DSC00214 (17)

I

Ryt, 6.4. Powstawanie równowagi geostroficznej; p, óp — ciśnienie (izobaiy), G — przyspieszenie poziomego gradientu ciśnienia, a_c — przyspieszenie Coriolisa, v_v v₁ — prędkość wiatru..., v_t — prędkość wiatru geostroficznego

I (gęstość powietrza o temperaturze 0°C i przy ciśnieniu 1000 hPa) oraz I a> ■ 7,29 • 10~⁵s^_1, prędkość wyniesie (Holec, Tymański, 1973, s. 129):

*: - ^p»^(m/s)

Prędkość v jest prędkością wiatru geostroficznego v_r Wiatr geostroficzny i powstaje wskutek działania dwu sił — siły poziomego gradientu ciśnienia i siły I Coriolisa — i wieje równolegle do prostoliniowych izobar. Na półkuli północnej, ■ stojąc plecami do wiatru, ciśnienie niskie mamy pb lewej, a wysokie po prawej I stronie (prawo wiatru Buys-Ballota). Z zależności od gęstości i od szerokości I geograficznej wynika m.in., że na wysokości 6 km prędkość o jest dwa razy większa ■ niż przy powierzchni Ziemi, a na 30° szerokości geograficznej dwa razy większa H niż nad biegunem.

Na równiku, gdzie sinp i 0, pojęcie wiatru geostroficznego nie ma sensu. Wiatr I geostroficzny jest dobrym przybliżeniem wiatrów rzeczywistych, występujących I ponad warstwą tarciową (powyżej 1-2 km nad ziemią), w rozległych układach I baiycznych (mała krzywizna izobar). Ogólnie ocenia się, że ageostroficzne I sldadowe stanowią około 10% prędkości wiatrów na Ziemi.

6.5. Wiatr gradientowy

Rozpatrzmy przyspieszenie występujące w ruchu okrężnym wokół ośrodka | niżu i ośrodka wyżu. W związku z krzywizną izobar, odległych o odcinek r od I ośrodka baiycznego, pojawia się przyspieszenie wywołane siłą odśrodkową I (rys. 6.5). Przyspieszenie odśrodkowe a_r i V²/r. Równowagę dla wyżu określa I równanie: