In questo articolo cercheremo di analizzare le cause che portano al decadimento e al rapido indebolimento di un ciclone tropicale in fase di invecchiamento. In genere un ciclone tropicale inizia gradualmente a indebolirsi non appena si verificano queste condizioni;
- l’introduzione all’interno del profondissimo sistema ciclonico di aria più secca che genera un indebolimento dell’attività convettiva centrale.
- il passaggio su un’area caratterizzata da un “Wind Shear” moderato o forte che comporta un taglio della struttura verticale del ciclone tropicale, compromettendo la circolazione ciclonica nei medi e bassi strati.
- il transito del ciclone tropicale sopra acque superficiali più fredde (inferiori ai +27° +26°) che comporta un rallentamento dell’attività convettiva, indebolendo il processo di autoalimentazione del ciclone stesso indotto dal calore latente sprigionato dalla rapida condensazione delle masse d’aria calde e umide che salgono verso il centro della tempesta.
- fenomeni di “Upwelling”.
- quando i cosiddetti “venti di sbarramento”, che sono le fortissime correnti che assumono un andamento circolare antiorario (orario nell’emisfero australe) attorno l’occhio centrale da sbarrare ogni ulteriore afflusso d’aria verso il centro del vortice, interagiscono con delle catene montuose piuttosto elevate che esercitano un certo attrito, tale da riuscire a rallentare la circolazione ciclonica nei bassi strati, indebolendola sensibilmente.
- il “landfall” del ciclone che avviene quando il “cuore caldo” della tempesta tocca la terra ferma e penetra verso l‘entroterra.
Il fenomeno, denominato “Upwelling”, si ottiene quando il ciclone tropicale ha un andamento molto lento (inferiore alle 4-5 miglia/orarie) o rimane pressoché semi/stazionario sopra un tratto di oceano, per oltre le 24-36 ore. In genere quando un ciclone rimane quasi stazionario sopra lo stesso tratto di mare rischia di subire un indebolimento. Questo perché i fortissimi venti di superficie prodotti dalla tempesta generano un consistente moto ondoso che agita la superficie dell’oceano, determinando “Upwelling”. L’”Upwelling”, di conseguenza, ha l’effetto di raffreddare la temperatura della superficie del mare su una superficie vasta anche più di 200-300 miglia. Tale raffreddamento delle acque oceaniche (SST) su cui insiste il ciclone tropicale può essere anche considerevole, facendo calare i valori termici sotto l’indispensabile soglia dei +27°, e determinando il rapido indebolimento del profondo sistema depressionario tropicale. Molti uragani e tifoni che sono rimasti semi/stazionari sopra lo stesso tratto di mare si sono indeboliti per poi dissiparsi completamente. A tal riguardo abbiamo molteplici esempi. Nel 2004, l’uragano “Frances” è rimasto bloccato al largo della costa sud-est della Florida abbastanza a lungo, tanto che il nucleo dell’uragano è crollato dalla 3^ alla 1^ categoria della Saffir-Simpson. “Frances” alla fine effettuò il “landfall” sulle coste meridionali della Florida allo status di uragano di 1^ categoria, con venti di appena i 120-130 km/h.
Un altro fattore che molto spesso causa la morte degli uragani è l’iniezione all’interno del ciclone di aria secca in quota che provoca un rapido indebolimento della circolazione ciclonica per l’arresto dell’attività convettiva interna e il successivo dissipamento delle bande nuvolose spiraliformi. L’introduzione di masse d’aria più secche sovente avviene quando il ciclone tropicale comincia ad avvicinarsi sensibilmente alla terra ferma o tende a salire verso latitudini più settentrionali, cominciando ad interagire con i sistemi frontali e i fronti freddi che scorrono lungo il bordo più meridionale dell’umido flusso zonale delle medie latitudini. Ciò capita frequentemente a molti uragani che dall’Atlantico tropicale o dai Caraibi risalgono verso il golfo del Messico e le coste orientali degli USA, fino alla Virginia e alle coste del New England. Proprio a queste latitudini i cicloni tropicali o le tropical storm tendono a virare verso nord-est, venendo agganciati dal ramo meridionale dell’umido flusso occidentale delle medie latitudini, entro il quale si celano i sistemi frontali e i classici fronti freddi, annessi ai cicloni extratropicali che regolano il tempo a queste latitudini. Quando un ciclone tropicale incrocia nel suo cammino un fronte freddo può capitare che il primo venga bruscamente deviato dal secondo, solitamente verso nord-est o est-nord/est, per poi essere rapidamente assorbito da esso, nel caso in cui è associato ad un sistema perturbato (extratropicale) particolarmente esteso.
