Il clima monsonico dell'Asia - Claudio Cassardo publications

NIMBUS 33-34 CLIMATOLOGIA
1. Le montagne
intorno a Nagqu
(Tibet), viste
il 24.06.2001
(f. C. Cassardo).
Le cime
più elevate si
collocano intorno
a 5200 m.
In questa regione
le precipitazioni
si concentrano
nei mesi
da giugno a
settembre,
allorchè anche
il versante
settentrionale
dell’Himalaya
risente in parte
dei flussi di
aria umida
associati al
monsone sudoccidentale
estivo. Paradossalmente,
proprio durante
l’estate si
costituisce
l’accumulo di
nevi permanenti,generalmente
oltre i
5000 m. Nell’immagine
si
distingue la
lingua di un
ghiacciaio, che
giunge a breve
distanza dal
fondovalle
semi-arido.
2. Carta schematicadell’Asia
con l’indicazione
dei
luoghi citati in
HIMALAYA
ALTOPIANO
DEL TIBET
CHENGDU
NUOVA LHASA
DELHI
CHERRAPUNJI
INDIA
OCEANO
INDIANO
SRI LANKA
SIBERIA
Il clima monsonico dell’Asia
Claudio Cassardo Dipart. di Fisica Generale - Università di Torino. E-mail: cassardo@ph.unito.it
1. Introduzione
Quest'articolo trae spunto da una
spedizione scientifica nelle regioni
cinesi del Qinghai e del Tibet,
cui ho partecipato nel giugno
2001 (vedi box pag. 9). Nonostante
tali regioni siano situate quasi
alle stesse latitudini del Mar Mediterraneo,
le loro caratteristiche
fisiche e geografiche, il loro clima
e ambiente sono del tutto diversi.
Una delle principali differenze
morfologiche consiste nel fatto
che tali regioni sono situate ad alta
quota e caratterizzate da situazioni
meteorologiche talvolta
estreme. In quest'articolo trarrò
spunto dal viaggio per descrivere
il clima asiatico e il suo ruolo nella
climatologia a grande scala, per
poi arrivare ad analizzare la formazione
dei monsoni ed il clima
del continente asiatico nel suo
complesso, e in particolare il periodo
del monsone estivo.
2. I monsoni
Un monsone è un vento che cambia
direzione con le stagioni. Il termine
monsone è stato coniato originariamente
dai marinai arabi
con riferimento all'andamento dei
venti nell'Oceano Indiano e nelle
regioni circostanti (compreso il
mare Arabico), che variano la loro
direzione secondo la stagione dell'anno:
in particolare, provengono
da Sud-Ovest nel semestre estivo
e da Nord-Est in quello invernale.
I meccanismi fisici alla base dei
monsoni, già individuati all'inizio
del Novecento, possono essere così
riassunti:
a) il riscaldamento differenziale
tra terra e oceani;
ALTOPIANO
MONGOLO DESERTO
DI GOBI
QINGHAI
GOLFO
DEL
BENGALA
KUALA
LUMPUR
KANSU
CINA
COLLINE
DI NANLING
INDOCINA
PECHINO
MALESIA
MANCIURIA
HONG
KONG
MAR
GIALLO
MARE
CINESE
MERIDIONALE
BORNEO
INDONESIA
COREA
TAIWAN
FILIPPINE
GIAPPONE
b) l'accelerazione di Coriolis, dovuta
alla rotazione terrestre;
c) il ruolo dell'acqua, che immagazzina
e rilascia energia sotto
forma di calore latente d'evaporazione
nei passaggi di fase liquidovapore.
Oggi, con il progressivo aumento
del numero e della qualità delle
misure atmosferiche (osservazioni
di superficie, da radiosonde,
aeroplani e satelliti, e dati di campagne
d'osservazione intensive), è
possibile comprendere meglio e in
dettaglio la climatologia e la variabilità
dei monsoni, sia a grande
scala sia a scala locale.
I monsoni sono un fenomeno associato
alla circolazione atmosferica
a scala globale. In particolare,
il ciclo stagionale del monsone
a grande scala è regolato principalmente
dal riscaldamento differenziale
delle superfici dell'oceano
e della terraferma, a causa delle
loro capacità termiche molto
differenti. Infatti, l'oscillazione
stagionale della latitudine di massima
insolazione (chiamata ITCZ,
acronimo di Inter-Tropical Convergence
Zone, cioè fascia di convergenza
intertropicale, vedi fig. 6)
genera - a seconda delle stagioni -
diversi gradienti di temperatura
terra-mare, che a loro volta sono
responsabili di circolazioni troposferiche
differenti a grande scala.
In sostanza, durante l’estate il
continente si scalda più dei mari
circostanti, richiamando un flusso
di aria umida nei bassi strati
dall’Oceano; viceversa durante
l’inverno, quando il continente si
raffredda più del mare, il flusso si
inverte. Uno dei monsoni più forti
e più conosciuti è quello che interessa
l'India e l'Asia sudorientale
da giugno a settembre, i cui effetti
si ripercuotono sulla circola-
zione atmosferica globale. Tuttavia,
altri fenomeni di tipo monsonico
si verificano anche nell'Australia
settentrionale e nell'Africa
occidentale (Golfo di Guinea). Nel
continente americano, invece, i
monsoni sono limitati al settore
centrale, in quanto la disposizione
Nord-Sud delle Montagne Rocciose
e della Cordigliera delle Ande
non favorisce grossi spostamenti
dell'ITCZ. In ogni caso, con
il termine monsone si designano
tutti i sistemi climatici nei quali si
ha un forte incremento d'umidità
durante la stagione calda. L'ampiezza
delle aree interessate dai
monsoni e la loro durata (2÷3 mesi)
suggeriscono che essi svolgano
un ruolo significativo non solo sul
clima locale delle regioni interessate
(dove, a seconda della circolazione,
si possono avere fenomeni
di forti precipitazioni o di siccità)
ma anche nella modulazione
del clima globale. Inoltre, dal momento
che il monsone influenza la
distribuzione regionale della pioggia,
il suo studio è interessante
anche per le implicazioni economiche,
agricole e sociali nei confronti,
soprattutto, delle popolazioni
asiatiche meridionali.
3. I monsoni in Asia
Nel caso del continente euro-asiatico,
l'importanza della circolazione
monsonica è dovuta al fatto
che tale continente si estende per
35° in latitudine e per 180° in longitudine.
Inoltre, nella regione tibetana
si erge il complesso orografico
più esteso, più imponente
e più alto del mondo: l’Himalaya.
Tale area, di cui una superficie
pari a oltre due milioni e mezzo di
km 2 si trova a oltre 3000 m di quota,
culmina con gli 8848 m del
monte Everest, noto come il tetto
7

CLIMATOLOGIA NIMBUS 33-34
8
TEMPERATURE MEDIE DI GENNAIO IN ASIA
3. (in alto)
Temperature
medie del mese
di gennaio
in Asia (da
Atlante GeograficoZanichelli,
ridis.).
4. (qui sopra)
Precipitazioni
medie annue
in Asia (da
Atlante GeograficoZanichelli,
ridis.).
Fino
A -40 °C
Da -40
a -30 °C
Da -30
a -20 °C
Da -20
a -10 °C
Da -10
a 0 °C
Da 0
a 10 °C
Da 10
a 20 °C
Oltre
20 °C
PRECIPITAZIONI MEDIE ANNUE IN ASIA
Fino a
250 mm
Da 250
a 500 mm
Da 500 a
1000 mm
Da 1000 a
1500 mm
Da 1500 a
2000 mm
Da 2000 a
4000 mm
Oltre 4000
mm
del mondo. L'«altopiano tibetano»,
si estende oltre i confini del Tibet
vero e proprio, includendo la maggior
parte delle province cinesi del
Qinghai e del Chamdo a Est, e di
Kamsu e Szechuan a Ovest).
