Un solo meccanismo che li scatena
Le alluvioni del sud della Francia e quelle di Liguria e Versilia appartengono alla stessa famiglia meteorologica, quella degli episodi mediterranei. Non si tratta di eventi francesi che poi “arrivano” in Italia per semplice vicinanza geografica. È un unico processo fisico che, a seconda di dove si ferma il flusso umido e di quale rilievo lo solleva, colpisce le Cévennes, la Provenza, le Alpi Marittime, il Golfo di Genova o le Alpi Apuane. Oggi, mercoledì 30 settembre 2026, i dipartimenti del Gard e dell’Hérault sono in vigilance rouge. Sulle Cévennes sono attesi fino a 300-400 millimetri di pioggia, con intensità orarie di 50-80 millimetri, e l’allerta interessa anche l’area di Nîmes. È il primo episodio mediterraneo pesante della stagione, innescato dalla stessa circolazione atlantica che ha generato la tempesta Austen, un ciclone bomba (in Altantico) capace di attivare piogge alluvionali nel sud della Francia. Tre elementi lo rendono strutturale: il primo è il serbatoio di energia: a fine estate e in autunno il Mediterraneo occidentale resta molto caldo, l’evaporazione è intensa e la quantità di vapore acqueo e calore latente disponibile è enorme. Quella massa d’aria instabile non appartiene alla Francia: nasce sopra il Golfo del Leone, il Mar Ligure e il Tirreno settentrionale, e la riceve chiunque si trovi sottovento ai venti di scirocco e ostro. Il secondo è la porta d’ingresso comune. L’aria più fresca atlantica o polare scende spesso dalla valle del Rodano, impatta sulla costa francese, può scaricare prima sulle Cévennes e, se un anticiclone robusto non blocca la circolazione sull’Italia, continua ad alimentare una ciclogenesi sul Mar Ligure: la depressione ligure, nota come Genoa Low. Da lì il flusso umido è costretto a risalire contro l’Appennino ligure e le Alpi Apuane, e Levante ligure e Versilia diventano il versante sopravento. Il terzo è la capacità dei sistemi di spostarsi o rigenerarsi. Un temporale autorigenerante sul Tigullio o sulla Versilia possono essere due fasi dello stesso schema, separate da poche ore o da uno-due giorni. Senza un’alta pressione di blocco a est, lo stesso asse umido può slittare dalla Francia sud-orientale alla Liguria in 12-36 ore. Nel settembre 1992 accadde esattamente così: il 22 settembre l’Ouvèze devastò il Vaucluse, pochi giorni dopo il Bisagno esondò a Genova.Perché il Mediterraneo fabbrica cicloni
La ciclogenesi mediterranea non è una versione in miniatura di quella atlantica. Il bacino è piccolo, chiuso da catene elevate, con contrasti terra-mare bruschi e un mare che in autunno funziona da accumulatore di calore. Ne nasce una famiglia di minimi ibridi: baroclini come i cicloni delle medie latitudini, ma forzati e spesso innescati dall’orografia e dal riscaldamento diabatico, cioè dal calore liberato dalla condensazione. Tre ingredienti coincidono qui più che altrove. C’è anzitutto una forzante in quota: quasi tutti i cicloni intensi si formano quando la corrente a getto polare si piega verso sud e un’anomalia di vorticità potenziale (un PV streamer o una goccia fredda isolata) entra nel bacino. Il meccanismo è quello delle onde barocline atlantiche, compresso in scala, e il cosiddetto Rossby wave breaking, la rottura dell’onda planetaria, ne è un precursore frequente. Poi c’è una baroclinicità diversa da quella oceanica. Il gradiente termico non dipende soltanto dal fronte polare, ma anche dal contrasto costa-mare e da quello tra l’aria fredda che scende dalle “porte” del Rodano, di Carcassonne e dell’Ebro e l’acqua ancora