Il TLC Qendresa I sfiora la Sicilia

Linee di corrente che evidenziano i venti. Fonte: Earth.

Dopo tre anni dall’ultimo evento, il TLC che si era sviluppato pochi giorni dopo l’alluvione di Genova del 2011, ecco ripresentarsi un altro sistema con caratteristiche tropicali sul Mediterraneo, qui evidenziato dalle pittoresche linee di corrente che si attorcigliano su loro stesse. Si tratta del nucleo centrale della depressione Qendresa I (nome dato al sistema dall’università di Berlino), che nei giorni scorsi ha attraversato l’intera penisola provocando diversi nubifragi da nord a sud, o in modo diretto o con le correnti ad essa associate. Non appena questa saccatura ha toccato il nord Africa, la sua parte centrale si è trasformata in un sistema tropicale, quelli che nel Mediterraneo sono chiamati TLC (Tropical Like cyclone) oppure Medicane (Mediterranean Hurricane). Tale sistema, che si presenta sul Mediterraneo con una cadenza di circa un evento all’anno, come detto, mancava da circa tre anni. Si presenta in un periodo che statisticamente risulta come uno dei più probabili per fenomeni di questo tipo.

Immagine satellitare del ciclone Qendresa poco dopo la sua formazione. Fonte: Eumetsat.

I sistemi prettamente tropicali hanno una genesi e dinamica completamente diversa da quelli che si verificano invece alle medie latitudini, e che sono sempre chiamati cicloni ma extratropicali (extratropical cyclones): in quelli tropicali, infatti, l’energia del sistema deriva dalla condensazione del vapore acqueo “aspirato” dal sistema sopra la superficie del mare (e questo è il motivo per il quale, generalmente, tali sistemi si dissipano quando si trovano su mari più freschi o sopra la terraferma, dove la quantità di vapore acqueo è minore), mentre in quelli extratropicali l’energia è insita alla baroclinicità del sistema e proviene dalla differenza di temperatura tra la massa d’aria calda (tipicamente subtropicale) e quella fredda (tipicamente subpolare, talora artica) dal cui scontro ha origine il sistema. I TLC sono piuttosto rari (mediamente nell’ultimo quarantennio se ne sono verificati circa uno all’anno) e, poiché sia la temperatura superficiale sia l’estensione del Mediterraneo sono notevolmente inferiori a quelle di un oceano tropicale, hanno una genesi mista (ovvero si formano quando esiste una forzante esterna che crea una rotazione delle correnti) e generalmente rimangono di debole intensità per tutta la loro breve vita.

Traiettorie previste per il minimo del ciclone Qendresa (ricostruzione manuale mia)

Il sistema si è formato nelle prime ore della mattina di oggi, forzato da un approfondimento bariclino favorito dal contrasto tra l’aria fredda subpolare che ha fato irruzione sin dai giorni scorsi nel Mediterraneo ed il richiamo di aria calda africana. Le correnti previste a mezzogiorno sembravano indirizzarlo nelle prossime ore tra Malta e Pachino, con fluttuazioni di percorso abbastanza minime tra diversi modelli di previsione, di diversa tipologia, risoluzione ed inizializzazione. L’immagine, creata dal sottoscritto, rivela infatti le traiettorie previste dai due modelli BOLAM di ARPA Liguria e dai tre WRF del LAMMA. Come si vede, alcuni run modellistici (per la verità, la maggior parte di essi) prevedevano che il sistema curvasse verso nordest, quindi penetrando nel territorio siciliano, per poi curvare verso sudest ed uscirne, passando nei pressi di Pachino, o leggermente più a nord. Altre simulazioni invece mostravano una traiettoria più meridionale (vicina a quella effettivamente avutasi), che avrebbe lambito più l’isola di Malta che non la Sicilia.

Fascio di traiettorie prevedibili per il ciclone Qendresa (ricostruzione mia)

A mezzogiorno, quindi, sarebbe stato possibile creare una mappa come quella a fianco, tipica delle zone tropicali,  che indicava il percorso medio del sistema e l’area su cui si sarebbe allargato. Normalmente, per i sistemi tropicali, la figura geometrica che racchiude le traiettorie possibili si allarga col tempo, mentre in questo caso si osserva un restringimento della stessa dopo aver superato l’asse tra le coste orientali della Sicilia e Malta, in quanto le condizioni bariche previste per la giornata di domani dovrebbero comunque indirizzare il minimo barico verso sudest.

Nella realtà, la traiettoria seguita dal sistema lo ha portato a passare esattamente sopra l’isola di Malta (dove si trova in questo momento, ovvero le 18 ora solare), seguendo una traiettoria pressochè lineare a partire dal punto in cui si è formato, al largo della Tunisia.

L’occhio del ciclone Qendresa alle 16 UTC. Fonte: sat24.com

Il sistema ha sviluppato caratteristiche anche visive tipiche di un sistema tropicale. Oltre al nucleo caldo, in realtà non molto visibile dalle mappe dei modelli in quanto presenta una differenza termica rispetto all’aria circostante dell’ordine di 1 °C, si nota chiaramente dall’immagine satellitare che il sistema ha un occhio ben sviluppato, attorno al quale svettano nubi torreggianti. I sistemi mediterranei sono meno intensi del fratelli maggiori che si sviluppano sopra i mari tropicali (quelli che vengono chiamati uragani, tifoni o cicloni a seconda della zona del mondo in cui si formano), per via delle temperature decisamente più contenute che trovano sul Mediterraneo, ed i danni attesi dal passaggio di tali sistemi sono legati prevalentemente all’intensità del vento, come dettaglieremo a breve.

Velocità del vento stimate da dati scatterometrici. Fonte: NOAA.

