Tavola 1. Località delle stazioni utilizzate nello studio di Phillips e McIntyre (2000)
4.2. Il livello del Lago Vittoria in relazione alla SST e alla circolazione zonale sopra gli Oceani Indiano e Pacifico
Nella regione intertropicale dei Grandi Laghi dell’Africa Orientale, le teleconnessioni tra l’oceano e l’atmosfera sono note per essere parzialmente responsabili della variabilità della precipitazione inte-rannuale.
Alcuni studiosi hanno, infatti, collegato la variabilità della precipitazione interannuale nella sub-regio-ne africana a parametri di larga scala associati alle circolazioni oceano-atmosferiche intertropicali (l’oscil-lazione meridionale dell’ITCZ è un fenomeno naturale abbastanza lineare sulla regione). Più specificamen-te, la stagione delle piogge brevi, che va da Ottobre a Dicembre, ha un impatto dominante sulla variabili-tà interannuale dei livelli della piovosivariabili-tà annuale. Durante questa stagione, le anomalie relative alla piovo-sità nella regione dei Grandi Laghi mostrano una forte co-variabilità spaziale. La variabilità delle piogge brevi è associata agli specifici parametri della circolazione zonale negli Oceani Pacifico e Indiano:
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secondo diversi studi (Ogallo, 1988; Nicholson, 1996; Ropelewski e Halpert, 1996), l’anomalia maggiormen-te responsabile della variabilità climatica inmaggiormen-terannuale sopra l’Africa Orientale e Meridionale sembra essere l’ENSO. Essi hanno, infatti, documentato una “teleconnessione” tra l’indice della oscillazione meridionale (SOI), che caratterizza la circolazione atmosferica sull’Oceano Pacifico, e l’ammontare di precipitazioni sulla regione dell’Africa Orientale dei Grandi Laghi durante la stagione delle piogge brevi (OND). Un eccesso di precipitazioni nell’Africa Orientale Equatoriale si ha in modo sproporzionato quando l’indice SOI è basso, ossia corrispondente ai fenomeni ENSO, in particolare “warm Enso” (Philander G. S., 1990);•
da altri studi (Beltrando e Cadet, 1990; Richard, 1992, 1994; Hastenrath et al., 1993) emerge, invece, che questa relazione non è né diretta né sistematica. In particolare, essi affermano che, in Africa Orientale equatoriale, la variabilità delle piogge brevi (OND) è associata agli specifici parametri della circolazione zonale non solo dell’Oceano Pacifico ma, anche e soprattutto, dell’Oceano Indiano. Le piogge sulla regione dei laghi dell’Africa Orientale tendono ad essere più deboli in anni in cui si intensificano i flussi di aria provenienti da ovest sopra l’Oceano Indiano orientale equatoriale, associati ad anomalie negati-ve nella differenza di temperatura superficiale tra l’Oceano Indiano occidentale (West Indian Ocean – WIO) e Sumatra (Eastern Indian Ocean – EIO). Infatti, in corrispondenza di queste anomalie, la conve-zione sopra l’Oceano Indiano Orientale aumenta richiamando maggiori flussi di aria da ovest, e con rife-rimento al meccanismo della circolazione atmosferica zonale sull’Oceano Pacifico (cella di Walker), la subsidenza aumenta sopra l’Africa Orientale, in modo tale da inibire i processi convettivi tipici della zona, trattandosi di aria fredda che proviene da est.Se, al contrario, tale anomalia risulta essere positiva, ossia la temperatura della superficie dell’Oceano Indiano occidentale risulta essere superiore di quella dell’Oceano Indiano orientale, producendo una forte anomalia negativa dei venti: se in OND i venti solitamente hanno una direzione da ovest verso est, l’ano-malia positiva delle SSTs dell’Oceano Indiano produce una anol’ano-malia negativa dei venti, poiché si intensi-ficano i venti da est verso ovest e, di conseguenza, si ha che, rispetto al caso precedente, i moti convettivi possono riprendere e si avrà un’intensificarsi delle precipitazioni sull’Oceano Indiano e, quindi, sull’Africa
Orientale (Figura 22), dal momento che la subsidenza (ossia quei flussi di aria secca provenienti da est ed in direzione verso ovest) non rappresenta un fattore di inibizione.