calda. Nei bassi strati la baroclinicità è più debole che sull’Atlantico aperto, e per questo i processi diabatici pesano molto di più. Infine c’è l’orografia. Alpi, Pirenei, Atlante, Appennino e Tauro non sono una semplice cornice: bloccano il fronte freddo, stirano o comprimono le colonne d’aria e spostano il minimo dove la sola teoria delle onde barocline non lo collocherebbe. Quando una colonna d’aria viene stirata sottovento a una catena, la stabilità statica diminuisce e, per conservare la vorticità potenziale, deve crescere la vorticità relativa ciclonica. È il cuore della cosiddetta ciclogenesi sottovento.La depressione ligure in due fasi
Per Liguria e Versilia il meccanismo più rilevante è la ciclogenesi alpina, descritta da Buzzi e Tibaldi nel 1978 e approfondita dai lavori successivi, dalla campagna ALPEX fino alle rassegne di Buzzi, Davolio e Fantini. Il processo si sviluppa in due tempi. Nella prima fase, rapida e confinata nei bassi strati, una saccatura con il suo fronte freddo arriva da nord-ovest. Le Alpi trattengono l’aria fredda sul versante settentrionale, mentre una parte aggira la catena attraverso la Porta del Rodano ed entra nel Golfo del Leone e nel Mar Ligure. Sottovento alle Alpi occidentali si forma in poche ore un vortice poco profondo sul Golfo di Genova, con il classico dipolo pressorio: alta pressione sopravvento, bassa sottovento. Negli esperimenti con i modelli matematici, se si rimuovono le Alpi questo minimo quasi non nasce. Nella seconda fase il disturbo in quota scavalca o aggira la catena e si sovrappone al minimo al suolo. Il tasso di approfondimento sale ai valori tipici dell’instabilità baroclina, il ciclone assume una struttura extratropicale più ordinaria e si mette in moto: verso sud-est lungo il Tirreno, oppure verso l’Adriatico e l’Europa centro-orientale, lungo le traiettorie definite “Vb” dalla classificazione di van Bebber. Le ricerche più recenti precisano che la sola orografia non basta a spiegare i casi intensi: serve la sinergia tra anomalia di vorticità potenziale in quota e rilievi, e l’effetto combinato può valere quanto la sola avvezione in quota. Senza streamer, in sostanza, non si forma una Genoa Low profonda. Sopra il Mar Ligure entra poi in gioco il mare caldo: contrasto termico, convergenza tra scirocco da levante e tramontana che trabocca dalla Pianura Padana, e un Appennino a ridosso della costa trasformano il minimo in una vera macchina da pioggia. È il ponte diretto tra ciclogenesi e alluvioni lampo di Genova, del Tigullio e della Versilia, lo stesso fenomeno descritto nelle precipitazioni orografiche che colpiscono la Liguria e il Nord-Ovest italiano.Le altre aree di ciclogenesi del bacino
La climatologia individua pochi focolai persistenti. Il Golfo di Genova è attivo tutto l’anno, con un massimo tra autunno e inverno, e porta piogge su Liguria, Toscana e versante adriatico. Il Golfo del Leone e l’area delle Baleari, innescati dalle porte di Carcassonne e dell’Ebro e dall’effetto sottovento dei Pirenei, generano soprattutto in autunno e inverno gli episodi cévenol e mediterranei francesi. Dal punto di vista italiano, un minimo delle Baleari o del Golfo del Leone è spesso il fratello occidentale della depressione ligure: stessa aria atlantica, stesso mare caldo, diversa catena che fa da rampa, le Cévennes al posto di Appennino e Apuane. I cicloni nordafricani, detti anche Sharav, rappresentano il secondo grande massimo di ciclogenesi. Nascono sottovento all’Atlante quando una saccatura in quota raggiunge Marocco e Algeria, soprattutto in primavera, quando il contrasto tra deserto e Mediterraneo è massimo, e possono affacciarsi sul mare trasformandosi in sistemi afro-mediterranei carichi di umidità, con scirocco, sabbia e piogge verso est. Nel settore di Cipro e dell’Egeo prevalgono invece i minimi invernali legati all’orografia anatolica, a volte eredi di una Genoa Low in transito. Le gocce fredde, frequenti in autunno, garantiscono infine instabilità persistente e stazionarietà.Calore latente e Medicane
