Effects on weather and climate

7.1 Dynamical theories for downward influence

7.1 Teorie dinamiche per l’influenza discendente Ci sono diverse ragioni teoriche per credere che i Riscaldamenti Stratosferici Improvvisi (SSWs) e in generale la variabilità stratosferica possano influenzare il clima e le condizioni meteorologiche a livello del suolo. Le principali categorie di meccanismi sono:

  1. Gli effetti a distanza della guida delle onde (divergenza del flusso di EP) nella stratosfera, come descritto da Song & Robinson (2004) e Thompson et al. (2006). L’effetto discendente attraverso la circolazione meridionale indotta viene chiamato “controllo discendente”, un concetto introdotto da Haynes et al. (1991).
  2. Assorbimento e riflessione delle onde planetarie, come esplorato in studi di Perlwitz & Harnik (2003), Shaw et al. (2010) e Kodera et al. (2016).
  3. Effetti diretti sulla baroclinicità e sulle eddies barocliniche, come esaminato da Smy & Scott (2009).
  4. Gli effetti a distanza delle anomalie di Vorticità Potenziale (PV) stratosferiche, come discusso da Hartley et al. (1998), Black (2002), e Ambaum & Hoskins (2002). Questa categoria include anche studi come quello di White et al. (2020), nei quali vengono analizzate anomalie profonde della temperatura polare, poiché queste sono equivalenti alle anomalie di PV, come illustrato da Baldwin et al. (2020).

Tutti questi meccanismi possono in qualche modo contribuire agli effetti nella troposfera causati dai Riscaldamenti Stratosferici Improvvisi (SSWs). Quando cerchiamo di spiegare le anomalie di pressione superficiale che seguono gli SSWs (come mostrato nella Figura 3), o i cambiamenti nell’indice NAM (ad esempio, Baldwin & Dunkerton, 2001), è evidente che la caratteristica principale osservata è che gli effetti di superficie sono grossomodo proporzionali all’intensità anomala del vortice polare nella stratosfera inferiore (misurata in termini di temperatura, vento o indice NAM). In uno studio di modellazione, White et al. (2020) hanno scoperto una relazione lineare robusta tra l’intensità del riscaldamento nella stratosfera inferiore e la risposta troposferica, con questa linearità che si estende anche agli eventi di raffreddamento stratosferico improvviso. Una seconda osservazione è che le anomalie di pressione superficiale sono più marcate vicino al Polo Nord. Un meccanismo basato sulla divergenza del flusso di EP non può spiegare il timing della risposta troposferica, poiché la divergenza anomala del flusso di EP cambia segno durante lo sviluppo dell’SSW. Inoltre, Thompson et al. (2006) hanno trovato che gli effetti di superficie erano troppo limitati e non mostravano un modello di pressione simile all’indice NAM. L’assorbimento e la riflessione delle onde planetarie influenzano principalmente i campi d’onda nella troposfera e non sono generalmente proporzionali all’intensità anomala del vortice polare stratosferico. Gli effetti diretti sulle eddies barocliniche sarebbero proporzionali all’intensità anomala del vortice polare stratosferico, ma questi effetti dovrebbero essere percepiti principalmente nelle medie latitudini.

Gli effetti a distanza delle anomalie di Vorticità Potenziale (PV) stratosferiche dovrebbero mostrare un modello di pressione simile a quello dell’indice NAM, e questi effetti sono proporzionali alla forza anomala del vortice polare stratosferico (come menzionato da Black nel 2002). Tuttavia, come evidenziato da Ambaum e Hoskins nel 2002, si prevede teoricamente che gli effetti a distanza delle anomalie di PV stratosferiche diminuiscano attraverso la troposfera con un decadimento esponenziale su una profondità di circa 5 km. La teoria del PV spiega molto bene la risposta atmosferica fino alla tropopausa, ma non riesce a spiegare la pronunciata risposta della pressione superficiale mostrata nella Figura 3b. Le anomalie della pressione superficiale dovrebbero essere solo circa il 20% di quelle riscontrate alla tropopausa, mentre la risposta della pressione superficiale osservata è di un ordine di grandezza maggiore rispetto a quanto indicato dalla teoria del PV. Questo fenomeno di “amplificazione superficiale” è ben riprodotto nei modelli di previsione, come mostrato da Domeisen, Butler e altri nel 2020.