Nelle ore centrali della giornata, i dati degli scatterometri indicano velocità del vento a terra dell’ordine del 50 nodi, ovvero circa 90 km/h, in linea con i valori previsti dai modelli a mesoscala. Tuttavia, si tratta di velocità medie: i valori istantanei potrebbero essere più elevati.Ricordiamo a tal proposito che i sistemi tropicali sono generalmente catalogati, seguendo la scala di Saffir-Simpson, in cinque categorie. Il primo grado della scala prevede venti al suolo di intensità compresa nel range 64-82 kt (kt significa nodi), ovvero 119-153 km/h, e tale valore rappresenta la il valore più elevato delle medie del vento su 10 minuti. Seguendo questa definizione, se il TLC Qendresa I si fosse sviluppato ai tropici, sarebbe stato catalogato come “tropical storm” (tempesta tropicale) e non come un vero ciclone tropicale. Tuttavia, dato che sul Mediterraneo tutti i sistemi del tipo TLC sono deboli, convenzionalmente non si considerano queste distinzioni. Dal punto di vista previsionale, le velocità registrate dovrebbero mantenersi fino alle prime ore del mattino di domani, quando il sistema oltrepasserà la Sicilia.

Prima di passare a vedere quale sarà l’evoluzione del sistema dopo il passaggio nei pressi della Sicilia è doveroso fare un cenno sulle capacità di previsione da parte dei modelli numerici. Guardando le traiettorie previste da modelli diversi, notiamo come sia presente, proprio nei pressi di Malta, un’imprecisione di poche decine di km.

Situazione prevista dal modello IFS dell’ECMWF per le ore 00 UTC di domani sabato 8 novembre.

Pur tenendo conto del fatto che l’esatta collocazione del minimo può avere pesanti ripercussioni sugli eventuali danni, è necessario e doveroso dire che, anche a poche ore di distanza, una localizzazione con una precisione della decina di km per un sistema di questo tipo è ancora un obbiettivo utopistico. consideriamo anche un altro aspetto: nel Mediterraneo tali sistemi sono abbastanza rari e producono, in fondo, meno danni di altri tipi di sistemi, come i temporali di forte intensità. Inoltre, nessuna nazione che si affaccia sul Mediterraneo possiede un servizio che segua la genesi e l’evoluzione di tali sistemi (come avviene per le nazioni tropicali), né modelli opportunamente calibrati per seguirne le fasi di sviluppo. Dal mio punto di vista, pertanto, giudico come molto buone le performance dei modelli a mesoscala, che comunque hanno previsto bene nelle tempistiche il fenomeno, tenendo conto che comunque anche i modelli globali (p.es. l’IFS dell’ECMWF, che – ricordiamo – ha un passo griglia di una quindicina di km) avevano evidenziato la possibilità di formazione di questo minimo, localizzandolo abbastanza precisamente.

Mappa delle temperature superficiali del mare (SST). Fonte: IMGV.

Indipendentemente da quale sarà la traiettoria, tuttavia, gli effetti saranno simili, e le zone più colpite saranno comunque le coste della Sicilia orientale (oltre che – per ovvi motivi – quelle maltesi), in quanto tutta la fascia costiera compresa tra Catania e Pachino sarà direttamente esposta al vento orientale ciclonico. A causa della presenza di nubi torreggianti si verificheranno anche precipitazioni di intensità moderata o forte, ma queste ultime non saranno comunque più intense delle precipitazioni normalmente associate ai temporali già verificatisi in zone adiacenti nella giornata odierna. I TLC infatti sono generalmente deboli e il loro principale effetto è perlopiù legato alla ventosità, ed ai fenomeni ad essa associati (mareggiate e fenomeni di storm surge, eventualmente amplificati da configurazioni locali).

Mappa delle anomalie di temperatura superficiale del mare, ovvero la differenza tra il valore attuale e quello medio clomatico del periodo

Nella giornata di domani, il TLC Qendresa I tenderà a perdere intensità e si ritrasformerà in un normale piccolo ciclone extratropicale; gradualmente, nel corso della giornata, il minimo di pressione si “colmerà” durante il suo transito verso ESE sul Mediterraneo centrale, fino a sparire. Questo nonostante il sistema entri in un mare ancora più caldo di quello già abbastanza caldo (per il periodo) sul quale si è formato, sia a livello assoluto che in termini di anomalia. La mappa mostra anche come il passaggio della saccatura nei giorni scorsi abbia riportato più vicino alla norma le temperature del Mediterraneo occidentale, ad ovest della Sardegna, mentre tutti il Mediterraneo centrale risulta ancora molto più caldo della media stagionale, con valori termici tipici di un inizio autunno. Proprio la considerazione che la presenza di una mare caldo, e quindi in teoria favorevole allo sviluppo ulteriore di un TLC, non sia sufficiente a farlo rinvigorire dopo il transito su Malta dimostra come la meteorologia dei sistemi di tipo tropicale sia molto complessa e difficile da prevedere, e mette in risalto le performance non poi così male dei tanto bistrattati modelli meteorologici.

Pubblicato il 7 novembre 2014 @17:42.

Aggiunta del giorno dopo: segnalo anche il bel post di Antonello Pasini sullo stesso argomento, dal titolo: “Ci mancava solo il ciclone“.