Il dipolo dell’Oceano Indiano è una modalità climatica che si verifica infrannualmente sopra le zone tropicali dell’Oceano Indiano e consiste in un periodico, anomalo e radicale cambiamento nelle condizio-ni e nelle interaziocondizio-ni standard tra l’oceano e l’atmosfera.
Figura 22. La precipitazione in Africa orientale e la modalità dipolare positiva dell’Oceano Indiano associata ad opposte anoma-lie nelle SSTs tra l’Oceano Indiano occidentale (WIO) e Sumatra (EIO).
Vale la pena di osservare che, secondo ulteriori studi (Saji et al., 1999), le circolazioni zonali sull’Oceano Indiano e Pacifico sono spesso, ma non sistematicamente, sincronizzate. Per cui, alcuni anni caratterizzati da un evento positivo di ENSO (“warm ENSO”) non sono stati parimenti caratteriz-zati da un’anomalia positiva nel dipolo di temperatura dell’Oceano Indiano a cui, come abbiamo visto, corrisponde un rafforzamento delle correnti provenienti da est. Anomalie positive del dipolo si sono invece riscontrate in anni di normali condizioni nelle temperature superficiali dell’Oceano Pacifico (non-eventi ENSO).
La modalità dipolare dell’Oceano Indiano associata, come abbiamo visto, ad anomalie nel vento e alla variabilità delle precipitazioni sull’Africa, è considerata parzialmente indipendente dall’ENSO ma, allo stesso tempo, è sostenuto che soltanto forti eventi legati alla modalità zonale dell’Oceano Indiano (Indian Ocean Zonal Mode - IOZM) hanno prodotto un’intensificazione della piovosità in Africa Orientale durante la stagione che va da Ottobre a Dicembre (Black et al., 2003; Webster et al., 1999). Le elevate temperature della superficie dell’Indiano sono associate agli eventi ENSO di più vasta scala; è probabi-le, tuttavia, che in queste regioni siano le temperature superficiali dell’oceano, piuttosto che gli eventi ENSO nel Pacifico, ad avere la maggiore influenza sulle precipitazioni in Africa Orientale (Nicholson e
Kim, 1997).
L’influenza della variabilità delle piogge brevi sul regime idrologico nell’Africa Orientale equatoriale è stato scarsamente indagato, a causa della mancanza di rilevazioni continue di dati. In ogni caso, è possi-bile affermare che molti dei laghi dell’Africa Orientale funzionano come indicatori climatici e ambientali nella sub-regione. Infatti, le fluttuazioni del livello di questi laghi, in particolare del Lago Vittoria, mostra-no numerosi incrementi e decrementi in sincronia con le short rains. In particolare, si segnala lo studio di Mercier et al. (2002), oltre quello già citato di Bergonzini et al. (2004), nel quale viene messa in evidenza la forte correlazione esistente tra i livelli dei laghi africani e la struttura dipolare della SST sopra l’Oceano Indiano, in quanto i livelli sono fortemente sensibili alle variazioni della piovosità sopra l’Oceano Indiano Occidentale e sopra la costa orientale africana.
Allo scopo di definire una correlazione tra le fluttuazioni del livello del lago Vittoria e gli aspetti della circolazione atmosferica zonale sull’Oceano Pacifico e sull’Oceano Indiano, sono stati selezionati e con-frontati diversi indici, che qui accenniamo brevemente. Per caratterizzare la circolazione zonale atmosferi-ca sull’Oceano Pacifico, il principale indice elaborato è stato il SOI, ossia la differenza normalizzata tra la media mensile normalizzata della pressione sul livello del mare a Tahiti e a Darwin (Ropelewski e Jones, 1987), mentre il ZWI (Zonal Wind Intensity), che descrive l’intensità zonale del vento sulla superficie o vici-no alla superficie sopra la zona equatoriale, è stato utilizzato per caratterizzare la circolazione zonale atmosferica sopra l’Indiano. In particolare, un vento con direzione ovest (est) è considerato positivo (nega-tivo) (Bergonzini et al., 2004).