Gli effetti a distanza delle anomalie di PV stratosferiche, uniti a un meccanismo che amplifica il segnale della pressione superficiale, potrebbero spiegare gli effetti principali osservati degli SSW. Dalle osservazioni è chiaro che, a seguito di un SSW, i processi nella troposfera tendono a trasferire massa verso il cappuccio polare, incrementando così la pressione superficiale dell’Artico. L’accumulo di massa a basso livello sul cappuccio polare non può derivare dalla stratosfera, dato che le anomalie della pressione superficiale sono maggiori di quelle osservate a qualsiasi livello stratosferico. I meccanismi di questo trasferimento di massa non sono stati completamente chiariti. Si è trovato che sia le onde a scala sinottica sia quelle a scala planetaria contribuiscono alla risposta troposferica in seguito agli eventi SSW (studi come Simpson et al. nel 2009, Domeisen et al. nel 2013, Garfinkel et al. nel 2013, Hitchcock & Simpson nel 2014 e 2016, K. L. Smith & Scott nel 2016 lo dimostrano). Baldwin et al. nel 2020 hanno ipotizzato che le anomalie di temperatura a basso livello nel cappuccio polare (come mostrato nelle Figure 3 e 8) siano responsabili dello spostamento di massa attraverso il meccanismo di anticyclogenesis indotto dal raffreddamento radiativo (citando Wexler nel 1937 e Curry nel 1987, e confermato dai risultati di modellazione di Hoskins et al. nel 1985). Se la bassa troposfera artica si raffredda, la massa d’aria si contrae e attira massa aggiuntiva dalle latitudini inferiori, aumentando la pressione superficiale media sull’Artico, come osservato.

La Figura 8 presenta tre grafici differenti, ognuno dei quali rappresenta un tipo diverso di anomalia climatica post-eventi di riscaldamento stratosferico improvviso (SSW), utilizzando dati di rianalisi storica:

  1. Anomalie della pressione media al livello del mare (hPa): Questo grafico mostra la variazione della pressione atmosferica rispetto alla media climatologica. Le aree in rosso indicano una pressione più alta del normale, mentre le aree in blu indicano una pressione più bassa del normale. La stippling (piccoli puntini) indica le regioni in cui le anomalie sono statisticamente significative al 95%.
  2. Anomalie della temperatura superficiale (K): Questo grafico mostra le variazioni della temperatura superficiale rispetto alla media. Ancora una volta, il rosso indica temperature più calde del solito, e il blu temperature più fredde. La presenza di stippling anche in questo grafico indica le aree dove le anomalie sono statisticamente significative al 95%.
  3. Anomalie delle precipitazioni (mm): Il terzo grafico rappresenta le variazioni nella quantità di precipitazioni. Le aree più scure indicano una quantità maggiore di precipitazioni rispetto alla media, mentre le aree più chiare indicano meno precipitazioni. Anche qui la stippling segnala le regioni dove le differenze rispetto alla norma sono statisticamente significative.

L’importanza di queste mappe sta nel loro utilizzo per comprendere come eventi significativi come il riscaldamento stratosferico improvviso possano avere un impatto sul clima a livello globale, alterando pattern di pressione, temperatura e precipitazioni. Questi cambiamenti possono avere effetti a catena sull’ambiente, sull’agricoltura e su altri aspetti socio-economici.

Observed and modeled downward impact for both hemispheres

7.2 Impatto osservato e modellato in calo per entrambi gli emisferi Entrambi gli emisferi mostrano effetti significativi nella troposfera a seguito di eventi estremi nella stratosfera. In particolare, gli eventi SSW (Sudden Stratospheric Warming, Riscaldamento Stratosferico Improvviso) tendono a essere seguiti da una firma negativa dell’Oscillazione Artica Nordica (NAM) nell’Emisfero Nord (NH) e dell’Oscillazione Antartica Meridionale (SAM) nell’Emisfero Sud (SH) (Baldwin & Dunkerton, 1999, 2001). Nell’NH, la risposta più forte agli eventi SSW si osserva nel bacino dell’Atlantico Nord (Figura 8), dove la risposta agli eventi SSW spesso si sovrappone alla fase negativa dell’Oscillazione Nord Atlantica (NAO) (Charlton-Perez et al., 2018; Domeisen, 2019). La fase negativa della NAO è associata a irruzioni di aria fredda (Kolstad et al., 2010; Lehtonen & Karpechko, 2016; King et al., 2019) sull’Eurasia settentrionale e sugli Stati Uniti orientali, e anomalie calde e umide sull’Europa meridionale (Ayarzag¨uena et al., 2018) a causa dello spostamento verso sud delle traiettorie delle tempeste. Si registrano anche temperature anormalmente elevate in Groenlandia e nell’est del Canada, e in Africa subtropicale e nel Medio Oriente. Dopo gli eventi SSW, è spesso osservato un blocco anomalo nella troposfera (Labitzke, 1965; Vial et al., 2013).