Ondate di tempesta: l’uragano Sandy

Ripropongo qui sul mio blog la traduzione in italiano di un interessante post pubblicato ieri 29 ottobre 2014 su Real Climate, in questo sito. Con l’intento di pubblicizzare un libro sulle conseguenze dell’uragano Sandy negli USA, sono stati estratti da tale libro alcuni passaggi chiave di poche righe nei quali si discute in modo (a mio giudizio) molto chiaro sul funzionamento dei modelli per le previsioni meteorologiche, sui collegamenti tra eventi estremi e cambiamenti climatici, e sulla questione dell’importanza delle politiche di adattamento e mitigazione nella prevenzione dei danni futuri. La questione assume particolare rilevanza pensando che, non più tardi di tre settimane fa, diverse aree del nostro paese hanno subito ancora una volta danni ingenti ad opera di fenomeni estremi. Anche se la genesi dei fenomeni era diversa, la discussione sulla relazione tra il verificarsi di tali eventi ed i cambiamenti climatici in corso appare del tutto adatta, così come appare scritta appositamente per noi anche la discussione sulle opere di mitigazione ed adattamento necessarie per minimizzare danni e vittime.

Ho tradotto la parola inglese “surge” del titolo originale del post (Storm surge: Hurricane Sandy) con l’espressione italiana “ondate”. Non si tratta di una traduzione letterale, ma la scelta è stata veicolata dalla considerazione che il principale effetto distruttivo dell’uragano sulla terraferma è stato causato dalla violenza delle ondate lungo le aree costiere, e dall’allagamento delle zone sotterranee e, talora, anche superficiali da parte di acqua marina proveniente dall’oceano.

Allo stesso tempo, ho tradotto “storm” con “tempesta”, da intendersi non nel senso di grandine ma in quello di sistema meteorologico in grado di provocare danni a causa dell’estrema intensità del vento e, talora, anche delle precipitazioni ad essa associate.

Infine, ricordo che “uragano” (hurricane) è il modo americano di chiamare i cicloni tropicali atlantici, che invece in Asia sono chiamati tifoni (typhoon) ed in Oceania semplicemente cicloni (cyclones o cyclonic storms). Questi sistemi hanno una genesi e dinamica completamente diversa da quelli che si verificano invece alle medie latitudini, e che sono sempre chiamati cicloni ma extratropicali (extratropical cyclones): in quelli tropicali, infatti, l’energia del sistema deriva dalla condensazione del vapore acqueo “aspirato” dal sistema sopra la superficie del mare (e questo è il motivo per il quale, generalmente, tali sistemi si dissipano quando si trovano su mari più freschi o sopra la teraferma, dove la quantità di vapore acqueo è minore), mentre in quelli extratropicali l’energia è insita alla baroclinicità del sistema e proviene dalla differenza di temperatura tra la massa d’aria calda (tipicamente subtropicale) e quella fredda (tipicamente subpolare, talora artica) dal cui scontro ha origine il sistema. Per concludere questa breve digressione, ricordiamo che anche nel Mediterraneo possono formarsi dei cicloni tropicali (vengono chiamati Medicane – crasi di Mediterranean hurricane – oppure TLC – acronimo di Tropical Like Cyclones: si veda questo mio post scritto in occasione dell’ultimo evento verificatosi sul Mediterraneo, nel novembre 2011), anche se sono piuttosto rari (mediamente nell’ultimo quarantennio se ne sono verificati circa uno all’anno); poiché sia la temperatura superficiale sia l’estensione del Mediterraneo sono notevolmente inferiori a quelle di un oceano tropicale, tali sistemi hanno una genesi mista e generalmente rimangono di debole intensità per tutta la loro breve vita.

Veniamo ora alla traduzione del post di Real Climate.

La copertina del nuovo libro di Adam Sobel “Storm Surge: Hurricane Sandy, Our Changing Climate, and Extreme Weather of the Past and Future”

Nel secondo anniversario del giorno in cui il Superstorm Sandy ha toccato terra [NdT: 29 ottobre 2012], abbiamo preparato alcuni estratti del nuovo libro di Adam Sobel “Storm Surge: Hurricane Sandy, Our Changing Climate, and Extreme Weather of the Past and Future”. Si tratta di un’ottima lettura che spazia dalla meteorologia dell’evento, alla preparazione, alle risposte e implicazioni per il futuro.

Estratti

Il 28 ottobre 2012, un uragano gigante e deforme ha fatto una svolta a sinistra rispetto alla sua precedente traiettoria verso nord sull’Oceano Atlantico e si è diretto verso la costa del New Jersey. La sera del 29 ottobre, a seguito di un percorso mai osservato in precedenza in 160 anni di osservazioni di uragani sull’Atlantico, il centro della tempesta ha toccato terra nei pressi di Atlantic City.

La dimensione della tempesta, così come la traiettoria, non hanno precedenti nella memoria scientifica. Sandy è stato il più grande uragano mai osservato nei diversi decenni in cui esistono misure di buona qualità delle dimensioni degli uragani atlantici.

Immagine dell’uragano Sandy (fonte: NASA)

Quando toccò terra, venti di burrasca interessarono una gran parte della costa orientale e un enorme gruppo di costruzioni sull’oceano. A nord del centro del ciclone, le correnti orientali di Sandy si spinsero per oltre mille miglia sul mare prima di arrivare a terra, creando enormi ondate: una serie gigante di lente ondate che hanno letteralmente trascinato l’oceano verso l’interno, come un’enorme alta marea, sommergendo alcuni dei territori più densamente popolati, economicamente attivi, e preziosi.

L’entità del disastro è stata storica. A New York, l’acqua non era mai arrivata così in alto almeno dal 1821, se poi. Per le persone nelle zone più colpite, si è trattato di un evento che gli ha rovinato la vita, in alcuni casi letteralmente.