Dal confronto tra i due indici, emerge che la variabilità interannuale del livello del Lago Vittoria presenta una correlazione negativa più forte con la circolazione zonale equatoriale sopra l’Oceano Indiano, durante il periodo OND, mentre basse o insignificanti correlazioni sono osservate rispetto agli
eventi dell’ENSO. L’indebolimento di una corrente proveniente da ovest, o un vento la cui direzione è mutata, sull’Oceano Indiano equatoriale, durante il trimestre Ottobre/Dicembre, induce un’importan-te azione convettiva e un elevato tasso di piovosità sul bacino di raccolta del Lago Vittoria comportan-do, in tal mocomportan-do, un marcato incremento del suo livello. Inoltre, sebbene i fenomeni dell’ENSO posso-no influenzare la circolazione zonale sopra l’Oceaposso-no Indiaposso-no equatoriale (gli indici relativi al feposso-nomeposso-no dell’ENSO sono strettamente correlati con i valori dell’indice ZWI) le relazioni esistenti tra le piogge brevi e le caratteristiche oceano-atmosferiche sull’Oceano Indiano sembrano essere più forti rispetto a quelle che si hanno con l’Oceano Pacifico (Bergonzini et al., 2004). Anche le correlazioni parziali tra i due indici mostrano che esiste una influenza prevalente dell’indice ZWI sulle variazioni del livello del Lago Vittoria, indipendentemente da eventi ENSO. Gli incrementi relativi alti/bassi interannuali nel lago equatoriale east-africano, specialmente con riferimento al periodo delle piogge brevi, si verificano durante gli anni in cui sopra l’Oceano Indiano equatoriale si ha un indebolimento(cambio di direzio-ne)/intensificazione delle correnti provenienti da ovest, indipendentemente dal fatto che questi anni siano caratterizzati anche da fenomeni Enso (come nel 1997) oppure no (come nel 1961) (Bergonzini et al., 2004).
Tutto ciò enfatizza l’importanza che le condizioni presenti sull’Oceano Indiano equatoriale durante il periodo Ottobre-Dicembre hanno sui budgets annuali di acqua del lago Vittoria. Ad esempio, se guardia-mo la Figura 23, si rileva che nel 1997-1998, ad episodi di ENSO caldo seguirono, in Africa Orientale, con-dizioni estremamente umide; mentre, alle piogge abbattutesi nel 1961-1962, che si sono manifestate in maniera spettacolare attraverso un rapido incremento nei livelli dei laghi orientali africani (il Lago Vittoria aumentò di quasi 2 metri in poco più di un anno), non corrispondeva però un anno caratterizzato da un evento ENSO, bensì da un eccessivo incremento delle temperature della superficie dell’oceano verificatosi nel vicino Oceano Indiano e dell’Atlantico.
In linea generale può quindi affermarsi che, sebbene le fluttuazioni del livello del lago Vittoria sono segnali complessi, in Africa Orientale sembrano essere parzialmente indotti dalla circolazione climatica su vasta scala e, pertanto, sono legate alla variabilità climatica su scala-globale.
Nello studio di Bergonzini et al. (2004) si evidenzia anche la significatività del Lago Vittoria quale indi-catore climatico nelle sue interrelazioni con il regime stagionale delle piogge brevi. Infatti, le anomalie rela-tive alla variazione annuale del suo livello sono prevalentemente indotte dal regime delle short rains (OND), la cui variabilità, come abbiamo detto, è influenzata in maniera determinante dai meccanismi di vasta scala legati alla circolazione zonale equatoriale sopra l’Oceano Indiano e Pacifico. In sostanza, le piogge brevi sono responsabili sia della variabilità infrannuale dei livelli di precipitazione annuale in Africa Orientale sia, di conseguenza, della variazione annuale dei livelli del Lago Vittoria il quale diventa, così, un indice di variabilità della piovosità nei tropici equatoriali.