Nell’SH, la variabilità stratosferica invernale è meno marcata rispetto all’NH a causa di una minore attività delle onde (Plumb, 1989), il che si traduce in un numero inferiore di eventi SSW osservati [Sezione 3]. Nonostante ciò, i debilitamenti anomali del vortice polare SH, legati a variazioni nella evoluzione stagionale del vortice, sono associati a un modello SAM negativo e hanno significativi impatti sulla superficie in Antartide, Australia, Nuova Zelanda e Sud America (Lim et al., 2018, 2019). Seguendo l’unico importante SSW avvenuto nel settembre 2002, il SAM è rimasto persistentemente negativo da settembre a novembre (Thompson et al., 2005), portando a condizioni più calde e secche nel sud-est dell’Australia, e più fredde e umide in Nuova Zelanda e nel sud del Cile (Gillett et al., 2006). Impatti simili sono stati osservati in seguito all’indebolimento estremo del vortice polare nel 2019 (Hendon et al., 2019).

Inoltre, vi sono effetti significativi degli eventi di Riscaldamento Stratosferico Improvviso (SSW) nei tropici, che contribuiscono a creare un percorso di influenza verso il basso fino alla troposfera attraverso l’attività convettiva tropicale. In particolare, la circolazione meridionale indotta dall’anomala guida delle onde porta a un aumento insolito dell’ascensione tropicale e a un raffreddamento anomalo nella regione della tropopausa tropicale (visibile nella Figura 2), influenzando così la convezione tropicale (Kodera, 2006). Questo insolito movimento ascensionale tropicale può anche portare all’asciugamento dello strato della tropopausa tropicale (Eguchi & Kodera, 2010; Evan et al., 2015).

La risposta verso il basso agli SSW è generalmente ben riprodotta negli studi di modellazione. I modelli, che variano dai nuclei dinamici idealizzati ai sistemi di modelli complessi e accoppiati, mostrano una risposta nella troposfera, sebbene la sua persistenza sia spesso sovrastimata, in particolare nei modelli più semplificati (Gerber, Polvani, & Ancukiewicz, 2008; Gerber, Voronin, & Polvani, 2008). Inoltre, esperimenti con modelli idealizzati confermano la direzione della causalità: ovvero, le anomalie stratosferiche hanno un impatto verso il basso anche se la troposfera è disturbata e non mantiene la memoria dei potenziali precursori troposferici (Gerber et al., 2009). Questo effetto stratosferico verso il basso è noto per contribuire alla prevedibilità delle condizioni di superficie (Sigmond et al., 2013; Scaife et al., 2016; Domeisen, Butler, et al., 2020b).

Sebbene in media l’“impatto verso il basso” degli SSW sia robusto, non tutti gli SSW sembrano estendersi fino alla superficie. La maggior parte degli studi concorda sul fatto che circa due terzi degli eventi SSW (Charlton-Perez et al., 2018; Domeisen, 2019; White et al., 2019) sono caratterizzati da un impatto visibile verso il basso, ad esempio, una fase negativa persistente della NAM o della NAO nella troposfera inferiore e/o nella stratosfera inferiore (ad esempio, Karpechko et al., 2017; Domeisen, 2019). Un fattore che influisce sull’apparizione dell’impatto verso il basso è l’indice NAM troposferico prima e al momento dell’SSW. Se il NAM è già in fase negativa, vi sarà un collegamento verticale al NAM stratosferico negativo. D’altra parte, se il NAM troposferico è fortemente positivo prima dell’SSW, l’accoppiamento verticale appare meno probabile, almeno inizialmente. Lo stesso vale per la NAO: se una NAO negativa è presente al momento dell’SSW, l’accoppiamento verso il basso è istantaneo ma di breve durata, mentre in altri casi la NAO negativa tende a manifestarsi dopo l’evento SSW (Domeisen, Grams, & Papritz, 2020).