Immagine dell’uragano Sandy (fonte: NASA http://eoimages.gsfc.nasa.gov/images/imagerecords/79000/79553/sandy_goe_2012302_1745_lrg.jpg)

Mentre il bilancio delle vittime è stato contenuto rispetto all’uragano Katrina, ed estremamente basso rispetto a quello dei peggiori disastri causati da cicloni tropicali nella storia recente di tutto il mondo [NdT: si veda, ad esempio, il caso del tifone Haiyan sulle Filippine, nel 2013, che ha fatto oltre seimila vittime], è stato comunque abbastanza alto da essere gravemente scioccante qui, a New York City, dove perdere la vita per un uragano era visto come un qualcosa che accade solo in luoghi lontani. Molte, moltissime persone hanno visto le loro case distrutte, e in alcuni casi interi quartieri. L’uragano ha paralizzato le infrastrutture di uno dei più vivaci centri economici e culturali del mondo per settimane intere. Il danno economico è stato conteggiato in almeno cinquanta miliardi di dollari, e forse ancora di più: 65 miliardi.

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Vista aerea della distruzione causata da Sandy nelle aree costiere del New Jersey scattatadurante una missione del 1-150 Assault Helicopter Battalion, New Jersey Army National Guard, il giorno 30 ottobre 2012 (foto U.S. Air Force di Master Sgt. Mark C. Olsen/Released).

Le lezioni fondamentali che possiamo trarre da Sandy ruotano attorno alle previsioni: come facciamo le previsioni del comportamento dell’atmosfera, e il modo in cui vi rispondiamo una volta che sono state fatte. Fare le previsioni del tempo è un’impresa unica. La gente fa previsioni di molti tipi: sui risultati delle elezioni, o sulle partite di baseball, o sulle fluttuazioni del mercato azionario, o su questioni economiche ancor più grandi. Alcune di queste previsioni si basano su modelli matematici. La maggior parte di questi modelli matematici sono statistici, nel senso che usano regole empiriche sulla base di quanto è successo in passato. I modelli utilizzati per le previsioni del tempo (e i loro parenti stretti, i modelli per la previsione del clima), al contrario, sono dinamici. Usano le leggi della fisica per prevedere come il tempo cambia da un momento all’altro. Le leggi che regolano le elezioni o il mercato – le regole del comportamento della moltitudine di persone che determinano i risultati – non sono conosciute bene, se esistono. I modelli devono quindi essere costruiti sull’ipotesi che l’esperienza passata sia indicativa dei risultati futuri. Se le previsioni meteorologiche fossero ancora fatte in questo modo, sarebbe stato semplicemente impossibile da prevedere, giorni prima dell’evento, che l’uragano Sandy svoltasse a sinistra e colpisse la costa americana durante il suo moto verso ovest. Nessun meteorologo aveva mai visto succedere una cosa del genere, perché nessuna tempesta si era mai comportata così. Per la stessa ragione, nessun modello statistico addestrato sulla base del comportamento passato avrebbe riprodotto quanto accaduto come risultato probabile.

Nel caso di Sandy, i meteorologi non solo sono riusciti a vedere questo risultato come una possibilità già oltre una settimana prima del tempo, ma erano abbastanza sicuri che ciò accadesse da quattro o cinque giorni prima che l’uragano arrivasse [NdT: a New York]. Le previsioni, come quelle che abbiamo visto, che hanno previsto come Sandy si è formato e come si è trasferito fin sulla costa, non nascono dal cielo. Sono invece il risultato di un secolo di notevole successo scientifico, a partire dai primordi in Norvegia nei primi anni del 1900 [NdT: la teoria della ciclogenesi della famiglia Bjerkenes]. Il fondamento intellettuale di tutta la costruzione delle previsioni del tempo era l’idea che le leggi della fisica avrebbero potuto essere utilizzate per capire il tempo; un’idea radicale agli inizi del XX secolo. Realizzare questo obbiettivo ha richiesto moltissimi progressi concettuali, nel corso dei decenni, e miglioramenti nella tecnologia (in particolare i computer digitali).

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I più gravi problemi evidenziati da Sandy non sono consistiti nelle attività di preparazione subito prima del disastro, o nella risposta all’emergenza immediatamente dopo. Ma sono invecelegati alla costruzione delle nostre coste nell’arco di molti decenni. A lungo termine, inoltre, ci sono state ottime previsioni di ciò che potrebbe accadere al nostro ambiente costruito lungo l’acqua costiera nella zona di New York City. Non si tratta, in questo caso, di previsioni di un singolo evento in una data e ora specifiche, ma piuttosto di valutazioni scientifiche dei rischi di una tempesta così violenta come è stata Sandy, o ancora peggio. Si sapeva da decenni, almeno, che New York è vulnerabile a inondazioni indotte da una tempesta o un uragano. Così come erano anche note le conseguenze che ne sarebbero derivate, a grandi linee. L’inondazione delle linee della metropolitana, ad esempio, era stata immaginata sin dal 1990.

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Sandy non ha avuto bisogno dei cambiamenti climatici per verificarsi, e la storia del disastro non ha bisogno di cambiamenti climatici per renderlo importante. Il tema principale di questo libro è Sandy, e si può leggere gran parte del libro senza vedere menzionati i cambiamenti climatici. Ma è un fatto che i cambiamenti climatici si delineano protagonisti sullo sfondo quando cerchiamo di pensare a cosa significhi Sandy per il futuro.

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Sandy non è stato solo un estremo colpo di sfortuna, qualcosa che si può supporre non accadrà ancora per qualche centinaio di anni. D’altra parte, non rappresenta neppure “la nuova normalità”, cioè qualcosa che è sicuro che accadrà di nuovo presto, e spesso d’ora in poi.

Quasi certamente si tratta di una via di mezzo. Sarà molto improbabile vedere un altro Sandy quest’anno, o l’anno prossimo, o anche nel prossimo decennio, o nei prossimi due. Non siamo molto più vulnerabili oggi di quanto non lo eravamo un paio di decenni fa. Ma, quando è arrivato Sandy, abbiamo capito di essere più vulnerabili di quanto immaginassimo. E il ritmo del cambiamento sta accelerando.

