Si tratta di fenomeni tipici soprattutto in autunno, quando il Mar Ionio è ancora caldo. E sono insidiosi. Ecco i precedenti

I temporali sottovento autorigeneranti sull’area dei Monti Peloritani sono sistemi convettivi multicellulari persistenti che si formano e si autoalimentano a ridosso o a valle (sottovento) della dorsale, scaricando precipitazioni torrenziali su aree ristrette per ore. Si tratta di fenomeni tipici soprattutto in autunno, quando il Mar Ionio è ancora caldo. La letteratura meteorologica locale e gli studi su eventi estremi mediterranei (inclusi cluster multicellulari con rigenerazione sopravvento e sistemi a V) li descrivono come particolarmente insidiosi perché possono generare alluvioni lampo e colate detritiche.

Le condizioni ideali al loro sviluppo si hanno quando nei bassi strati, solitamente fino ai primi 2 km della troposfera (dal livello del mare fino a 1800/2000 metri), si ha un flusso di aria calda e molto umida da est/sud-est o scirocco (SE/SSE), spesso alimentato da un minimo depressionario o cut-off tra le coste nord-africane e il Mediterraneo centro-occidentale (Baleari/Sardegna). Questo flusso, transitando sullo Ionio caldo (anche 26-27 °C in autunno), si carica di vapore acqueo e umidità elevata.

Mentre, al contempo, in quota prevalgono flussi freddi e intensi da ovest o sud-ovest, spesso collegati a un ramo della corrente a getto o a un’avvezione fredda. Questo crea un forte shear verticale del vento (cambiamento di direzione e intensità con la quota) e un contrasto termico/igrometrico marcato lungo tutta la verticale della colonna troposferica.

Il contrasto tra aria caldo-umida bassa e aria più fredda/secca in quota genera forte instabilità potenzialmente convettiva (elevati valori di CAPE e ridotta CIN). Lo stau orografico sui versanti orientali dei Peloritani innesca i primi cumuli e congesti. Quando le correnti in quota inclinano le torri convettive, il sistema si organizza.

Le dinamiche fisiche

Il meccanismo principale è quello dei temporali multicellulari con rigenerazione sopravvento (o “back-building”). L’aria caldo-umida viene sollevata forzatamente dall’orografia o dalla convergenza del vento nei bassi strati. Le particelle d’aria salgono verso l’alto, fino a raggiungere il limite della tropopausa, e a volte anche oltre, sfondando in stratosfera. Si formano celle temporalesche (cumulonembi) con intense correnti ascensionali (noti come updraft). La nube convettiva può essere spessa verticalmente anche oltre 12 km, quasi il doppio dell’altezza dell’Everest.

Le forti correnti in quota trasportano le celle mature verso valle (o sottovento), mentre nuove celle nascono sopravvento, nello stesso punto di innesco, grazie al continuo afflusso di umidità dal mare, seguendo un ciclo di 30-40 minuti.

Il risultato è un sistema quasi stazionario o a lenta traslazione che insiste sulla stessa fascia costiera/collinare per ore, con precipitazioni cumulate elevate (spesso >200-300 mm in poche ore su aree di pochi km²).

Come l’orografia peloritana complica tutto

L’orografia dei Peloritani (catena relativamente stretta, ripida, con creste fino a 1200 orientata quasi perpendicolare ai flussi sciroccali e ricca di valli laterali come Agrò e Alcantara) svolge un ruolo chiave. Forza il sollevamento orografico (stau) sul versante ionico e canalizza i flussi umidi nelle valli (vedi l’effetto Alcantara/Agrò), permettendo all’aria di penetrare nell’entroterra e poi di essere sollevata.

Spesso i ripidi pendii sul versante ionico amplificano la convergenza e i gradienti locali. Sul versante sottovento o lungo la costa ionica le celle possono organizzarsi ulteriormente.

Il cold pool è fondamentale per l’autorigenerazione. L’aria fredda e densa prodotta dal downdraft (correnti discendenti con pioggia evaporativa) scende, scivola lungo i pendii e raggiunge il mare o la costa, dove ancora è presente la ventilazione che trasporta aria calda e umida verso la costa. Qui le raffiche fredde discendenti dal temporale si incuneano sotto l’aria caldo-umida in arrivo da mare, sollevandola forzatamente e innescando nuove correnti ascensionali e creando nuovi cumuli. Il ciclo si ripete, con nuove celle che nascono lungo il bordo del cold pool, pronte ad essere aspirate dal sistema, rialimentandolo. Questo meccanismo è documentato localmente proprio sui Peloritani e sulla fascia ionica, ma anche nella zona tirrenica.

I casi eclatanti

Nel pomeriggio del 1 ottobre 2009 un temporale stazionario si crea sul versante ionico dei Peloritani (zona Giampilieri Superiore, Scaletta Zanclea, Altolia, Molino, Briga). Accumuli intorno a 220-300 mm in poche ore (picchi intensi, fino a valori orari elevatissimi), con oltre 600 frane/colate detritiche su ~50 km². Causò 37 vittime, centinaia di sfollati e devastazioni. Preceduto da piogge intense a settembre (totale ~500 mm in due settimane). La configurazione vedeva un flusso sciroccale umido al suolo e aria più fredda che ha favorito lo sviluppo di continue celle sottovento ai Peloritani.

Il 25 ottobre 2007, 2 anni prima del disastro del 2009, nella stessa area si formò un evento analogo (meno letale) con celle autorigeneranti e forti accumuli sulla stessa fascia. Si raggiunsero accumuli fra 100 e 200 mm in poche ore.

Nell’ ottobre 1996 piogge intense e persistenti (oltre 300 mm in una settimana a Messina, con picchi di 45 mm in mezz’ora), straripamenti e isolamenti. In quel caso l’ondata di maltempo fu associata ad un ciclone mediterraneo che assunse caratteristiche subtropicali sullo Ionio. Nell’ottobre 1998 l’alluvione con vittime (torrenti Annunziata e Pace).

Fra fine dicembre 1972 e inizio gennaio 1973 un profondo ciclone extratropicale (simile ad Harry) stazionò a largo della costa del trapanese, attivando un impetuoso flusso sciroccale (raffiche oltre 100 km/h) che alimentò un diluvio monsonico nelle vallate ioniche. Ad Antillo caddero oltre 1000 mm in 4 giorni e totali annui eccezionali (>2400 mm). In quei giorni il borgo di Raju fu abbondonato per il rischio di una colossale frana.

Nel 1974 un nubifragio su Messina e frazioni collinari della zona centro-sud causò frane e vittime (S. Filippo Superiore). Questi eventi mostrano la ricorrenza storica di questo fenomeno, già documentato in cronache secolari su alluvioni lampo e colate di fango lungo la fascia Mili-Giampilieri-Scaletta.

Nella letteratura questi fenomeni sono ricondotti a interazioni mesoscala-sinottica, con analogie ai V-shaped storms e agli MCS costieri. La previsione resta difficile per la scala ridotta (individuare il punto esatto dove colpiscono), se non solo tramite il now/casting. Ma le condizioni sinottiche ideali (scirocco umido basso e flusso occidentale/sud-occidentale freddo in quota) sono ormai ben identificate come segnali di allerta.