Dato che la stratosfera è uno dei numerosi fattori che influenzano la Oscillazione Artica Nordica (NAM), è importante notare che l’effetto degli eventi di Riscaldamento Stratosferico Improvviso (SSW) si osserva nelle composizioni di molti SSW; non è però sempre prevedibile durante ogni singolo evento SSW. Il concetto di amplificazione a livello superficiale del segnale di pressione polare (illustrato nella Figura 3) non è completamente compreso, rendendo incerto il quando e se il segnale di pressione a livello superficiale verrà amplificato. È altresì incerto se la stratosfera abbia sempre un effetto in confronto a quello che sarebbe accaduto senza l’influenza stratosferica.

Tuttavia, al momento non è possibile prevedere quali eventi SSW avranno un impatto verso il basso. Conoscere in anticipo o al momento dell’evento se un fenomeno stratosferico avrà un impatto verso il basso potrebbe essere molto vantaggioso per le previsioni meteorologiche a medio termine e sub-stagionali. Sono stati condotti diversi studi per indagare le possibili cause stratosferiche degli impatti superficiali differenti degli eventi SSW:

  1. Il tipo di propagazione dell’onda durante gli eventi SSW è stato classificato come assorbente o riflettente (Kodera et al., 2016), basandosi sulla propagazione dell’onda durante la fase di recupero del vortice polare, il che conduce a impatti superficiali differenti. Gli eventi di tipo assorbente si sono rivelati indurre la classica risposta negativa della NAO, mentre gli eventi riflettenti sono associati con la riflessione dell’onda e il blocco nell’area del bacino del Pacifico.
  2. Il tipo di SSW, in termini di divisione o spostamento, era stato suggerito come fattore produttivo di differenti risposte superficiali (Mitchell et al., 2013), tuttavia non sono state identificate differenze significative nella risposta del modo annulare in lunghe simulazioni con modelli (Maycock & Hitchcock, 2015; White et al., 2019).
  3. La durata e l’intensità del segnale nella stratosfera inferiore sono stati suggeriti come fattori che contribuiscono alla durata e all’intensità dell’impatto superficiale (Karpechko et al., 2017; Runde et al., 2016; Rao et al., 2020). In particolare, gli eventi di vortice debole classificati come eventi PJO mostrano un accoppiamento più forte e persistente con la troposfera rispetto agli eventi che non presentano caratteristiche PJO (Hitchcock et al., 2013).

Ulteriori studi hanno esaminato le origini troposferiche di differenti reazioni alla forzatura stratosferica, in termini di posizione del flusso a getto (Garfinkel et al., 2013; Chan & Plumb, 2009), dei regimi meteorologici dell’Atlantico Nord (Domeisen, Grams, & Papritz, 2020), dei precursori nell’Est Pacifico (Afargan Gerstman & Domeisen, 2020), e delle caratteristiche dei precursori troposferici degli eventi di Riscaldamento Stratosferico Improvviso (SSW), in particolare il blocco degli Urali (White et al., 2019). La risposta è probabilmente influenzata anche dai contemporanei modelli climatici troposferici, come l’El Niño-Southern Oscillation (ENSO) (Polvani et al., 2017; Oehrlein et al., 2019) e l’Oscillazione di Madden-Julian (MJO) (Schwartz & Garfinkel, 2017; Green & Furtado, 2019).

Effects on the atmosphere above the stratosphere

Gli effetti degli eventi di Riscaldamento Stratosferico Improvviso (SSW) sono ora riconosciuti per estendersi ben oltre la stratosfera, e possono alterare significativamente la chimica e la dinamica della mesosfera, termosfera e ionosfera. Questi eventi rappresentano quindi una componente importante della variabilità a breve termine nell’alta atmosfera. Questa sezione fornisce una breve panoramica dei principali impatti degli SSW sulla stratosfera superiore, la mesosfera, la termosfera e l’ionosfera. Per recensioni più dettagliate che si concentrano esclusivamente sull’alta atmosfera, si rimanda a Chandran et al. (2014) e Chau et al. (2012).