A causa [NdT: della crescita] del livello del mare, soprattutto, il rischio di ulteriori catastrofi tipo Sandy è in aumento. La scienza degli uragani e dei cambiamenti climatici è ancora giovane, e alcune delle caratteristiche che hanno reso Sandy e le sue ondate così grandi (le loro enormi dimensioni, il carattere ibrido, la svolta a sinistra e l’approdo con traiettoria verso ovest) sono questioni per le quali le connessioni con il clima sono meno note. Ma, a causa dell’innalzamento del livello del mare, si sa che i grandi eventi alluvionali lungo le coste diventeranno più frequenti, quasi indipendentemente da quali siano queste connessioni.

Per quanto riguarda il potenziale di allagamento, ogni metro di innalzamento del livello del mare è equivalente ad un sostanziale aumento dell’intensità delle tempeste. Usando la vecchia scala di intensità degli uragani Saffir-Simpson, quando teneva ancora conto dell’altezza delle ondate di una tempesta (prima che fosse semplificata [NdT: nel 2009] nel tener soltanto conto della velocità massima del vento), il passaggio dalla prima alla seconda categoria, o dalla seconda alla terza, ha fatto diventare molto probabile il vedere un incremento permanente di tre piedi [NdT: circa un metro] del livello del mare, e anche un incremento di sei piedi [NdT: circa due metri] non è affatto fuori questione. Questo è più o meno equivalente ad un aumento di una o due categorie nell’intensità degli uragani.

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D’altra parte, il livello del mare sale lentamente. Abbiamo tempo per prepararci. Se ci adattiamo ad esso, poi nel futuro l’innalzamento del livello del mare di un piede [NdT: circa 30 cm] non avrà gli stessi effetti di un innalzamento equivalente oggi, perché saremo più protetti. Potremmo mettere in atto altre difese che avrebbero lo stesso effetto come se avessimo sollevato le nostre città e paesi lungo il mare. Pertanto, un aumento di quattro piedi [NdT: 1.30 m circa] nel futuro non provocherà un disastro come lo farebbe un aumento di quattro piedi oggi. Si tratta di adattamento al cambiamento del clima. Nel linguaggio della politica climatica, la parola “adattamento” si riferisce a qualsiasi azione intrapresa per ridurre i danni del riscaldamento.

Ancora meglio, si potrebbe fare allo stesso tempo anche la mitigazione del clima … Se dovessimo ridurre abbastanza [NdT: le emissioni di gas serra], si potrebbe rallentare in modo significativo il rateo del riscaldamento globale, e conseguentemente il tasso di innalzamento del livello del mare. Una parte del riscaldamento e dell’innalzamento del livello del mare sono già inevitabili, a causa del carbonio che abbiamo già immesso in atmosfera. Ma se dovessimo raggiungere un accordo internazionale serio per trasformare i nostri sistemi energetici in modo che siano più efficienti e facciano più affidamento su fonti rinnovabili come l’energia solare ed eolica – o anche quella nucleare, anche se questo porta un altro insieme di rischi – potremmo intaccare in maniera significativa questo problema.

Però, riusciremo mai a fare qualcosa di tutto ciò?

Gli stratocumuli anticiclonici

Non è inusuale, durante le giornate autunnali e invernali, trovarsi in una situazione anticiclonica in cui spesso lo zero termico assume valori molto elevati e, in montagna, si assiste a giornate soleggiate e calde, mentre chi abita in pianura osserva dei cieli grigi che spesso non lasciano passare la radiazione solare neppure nelle ore più calde, oppure si ma limitatamente a 1-2 ore, e con temperature relativamente basse. Perchè si assiste a questa fenomenologia, e perché d’estate è molto più raro?

Per capirlo dobbiamo far ricorso agli insegnamenti della fisica dell’atmosfera. Di norma, quando ci si trova in regime anticiclonico, si è in presenza di correnti che, a livello del suolo, tendono a ruotare in senso orario attorno al massimo di pressione e contemporaneamente a divergere, come mostrato in Fig. 1.

Fig. 1 – Schema semplificato di circolazione atmosferica in presenza di depressioni e anticicloni. Nella realtà, la verticalità dei flussi subsidenti non è sempre rispettata.

La divergenza delle correnti al suolo richiama aria dall’alto e quindi siamo in presenza di moti discendenti (in gergo tecnico: correnti subsidenti) sopra le strutture anticloniche; nella realtà, tali correnti non sono esattamente verticali, ma possono mostrare lievi inclinazioni, soprattutto negli anticicloni dinamici. L’aria in moto discendente tende ad essere secca in quanto la sua temperatura interna aumenta a seguito della compressione adiabatica (l’aria in discesa, incontrando pressioni superiori, viene compressa adiabaticamente e quindi si riscalda) e allontana la massa d’aria dal punto di saturazione del vapore acqueo (questo poiché, in base alla legge di Clausius-Clapeyron, il contenuto di vapore acqueo alla saturazione aumenta esponenzialmente con la temperatura). Come risultato, in generale le correnti discendenti portano cieli sereni o quasi sereni, e non è un caso se la maggior parte delle aree desertiche del mondo si trova nelle fasce di latitudine tropicale, dove i moti verticali associati alle celle di Hadley della circolazione atmosferica globale sono discendenti. Per concludere, aggiungiamo che i moti di tali correnti discendenti sono molto deboli, di pochi cm/s.

Fig. 2 – Esempio di profilo vrticale di temperatura in area anticiclonica. Immagine semplificata da Università Wyoming e modificata dall’autore del blog.