La catena himalayana, molto
estesa lungo i paralleli, costituisce
un’efficace barriera climatica
nei confronti dei venti occidentali
e sud-occidentali, esercitando
un'influenza dominante sul clima
delle regioni limitrofe (subcontinente
indiano a Sud e Asia centrale
a Nord) e - più marginal-
mente - anche su quello del resto
del mondo. Infatti, d'inverno la
grande catena montuosa blocca il
flusso d'aria fredda continentale
che si propaga verso Sud nel continente
asiatico, come si può osservare
confrontando le temperature
medie di gennaio in alcune
località indiane e cinesi poste all'incirca
alla stessa latitudine (fig.
2 e 3): per esempio Nuova Delhi,
misura mediamente 13.9 °C, a
fronte dei 3.0 °C di Chengdu. Nei
mesi estivi, invece, l’Himalaya impone
un’ascesa forzata - lungo i
suoi versanti meridionali - dei
venti umidi provenienti dall’Oceano
Indiano, che in questo modo
depositano la maggior parte dell'umidità
sul versante indiano (fig.
4 e 15).
La brusca variazione del sistema
di correnti a grande scala sull’Asia
influenza il clima complessivo
del continente, che è caratterizzato
da differenze climatiche stagionali
molto marcate. Tuttavia, la
durata della stagione monsonica
varia molto da zona a zona, ed è
legata soprattutto alla disposizione
dei sistemi barici, mentre la
piovosità delle varie aree è anche
molto legata alle caratteristiche
orografiche (la presenza di rilievi
accentua le precipitazioni sul versante
sopravento). In molte zone,
le precipitazioni accumulate durante
il periodo monsonico sono
cruciali per l'agricoltura locale.
I cambiamenti stagionali dovuti al
monsone asiatico dominano il clima
locale non solo sopra il continente
asiatico, ma anche sulle zone
circostanti che includono l'India,
l'Asia sudorientale e perfino
l'Australia. In più, un numero
sempre maggiore di studi scientifici
evidenzia l'importantissimo
ruolo del monsone asiatico nei
cambiamenti globali del clima, e
la sua correlazione con fenomeni
a scala globale o emisferica, quali
El Niño, l'oscillazione del Pacifico
meridionale (ENSO = El Niño
Southern Osclillation) o dell'Atlantico
settentrionale (NAO).
4. Il monsone invernale
Durante l’inverno le correnti fluiscono
generalmente da Ovest verso
Est nell'alta troposfera, mentre
al livello del suolo tendono a provenire
da settentrione (fig. 5a). A
causa dell'aridità delle regioni
continentali da cui provengono,
tali correnti si presentano sotto
forma d'impulsi freddi e secchi, e
interessano generalmente soltanto
la bassa troposfera (dal livello
del suolo fino a 2÷3 km di quota).
Esse possono tuttavia generare
locali depressioni a carattere ciclogenetico
(di scia, sottovento a
una catena montuosa, simili cioè
a quelle che si generano sul Mar
Ligure per effetto delle Alpi). Il
flusso di correnti da Nord verso
Sud è determinato dal forte dislivello
barico tra gli anticicloni sulla
pianura siberiana e mongola -
che si formano per il forte raffreddamento
invernale dei bassi strati
atmosferici in queste zone (dove
d’inverno la pressione è solitamente
dell’ordine di 1030 hPa) - e
le zone più meridionali, aventi
pressione atmosferica inferiore.
Si ricorda che l’aria fredda è più
densa e pesante di quella calda,
quindi su zone continentali molto
raffreddate tendono a formarsi
anticicloni al suolo d’inverno, detti
anticicloni «termici»; viceversa,
durante l’estate il forte surriscaldamento
della terraferma origina
una depressione «termica» nei
bassi strati atmosferici.
Questi frequenti nuclei d'aria

NIMBUS 33-34 CLIMATOLOGIA
fredda in moto verso Sud (chiamati
onde fredde, fronti freddi o
sorgenti del Monsone di Nord-Est)
hanno origine per lo più nell'altopiano
mongolo (a quote di
1000÷2000 m), quindi si propagano
verso Sud lungo la pianura
mongolica e quella cinese, fino alle
alture del Tien Shan e dell'Altai
ad Ovest, e fino alle colline di Nanling
nella Cina meridionale e alle
montagne della Corea del Nord
verso Est. Poiché tali fronti d'irruzione
sono verticalmente estesi
soltanto alla bassa troposfera
(1500÷2000 m), tendono ad incanalarsi
nelle valli, evitando di valicare
montagne ed altopiani. In
qualche caso, tuttavia, se la spinta
fornita dal dislivello barico all'origine
del moto è forte, tali fronti
possono spingersi fino al Mar
Giallo, coinvolgendo le località
pianeggianti e costiere della Cina
orientale e la Corea, arrivando anche
fino a Taiwan. In questi casi,
benchè l’aria in origine sia secca,
possono generarsi precipitazioni -
anche nevose - per la sua umidificazione
nel passaggio al di sopra
dell'oceano.
Resoconto della spedizione nelle regioni Qinghai
e Tibet (Cina)
Nel giugno 2001 un'équipe di quattro ricercatori italiani
(Dipartimento di Fisica Generale, Università di Torino, e
Istituto di Cosmo-Geofisica del CNR di Torino), quattro tedeschi
(Max Planck Institute d'Amburgo ed Università di
Gottingen) e undici cinesi (Istituti di Fisica dell'atmosfera
di Pechino e Lanzhou) ha partecipato a una spedizione
scientifica nelle regioni cinesi del Qinghai e del Tibet. Lo
scopo è stato quello di effettuare uno studio preliminare
sull'area del lago Nam-tso, al fine di localizzare le zone più
interessanti e facilmente raggiungibili per installare una
rete di sensori idro-meteorologici convenzionali e di remote-sensing.