Impacts on the Upper Stratosphere-Mesosphere

Dopo gli eventi di Riscaldamento Stratosferico Improvviso (SSW), si verifica frequentemente la riformazione dello stratopauso a quote elevate (intorno ai 70-80 km), seguita da una discesa graduale alla sua altitudine climatologica normale di circa 50-55 km nel corso delle successive 2-3 settimane (Manney et al., 2008; Siskind et al., 2010). Questi eventi di stratopauso elevato avvengono in circa un terzo degli inverni nell’emisfero settentrionale (Chandran et al., 2013, 2014). Le simulazioni numeriche hanno successo nel riprodurre questi eventi di stratopauso elevato, fornendo approfondimenti sui meccanismi che ne stanno alla base. La formazione dello stratopauso elevato è dovuta a un incremento della forza delle onde di gravità dirette verso ovest che segue gli eventi SSW, causando un movimento discendente e un riscaldamento adiabatico alle elevate altitudini dove si riforma lo stratopauso (Chandran et al., 2013; Limpasuvan et al., 2016).

Gli eventi SSW portano a cambiamenti significativi nella mesosfera, inclusi raffreddamenti alle alte latitudini e una inversione dei venti zonali medi, che passano da ovest a est (il contrario di quanto avviene nella stratosfera) (Labitzke, 1982; H.-L. Liu & Roble, 2002; Hoffmann et al., 2007; Siskind et al., 2010; Limpasuvan et al., 2016). I cambiamenti nella mesosfera durante gli SSW sono principalmente attribuibili a variazioni nel trascinamento delle onde di gravità. L’indebolimento, e in alcuni casi l’inversione, dei venti stratosferici orientati verso est consente a un maggior numero di onde di gravità dirette verso est di raggiungere la mesosfera, dove, rompendosi, aumentano la forza diretta verso est a queste altitudini. Questa maggiore forza verso est porta all’inversione dei venti mesosferici e modifica anche la circolazione residua nella mesosfera ad alte latitudini, passando da un movimento discendente a uno ascendente, risultando in un raffreddamento adiabatico della mesosfera (H.-L. Liu & Roble, 2002; Siskind et al., 2010; Limpasuvan et al., 2016).

Le modifiche nella circolazione residua stratosfera-mesosfera durante gli eventi di Riscaldamento Stratosferico Improvviso (SSW) possono anche portare a un riscaldamento della mesosfera nell’emisfero estivo e a una diminuzione della frequenza delle nubi mesosferiche polari (Karlsson et al., 2007, 2009; Körnich & Becker, 2010). Inizialmente, Körnich e Becker (2010) hanno spiegato il collegamento tra gli SSW invernali e i riscaldamenti mesosferici nell’emisfero estivo come risultato di una forzatura ondulatoria alterata in quest’ultimo, tuttavia, A. K. Smith et al. (2020) hanno recentemente proposto che questo collegamento inter-emisferico sia dovuto a cambiamenti nella circolazione stratosfera-mesosfera, e non a una modificata forzatura ondulatoria nella mesosfera dell’emisfero estivo. I cambiamenti nella mesosfera che avvengono durante gli SSW sono solo debolmente correlati ai cambiamenti nella stratosfera (per esempio, A. K. Smith et al., 2020), mostrando una notevole variabilità da un evento all’altro (Zülicke & Becker, 2013; Zülicke et al., 2018). La mancanza di una stretta correlazione lineare diretta tra stratosfera e mesosfera evidenzia la complessità dei processi di accoppiamento.

I cambiamenti nella circolazione nella stratosfera superiore e nella mesosfera sopra menzionati comportano modifiche sostanziali nel trasporto chimico, alterando la distribuzione delle specie chimiche nella stratosfera e nella mesosfera. Questi cambiamenti chimici sono particolarmente evidenti in seguito a eventi di stratopauso elevato, che comportano un notevole incremento del trasporto verso il basso nella mesosfera inferiore e nella stratosfera superiore (ad esempio, Siskind et al., 2015). Questo incrementato trasporto verso il basso causa un aumento dei livelli di NOx e CO nella stratosfera (Manney, Harwood, et al., 2009; Randall et al., 2006, 2009). Le osservazioni di NOx durante gli inverni dal 2004 al 2009, mostrate nella Figura 9, illustrano chiaramente l’incrementato trasporto verso il basso di NOx durante gli inverni del 2004, 2007 e 2009, periodi in cui si sono verificati importanti eventi SSW.

Un incremento di NOx è particolarmente significativo perché può causare la perdita di ozono stratosferico. Anche se la discesa di specie traccianti è ben osservata, nei modelli numerici questa discesa è generalmente troppo debole, risultando in simulazioni con una carenza di NOx e CO nella stratosfera dopo gli eventi SSW (Funke et al., 2017). Questo è parzialmente dovuto alla rappresentazione inadeguata della dinamica mesosferica (Meraner et al., 2016; Pedatella et al., 2018), ma potrebbe anche essere a causa di parametrizzazioni insufficienti delle sorgenti (Randall et al., 2015; Pettit et al., 2019).