A questo ragionamento, tuttavia, va aggiunto un altro fattore, ovvero quanto avviene nello strato limite. Infatti, in condizioni di alta pressione e cielo sereno, il suolo si riscalda e riscalda anche l’aria a contatto col suolo stesso, la quale, essendo leggera, tende a creare delle “bolle d’aria calda” (in gergo tecnico: termiche) che salgono; tale fenomeno si chiama convezione. In una giornata serena anticiclonica, quindi, siamo in presenza di due moti verticali opposti: il moto subsidente di discesa dall’alto verso il basso, legato all’anticiclone, e quello di salita dal basso verso l’alto, legato alla convezione. Chi vince? Generalmente, nessuno dei due. Questo perchè essi avvengono in due strati di atmosfera ben distinti, separati da uno straterello in cui la temperatura aumenta con la quota (inversione termica). Perchè si forma la zona di inversione termica? Perché, generalmente, la compressione adiabatica riscalda molto sensibilmente la massa d’aria, la quale assume temperature quindi molto alte. L’aria in salita dal suolo è soggetta allo stesso processo, ma siccome sale e incontra pressioni inferiori, si espande adiabaticamente, diminuendo quindi la propria temperatura. Quando le due masse d’aria si incontrano, risulta sensibilmente più calda quella che scende, e pertanto il moto si arresta (l’aria meno densa non può penetrare dentro quella più densa). In Fig. 2 è rappresentato un profilo verticale reale di temperatura eseguito in una località tropicale che ben evidenzia i due strati con profilo adiabatico, sopra e sotto la zona di inversione termica. Questo tipo di profili rappresenta la norma nelle zone tropicali, ma situazioni simili si verificano anche in prossimità dei massimi anticiclonici delle medie latitudini, specialmente durante la stagione estiva e quando l’umidità atmosferica nello strato limite non è troppo alta.

Fig. 3 – Radiosondaggio del 18 ottobre 2014 ore 00UTC a Cuneo. Fonte: università Wyoning.

Fig. 4 – Radiosondaggio del 19 ottobre 2014 ore 00UTC a Cuneo. Fonte: università Wyoning.

Cosa c’entra l’umidità? C’entra. Perchè, durante i moti convettivi nello strato limite, se l’umidità dell’aria è elevata, può succedere che il raffreddamento dell’aria durante la salita porti il vapore acqueo a superare il punto di saturazione, favorendone quindi la condensazione in minute goccioline di nube. Si formano, quindi, delle nubi le quali, data la loro collocazione all’interno dello strato limite e il loro limitato sviluppo verticale (sono limitate in alto dalla base dell’inversione termica), rientrano nella categoria degli stratocumuli.

In presenza di stratocumuli, nello strato limite il soleggiamento risulta ridotto o assente, e pertanto il suolo non si riscalda. L’atmosfera in tale strato rimane pressoché neutrale, ovvero né stabile né instabile, e i debolissimi moti verticali risultanti sono dovuto soltanto alla turbolenza episodica o residua dentro tale strato. D’estate, la lunga durata delle ore di sole in genere alla lunga provoca la rimozione dello strato di inversione, almeno temporaneamente nelle ore più calde, e le termiche riescono a diminuire l’umidità nello strato limite diluendola in quota. D’inverno, date le temperature inferiori e lo scarso soleggiamento, spesso lo strato limite risulta separato dall’atmosfera superiore, e in presenza di nubi il soleggiamento è più difficoltoso; talora lo strato di nubi si rompe soltanto nelle ore più calde del giorno, quando la radiazione solare è più efficace, ma si riforma poi quasi immediatamente all’avvicinarsi del tramonto.

Fig. 5 – Immagine satellitare nella banda del visibile alle ore 10:30 locali del 19/10/2014. Fonte: sat24.com

Come esempio, guardiamo il radiosondaggio notturno registrato a Cuneo alle 00UTC del 18/10/2014, in condizioni di cielo poco nuvoloso (Fig. 3) e quello registrato 24 ore dopo, sempre a Cuneo, alle 00UTC del 19/10/2014, in condizioni di cielo coperto da stratocumuli (Fig. 4). Si nota l’irrobustimento dello strato di inversione termica sopra la città.

Se l’estensione verticale il giorno 18 era maggiore, l’intensità in termini di differenza di temperatura era invece minore; il giorno 19, lo strato si estende da circa 900 a 1600 metri, e l’inversione termica assomma a quasi 10 °C, valore che spiega bene il denso strato di stratocumuli presente su praticamente tutto il Piemonte e su gran parte della pianura padana, ad eccezione delle aree apine e prealpine (immagine satellitare in Fig. 5).

Con queste premesse, si può quindi capire come, anche in condizioni anticicloniche, che quindi sono legate a stabilità dell’aria che sfavorisce i moti verticali turbolenti, è possibile avere cieli nuvolosi; talora, nelle giornate invernali o autunnali caratterizzate da inversioni termiche molto pronunciate, lo strato di stratocumuli può essere così spesso da dare origine a deboli precipitazioni (pioviggini o piogge leggere) mentre, al di sopra dell’inversione, il cielo può essere sereno e le temperature molto gradevoli.

Very low minima of extratropical cyclones in North Atlantic

Meteorological forecasts for the approaching weekend (January 26-27, 2013) show the presence of a very deep sea level pressure minimum in the North Atlantic ocean, at high latitudes, located between Iceland and UK. Without pretending to be exhaustive, we will mention the minima forecasted by some of the most used models: less than 940 hPa (on 27^th at 00 UTC) by ACCESS, 939 by ECMWF (on 27^th at 00 UTC) and GEM (26^th at 18 UTC), 932 by JMA (on 27^th at 12 UTC), 930 by NOGAPS (27^th at 00 UTC), less than 930 hPa (26^th at 12 UTC) by GFS, and less than 928 hPa (26^th at 12 UTC) by UKMO.