Inoltre, si è indagato sull’operatività di una
classe particolare di strumenti, quelli a risposta rapida
(anemometri sonici, termocoppie e igrometri al Kripton),
quando sottoposti alle peculiari condizioni ambientali e
climatiche tibetane (altissima quota, bassa umidità relativa
e assoluta, bassa densità atmosferica). La spedizione
si è inquadrata in un progetto di collaborazione internazionale
tra il Dipartimento di Fisica dell'Università di Torino
e l'Istituto di Fisica dell'Atmosfera dell'Accademia Sinica
di Pechino, già in corso da oltre un decennio, con il
proposito specifico di analizzare i meccanismi d'interazione
tra la superficie terrestre e l'atmosfera nella regione tibetana,
e nell'area del lago Nam-tso in particolare. La fase
preliminare del progetto ha richiesto un sopralluogo
nell'area in questione, al fine di programmare campagne
di rilevamenti nella provincia di Lhasa. Attraverso le misure,
infatti, diventa possibile comprendere più a fondo i
processi fisici in tale area, caratterizzare meglio l'insorgenza
del monsone sud-orientale e stabilire il contributo
dell'evaporazione dalle sorgenti locali di vapore acqueo
dell'altipiano (laghi e fiumi) alle piogge. Specificamente, gli
obbiettivi che la spedizione si è proposta di raggiungere
erano: effettuare una ricognizione del territorio circostante
il lago Nam-Tso e di quello che circonda la pianura di
Lhasa (attraversata da un grosso fiume che - nella stagione
delle piogge - si allarga su tutta la pianura fino a formare
una sorta di lago) per selezionare accuratamente i
siti in cui posizionare i sensori durante la fase operativa;
esaminare il territorio e la vegetazione esistenti; osservare
la circolazione locale nell'imminenza della stagione delle
piogge; analizzare qualitativamente la diversità del territorio
occupato dalle regioni del Qinghai e del Tibet. La
spedizione è durata complessivamente 15 giorni. Dal viaggio
è emerso che è indispensabile poter disporre di mappe
d'utilizzo del territorio e del tipo di suolo con il maggio-
5. Inizio del monsone asiatico
estivo
Prima dell'inizio del monsone estivo,
l'Asia meridionale è dominata
dalla circolazione asciutta del
monsone invernale, caratterizzato
da flussi nordorientali nella
bassa troposfera e da flussi occidentali
nell'alta troposfera. I primi
sono dovuti al contrasto termico
tra le masse d'aria relativamente
fredde che stazionano sulle
zone continentali (dove si trova
solitamente un’alta pressione
«termica» nei bassi strati) e quelle
relativamente calde presenti sopra
gli oceani tropicali Pacifico ed
Indiano (zona di relativa bassa
pressione). I secondi, invece, sono
dovuti al gradiente termico a scala
planetaria tra Polo Nord ed
Equatore. In tale situazione, le
precipitazioni convettive a grande
scala avvengono a Sud dell'Equatore,
sopra l'Oceano Indiano, in
Indonesia e sull'Australia, in accordo
con la posizione più meridionale
dell'ITCZ (fig. 6).
L'espansione stagionale verso
Nord della linea di massima insolazione
(ITCZ) ha come conse-
guenza l'inversione del gradiente
di temperatura terra-mare: nel
corso della primavera il continente
asiatico si riscalda rapidamente,
e nel mese di maggio è già ben
più caldo delle superfici oceaniche
circostanti. Questo genera a
sua volta l'inversione delle circolazioni
troposferiche a grande
scala, e una migrazione delle aree
affette da precipitazioni. Sul continente
riscaldato si instaura una
zona di relative basse pressioni,
pertanto nei bassi strati atmosferici
le correnti ruotano dai quadranti
meridionali (fig. 12), trasportando
grandi quantità di
umidità dall’Oceano Indiano verso
Nord. Di conseguenza, inizia la
«stagione delle piogge» legata al
monsone estivo nel Sud-Est dell’Asia,
con tempi e modi differenti
in base alle zone, come spiegato
più avanti.
Nella primavera boreale, osservazioni
e studi modellistici (modelli
di circolazione globale) indicano
che il plateau tibetano svolge un
ruolo cruciale nell'inversione stagionale
della circolazione monsonica
(LI & YANAI, 1996; VERNEKAR &
re dettaglio possibile, al fine di caratterizzare la tipologia
della superficie e della vegetazione, se presente. Questo
ha consentito di valutare più precisamente i singoli termini
del bilancio energetico e di quello idrologico a scala
locale, fattori indispensabili al fine di stimare il grado d'influenza
dei fattori locali sul clima. Un ulteriore aspetto da
indagare, emerso nel corso del viaggio, è l'eventuale influenza
(negativa) esercitata dall'introduzione delle pratiche
agricole nelle zone situate in prossimità dei laghi dell'altopiano
tibetano sui bilanci idrologici dei laghi stessi,
e le ricadute sull'economia locale. Inoltre, questo tipo di
studio consente di poter prevedere meglio lo sviluppo del
monsone estivo e, quindi, le sue anomalie, foriere d'episodi
di prolungata siccità oppure, al contrario, di episodi
alluvionali. Infatti, l'importanza di questo tipo di studi è
anche sottolineata dalla considerazione che più d'un terzo
della popolazione totale dell'Asia risiede nell'India, nell'Indocina
e nella Cina meridionale, e che queste regioni
sono il fornitore principale delle materie prime, dei prodotti
agricoli, delle industrie della pesca e delle forniture
industriali non soltanto per tutte le regioni interessate dal
monsone, ma anche per gran parte del mondo.
Per concludere, sono stati effettuate delle prove di sensitività
su una serie di strumentazione «a risposta rapida»,
al fine di verificarne il funzionamento anche in condizioni
climatiche particolari. Sono stati testati un anemometro
sonico (vedi articolo su Nimbus 19-20), un termometro veloce
a termocoppia e un igrometro rapido al Kripton. Nei
manuali abbinati agli strumenti, il range di operatività degli
stessi per quanto riguarda la quota varia tra 0 e 3000
m di altitudine. Le prove sono state da noi effettuate sia a
quota 3600 m circa (a Lhasa), sia nei pressi del lago Namtso,
ad oltre 5000 m di quota. Ricordiamo che - in atmosfera
standard - la pressione atmosferica passa da
1013.25 hPa al livello del mare a 615 hPa alla quota di
4000 m, e a 542 hPa a 5000 m. Un ulteriore test, inoltre,
ha permesso di simulare condizioni di forte umidità dell'aria.
I risultati di tutti i test di sensitività eseguiti hanno
permesso di concludere che la strumentazione funziona
regolarmente ed è in grado di fornire misure della stessa
qualità ottenibile operando a livello del mare, anche in
condizioni di pressione e densità così particolari come
quelle tibetane. Pertanto, forti di questo risultato, dal momento
che l'impiego degli anemometri sonici e degli altri
strumenti a risposta rapida è indispensabile al fine di monitorare
la turbolenza atmosferica e di studiare le caratteristiche
dello strato limite superficiale, si è deciso di installare
questi strumenti nelle campagne di misura.
9

CLIMATOLOGIA NIMBUS 33-34
5a (a sinistra)
Distribuzione
delle traiettorie
delle correnti
principali
del monsone
invernale.
5b (a destra)
Distribuzione
delle traiettorie
delle correnti
principali
del monsone
estivo.
Legenda:
1 = monsone
sud-occidentale
2 = monsone
meridionale
3 = monsone
sud-orientale
6 - Posizione
della linea di
convergenza
intertropicale
(ITCZ) nell’estate
boreale e
in quella australe.
10
CIRCOLAZIONE DEL MONSONE
INVERNALE
oceano
+ caldo
Tropico del
Cancro
ITCZ
Equatore
Tropico del
Capricorno
continente
+ freddo
(Alta
pressione)
al, 1995). Infatti, non appena in
primavera la copertura nevosa
fonde, il plateau tibetano diventa
secco, per cui esaspera le sue caratteristiche
di continentalità, assorbendo
la radiazione solare e risultando
più caldo rispetto alle
zone circostanti, per cui, in definitiva,
si trasforma in una grande
fonte di calore sensibile.
6. Fase più attiva del monsone
asiatico estivo
Il monsone asiatico estivo è in
realtà formato da tre circolazioni
collegate tra loro: quella sud-occidentale
(1), che interessa le regioni
dall’India alla Cina e alla Corea,
quella meridionale (2), sulla regione
indonesiana e sulla Malesia, e
quella sud-orientale (3), sui mari
intorno a Filippine e Giappone (fig.
5b). Per quanto riguarda le prime
due, i fenomeni correlati sono:
a) la formazione di una ciclogenesi
«esplosiva» sopra il golfo del
Bengala;
b) la formazione di un'area anticiclonica
nell’alta troposfera, favorita
dal riscaldamento superficiale
sopra il plateau tibetano;
c) l'inizio del regime piovoso in India
in maggio e nella Cina centrale
in giugno;
d) il brusco spostamento verso
ITCZ
estate boreale
Nord del massimo di precipitazione
nel resto della Cina e nella Corea
nord-orientale (in luglio).
