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2/12/08 - Ciclogenesi tropicale

Ciclogenesi tropicale

Il ciclone viene genericamente identificato come un'area di bassa pressione (rispetto alle zone circostanti) all'interno della quale le masse d'aria tendono a ruotare in senso antiorario nell'emisfero boreale e in senso orario in quello australe (a causa della forza di Coriolis, già trattata in un precedente articolo).
Quando si parla di cicloni, saltano subito in mente gli "uragani" (o "tifoni" o semplicemente "cicloni", a seconda della zona geografica in cui ci troviamo) delle aree tropicali, vere e proprie potenze della Natura. Tuttavia, essi non sono i soli cicloni presenti sul nostro pianeta, poiché anche a medio-alte latitudini troviamo una fascia soggetta alla formazione di grandi strutture depressionarie identificabili in tutto e per tutto come "cicloni". Per intenderci, anche le nostre perturbazioni atlantiche sono il risultato dello sviluppo di cicloni, naturalmente molto meno potenti degli uragani. Occorre dunque operare una distinzione tra due fenomeni simili, ma palesemente non sovrapponibili. Pertanto, senza molta fantasia e utilizzando le differenze di locazione geografica, ci si riferisce agli uragani (o tifoni, o cicloni) con il termine "cicloni tropicali", mentre per il cicloni delle medio-alte latitudini si usa il termine "cicloni extra-tropicali".
Poniamo per ora la nostra attenzione in particolare sui primi. Come avviene la loro formazione? Da dove nascono?
Ingrediente energetico fondamentale per la formazione ed il mantenimento di un ciclone tropicale (o "uragano") è la presenza di ingenti masse d'acqua estremamente calde (superiori ai +26°C) e non solo sulla superficie (indicativamente nei primi 50 metri). In figura 1 sono rappresentate le temperature del 14 Agosto 1997 sulla superficie degli oceani, con evidenziate le zone che offrono le condizioni per lo sviluppo di cicloni tropicali.

Ciclogenesi tropicale

Se le acque dovessero risultare calde solo in superficie, basterebbe un minimo rimescolamento (e durante il transito di un uragano è naturale avere rimescolamento) per richiamare acqua più fredda dagli strati più bassi dell'oceano e far così venire meno la principale fonte di energia in grado di mantenere in vita il ciclone.
In più, perché un uragano si sviluppi appieno, c'è bisogno di aria moderatamente fredda alle quote alte (per avere un'atmosfera instabile) e umida a quelle medie, oltre all'assenza di wind-shear verticale (ovvero differenze nella velocità del vento tra quote diverse che potrebbe disturbare la circolazione convettiva tipica all'interno di un uragano) lungo tutto il tragitto. Inoltre, siccome la rotazione iniziale di tali tempeste si attiva solo grazie alla forza deviante di Coriolis (che è nulla all'Equatore), i cicloni tropicali si possono formare solamente ad una certa distanza dalla zona equatoriale, ovvero nelle zone tropicali ed intertropicali.
Una volta avutesi queste condizioni, serve un "disturbo", una "scintilla" che inneschi l'innalzamento ("convezione") delle masse d'aria caldo-umide presenti sull'oceano. Tale innesco è rappresentato nella stragrande maggioranza dei casi da ondulazioni a media quota degli Alisei ("Easterly Waves", figura 2) inserite nella ITCZ (InterTropical Convergence Zone, di cui abbiamo parlato nell'articolo del 3 Agosto) che vanno a creare zone di bassa pressione al suolo favorevoli alla convezione. In ambito atlantico, la scintilla è talvolta fornita da ammassi temporaleschi preesistenti (che tradiscono l'esistenza di aree instabili e debolmente depressionarie) in spostamento dall'Africa occidentale verso l'oceano Atlantico (la traiettoria è la stessa dei futuri cicloni ed è data dagli Alisei che soffiano verso Ovest), dove però solo alcuni di essi trovano le condizioni adatte per sviluppare cicloni tropicali.

Ciclogenesi tropicale

A questo punto la convezione può avere inizio. Enormi quantità di aria calda ed umida al suolo convergono verso l'area di bassa pressione e vengono poi trasportate a grandi altezze (dove l'atmosfera è più fredda), andando a condensare in nubi temporalesche. Tale condensazione libera un'enorme quantità di calore, che va a riscaldare nuovamente l'aria circostante, la quale può così ulteriormente salire (in quanto più l'aria è calda, più è leggera) e richiamarne altra, sempre calda ed umida, dal basso. Questo ciclo, grazie alle ingenti quantità di vapore acqueo presenti nelle calde masse d'aria degli oceani tropicali, può autoalimentarsi e perdurare finchè il ciclone si trova ad attraversare mari caldi. Poi, una volta incontrate acque più fredde o la terraferma, il ciclone tropicale collassa nel giro di pochissime ore, poiché viene a mancare il rifornimento energetico principale.
In figura 3-b è illustrata la struttura interna del ciclone che, come si nota, non è altro che una successione di "bande" temporalesche (celle convettive) concentriche ruotanti intorno al centro dell'uragano.
Il cosiddetto "occhio" è tipico di tali sistemi e si forma allorquando la rotazione della struttura (e di conseguenza anche la forza centrifuga a cui è soggetta la massa d'aria rotante) diventa abbastanza violenta da riuscire a controbilanciare le correnti d'aria che convergono verso il centro della depressione (il limite è sperimentalmente posto a 119km/h di velocità di rotazione del vento). A quel punto la convergenza non si avrà più nel centro del ciclone, ma avverrà a qualche chilometro da esso in tutte le direzioni e si formerà quindi un'area di calma relativa in cui la pressione è bassissima e l'aria ha movimenti discendenti (formazione di nubi praticamente impossibile).
Le zone del pianeta in cui si formano sono le uniche in cui sono soddisfatti tutti i requisiti che abbiamo elencato poco sopra. La figura 3-a rappresenta tutti i cicloni tropicali e le loro traiettorie degli ultimi 150 anni, dividendoli per colore in base alla loro potenza (rosso=massima).


A cura di Michele Salmi




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