I cambiamenti nella chimica e nei venti zonali stratosfera-mesosfera durante gli SSW influenzano le maree atmosferiche solari e lunari, che a loro volta svolgono un ruolo chiave nell’accoppiare gli SSW con la variabilità nell’ionosfera e nella termosfera. Le modifiche più evidenti sono un potenziamento delle maree solari e lunari semidiurne migranti. La marea solare semidiurna migrante è inizialmente generata dall’ozono stratosferico, e Goncharenko et al. (2012) hanno suggerito che questa sia potenziata durante gli SSW a causa di variazioni nell’ozono stratosferico. Tuttavia, recenti esperimenti numerici condotti da Siddiqui et al. (2019) hanno mostrato che la marea solare semidiurna migrante nella termosfera inferiore è maggiormente potenziata a causa di una modificata propagazione delle onde, con l’ozono che rappresenta solo una parte minore (circa 20-30%) dell’aumento massimo. Sebbene generalmente minore, la marea lunare semidiurna migrante è notevolmente potenziata durante gli SSW, potendo raggiungere ampiezze pari o superiori alla marea solare semidiurna migrante (ad esempio, Chau et al., 2015). Il potenziamento della marea lunare è attribuito a cambiamenti nei venti zonali medi di sfondo, che spostano la modalità di risonanza di Pekeris dell’atmosfera vicino alla frequenza della marea lunare semidiurna migrante (Forbes & Zhang, 2012). La grandezza e il tempismo dei potenziamenti della marea lunare semidiurna sembrano essere correlati con la variabilità stratosferica (Zhang & Forbes, 2014; Chau et al., 2015), anche se, come discusso in Chau et al. (2015), esistono eventi che non seguono una relazione lineare diretta.

La Figura 9 presenta le medie zonali del NOx (monossido di azoto e diossido di azoto) nell’emisfero nordico per i primi tre mesi (gennaio-marzo) di ciascuno degli anni dal 2004 al 2009. Questi dati sono stati rilevati dallo strumento ACE-FTS, che è a bordo di un satellite e misura vari gas nell’atmosfera.

Ecco una spiegazione dettagliata di ciascuna parte della figura:

  • Dati zonali: Le immagini colorate mostrano le concentrazioni di NOx lungo diverse altitudini nell’atmosfera, da 0 a 80 km, e per diverse latitudini. La distribuzione zonale significa che i dati sono stati mediati su un particolare intervallo di longitudini.
  • Concentrazione di NOx: La scala di colori rappresenta le concentrazioni di NOx, con tonalità diverse che indicano livelli crescenti di concentrazione. Il blu rappresenta le concentrazioni più basse, mentre il rosso e il giallo rappresentano concentrazioni più elevate.
  • Contorno bianco di CO: Il contorno bianco che indica una concentrazione di CO di 2,0 ppmv serve a evidenziare dove il CO raggiunge questo valore specifico all’interno dell’atmosfera. Il CO (monossido di carbonio) è spesso usato come tracciante del movimento atmosferico perché ha fonti ben conosciute e una chimica relativamente semplice.
  • Latitudine delle misurazioni: La parte superiore della figura mostra una serie di punti neri. Ogni punto nero indica la latitudine a cui è stata effettuata una misurazione specifica. Questi punti forniscono un’idea di come la copertura delle misurazioni è distribuita attraverso le latitudini.
  • Dinamiche stagionali: La disposizione dei pannelli da sinistra a destra mostra l’evoluzione temporale durante i mesi di gennaio, febbraio e marzo, permettendo agli scienziati di osservare cambiamenti stagionali o eventi meteorologici specifici, come ondate di calore stratosferico.
  • Variazioni annuali: Confrontando i pannelli dall’alto verso il basso, si possono identificare le variazioni interannuali nell’abbondanza di NOx. Questo può essere collegato a variazioni nella produzione di NOx dalle sorgenti naturali e antropogeniche, nonché a cambiamenti nella dinamica atmosferica.

Gli scienziati utilizzano queste informazioni per capire meglio come i gas traccianti, come il NOx, si distribuiscono nell’atmosfera e come questa distribuzione cambia con il tempo. Questi dati possono essere utilizzati per modelli climatici e per studiare l’impatto delle attività umane sulla chimica atmosferica.

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