Il monsone asiatico sud-orientale
(3) è invece prevalente sui mari intorno
alle Filippine verso la fine
della primavera (maggio).
Cronologicamente, il monsone
asiatico meridionale (2) ha inizio
verso marzo-aprile nell’arcipelago
dell’Indonesia e sulla Malesia.
In seguito, con lo spostamento
verso Nord dell’ITCZ, e, di conseguenza,
della fascia di massima
piovosità, qui le piogge monsoniche
si attenuano per alcuni mesi
- nel cuore dell’estate - mentre si
intensificano in Cina e Corea. Una
ripresa si riproporrà in autunno,
con il nuovo spostamento verso
Sud dell’ITCZ (seconda stagione
delle piogge) (fig. 16 e 17). Anche
il monsone sud-occidentale (1) si
attiva molto presto: nelle regioni
della Cina meridionale, si hanno
forti piogge monsoniche già all'inizio
della primavera (aprile), prima
che si stabilisca la circolazione
monsonica sull'India. Verso la
metà di maggio (fig. 7), i forti venti
che attraversano l'equatore si
associano a piogge convettive violente
a partire dalla punta meridionale
del subcontinente indiano.
Nel corso del mese il monsone
estate australe
CIRCOLAZIONE DEL MONSONE
ESTIVO
continente
+ caldo
(Bassa
pressione)
oceano
meno caldo
ITCZ
ITCZ
1
2
3
estivo si estende rapidamente anche
al resto della regione indiana.
Entro fine maggio, infatti, il gradiente
termico tra Tibet e India risulta
completamente invertito,
con temperature sopra il plateau
tibetano più alte rispetto alla parte
meridionale dell'India e all'oceano
(fig. 11). La conseguente
formazione di un anticiclone nella
troposfera superiore sulla regione
tibetana genera un'inversione
delle correnti a grande altitudine
(200 hPa), che da occidentali
(situazione tipica dell’inverno,
come esposto in precedenza) divengono
orientali (fig. 8 e fig. 9).
Nello stesso tempo, si origina una
corrente a getto meridionale e sudoccidentale
a partire dalle coste
africane orientali (Somalia). Nella
bassa troposfera si sviluppa un
vasto flusso cross-equatoriale che
inizia dall'anticiclone subtropicale
dell'oceano Indiano meridionale
e si dirige verso il Sud dell'Asia.
Si sviluppa una depressione monsonica
estiva sopra il golfo del
Bengala, che poi si estende all'adiacente
Asia sudorientale fin verso
il mare della Cina meridionale
e le Filippine. Questa caratteristica
distribuzione barica superficiale
(fig. 12) contraddistingue lo
spostamento verso Nord dell'ITCZ.
Si rammenta che l'ITCZ
rappresenta la fascia in cui si ha
il massimo dell'insolazione estiva,
e verso cui convergono le circolazioni
a grande scala; dal momento
che, in tale zona, l'umidità è
massima, il processo di convergenza
favorisce lo sviluppo di processi
convettivi molto intensi. L'avanzamento
delle precipitazione
dagli oceani verso la terra è improvviso;
inoltre, la posizione dell'area
di convergenza dell'umidità
si sposta dagli oceani alla terraferma.
Le violente precipitazioni
che avvengono sulle coste indiane
occidentali, sono dovute alle intense
correnti da WSW a bassa
quota (chiamate «getti Somali»,
per via della loro provenienza),
molto umide a causa del loro tra-

NIMBUS 33-34 CLIMATOLOGIA
MAGGIO - VENTI A 850 hPa
MAGGIO - VENTI A 200 hPa
GIUGNO - VENTI A 200 hPa
GIUGNO - VENTI A 850 hPa
7, 8, 9, 10. Distribuzione dei venti alle superfici isobariche
di 850 hPa e 200 hPa, in maggio e giugno.
La formazione, durante l’estate, di un anticiclone in
quota sopra l’altipiano tibetano dà luogo alla rotazione,
da Ovest a Est, della direzione di provenienza delle
correnti alla superficie di 200 hPa sulla regione himalayana
(si noti la differenza tra maggio e giugno).
gitto su superfici marine tropicali
ed equatoriali. Le piogge si intensificano
ulteriomente quando
queste correnti interagiscono con
i rilievi himalayani, nel loro moto
verso Nord-Est. Questo è il motivo
per cui il settore immediatamente
a Nord del golfo del Bengala
è noto per avere le più intense
precipitazioni del mondo durante
la stagione monsonica estiva.
Cherrapunji (fig. 15), villaggio indiano
sulle prime pendici dell’Himalaya,
è una tra le località più
piovose al mondo, e si contende il
primato con alcune zone della Bolivia:
in un anno mediamente si
accumulano ben 11777 mm (dati
CLINO, periodo 1971-90); la massima
precipitazione in un giorno è
stata di 974 mm (LANSBERG, 1981).
La circolazione ciclonica a bassa
quota a Est delle montagne fornisce
inoltre le condizioni favorevoli
allo sviluppo delle depressioni
tropicali, le quali, propagandosi
verso Ovest dal Pacifico occidentale,
tendono a intensificarsi ulteriormente.
Infatti, sui territori
asiatici meridionali, il riscaldamento
dai bassi strati, insieme all'aumento
della convergenza d'umidità
sugli oceani circostanti,
determina un ambiente favorevole
allo sviluppo di convezione organizzata.
Questo è importante
per il continuo mantenimento del
monsone, poiché il rilascio a grande
scala di calore latente dovuto
alla convezione rafforza il gradiente
termico iniziale generato
dal calore sensibile del plateau tibetano
(WEBSTER & al., 1997). Il
cambiamento nella posizione di
convergenza dell'umidità è talora
preceduto da instabilità simmetriche,
dovute all'avvezione di vorticità
potenziale negativa attraverso
l'Equatore da Sud verso
Nord e favorite dall'inversione delle
correnti (TOMAS & WEBSTER,
1997; KRISHNAKUMAR & LAU, 1996).
L'inversione del gradiente termico,
inizialmente limitata al settore
a Sud del plateau tibetano, si
allarga su gran parte dell'emisfero
orientale, dal Pacifico occidentale
fino all'Africa, e contemporaneamente
si rafforza (vedi fig. 14).
Queste caratteristiche si mantengono
per tutta l'estate boreale grazie
al riscaldamento convettivo
sopra la regione del monsone
asiatico e sull'Africa (fig. 11). Sull'Asia
orientale, le correnti da
Sud-Ovest nella bassa troposfera
- con le relative piogge - avanzano
fino al Giappone, alla Manciuria e
alla Corea nel corso del mese di luglio
(LAU & al, 1988; fig. 13). Le
precipitazioni a queste latitudini
più settentrionali sono generate
sia dai processi a scala sinottica
extratropicale, sia dalla convezione
tropicale. L'inizio del periodo
delle piogge legate al monsone
asiatico ha nomi differenti a mano
a mano che esso si sposta verso
Nord: ad esempio, è chiamato
Mai-Yu in Cina, Baiu-Yu nel Giappone
e Chang-ma in Corea.
Per una cronologia riassuntiva
delle piogge monsoniche in Asia si
veda la Fig. 16.
7. Fase terminale del monsone
asiatico estivo
Entro fine agosto, le piogge di
monsone cominciano a ritirarsi
dal continente asiatico, in modo
più graduale del loro inizio, a partire
da Nord-Ovest verso Sud-Est.
