В науке об атмосфере геострофический поток ( / ˌ dʒ iː ə ˈ s t r ɒ f ɪ k , ˌ dʒ iː oʊ -, - ˈ s t r oʊ -/ [1] [2] [3] ) — это теоретический ветер , который будет результатом точного баланса между силой Кориолиса и силой градиента давления . Это состояние называется геострофическим равновесием или геострофическим балансом (также известным как геострофия ). Геострофический ветер направлен параллельно изобарам (линиям постоянного давления на данной высоте) . Этот баланс редко соблюдается в природе. Истинный ветер почти всегда отличается от геострофического ветра из-за других сил, таких как трение о землю. Таким образом, фактический ветер будет равен геострофическому ветру только в том случае, если не будет трения (например, над пограничным слоем атмосферы ) и изобары будут совершенно прямыми. Несмотря на это, большая часть атмосферы за пределами тропиков большую часть времени близка к геострофическому потоку, и это является ценным первым приближением. Геострофическое течение в воздухе или воде представляет собой инерционную волну нулевой частоты .
Полезная эвристика состоит в том, чтобы представить, что воздух , начиная с состояния покоя, испытывает на себе силу, направленную от областей высокого давления к областям низкого давления, называемую силой градиента давления . Однако если бы воздух начал двигаться в ответ на эту силу, «сила» Кориолиса отклонила бы его вправо от движения в северном полушарии или влево в южном полушарии . По мере ускорения воздуха отклонение будет увеличиваться до тех пор, пока сила и направление силы Кориолиса не уравновесят силу градиента давления, состояние, называемое геострофическим балансом. В этот момент поток уже не движется от высокого давления к низкому, а движется вдоль изобар . Геострофический баланс помогает объяснить, почему в северном полушарии системы низкого давления (или циклоны ) вращаются против часовой стрелки, а системы высокого давления (или антициклоны ) вращаются по часовой стрелке, и наоборот в южном полушарии.
Поток океанской воды также в значительной степени геострофичен. Точно так же, как несколько метеозондов, которые измеряют давление в зависимости от высоты в атмосфере, используются для картирования поля атмосферного давления и вывода о геострофическом ветре, измерения плотности как функции глубины в океане используются для вывода о геострофических течениях. Спутниковые высотомеры также используются для измерения аномалий высоты морской поверхности, что позволяет рассчитывать геострофические течения на поверхности.
Эффект трения между воздухом и землей нарушает геострофическое равновесие. Трение замедляет поток, уменьшая действие силы Кориолиса. В результате сила градиента давления оказывает большее влияние, и воздух по-прежнему перемещается от высокого давления к низкому, хотя и с большим отклонением. Это объясняет, почему ветры в системе высокого давления исходят из центра системы, а в системах с низким давлением ветры закручиваются внутрь.
Геострофический ветер не учитывает эффекты трения , которые обычно являются хорошим приближением для мгновенного потока синоптического масштаба в средней тропосфере средних широт . [4] Хотя агеострофические члены относительно невелики, они важны для временной эволюции потока и, в частности, необходимы для роста и затухания штормов. Квазигеострофическая и полугеострофическая теории используются для более широкого моделирования потоков в атмосфере. Эти теории допускают расхождение и дальнейшее развитие погодных систем.
Второй закон Ньютона можно записать следующим образом, если на воздушную массу действуют только градиент давления, сила тяжести и трение, где жирные символы — векторы:
Здесь U — поле скоростей воздуха, Ω — вектор угловой скорости планеты, ρ — плотность воздуха, P — давление воздуха, F r — трение, g — вектор ускорения силы тяжести иД/Д тявляется материальной производной .
Локально это можно расширить в декартовых координатах , где положительное значение u представляет направление на восток, а положительное значение v представляет направление на север. Пренебрегая трением и вертикальным движением, как это обосновано теоремой Тейлора-Прудмана , имеем:
При f = 2 Ом sin φ параметр Кориолиса ( приблизительно10-4 с -1 , в зависимости от широты) .
Предполагая геострофический баланс, система стационарна, и первые два уравнения принимают вид:
Подставив третье уравнение выше, мы получим:
где Z — высота поверхности постоянного давления ( геопотенциальная высота ), удовлетворяющая
Это приводит нас к следующему результату для геострофических компонентов ветра ( u g , v g ):
Справедливость этого приближения зависит от локального числа Россби . На экваторе оно недействительно, поскольку там f равно нулю и поэтому обычно не используется в тропиках .
Возможны и другие варианты уравнения; например, вектор геострофического ветра можно выразить через градиент геопотенциала Φ на поверхности постоянного давления: