Le depressioni tropicali continentali stanno per far finire la lunga siccità nell'Africa australe
Si è notato che queste depressioni si formano a ridosso di zone di convezione profonda, ai margini d un fronte, quasi stazionario, che si distende sulla diagonale, fra l’altopiano dell’Angola e il Congo, lungo la linea di convergenza fra monsone e aliseo di SE.
Gli altopiani dell’Africa australe, dall’Angola fino al Botswana e al Nord del Sudafrica, in questo periodo dell’anno vengono interessate da un notevole rinvigorimento dell’attività convettiva, che favorisce lo sviluppo di frequenti temporali, specie durante le ore centrali del giorno. Con l’inizio dell’estate australe l’ITCZ, il famoso “fronte di convergenza intertropicale”, raggiunge il suo posizionamento più meridionale dell’anno.
Queste sue cicliche fluttuazioni a nord e a sud dell’equatore, correlate con i passaggi “zenitali” del sole e gli spostamenti delle aree di massimo soleggiamento, causano notevoli ripercussioni su scala planetaria. In questo periodo dell’anno, con l’approssimarsi dell’estate australe, il “fronte di convergenza intertropicale” si muove in direzione delle altoterre dell’Africa meridionale, dove entra nel vivo la stagione delle piogge nell’area tropicale.
Le depressioni tropicali dell’Africa australe
Recenti studi hanno dimostrato come l’andamento della stagione delle piogge, sulle altoterre dell’Africa australe, è influenzato dalla formazione delle cosiddette “tropical lows” dell’Africa meridionale.
Parliamo di depressioni tropicali “continentali”, che si sviluppano in un’atmosfera “barotropica”, strutturandosi per bene fino alla media e alta troposfera, al di sopra degli altopiani dell’Africa australe. Ma prima di vedere le caratteristiche di queste circolazioni depressionarie tropicali bisogna fare dei cenni riguardo l’atmosfera “barotropica”, tipica dei climi tropicali.
Cosa s’intende per atmosfera “barotropica”?
Un’atmosfera barotropica è quella in cui la densità è una funzione della sola pressione. Ciò significa che le superfici isobariche sono anche superfici a temperatura costante. Se il “gradiente termico orizzontale” è zero, anche il vento termico sarà zero.
Il vento termico è definito come il taglio verticale del vento geostrofico. Quando il vento termico è uguale a zero il vento geostrofico non cambierà con l’altezza. Ciò significa anche che in un’atmosfera “barotropica” la componente orizzontale del gradiente di geopotenziale rimane costante con l’altezza. I sistemi di alta e bassa pressione a scala sinottica in questa situazione ideale “stanno in piedi” con l’altezza.
Lo sviluppo dei temporali nell’atmosfera tropicale
Nella vera atmosfera tropicale si verifica una forte convergenza dei venti in superficie che si associa con la bassa pressione “verticale”. Questa convergenza a sua volta si traduce in un forte movimento verso l’alto e se è disponibile un adeguato vapore acqueo, si svilupperà una nube convettiva, come le cosiddette “torri convettive” dei cumulonembi.
La condensazione rilascia una grande quantità di calore latente, che a sua volta è responsabile di un significativo aumento delle temperature nell’alta troposfera, con lo sviluppo di una anomalia termica positiva, rispetto l’ambiente circostante. Lo spessore geopotenziale di uno strato è direttamente proporzionale alla temperatura media della colonna.
Ciò, quindi, comporta che in un’atmosfera tropicale, sopra una circolazione di bassa pressione si formi una circolazione di alta pressione (vedi la sezione verticale dei cicloni tropicali). Il rilascio di calore latente, sprigionato dalla convezione, si traduce rapidamente in un nucleo caldo (alta pressione) che si sviluppa al di sopra la circolazione depressionaria. Come descritto, il rilascio di calore latente porta a temperature superiori alla media nell’alta troposfera, sopra la circolazione depressionaria tropicale.
Le temperature medie della colonna nello strato da 500 a 300 hPa sono fondamentali per l’identificazione dei sistemi meteorologici tropicali. Non è fissata alcuna soglia specifica per le temperature medie da 500 a 300 hPa in un sistema di circolazione tropicale, ma le temperature della colonna dovrebbero essere confrontate con le aree circostanti al fine di identificare un sistema a nucleo caldo.
Affinché l’intero impianto atmosferico venga tenuto in vita, nell’alta troposfera deve essere presente un’area di divergenza, poco sotto la tropopausa, fra i 300 e i 200 hPa. Questa divergenza rimuove l’aria orizzontalmente nella troposfera superiore. È grazie a questa divergenza di vento che l’integrità verticale del sistema tropicale può essere mantenuta.
Senza la divergenza nell’alta troposfera il sistema si riempirebbe a causa della convergenza presente nei bassi strati e del rilascio di calore latente. Questo processo è conosciuto come motore di Carnot e il seguente schema fornisce una spiegazione del processo.
Alcune caratteristiche di queste depressioni tropicali continentali
Lo studio su questi sistemi tropicali nasce dallo scopo di identificare dei criteri per identificare il carattere tropicale di quelle depressioni, responsabili di diversi eventi di piogge alluvionali sugli altopiani dell’Africa australe. Ma in particolare delle piogge che mettono fine alla lunga pausa siccitosa nell’Africa meridionale. Queste precipitazioni hanno un ruolo determinante nel produrre le ondate di piena dei più famosi fiumi dell’Africa australe, come lo Zambesi.
Tale modello concettuale si occupa dei minimi tropicali continentali (acronimo “CTL”) che si verificano da fine dicembre a inizio marzo sul subcontinente meridionale dell’Africa. Questi minimi si muovono molto lentamente e possono persistere fino a una settimana, causando violenti temporali e piogge di carattere alluvionale in vaste aree.
Si è notato che queste depressioni si formano a ridosso di zone di convezione profonda, ai margini del fronte, quasi stazionario, che si distende sulla diagonale, fra l’altopiano centrale dell’Angola fino al bacino centrale del Congo, lungo la linea di convergenza nei bassi strati fra l’Aliseo di SE, proveniente dall’oceano Indiano meridionale (dove è posizionato l’anticiclone delle Mascarene), e il ramo meridionale del “monsone di Guinea” che risale dall’Atlantico meridionale (dove è presente l’anticiclone dell’isola di Sant’Elena). Un esempio di questi è l’Angola low, una caratteristica semi-permanente sull’Africa meridionale durante l’estate australe.
La sua formazione è imputabile alla forte convezione prodotta dall’estesa area di convergenza, fra Aliseo e monsone di Guinea. Inoltre le depressioni tropicali continentali dell’Africa australe sono molto umide nei bassi strati, poiché richiamano aria eccessivamente umida direttamente dall’ITCZ.
La stessa umidità che poi fornisce il carburante necessario alla convezione profonda, producendo celle temporalesche e sistemi temporaleschi a mesoscala più complessi sull’altopiano. Le aree di forte convezione si trovano sul lato orientale della depressione, quelle dove prevale la ventilazione settentrionale che spinge umidità dal bacino del Congo e dall’area in cui è posizionata l’ITCZ, dove spesso si possono verificare eventi precipitativi particolarmente estremi.