Mentre la massa d'aria continentale
asiatica si raffredda al termine
dell’estate, il gradiente termico
meridionale fra il plateau tibetano
e le regioni circostanti si inverte di
nuovo, originando una corrente a
getto subtropicale occidentale
nella troposfera centrale e superiore.
Contemporaneamente, a
Nord comincia a formarsi l'anticiclone
«termico» siberiano nei bassi
strati, e l'ITCZ e l'anticiclone
subtropicale sopra l'oceano Indiano
si ritirano verso Sud. Di conseguenza,
le correnti sudoccidentali
nella bassa troposfera si trasformano
in correnti nordorientali,
bloccando la convergenza troposferica
d'umidità sull'Asia continentale.
Alla fine d'ottobre, le
precipitazioni si limitano a interessare
le zone meridionali oceaniche
dell'Asia (seconda stagione
delle piogge in Sri Lanka e Malesia),
e si ristabilisce il regime di
circolazione del monsone invernale.
8. La relazione tra SST (Sea Surface
Temperature) e monsone
Le serie storiche più lunghe e affidabili
di piogge monsoniche sono
quelle del subcontinente indiano,
con inizio nel 1845 (SONTAKKE & al,
1993). Il primo tentativo di riferire
la pioggia monsonica indiana
(IMR = Indian Monsoon Rain) ai
fenomeni globali, e quindi di prevedere
l'insorgere del monsone,
risale a WALKER (1910). Egli identificò
l'oscillazione meridionale
(SO = Southern Oscillation) e l'oscillazione
interannuale della
pressione a livello del mare tra gli
oceani Pacifico tropicale meridionale
ed Indiano, e utilizzò tecniche
statistiche per collegare i precursori
delle anomalie climatiche
e le anomalie stesse all'IMR. Nonostante
i suoi tentativi di predire
esattamente l'IMR usando questi
metodi si rivelassero infruttuosi,
egli fu il primo ad osservare
le anomalie climatiche a scala
emisferica e a collegare il monsone
asiatico alla SO. Solamente negli
Anni 1960 quest'idea venne ripresa,
e fu ipotizzato un nesso fra
la SO e le SST asiatiche del Pacifico
equatoriale (BJERKNES, 1969),
poi dimostrato successivamente
da RASMUSSON e CARPENTER (1982).
Da quel momento, la ricerca si focalizzò
sull'interazione tra il fenomeno
d'oscillazione noto come El
Niño - Southern Oscillation (ENSO)
e il monsone asiatico. RASMUSSON
e CARPENTER (1983) individuarono
una relazione tra EN (El Niño) e
l'IMR. Questi studi furono estesi a
scala globale da ROPELEWSKY e
HALPERT (1992), relativamente sia
alla precipitazione stagionale sia
alle anomalie di temperatura su-
11

CLIMATOLOGIA NIMBUS 33-34
12
TEMPERATURE MEDIE DI LUGLIO IN ASIA
Fino
A 10 °C
Da 10
a 20 °C
Da 20
a 30 °C
Oltre
30 °C
LUGLIO - VENTI A 850 hPa
LUGLIO - VENTI A 200 hPa
Qui sopra, dall’alto verso il basso:
11. Temperature medie di luglio in Asia (da Atlante Geografico
Zanichelli, ridis.)
13, 14. Distribuzione delle correnti ai livelli barici di 850
e 200 hPa nel mese di luglio
12 . (qui a destra) Pressione media al livello del mare e
venti al suolo nel mese di luglio.
perficiale. WEBSTER e YANG (1992),
che pure studiarono le interazioni
tra ENSO e il monsone asiatico
estivo basandosi su dati osservati,
trovarono una buona correlazione
tra le anomalie nella circolazione
generale e la variabilità
delle SST nell'oceano Pacifico
equatoriale. Essi trovarono anche
che le anomalie estive della circolazione
sono precedute da anomalie
dello stesso segno per due o
tre stagioni prima di quella monsonica
estiva in esame (cioè esse
sono un segnale precursore), e
inoltre sono collegate con ENSO.
1008 hPa
1002 hPa
L
DEPRESSIONE
TERMICA
YANG & al. (1996) estesero questo
studio usando i modelli numerici
del laboratorio di Goddard, trovando
anche in questo caso gli
stessi segnali precursori.
Più recentemente, SOMAN e SLINGO
(1997) hanno impiegato un modello
climatico per determinare
l'effetto relativo delle anomalie di
SST nella parte calda dell'oceano
Pacifico tropicale (Pacifico occidentale)
e nella lingua fredda (Pacifico
orientale) sullo sviluppo del
monsone asiatico. Essi hanno
trovato che è la distribuzione delle
SST asiatiche nel Pacifico occidentale
il fattore necessario affinché
si possano riprodurre le anomalie
osservate nella circolazione
monsonica. In particolare, un ritardo
nell'inizio del monsone asiatico
è influenzato da valori bassi
di SST nel Pacifico asiatico, connessi
con la fase calda degli eventi
di ENSO. Questo comportamento
è contrario a quanto intuitivamente
si potrebbe pensare,
poiché valori bassi delle SST sul
Pacifico occidentale aumentano il
contrasto terra-mare, e dovrebbero
quindi provocare un monsone
più forte. In realtà, le anomalie indotte
nella circolazione a causa
della diminuzione del gradiente
equatoriale di SST attraverso il
Pacifico possono sormontare l'influenza
del gradiente termico terra-mare
nella determinazione del
comportamento del monsone
asiatico. La relazione tra l'indice
di monsone asiatico a scala locale
e la precipitazione regionale tuttavia
è meno chiara, perché i processi
di precipitazione avvengono
su scale temporali e spaziali più
piccole rispetto a quelle del monsone
asiatico a grande scala. Di
conseguenza, la precipitazione
regionale (IMR) risulta meno correlata
con i valori di SST del Pacifico
rispetto alla precipitazione del
monsone a grande scala.
PRESSIONE MEDIA E DIREZIONE DEI VENTI AL SUOLO
NEL MESE DI LUGLIO

NIMBUS 33-34 CLIMATOLOGIA
15. Andamento
delle precipitazionimensili
nel corso
dell’anno a
Cherrapunji,
località tra le
più piovose
del mondo.
E’ un villaggio
dello stato
indiano dell’Assam,
poco
a N del confine
con il Bangladesh,
a
1313 m di
altitudine sui
primi
contrafforti
dell’Himalaya.
E’ direttamenteesposto
all’ingente
afflusso di
aria umida
dal Golfo del
Bengala, che
condensa in
nubi e piogge
risalendo forzatamente
i
primi versanti
della catena
montuosa.
E’ evidente la
forte stagionalità
delle piogge
dovuta
all’alternanza
tra il monsone
invernale (siccità
pressochè
totale da novembre
a febbraio)
e quello
estivo (piogge
abbondantissimespecialmente
tra
maggio e settembre).
Il mese solitamente
più
piovoso è luglio:
si rilevano
in media
3272 mm,
all’incirca
quanti normalmente
ne cadono
in un
anno a Musi
(Udine), località
più piovosa
d’Italia.
Il totale annuo
è di ben
11777 mm
(periodo 1971-
90).
Fonte dati:
CLINO.
9. Altri fattori che influenzano
il monsone asiatico estivo
Ogni processo fisico che alteri
l'ampiezza o la fase del ciclo stagionale
del gradiente termico terra-mare
a scala globale può essere
un meccanismo per spiegare la
variabilità interannuale del monsone.