Se si analizzano i dati relativi al livello mensile del Lago Vittoria (Figura 23, dove sono mostrati anche quelli del lago Tanganica), ottenuti da diverse fonti e lungo un periodo che va dal 1946 al 2000, si è nota-to che l’evoluzione interannuale dei livelli ha avunota-to una certa significatività dal punnota-to di vista climatico. I
livelli sono stati relativamente bassi fino al 1960, poi relativamente alti. All’inizio degli anni ’60, i livelli erano stati caratterizzati da 3 anni di forte aumento. Gli elevati livelli registrati alla fine degli anni ’70 sono diminuiti nel corso degli anni ’80 e, poi, sono nuovamente aumentati alla fine degli anni ‘90. Un impor-tante incremento si ebbe anche nel biennio 1997-98.
I livelli del Lago Vittoria sono più alti in Maggio e più bassi in Ottobre e ciò, come è noto, dipende chiaramente dalla migrazione stagionale della ITCZ e dal fatto che l’inverno nell’emisfero australe corri-sponde alla stagione secca su gran parte dell’Africa Orientale sud-equatoriale. Considerato questo aspet-to idrologico stagionale, si considerino le variazioni interannuali del livello del Lago Vitaspet-toria, come diffe-renza fra due successivi livelli nel mese di Ottobre (Fig. 23a); stagionali, calcolate come diffediffe-renza tra il livello nel mese di Ottobre e quello nel mese di Maggio, differenza che indica l’aumento del livello del lago annuale (Fig. 23b); e le variazioni calcolate come differenza tra il livello di Ottobre e quello di Gennaio, le quali definiscono gli incrementi del lago indotti dalle short rains (Fig. 23c).
Si deve osservare che nessuna di queste variazioni annuali e stagionali del livello mostra degli anda-menti ben determinati, il che indica una relativa costanza delle fluttuazioni nel livello del Lago e, quindi, delle condizioni idro-climatiche durante il periodo considerato. Le variazioni calcolate tra Ottobre e Maggio, e tra Ottobre e Gennaio risultano chiaramente positive. Per ciascun gruppo di mesi, gli anni 1961, 1997, 1951 e 1963 sono associati a grandi incrementi nel livello. Importanti diminuzioni si sono spesso avute uno o due anni dopo che si è registrato un alto livello assoluto (ad es., gli anni 1964, 1970, 1998 e 1999), evidenziando la grande capacità di de-stoccaggio dello sbocco del lago per livelli alti. Le variazioni interannuali più alte e più basse, calcolate confrontando due successivi livelli del lago in Ottobre, sono poi concomitanti con il più alto e il più basso aumento annuale (Ottobre-Maggio), e con l’aumento conse-guente alle piogge brevi.
Da tutto ciò si deduce il ruolo predominante che hanno le piogge brevi sulle variazioni annuali del livello del lago e, dunque, la loro significatività a livello climatologico, vista la loro importanza sulla varia-bilità della precipitazione annuale. Queste variazioni sembrano, infatti, essere indotte in via principale dalle piogge brevi (OND) (Bergonzini et al., 2004).
Figura 23:
a). Variazioni interannuali del livello (definiti come la differenza tra i livelli registrati per due volte consecutive nel mese di Ottobre); b). Incremento annuale del livello (definito come la differenza tra i livelli registrati in Maggio e nel mese precedente di Ottobre); c). Annuale incremento autunnale (definito come la differenza tra i livelli di Gennaio e del precedente mese di Ottobre) per il Lago
Vittoria (cerchi chiusi) e il Lago Tanganyika (cerchi aperti), durante il periodo 1946–2000 (cm).
Il valore relativo ad un anno corrisponde alla variazione tra quello stesso anno e il successivo (ad esempio, il livello di Ottobre 97 risulta dalla differenza tra l’Ottobre del 98 e quello del 97).