Nei cicloni mediterranei convivono sempre due anomalie di vorticità potenziale: una nell’alta troposfera, legata alla baroclinicità e agli streamer, e una nella bassa troposfera, prodotta dal calore latente dei temporali e talvolta dall’orografia. Quando la seconda prende il sopravvento il minimo può trasformarsi in un vortice a nucleo caldo, quasi simmetrico, con bande spiraliformi e un occhio: è il medicane. Come spiegato nell’approfondimento sui medicane, i cicloni del Mediterraneo, e sulle aree che colpiscono, non si generano dal nulla come un uragano tropicale. Quasi sempre sono una goccia fredda o un ciclone sottovento già esistente che, su acque ancora calde e sotto aria fredda in quota, organizza una convezione persistente attorno al centro. Le temperature superficiali del mare mediterraneo restano sotto la soglia tropicale classica dei 26°C: l’instabilità nasce dal contrasto con l’aria fredda in quota, non solo da un mare bollente.Dal minimo bassa pressione all’alluvione
La ciclogenesi spiega dove nasce il minimo, ma l’alluvione dipende da quanto a lungo il flusso umido resta allineato al rilievo. Una Genoa Low stazionaria o in lento movimento verso sud-est porta scirocco sul Tirreno settentrionale, con effetto stau su Apuane e Appennino ligure, convergenza sul Golfo e temporali autorigeneranti. Un minimo sul Golfo del Leone, o una saccatura che orienta il flusso da sud contro le Cévennes, produce l’episodio cévenol anche senza un ciclone profondo al suolo, perché l’orografia agisce come sollevatore continuo. La sequenza è ricorrente: mare ancora caldo e grande disponibilità di vapore, arrivo in quota di aria più fredda con una saccatura atlantica o una goccia fredda, flusso nei bassi strati da sud o sud-est che spinge aria calda e umida verso terra, sollevamento orografico. Spesso una linea di convergenza, in Liguria tra scirocco e tramontana, inchioda i temporali sullo stesso punto per ore e genera i sistemi a V autorigeneranti, responsabili dei record orari. Ogni millimetro evaporato dal mare torna a terra come pioggia convettiva, non stratiforme: è questo il salto rispetto a una perturbazione atlantica ordinaria. Il mare non crea da solo il ciclone, lo alimenta e lo rende più piovoso di quanto la sola dinamica baroclina consentirebbe.Le grandi alluvioni della Francia meridionale
Il 22 settembre 1992 la piena dell’Ouvèze nel Vaucluse raggiunse 17 metri al ponte romano, dopo circa 300 millimetri caduti in poche ore: tra 37 e 46 vittime, migliaia di sfollati e un campeggio spazzato via. È l’immagine simbolo degli episodi mediterranei francesi. Il 3 ottobre 1988 a Nîmes caddero oltre 420 millimetri in 8-9 ore sulle garrighe a ovest della città, con il pluviometro andato fuori scala: da 9 a 11 morti, decine di migliaia di sinistrati e il centro sotto metri d’acqua. Più indietro nel tempo, il 27 settembre 1900 un villaggio del Gard ai piedi delle Cévennes registrò circa 950 millimetri in 24 ore, con una trentina di vittime: resta uno dei valori di riferimento dell’area. Tra il 16 e il 20 ottobre 1940 l’Aiguat del Rossiglione portò stime locali fino a 1.000 millimetri in 24 ore, con 57 morti in Francia e oltre 300 in Catalogna. L’autunno 2014 mise in fila una serie di episodi su Cévennes, Costa Azzurra, Corsica e Rossiglione: 25 vittime e danni per circa 1,4 miliardi di euro. Completano l’elenco storico l’Ardèche nel 1890, con una cinquantina di morti, e gli eventi del 1907, del 1958, del 2002 nel Gard e del 2005.Genova, lo Spezzino e la Versilia