The pressure values are quite low and resemble those measured near or inside tropical cyclones. However, these storms have a different genesis and structure and are classified in the category of extratropical cyclones. A question that one might ask is whether these values can be considered unusual, or even exceptional.

In this blog, I will try to give a brief survey of world barometric pressure records, with the help of this blog of Christofer C. Burt and, for the maps, the very useful database stored in wetterzentrale.de. Most of the information and scientific results, as well as one figure reported in this blog, came from the original papers published by S.D. Burt, listed in the references.

As one can easily imagine, excluding the small scale phenomena such as tornadoes, the lowest pressures observed on the Earth have occurred during tropical cyclones.

The following table reports the absolute minima observed for each region.

The second minimum in the list is questioned by the Australian Bureau of Meteorology, that places a minimum pressure for the storm at 905 hPa on the same date and location. For North Atlantic, the minimum value is 882 hPa: for sake of comparison, the lowest value observed during the track of hurricane Sandy in October 2012 was 940 hPa, and that of hurricane Katrina in August 2005 was 902 hPa.

When we move to extratropical cyclones, the situation is different. The minima are a little bit higher, but not so much as one could imagine.

For Southern hemisphere, the record belongs to a storm developed near Antarctica, with 919 hPa observed at Casey station on the Windmill Islands (just outside the Antarctic Circle) on Vincennes Bay (66°17’S 110° 31’ E) on August 8-9, 1976.

In the northern hemisphere, the most probable record of lowest pressure is held by the storm of January 10^th, 1993, which showed a central pressure of 912-915 hPa between Iceland and Scotland near 62°N 15°W. The map from wetterzentrale.de, shows, at 00 UTC of January 11^st, a deep minimum lower than 930 hPa, as a part of a large depression covering the whole northern Atlantic. I am remembering here that, in the site, the maps are available every 24 hours, at 00 UTC.

Also the storm occurred on December 15^th-16^th, 1986, deepened to at least 916 hPa south-east of Greenland, near 62°N 32°W, a value assessed by the British Meteorological Office, while the West German meteorological service proposed a pressure possibly as low as 912-913 hPa. The map below, at 00 UTC of December 15^th, shows a minimum lower than 925 hPa, and a situation quite different from the previous one, in which the depression size was smaller and supposedly with most intense winds. In both cases, the evolution of the system was quite rapid: the low intensified by 25-30 hPa in only 24 hours, and filled by 25-30 hPa in a similar time.

On December 15, 1986, the ship Uyir, sailing southeast of Greenland, recorded the value of 920.2 hPa. According with the British Met. Office, the central pressure of the storm, which was centered some distance southeast of the ship, was 916 hPa. The map below, at 00 UTC of December 15^th, shows a minimum lower than 925 hPa, very close to Greenland. The almost explosive deepening of the depression was followed by a fast filling on the subsequent day.

It is interesting also to mention some record values observed on the territory of individual nations. The Iceland one is 923.6 hPa, observed on December 2^nd, 1929, at Storhofoi. The map on 3^rd at 00 UTC shows a minimum of 945 hPa close to the Iceland; the depression has undergone a rapid deepening and a subsequent rapid filling.

Other two relevant minima studied by the British weather historian Stephen Burt are:

921.1 hPa on Feb. 5, 1870 measured by the ship Neier at 49°N 26°W;

924 hPa on Feb. 4, 1824, measured at Reykjavik, Iceland (the lowest on land measured pressure in the North Atlantic). These two minima are too old in order to draw a map.

Also the value of 925.5 hPa, recorded on Dec. 4, 1929 by the SS Westpool somewhere in the Atlantic (the exact location is unknown) is noticeable: in this case, the map on 5^th at 00 UTC shows a minimum of less than 940 hPa off the Ireland, with very strong winds on the Irish coasts.

In UK, the minimum value of sea level pressure recorded over the territory was 925.6 hPa, on January 26th, 1884, at Ochtertyre, Pershire. In this case, the map from wetterzentrale.de on 27^th at 00 UTC reveals a minimum of 945 hPa located between England and Norway.

For this event, a surface chart of the cyclone drawn 6 hours before (Burt, 2006) reveals the minimum of 925.6 hPa at Ochtertyre, in Scotland.

Even if not in the north Atlantic, also the most powerful storm observed in Alaska in modern history in October 25-26, 1977, at Dutch Harbor on the Aleutian Island of Unalaska, is remarkable. The minimum pressure observed was 926 hPa on the evening of October 25^th. Winds gusted to 130 mph at Adak, and gusted for 12 consecutive hours exceeding 110mph. The map below reveals as, even in this case, the size of the depression, the proximity of the isobars, leaving deduce a very strong wind speed associated with the cyclone.

Worthy of mention is also the minimum recorded in Ireland, at Belfast, on December 8^th, 1886: 927.2 hPa. In that occasion, the map on 7^th at 00 UTC reveals a narrow depression elongated from North Pole to Mediterranean sea and centered on Scotland, already filled to less than 955 hPa.

Finally, we want to mention also the Finland record of 939.7 hPa, recorded on March 1^st, 1990. The map of February 28^th at 00 UTC clearly shows the minimum (lower than 950 hPa) over the southern Finland as the center of a large depression covering most of northwestern Europe. Differently on previous cases, the evolution of this minimum was slower, and the cyclone, formed on February 26th near Iceland, moved northwards, gradually filling.

This short overview of meteorological situations favourable to produce very low cyclones in the northern hemisphere can be sufficient to say that the vale predicted for the next weekend in the north Atlantic can be considered not exceptional and not unusual, even if rare. Normally these storms are confined, in both hemispheres, at latitudes not lower than 50°, with very few exceptions.