Tale meccanismo deve coinvolgere
una o più componenti del
sistema terra-atmosfera-oceano e
le loro retroazioni. La variabilità
delle temperature superficiali del
mare (SST) avviene principalmente
a grandi scale temporali e spaziali
(dell'ordine di 2-7 anni, come
ad esempio nel caso dell'oscillazione
Quasi-Biennale [QBO], collegata
ad El Niño), e interessa i
flussi divergenti a grande scala
nei tropici con macro-spostamenti
delle regioni di precipitazione e
dell'associato calore latente. Al
contrario, i processi superficiali
che possono interagire con la circolazione
monsonica avvengono
su una molteplicità di scale temporali,
a partire da periodi di un'ora
(es.: continue variazioni superficiali
di calore e umidità) a quelli
infrastagionali (es.: anomalie di
umidità del terreno), a quelli interannuali
(es.: anomalie eurasiatiche
di massa nevosa a scala continentale).
Anche le scale spaziali
dei processi superficiali variano
da 1 km o meno (es.: eterogeneità
della vegetazione) alla scala continentale
(es.: massa nevosa).
I fattori che esercitano un'evidente
influenza sul riscaldamento
della massa d'aria continentale
stazionante sull'Eurasia in primavera
sono il limite altitudinale
dell’innevamento, spessore, contenuto
idrico e massa della copertura
nevosa a scala continentale.
Questo collegamento fu ipotizzato
già da BLANFORD nel lontano
1884, quando egli pensò di correlare
lo spessore del manto nevoso
sull'Himalaya con i valori di IMR
dell'estate successiva, e fu confermato
da osservazioni successive
(WALKER, 1923 e 1924; HAHN &
SHUKLA, 1976; DICKSON, 1984).
YANG (1996) individuò un segnale
precursore nella massa della neve,
osservando che anomalie eurasiatiche
positive di massa nevosa
a grande scala sono associate
ad eventi caldi di ENSO. Ciò implicherebbe
che le anomalie eurasiatiche
di massa nevosa potrebbero
essere una sorta di connessione
tra ENSO e il monsone asiatico.
Studi modellistici recenti
hanno verificato la relazione tra le
anomalie della massa nevosa e
l'intensità del monsone. Per
esempio, BARNETT & al (1989) e
VERNEKAR & al. (1995) hanno realizzato
esperimenti numerici variando
la massa nevosa che, d'inverno,
ricopre il plateau tibetano.
Essi hanno scoperto che la variabilità
del manto nevoso è un fattore
chiave fondamentale ai fini di
comprendere la variabilità del
monsone asiatico, e che i suoi effetti
sono maggiori rispetto a quelli
dovuti ai processi radiativi. Infatti,
raddoppiando il valore di
mm
3500
3000
2500
2000
1500
1000
500
0
Gen
Cherrapunji - Precipitazioni medie mensili (mm)
Feb
Mar
Apr
Mag
massa nevosa sull'Eurasia nell'inverno
precedente, il monsone
asiatico nell'estate seguente risultava
debole, mentre dimezzando
tale valore il monsone asiatico
risultava più forte. VERNEKAR & al
(1995) hanno analizzato la correlazione
tra l'indebolimento del
monsone asiatico e le anomalie
negative del flusso di calore sensibile
sopra il plateau tibetano,
verificando che in queste situazioni
il gradiente termico meridionale
risultava ridotto, e i venti
estivi orientali nella troposfera
superiore tra il Tibet e l'oceano Indiano
erano indeboliti. Anche LI e
YANAI (1996), studiando le analisi
a scala globale del modello
ECMWF (European Center of Medium
Range Weather Forecast,
Reading), hanno trovato che la
forza del monsone asiatico era
correlata con le anomalie di calore
sensibile sopra il plateau tibetano
nella primavera boreale precedente.
Essi hanno inoltre verificato
anche che anomalie negative
(positive) di temperatura a scala
emisferica nella troposfera superiore,
concentrate sul plateau tibetano,
sono associate con deboli
(forti) monsoni a grande scala,
ipotizzando che, come evidenziato
in studi precedenti, le anomalie
idrologiche dovute a variazioni
nella massa nevosa continentale
a grande scala potrebbero influenzare
le anomalie di calore
sensibile. Va precisato, però, che
la relazione tra la copertura nevosa
e il monsone è difficile da dimostrare
quantitativamente.
Mentre WALKER (1923) usò dapprima
la copertura nevosa Himalayana
nelle sue equazioni di regressione
per prevedere il monsone
indiano estivo, in uno studio
successivo egli stesso non usò più
la variabile copertura nevosa, in
quanto di difficile misurazione.
Inoltre, vi sono difficoltà supplementari
quando si voglia considerare
il monsone asiatico come un
sistema completo. Per esempio,
YANG e XI (1994) trovarono che la
piovosità osservata globalmente
sopra la Cina non sembra essere
correlata con la copertura nevosa
eurasiatica osservata, mentre
sembra esserlo quella di sottore-
Giu
Lug
Ago
Set
Ott
Nov
Dic
gioni come la parte settentrionale
(correlazione positiva della precipitazione
con la copertura nevosa)
o quella occidentale, centrale e
nordorientale (correlazione negativa).
Del resto, questo non sorprende
considerando che, come
visto, ciascuna di queste regioni è
influenzata in un modo univoco
dalla climatologia del monsone
asiatico orientale.
10. Climatologia delle piogge
nel monsone asiatico estivo
L'andamento delle precipitazioni
nel continente asiatico meridionale
durante la stagione monsonica
estiva è caratterizzato da alternanze
di fasi attive (bagnate) e
di interruzioni (relativamente
asciutte), con periodicità di 10-20
e 30-60 giorni. La prima periodicità
è stata associata con i processi
della superficie terrestre
(WEBSTER 1983, SPRINIVASAN &
al.1993), mentre la seconda è collegata
con le oscillazioni dell'ITCZ,
a sua volta legate all'oscillazione
Madden-Julian (MJO, scoperta
nel 1971 da ROLAND MADDEN
e PAUL JULIAN). L'oscillazione MJO
coinvolge variazioni nel vento,
nella temperatura superficiale del
mare, nella nuvolosità e quindi
nelle precipitazioni e e nelle associate
celle di Hadley regionali, ed
ha una periodicità di 40÷50 giorni.
Un'onda MJO è strutturata come
una sequenza di due zone consecutive
disposte in direzione
Ovest-Est: nella prima gli alisei
sono rinforzati (si crea una divergenza
di aria nei bassi strati, con
una relativa alta pressione, ed
una convergenza a livello della
tropopausa), mentre nella seconda
sono indeboliti (qui si crea invece
una convergenza di aria umida
anei bassi strati, con relativa
depressione, che favorisce lo sviluppo
di nubi convettive particolarmente
spesse - ammassi di supernubi
- che generano fenomeni
molto intensi. La conseguenza è
che nella prima zona la convezione
è inibita, per cui la nuvolosità
è bassa e la temperatura superficiale
del mare, a causa della maggiore
evaporazione e della maggiore
perdita di radiazione infrarossa,
è inferiore, mentre nella se-
13

CLIMATOLOGIA NIMBUS 33-34
Area G F M A M G L A S O N D
Malesia
Filippine
Indocina
Sri Lanka
India meridionale
India NE - Bengala
India occidentale
Cina meridionale
Cina centrale
Cina settentrionale
Corea
Giappone
16. (qui sopra)
Cronologia
mensile delle
piogge monsoniche
in alcune
zone asiatiche:
in blu le fasi
più attive, in
verde le attenuazioni
estive
sulle zone più
meridionali.
