Molte polar lows sembra che si formino vicino o in corrispondenza di prondi cicloni generati da cut-off (Rasmussen, 1985 e Businger, 1985), mentre altri vortici a scala inferiore si formano da aria polare all’interno di un forte flusso zonale in quota (Reed, 1979). Sebbene si concordi che tutti questi cicloni si formino all’interno di aria polare convettivamente attiva, la varietà delle condizioni barocline hanno condotto il mondo meteorologico a coniare varie teorie per descriverli.
Alcune, come quelle di Reed (1979), e Harrold e Browning (1969), hanno sostenuto che l’instabilità baroclina è il principale meccanismo scatenante, tuttavia considerando che la bassa stabilità statica dell’atmosfera nei bassi strati è il fattore limitante sia della piccola scala di questi cicloni, sia della loro veloce evoluzione e devoluzione (Staley e Gall, 1977). Altri, come Rasmussen stesso (1979, 1985), hanno proposto che le polar lows siano il risultato di una instabilità condizionale, forse aiutata da processi baroclini non meglio identificati.
C’è evidentemente più di un meccanismo alla base della creazione delle polar lows, le quali si presentano in un intero spettro di varianti dello stesso fenomeno. Uno dei meccanismi è certamente l’instabilità baroclina; altri possono essere l’instabilità condizionale delle masse d’aria coinvolte, ma anche l’interazione tra l’aria polare e il mare.
La principale differenza tra gli uragani tropicali e le polar lows risiede nel fatto che per i primi, le condizioni atmosferiche sono ininfluenti ai fini della convezione profonda, e il limite della convezione sono i fenomeni convettivi stessi. Non esistono condizioni di instabilità condizionale, se non l’innesco dovuto alle onde tropicali (di sufficiente ampiezza) in arrivo da est.
Al contrario, le polar lows sono sostenute dalla fenomenale differenza in temperatura tra l’acqua degli oceani e l’aria polare, ed infatti l’entropia contenuta nella superficie marina è sostanzialmente maggiore di quella dell’aria. Sebbene anche nei tropici la convezione sia sostenuta da fenomeni di sovrasaturazione adiabatica, ai poli quest’ultima è da attribuirsi quasi sostanzialmente alla differenza di temperatura tra l’aria e l’acqua.
Un bellissimo esempio di polar low è quello che è capitato nella notte tra il 14 e il 15 Dicembre 1982, sul mar di Barents a nord della Norvegia, poco a sud dell’isola degli Orsi. Nella prossima analizzeremo tale evente per capire quale sia stato l’apporto di calore latente e sensibile dal mare e vedremo quale possa essere, in termini generali, la minima pressione centrale delle polar lows, risultante dalla sola interazione tra il mare e l’aria.