Per Genova la data di riferimento è il 7-8 ottobre 1970, l’alluvione più grave del dopoguerra: a Bolzaneto si misurarono fino a 900-950 millimetri in 24 ore, record nazionale, con l’esondazione di Bisagno e Polcevera, oltre 35 morti e migliaia di sfollati. Seguirono le esondazioni urbane del 27 settembre 1992 e del 23 settembre 1993, lo stesso autunno della tragedia del Vaucluse e quello successivo. Il 4 ottobre 2010 un temporale autorigenerante di origine marittima scaricò oltre 400 millimetri in poche ore tra Sestri Ponente e Varazze, mandando fuori argine Chiaravagna, Cantarena e Molinassi, con una vittima. Il 25 ottobre 2011 oltre 500 millimetri in sei ore travolsero lo Spezzino, la Val di Vara, le Cinque Terre e la Lunigiana: 13 morti, Monterosso al Mare devastata, Aulla e Borghetto di Vara sott’acqua, con danni pesanti anche a ridosso di La Spezia. Il 4 novembre 2011, con lo stesso schema mediterraneo, un sistema a V si bloccò sul levante genovese con punte oltre 500 millimetri: esondò il Fereggiano e morirono sei persone, tra cui due bambine. Tra il 9 e l’11 ottobre 2014 il Bisagno tornò a esondare, con una vittima, mentre l’Entella andò in piena a Chiavari. Tra il 1970 e il 2014 Genova conta quattro grandi alluvioni urbane e circa 70 vittime complessive. La densità di frane è tra le più alte del Nord Italia: versanti corti, flysch, torrenti tombinati e conoidi edificati amplificano ogni evento, come ricostruito nella rassegna delle alluvioni storiche di ottobre in Italia. In Versilia l’evento di riferimento è estivo ma con la stessa meccanica. Il 19 giugno 1996 una cella convettiva orografica si piantò sulle Apuane: 470 millimetri a Pomezzana, intensità fino a 157 millimetri in un’ora, colate di fango alte 4-5 metri. Cardoso, frazione di Stazzema, fu quasi cancellata e le vittime furono 14. Per impatto locale in Toscana è seconda solo all’alluvione di Firenze del 1966. Le Apuane funzionano come delle Cévennes in miniatura: una barriera vicinissima al mare, un effetto stau violentissimo e bacini minuscoli come Vezza, Versilia e Serra.Il rischio di replica sul Nord-Ovest
Senza un anticiclone di blocco il Mediterraneo caldo continua a ricaricare i sistemi. Non serve un ciclone tropicale: basta che il flusso da sud-est resti allineato ai rilievi per 6-12 ore. La sequenza tipica è sempre la stessa: streamer in quota, porta orografica, minimo sottovento, richiamo di aria mediterranea calda, precipitazioni orografiche e convettive, eventuale approfondimento diabatico. Mentre la Francia è sotto l’episodio, sull’Italia centrale e tirrenica resiste un’alta pressione che almeno per il 1° e il 2 ottobre dovrebbe limitare il trasferimento diretto del nucleo più intenso verso il Nord-Ovest. È però una parentesi, non una protezione strutturale: le tendenze indicano un cambiamento a partire dal 5-6 ottobre, con piogge più diffuse. Ma non sono previste, ad ora, piogge alluvionali. Credit- Flaounas et al., “Mediterranean cyclones: current knowledge and open questions on dynamics, prediction, climatology and impacts”, Weather and Climate Dynamics (2022)
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