17. (sopra a
destra) Precipitazioni
mensili
a Kuala Lumpur
(Malesia),
Hong Kong e
Pechino (Cina).
18. (sotto) Sviluppo
di cumuli
di origine convettiva
sui
rilievi della
regione desertica
del Qinghai,
a NE del
Tibet
(22.06.2001, f.
C. Cassardo).
Questa zona,
riparata dal
monsone estivo
dalla catena
himalayana,
non riceve che
circa 250 mm
di precipitazione
annua.
Talora nelle
ore pomeridiane
il riscaldamento
del suolo
attiva cumuli
imponenti e
cumulonembi,
dai quali si
originano precipitazioni
che
però spesso
evaporano
durante la
caduta, senza
raggiungere il
suolo (virga).
I cumulonembi
che si originano
in queste
zone d’alta
quota (3500
m), avendo
base ad altitudine
già molto
elevata, di
solito non sono
più spessi di
5÷6000 metri.
14
Cronologia delle piogge monsoniche in Asia
conda zona accade esattamente
l'opposto. Tali oscillazioni, che si
registrano nella fascia di latitudini
comprese tra 30° N e 30° S, si
propagano lentamente verso Est e
sono più intense proprio sul continente
asiatico, e sono la fluttuazione
principale di circolazione atmosferica
che spiega le variazioni
del tempo nei tropici e che regola
il monsone asiatico meridionale.
WU & al. (2002) hanno notato che
la variazione di MJO coincide con
la variazione della precipitazione
tropicale sopra l'oceano Indiano e
l'oceano Pacifico occidentale, e
che le SST più calde si registrano
solitamente 5÷10 giorni prima
dell'intensificarsi delle precipitazioni
sulla scala temporale di
MJO. Secondo loro, le MJO svolgono
un ruolo importante nella
variabilità del monsone asiatico
meridionale, per cui miglioramenti
nelle loro previsioni con i
modelli numerici potrebbero permettere
ulteriori progressi nella
previsione del clima e del tempo
nelle zone influenzate dal monsone.
La climatologia della piovosità del
monsone asiatico estivo mostra
due transizioni significative nel
movimento della fascia di precipitazioni
orientata da Nord-Est verso
Sud-Ovest (LAU, 1992). A maggio
(periodo di pre-monsone), le
piogge occupano l'area sopra la
Cina meridionale e l'Asia sudo-
mm
400
350
300
250
200
150
100
50
0
Kuala Lumpur
Hong Kong
Pechino
rientale, a causa dell'interazione
dell'umidità di origine tropicale
con il getto subtropicale ed il fronte
polare, che si trovano a latitudini
di 30°-35°N. La prima transizione
si verifica durante il mese di
giugno, ed è associata all'inizio
delle precipitazioni nella Cina
centrale (Mei-Yu) e nel Giappone
(dove è chiamata Baiu-Yu, cioè
piogge delle prugne). La seconda
transizione si verifica in luglio, e
corrisponde all'inizio del monsone
estivo nel resto della Cina ed in
Corea (dove è chiamata Changma,
cioè lungo periodo di piogge),
mentre in Cina centrale cessano
le precipitazioni. Entro fine luglio
e agosto, si instaura un regime diverso,
e i massimi di pioggia si
spostano da Sud a Nord attraverso
la Cina con periodi approssimativi
di 20 giorni (LAU & al.,
1988). Si pensa che questa periodicità
sia dovuta principalmente
all'influenza dei processi fisici
sulla superficie terrestre, poiché
la loro variabilità intrinseca ha
questo ordine di grandezza (WEB-
STER 1983, SRINIVASAN & al., 1993).
Ogni transizione nella piovosità
monsonica è associata a una variazione
nella circolazione media
regionale: lo si vede guardando lo
spostamento progressivo dell'anticiclone
tibetano nelle mappe a
200 hPa (fig 8,9,14), delle correnti
occidentali monsoniche nelle
mappe a 850 hPa (fig 7,10,13), e
Precipitazioni medie mensili (mm)
in alcune località asiatiche
Gen Feb Mar Apr Mag Giu Lug Ago Set Ott Nov Dic
infine dell'anticiclone subtropicale
sul Pacifico occidentale, che si
muove verso Nord. La transizione
improvvisa dal pre-monsone alle
piogge di Mei-Yu e Baiu-Yu è contraddistinta
da uno spostamento
del massimo del vento zonale sull'Asia
orientale a 200 hPa da 35°N
a 40°N, e da uno spostamento dell'asse
dell'anticiclone subtropicale
Pacifico da 15°N a 25°N (LAU,
1992). Analogamente, la transizione
improvvisa alle piogge di
Chang-ma è data da uno spostamento
del massimo del vento zonale
a 200 hPa, da 40°N a 45°N, e
da uno spostamento dell'asse dell'anticiclone
subtropicale Pacifico
da 25°N a 30°N.
11. Quando il monsone asiatico
orientale non si verifica
Si è visto come l'andamento della
variabilità infrastagionale può essere
considerato un fattore chiave
per determinare l'anomalia generale
della precipitazione durante
il monsone estivo. Per esempio,
la variabilità nelle fasi di interruzione
e in quelle attive è associata
con la variabilità interannuale
della pioggia totale relativa al
monsone indiano (GADGIL & ASHA,
1992). L'assenza del monsone
estivo in India e in Asia sudorientale
è associata con frequenti interruzioni
nelle precipitazioni
monsoniche. Sull'Asia orientale,
tuttavia, il comportamento del
monsone è più complesso a causa
delle influenze extratropicali,
ivi più marcate. Situazioni con deficit
di pioggia monsonica in Asia
orientale sono generalmente associate
con l’assenza di una delle
transizioni improvvise (vedi paragrafo
10), oppure con un tempo di
permanenza più breve del normale
durante una delle fasi della progressione
del monsone (si veda,
per esempio, PARK & SCHUBERT,
1997, per quanto riguarda la siccità
del 1994 in Cina). Questo risulta
evidente dalla somiglianza
delle strutture spaziali di variabilità
nella precipitazione monsonica
in Cina alle scale temporali
pentadica, mensile ed anche interannuale
(per esempio, SHEN &
LAU, 1995). Tali episodi di siccità
possono essere associati con i
processi dinamici interni o con

NIMBUS 33-34 CLIMATOLOGIA
°C
25
20
15
10
5
0
-5
-10
-15
Gen
Feb
19. (sopra a
sinistra) Distribuzione
delle
temperature
medie mensili
in alcune stazioni
tibetane.
20. (sopra a
destra) Distribuzione
delle
temperature
medie mensili
nella stazione
di Lhasa
(3649 m).
21. (in basso a
sinistra) Distribuzione
delle
precipitazioni
cumulate mensili
nella stazione
di Lhasa.
22. (in basso a
destra) Distribuzione
delle
ore di sole
cumulate mensili
nella stazione
di Lhasa.
Fonte dei dati:
database dell'esperimento
GAME-Tibet
(http://
monsoon.t.utokyo.ac.jp/ti-
Mar
Temperature medie mensili (°C)
in diverse località del Tibet
Apr
Nagqu Lhasa
Damxung Chamdo
Mag
Giu
Lug
Ago
Set
Ott
anomalie nelle SST. Inoltre, la superficie
terrestre può influire consistentemente
sulla progressione
stagionale del monsone asiatico
orientale, in quanto può influenzare
l'intensità della precipitazione
durante una data fase della
progressione del monsone agendo
sulla stabilità dell'atmosfera (e
quindi sui meccanismi di precipitazione
convettiva) in funzione del
contenuto di umidità del sistema
terra-atmosfera. Questo è uno degli
argomenti ancora in fase di
studio.
