalente (5.6 km). Sin embargo, el pico más bajo de α (0.069 km-1), que se encuentra a 3.4 km, sugiere un descenso gravitacional o arrastre de los aerosoles hacia las capas más limpias situadas debajo, más eficaz. Se define un último escenario (escenario S3), normalmente encontrado en invierno y principios de primavera, en el que la capa SAL afecta solo a la PBL como una capa húmeda, con α ~ 0.080 km-1 en superficie y ~ 0.095 km-1 en el pico de polvo situado a 1.4 km. El polvo mineral confinado en esta capa se extiende hasta una altura de 1.5 km. En todos los casos se produce un reforzamiento de la TWI como resultado del efecto de la SAL. La diferencia de temperatura, entre la base y la cima de la inversión, de 1.3ºC, en el caso del escenario limpio en verano, se incrementa hasta 2.2ºC en el escenario S1. La SAL podría ocasionar, además, un posible impacto en la nucleación heterogénea del hielo en nubes medias, cerca de su parte superior (5-7 km). En los escenarios S1 y S2 se detecta un calentamiento neto de hasta 7°C cerca del máximo de concentración de aerosoles, en comparación con condiciones limpias, que podría atribuirse a la absorción de radiación de onda corta por parte del polvo mineral. Por otro lado, se observa un enfriamiento neto de hasta 4°C cerca de su cima. Este enfriamiento neto, cerca de la parte superior de la SAL, también se observa como una disminución de 400 m en el nivel de altitud de la iso-0ºC, en ambos escenarios S1 y S2, en comparación con condiciones limpias.