Barotropicità – Baroclinicità

La densità dell’atmosfera è strettamente correlata al suo volume ed alla sua massa: d = m / v
Se aumenta la pressione atmosferica a temperatura costante, aumenterà la densità dell’aria (la massa aumenterà). Se diminuisce la pressione atmosferica a temperatura costante, diminuirà la densità dell’aria (la massa diminuirà).
A parità di valori della pressione, saranno, invece, le oscillazioni nei valori della temperatura a modificare la densità dell’aria.
Quando la densità dipende solo dalla pressione l’atmosfera si definisce barotropica.
In un sistema barotropico, le linee di altezza del geopotenziale (isoipse), sono parallele alle isoterme.
Un sistema è baroclino quando le isoipse creano un'angolazione con le isoterme (nell'immagine in alto: isoterme che intersecano le isoipse in una carta a 850hPa). In questo caso la temperatura influisce direttamente sul sistema, al contrario di un sistema puramente barotropico. Quindi, in un’atmosfera baroclina la densità dipende sia dalla temperatura che dalla pressione.
Sintetizzando: definiamo un sistema come barotropico quando la densità dell’aria viene influenzata direttamente dalla pressione, come baroclino quando è influenzata anche dalla temperatura.
Le latitudini medie ed alte sono in prevalenza barocline.
L'instabilità baroclina è un'instabilità fluidodinamica rilevante per i fluidi stratificati in rotazione. Alle medie ed alte latitudini essa rappresenta il meccanismo dominante cha dà vita ai cicloni ed agli anticicloni.
Nelle configurazioni depressionarie barotropiche l'asse che unisce il minimo in quota al minimo al suolo è verticale. In quelle barocline tale asse è obliquo; spesso queste configurazioni sono associate a notevole shear del vento.
Nei cicloni baroclini delle nostre latitudini temperate le aree perturbate, vale a dire quelle porzioni di atmosfera interessate da correnti ascensionali, si organizzano, in linea di massima, nella tipiche strutture frontali individuate dalla scuola meteorologica norvegese all’inizio del XX secolo.
In realtà l’instabilità baroclina può alimentare moti ascensionali ogniqualvolta si manifestino condizioni favorevoli: convergenza nei bassi strati atmosferici e divergenza delle correnti in quota. Soprattutto le formazioni temporalesche, specialmente se molto potenti, possono “sfuggire” al modello frontale della scuola norvegese.
Le condizioni favorevoli allo sviluppo di grandi temporali, spesso organizzati in squall line pre-frontali, si manifestano quando l’aria che affluisce nelle depressioni barocline è carica di energia potenziale. Di norma l’aria calda ed umida (spesso associata ad una warm conveyor belt) alimenta temporali frontali, in modo particolare nei fronti freddi; ma la baroclinicità nei cicloni extratropicali si manifesta già prima dell’arrivo del fronte freddo e può promuovere la formazione di ammassi temporaleschi pre-frontali se all’instabilità baroclina si aggiunge quella potenziale legata alla presenza di aria calda molto ricca di vapore.
L’innesco dei temporali pre-frontali in un ambiente potenzialmente favorevole al loro sviluppo può avvenire per cause diverse:
- fuoriuscita di correnti fredde (outflow), alle quote più basse, dai temporali associati ai fronti freddi;
- sviluppo di depressioni termiche sulle terre emerse soggette ad intensa insolazione nella tarda primavera e nella stagione estiva;
- spinte ascensionali indotte dalle montagne;
- sviluppo di dryline che si originano al confine fra aria molto secca discesa in medio-alta troposfera ed aria umida preesistente nelle quote medio-basse.
La presenza di intensi shear del vento nelle depressioni barocline può favorire l’organizzazione di sistemi temporaleschi molto intensi e, talvolta, quasi stazionari.
La fascia intertropicale, invece, è prevalentemente barotropica.
In realtà non esistono sistemi assolutamente barotropici; il termine barotropico è quindi usato in senso relativo. Un tipico sistema barotropico è il ciclone tropicale.
Anche i vortici ciclonici delle medie latitudini, prodotti da processi di cut-off (cut-off lows), spesso associati a scarso shear del vento, possono essere considerati barotropici, in modo particolare quando, sviluppandosi al disopra di un mare piuttosto caldo, danno luogo ad intesa attività convettiva. Talvolta nell’Oceano Atlantico e, più raramente, nel Mediterraneo possono generare tempeste “simil-tropicali” (chiamate TLC nel Mediterraneo). Si può quindi affermare che, in circostanze particolari, una perturbazione baroclina può trasformarsi in una tempesta barotropica.
Più frequentemente si manifesta il fenomeno opposto: quando una depressione barotropica (p.es. un uragano) raggiunge le latitudini temperate tende a diventare baroclina (tempesta extra-tropicale).