12 Note sul clima della regione
himalayana e tibetana
L'Himalaya si trova all'interno del
sistema di alte pressioni sub-tropicali,
nel quale la migrazione stagionale
verso Sud dei sistemi barici
e di vento altera grandemente
i regimi delle precipitazioni e, più
in generale, del tempo nei diversi
mesi. In inverno, le correnti occidentali
delle medie latitudini si
posizionano sopra la barriera
montuosa, per cui le rare precipitazioni
provengono da saccature
inserite nella circolazione occidentale.
Alla media troposfera
(500 hPa), il promontorio anticiclonico
si trova all'incirca alla latitudine
di 14° N. La linea del promontorio
in quota si sposta gradualmente
verso Nord, e a metà
giugno è posizionata sopra il Tibet.
Durante i mesi del monsone
estivo, a differenza della situazione
invernale, la catena himalayana
si trova sotto l'influsso delle
correnti orientali alla superficie
isobarica di 200 hPa (o alta troposfera).
L'altopiano tibetano, con la
sua altitudine media di circa 5000
Nov
Dic
°C
25
20
15
10
5
0
-5
-10
-15
Gen
Feb
m, fortemente riscaldato dalla radiazione
solare, favorisce l'insorgenza
di una robusta area di alte
pressioni (anticiclone Tibetano)
nell'alta troposfera, che genera a
sua volta correnti orientali in quota
su tutto il sub-continente durante
l’estate. Tale situazione perdura
fino a ottobre, quando gradualmente
si instaurano nuovamente
le correnti da Ovest. Queste
sono più marcate d'inverno, e
danno luogo a precipitazioni maggiori
sull'Himalaya occidentale rispetto
al settore orientale, poiché
la parte occidentale si trova a 4° di
latitudine più a Nord che non
quella orientale: a Simla le precipitazioni
invernali ammontano a
110 mm, mentre a Darjeeling soltanto
a 50 mm. In accordo con le
osservazioni, la precipitazione invernale
raggiunge il suo valore
massimo nella zona di longitudine
76° Est sull'Himalaya (LAND-
SBERG, 1969). Invece, le stesse correnti
generano precipitazioni
maggiori a Est in aprile e maggio,
dato che aria più umida affluisce
dal Golfo del Bengala. A scala regionale,
i valori massimi della precipitazione
media annua sono localizzati
nelle zone costiere meridionali
cinesi con punte di oltre
2000 mm a Kwangsi e Taiwan, e
l'andamento delle isoiete appare
quasi latitudinale spostandosi
verso Nord, fino ad arrivare a meno
di 250 mm nelle regioni di Kansu,
Qinghai e della Mongolia interna,
e a meno di 100 mm nella
zona del Deserto del Gobi (5 mm a
Charklik). L'andamento dei venti
d'estate è molto irregolare per la
complessa orografia, soprattutto
sull'altopiano tibetano. Tale irre-
Lhasa - Temperature medie mensili (°C)
Mar
Apr
Mag
Giu
Tmin
Tmed
Tmax
Lug
Ago
Set
Ott
Nov
Dic
golarità si riflette anche sulla distribuzione
a scala locale delle
isoiete. Infatti, nelle zone montuose
(Qinghai, Amdo e il Tibet
stesso), queste mostrano grandi
variazioni locali a seconda dell’interazione
tra le correnti sudorientali
e sud-occidentali estive
con i rilievi. Ad esempio, i versanti
meridionali hanno piovosità
molto maggiore rispetto a quelli
settentrionali o alle valli, e spesso
la vegetazione e lo stato del terreno
ne mostrano un'evidente conferma.
Ovunque una delle maggiori caratteristiche
della precipitazione
estiva è l'estrema irregolarità, sia
spaziale sia temporale. Nelle zone
costiere, inoltre, la variabilità è
anche dovuta all'irregolare distribuzione
delle aree colpite anno
per anno dai tifoni, mentre nelle
zone desertiche, collinari e montuose
l'irregolarità è dovuta alle
variazioni nella distribuzione dei
sistemi barici a grande scala, a
sua volta legato alle oscillazioni
climatiche a scala planetaria
(Northern Atlantic Oscillation,
Southern Oscillation, El Niño): ad
esempio, un indebolimento tardivo
dell'anticiclone siberianomongolico
determina correnti
sud-orientali e sud-occidentali
più deboli, quindi piogge meno intense,
al contrario un rafforzamento
delle depressioni su India e
Cina genera correnti sud-orientali
e sud-occidentali più forti e
quindi piogge più copiose.
Quanto alle temperature, tutte le
località tibetane mostrano variazioni
stagionali molto marcate, tipiche
di un clima spiccatamente
continentale: le escursioni tra le
mm Lhasa - Precipitazioni medie mensili (mm)
Ore di sole a Lhasa - media mensile
150
125
100
75
50
25
0
Gen
Feb
Mar
Apr
Mag
Giu
Lug
Ago
Set
Ott
Nov
Dic
300
250
200
150
100
50
0
Gen
Feb
Mar
Apr
Mag
Giu
Lug
Ago
Set
Ott
Nov
Dic
15

CLIMATOLOGIA NIMBUS 33-34
23. La città di
Lhasa si trova
a circa 3650 m
di quota. Intorno
si ergono
due catene
montuose quasi
parallele,
con vette anche
di oltre
5000 m; nel
mezzo, si stende
una pianura
alluvionale
solcata dal
fiume Kyi-chu,
affluente del
Brahmaputra.
Questo talora
si allarga
a formare quasi
un lago.
Proprio grazie
alla disponibilità
di acqua,
nonché alle
elevate temperature
diurne
durante l’estate,
qui si trovano
le principali
coltivazioni
della regione,
tra cui il riso.
Sulle pendici
delle catene
montuose, si
notano accumuli
sabbiosi
probabilmente
dovuti a trasporti
eolici
dalle vicine
aree desertiche
(f. C. Cassardo,
29.06.2001).
16
temperature medie di dicembregennaio
e quelle di luglio sono dell'ordine
dei 20 °C. Come si può osservare
in fig. 19, dove sono riportati
gli andamenti della temperatura
media mensile in alcune
località attraversate nel corso della
spedizione, rispetto a una località
continentale europea si può
notare che la temperatura media
di luglio non è molto superiore a
quella di giugno e a quella di agosto,
poichè nel cuore dell’estate i
valori sono moderati dalla nuvolosità
frequente. A Lhasa (fig. 20)
l'escursione termica media giornaliera
è dell'ordine di 15 °C d'estate
e di quasi 20 °C d'inverno, a
riprova dell'estrema aridità della
stagione invernale. Infatti, qui il
mese più piovoso è luglio (fig. 21),
con oltre 120 mm di pioggia, mentre
nel semestre ottobre-aprile
complessivamente non si raggiungono
i 20 mm. Le ore di insolazione
(fig. 22) mostrano un andamento
bimodale tipico dei climi
monsonici, con due massimi in
primavera (maggio) e autunno (ottobre-novembre)
e un minimo relativo
in estate, quando la nuvolosità
legata alle piogge monsoniche
non permette alla radiazione solare
di raggiungere la superficie.
Informazioni sul clima tibetano:
http://monsoon.t.utokyo.ac.jp/tibet/index.html.
E’ il sito web del progetto GAME-
Tibet.
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