Altre volte invece l’aria secca che segue i fronti freddi investe direttamente il ciclone tropicale provocando un suo più rapido invecchiamento, indebolendo sensibilmente l’attività convettiva che è alla base della tenuta in vita del ciclone. Anche durante il passaggio su acque superficiali fredde, solitamente nei bacini molto profondi, con temperature inferiori ai +25°, il ciclone comincia a trovare le condizioni meno adatte per la sua autoalimentazione e l’attenuazione della convezione centrale determina il naturale decorso dell’intero sistema che tende a declassarsi a tempesta tropicale o depressione tropicale. Alla fine questo provoca la dissipazione, in particolare nel Pacifico orientale, dove le tempeste si allontanano verso acque più fredde e molto profonde che negli anni in cui domina “La Nina” diventano insolitamente fredde, inibendo i moti convettivi. Nell’Atlantico, se la tempesta salendo di latitudine viene intercettata dalle intense correnti occidentali in quota delle medie latitudini comincia a curvare verso nord-est, diventando in genere una tempesta extratropicale nel momento in cui ha raggiunto i 45° di latitudine. Questo è il cosiddetto “cimitero” degli uragani atlantici. Le tempeste diventano a tutti gli effetti degli extratropicali non appena, durante il passaggio sopra le fredde acque del nord Atlantico, si tramutano in sistemi di depressioni a “cuore freddo” che vengono a loro volta assorbiti dalle profonde circolazioni depressionarie che scorrono e si formano di continuo sull‘Atlantico settentrionale.
Ma in determinate occasioni, in mancanza di grandi sistemi depressioni alle alte latitudini, si sono osservati dei cicloni tropicali, indeboliti allo status di tempesta tropicale, risalire il bordo occidentale dell’anticiclone oceanico e passare a nord delle Azzorre per poi colpire le isole britanniche mantenendo un nucleo centrale ben riconoscibile che rispecchiava l‘origine tropicale. Di solito queste tempeste causano venti veramente molto forti e autentici fortunali che apportano notevoli danni sulle coste di Irlanda, Scozia, Galles e Inghilterra. Infine un’altra causa di indebolimento e morte di un ciclone tropicale è appunto il “landfall” che avviene quando il “cuore caldo” e l’occhio centrale della tempesta toccano la terra ferma penetrando verso l‘entroterra. In queste condizioni l’attrito esercitato dalla terra ferma, e la possibile presenza di catene montuose o ostacoli orografici, arresta il processo di autoalimentazione che tiene in vita la tempesta, allontanandola dalla principale fonte di energia che è appunto la calda superficie del mare.
Ma nel passato abbiamo avuto uragani particolarmente potenti e molto grandi che hanno avuto una persistenza di oltre le 24-36 ore sulla terra ferma, dopo il “landfall“. Un esempio è l’uragano “Hugo” che ha colpito la città di Charleston, in South Carolina, nel 1989, spingendo fortissimi venti ad oltre i 200 km/h fino alle aree più interne del South Carolina e scaricando intense precipitazioni al contempo. Nella storia degli USA il miglior esempio è quello dell’uragano “Camille”, un potentissimo categoria 5 che la sera del 17 Agosto del 1969 fece il “landfall” sulle coste del Mississippi, presso Pass Christian. Durante il “landfall” tutta l’area fu battuta da venti con raffiche fino a 300-320 km/h, mentre un gigantesco “Storm Surge” alto fino a 7-8 metri inondò l’intera linea costiera, tra l’Alabama la Louisiana, mietendo la maggior parte delle 143 vittime. “Camille” poi proseguì verso nord-est attenuandosi a tempesta tropicale durante il passaggio tra il Mississippi e il Kentucky, che causò forti piogge e inondazioni. Il ciclone attraversò anche il Tennessee e l’Ohio prima di raggiungere, il 19 agosto, in Virginia, la catena montuosa degli Appalachi, dove fu temporaneamente bloccato e in poco più di 5 ore scaricherà oltre 500 mm d’acqua, con picchi di ben 750 mm. Una quantità d’acqua veramente esagerata riversata su quelle montagne che causò una delle peggiori alluvioni mai viste nello stato della Virginia. “Camille” concluse la sua corsa sfociando nuovamente sull’Oceano Atlantico il 20 Agosto, dissolvendosi solo due giorni dopo sull‘Atlantico.