The range of pressures predicted by the different models for the storm of the January 26-27 weekend is of about 12 hPa (according with the forecasts available at 10 p.m. of January 22^nd, the minimum will range between 928 and 940 hPa), and is in agreement with the standard deviation of 15 hPa of the ensemble prediction of ECMWF model (see figure below).

To get a more quantitative picture, it is possible to use the data founded by Von Ahn et al. in this study of 2005, that will be shorthly summarized here. The authors examined all extratropical or mid-latitude storm systems showing a wind speed larger than the value defined as “hurricane force” (HF, equal to or larger than 64 kts). They used near-surface winds from the National Aeronautics and Space Administration (NASA) QuikSCAT scatterometer. In this way, they observed, from October 2001 to April 2004, a total of 120 HF cyclones. The distribution in terms of minimum pressure was the one reported in the figure below.

The authors, examining the evolution of these cyclones, have noticed that, for most cyclones, HF conditions were observed to occur at or near the time of minimum central pressure (the mature phase of the cyclone), lasting on average less than 24 hours, a relatively short-life compared to the average life span of 5 days for ocean storms. The typical evolution of an ocean storm follows the scheme depicted by Shapiro and Keyser (1990) and well summarized in the paper of Von Ahn et al., that I summarizes here. The cyclone begins as an open frontal wave with a warm front and cold front (I). As the cyclone intensifies, also the frontal wave amplifies. The cold front pushes eastward (South of the low) and the temperature gradient tightens to the West of the low center (II). The front associated with this tightening temperature gradient west of the low is referred to as the bent back front or occluded front. The wave continues to amplify (III) and the bent back (occluded) front and associated temperature gradient swings eastward to the southwest of the low center. The strongest temperature gradient in phase III is associated with the continuous warm to bent back front and not in association with the cold front to the south. Phase III is referred to as the frontal T-bone. Phase IV shows the mature cyclone or warm core frontal seclusion. At this point, the very strong temperature gradient (or front) has encircled the surface low center. A shallow pocket of relatively warm air has migrated to the low center and become cut off or secluded (thus the term warm seclusion). Within the warm seclusion the air is very unstable and convection may occur. An arc of very strong temperature gradient surrounds this pocket of warmer air with cold air found to the exterior of this temperature gradient. A very strong pressure gradient exists on the cold side of the temperature gradient (south of the low). It is in this area of strong pressure gradient that HF conditions are often observed.

Using the winds derived by QuikSCAT images to create composites of the maximum winds for 17 open ocean HF cyclones (11 in the North Pacific and 6 in the North Atlantic) near maturity or close to minimum central pressure, Von Ahn et al. have determined where HF conditions occur most frequently, deriving a conceptual model of cyclone development shown in the figure below. According with this model, the area of HF winds recorded by QuikSCAT, indicated in the figure with red hatching, is located from southeast to nearly west of the low center during the mature phase of an ocean cyclone. Figure 5 illustrates where to anticipate HF winds in a mature cyclone.

It is needless to say that, despite the short duration of HF conditions, HF cyclones can indeed be very dangerous, especially if the area of strongest winds will impact on land area. A well know example is the sequence of storms that hit France and central Europe during the Christmas holidays of 1999, at unusually low latitudes.

In the case of landfall, contrary to what happens for tropical cyclones, in which the “engine” is constituted by the presence of water vapor, the system does not dissipate too much during the landfall, but follows its natural dynamics.

Aknowledgements

Thanks to:

Cristopher Burt for his two posts on weatherunderground;

Stephen Burt for list of North Atlantic pressure records and the list of his papers;

Steve Gregory for the map of the Alaskan storm of 1977 and related information.

References

Burt, Christopher C. (2011) Weather extremes. Super Extra-tropical Storms; Alaska and Extra-tropical Record Low Barometric Pressures, available on http://www.wunderground.com/blog/weatherhistorian/comment.html?entrynum=49

Burt, Christopher C. (2011) Weather extremes. World and U.S. Lowest Barometric Pressure Records, available on http://www.wunderground.com/blog/weatherhistorian/comment.html?entrynum=50

Burt, Stephen D. (1983) New UK 20th Century low pressure extreme. Weather, 38, pp. 209-13

~ (1985) Remarkable pressure fall at Valentia, 17 October 1984. Weather, 40, pp. 48-51

~ (1987) A new North Atlantic low pressure record. Weather, 42, pp. 53-56

~ (1987) A new North Atlantic low pressure record. The Marine Observer, 57, No. 297 (July 1987), pp. 122-125

~ (1987) Deep depressions. Letters to the Editor, The Times, London: REPRINTED IN Letters to the Editor, J Meteorol, 12, pp 348-8

~ (1989) London’s lowest barometric pressure in 167 years. Weather, 44, pp 221-5

~ (1993) Another new North Atlantic low pressure record. Weather, 48, pp 98-103

~ (2006) Barometric pressure during the Irish storm of 6-7 January 1839. Weather, 61, pp 22-27

~ (2006b) Britain’s highest barometric pressure on record is incorrect. Weather, 61, pp 210-1

~ (2007) The Lowest of the Lows … Extremes of barometric pressure in the British Isles, Part 1 – the deepest depressions. Weather, 62 (1), pp 4-14

~ (2007) The Highest of the Highs … Extremes of barometric pressure in the British Isles, Part 2 – the most intense anticyclones. Weather, 62 (2), pp 31-41

~(2008) The intense anticyclone over NW Russia, early January 2008. Weather, 63, pp 174-76

~ (2009) Long-term variations in extremes of barometric pressure in the British Isles. Weather, 64, pp 187-189

~ (2011) Barometric pressure during the Irish storm of 6-7 January 1839. Published online at http://www.irishmetsociety.org/jan-1839-storm