Geostroofiline tuul
Geostroofiline tuul on teoreetiline tuul, mis tuleneb täpsest tasakaalust Coriolisi jõu ja rõhugradiendi jõu vahel. Seda seisundit nimetatakse geostroofiliseks tasakaaluks. Geostroofiline tuul suunatakse paralleelselt isobaaridega (konstantse rõhu jooned antud kõrgusel). See tasakaal on looduses harva täpselt olemas. Tõeline tuul erineb peaaegu alati geostroofilisest tuulest muude jõudude, näiteks maapinnast tuleva hõõrdumise tõttu. Seega võrduks tegelik tuul geostroofilise tuulega vaid siis, kui hõõrdumist ei oleks ja isobaarid oleksid täiesti sirged. Sellele vaatamata on suur osa väljaspool troopikat pärit atmosfäärist geostroofilise voolu lähedal suurel määral ja see on väärtuslik esimene lähend. Geostroofiline vool õhus või vees on nullsagedusega inertsiaalne laine.[1]
Päritolu muuda
Kasulik võimalus on ette kujutada õhku puhkehetkest, kus kogeb jõud, mis on suunatud kõrgrõhualadest madala rõhu all olevate alade poole, mida nimetatakse rõhugradiendi jõuks. Kui õhk hakkaks selle jõu reageerimiseks liikuma, siis Coriolisi "jõud" suunaks selle ümber, liikumisest paremale põhjapoolkeral või vasakule lõunapoolkeral. Õhu kiirenedes suureneb läbipaine, kuni Coriolisi jõu tugevus ja suund tasakaalustasid rõhugradiendi jõudu, seda seisundit nimetatakse geostroofiliseks tasakaaluks. Sel hetkel ei liigu vool enam kõrgest madalrõhkkonnani, vaid liigub piki isobaare. Geostroofiline tasakaal aitab selgitada, miks põhjapoolkeral keerlevad madalrõhusüsteemid (või tsüklonid) vastupäeva ja kõrgrõhusüsteemid (või antitsüklonid) päripäeva ja lõunapoolkeral vastupidi.[1]
Geostroofilised voolud muuda
Ookeanivee voog on samuti suures osas geostroofiline. Nii nagu atmosfääri rõhuvälja kaardistamiseks ja geostroofilise tuule järeldamiseks kasutatakse mitut õhupalli, mis mõõdavad rõhku funktsioonina atmosfääri kõrgusest, kasutatakse geostroofiliste hoovuste tuletamiseks tiheduse mõõtmisi ookeani sügavuse funktsioonina. Satelliidi kõrgusemõõtjaid kasutatakse ka merepinna kõrguse kõrvalekalde mõõtmiseks, mis võimaldab arvutada pinna geostroofilist voolu.[1]
Geostroofilise lähenduse piirangud muuda
Hõõrdejõud õhu ja maa vahel rikub geostroofilise tasakaalu. Hõõrdumine aeglustab voolu, vähendades Coriolisi jõu mõju. Selle tulemusel on rõhugradiendi jõul suurem mõju ja õhk liigub endiselt kõrgelt rõhult madalale rõhule, kuigi suure läbipaindega. See seletab, miks kõrgrõhusüsteemi tuuled kiirgavad süsteemi keskpunktist välja, samas kui madalrõhkkonna süsteemide tuuled on spiraalsed sissepoole.[1]
Geostroofiline tuul jätab hõõrdetegurid tähelepanuta, mis on tavaliselt hea lähenemisviis troposfääri keskpikkusel asuva sünoptilise skaala hetkevoole. Ehkki ageostroofilised mõisted on suhteliselt väikesed, on need voolu ajalises evolutsioonis hädavajalikud ning eriti vajalikud tormide kasvu ja lagunemise jaoks. Atmosfäärivoogude laiemaks modelleerimiseks kasutatakse kvaasigeostroofilist ja semigeostroofilist teooriat. Need teooriad võimaldavad erinevusi tekkida ja seejärel ilmastikusüsteeme välja töötada.[1]
Hõõrdejõu mõju muuda
Hõõrdejõu puudumisel muuda
Kujutleme isobaaride (samarõhujoonte) kaarti, kus põhja ilmakaare pool asub kõrgema rõhuga ala, õhurõhk langeb lõuna poole liikudes. Igal järgmisel lõunapoolsemal isobaaril olgu rõhk Δp võrra väiksem. Vaatleme kiirusega V liikuvale õhuosakesele mõjuvaid jõudusid. Hõõrdumise puudumisel (piisavalt kõrgel aluspinnast, kus tõusvate õhuvoolude puudumise tõttu pole keeriseid), tasakaalustavad gradientjõud ja Coriolisi jõud teineteist. Tuult hõõrdevabas atmosfääris nimetatakse geostroofiliseks tuuleks. Geostroofiline tuul puhub paralleelselt isobaaridega, põhjapoolkeral nii, et madalama rõhuga ala jääb vasakule.[2]
Hõõrdejõu olemasolu muuda
Vaatleme keskmist joonist, hõõrdejõu (F, friktsioonjõud, suund vastupidine kiirusele, sinine nool) lisamine lühendab kiirusvektorit ja vähendab seega ka Coriolisi jõudu, kuid Coriolisi jõud on suunatud ikka kiirusvektorist 90° paremale. Tasakaal kujuneb nüüd välja 3 jõu koosmõjul, Coriolisi jõud ei ole enam suunatud vastupidises suunas gradientjõule.[2]
Hõõrdejõu F(sinine nool) olemasolul väheneb kiirus V, sellega seoses väheneb ka Coriolisi jõud C; jõudude tasakaalu kujunemiseks ei saa õhuosakese kiirus enam olla paralleelne isobaaridega.[2]
Vaata ka muuda
Viited muuda
- ↑ 1,0 1,1 1,2 1,3 1,4 Holton, James R.; Hakim, Gregory J. (2012). "An Introduction to Dynamic Meteorology". Academic Press. Lk lk. 42–43.
{{raamatuviide}}: CS1 hooldus: mitu nime: autorite loend (link) - ↑ 2,0 2,1 2,2 H. Ohvril (detsember 2002). ""Üldmeteoroloogia (atmosfäärifüüsika) Loengukonspekt "" (PDF). Originaali (PDF) arhiivikoopia seisuga 24.10.2019. Vaadatud 15.04.2020.