Škola letecké meteorologie, 14. díl - Vítr II.

Nejjednodušší vysvětlení vzniku větru je popis geostrofického větru. K tomu se uplatní zjednodušení na pouhé dvě síly, které se na vzniku větru podílejí: síla barického gradientu a síla Coriolisova.

Gradient je prvotní hybatel, je to síla, která uvádí vzduchovou částici do pohybu. Vždy míří od vysokého do nízkého tlaku, kolmo k izobarám. Jakmile se vzduchová částice začne pohybovat, narůstá i Coriolisova síla. Velikost Coriolisovy síly závisí na zeměpisné šířce, rychlosti a hmotnosti pohybujícího se předmětu a rychlosti rotace Země. Musíme podotknout, že Coriolisova síla má horizontální a vertikální složku, přičemž vertikální je asi o 4 řády nižší, než horizontální a pro vysvětlení větru nemá význam. Horizontální složka je na rovníku nulová a na pólech maximální. Čím je vzduchová částice vzdálenější od rovníku, tím více se Coriolisova síla uplatňuje. Tato síla je velmi malá, takže třeba na proudění vody se takřka nijak neprojeví, jelikož třecí síly jsou zde násobně větší. Ale vzduch je řidší a zde už Coriolisova síla znát. Pro zajímavost, stokilový člověk, který kráčí rychlejší chůzí 1,5 m/s na 50. rovnoběžce, je ovlivňován Coriolisovou sílou směrem doprava od směru chůze, a velikost této síly je 0,004 N. 80tunová lokomotiva, jedoucí rychlostí 50 km/h na 50. rovnoběžce, je tlačena kolmo vpravo Coriolisovou silou o velikosti 28 N, což možno připodobnit k zatížení 2,8 kg. Taková síla jistě lokomotivu nezvrhne a nevykolejí, ale na odklonění pohybujícího se vzduchu stačí.

Vzduchová částice, která na počátku pohybu směřuje rovnou nejkratší cestou do nízkého tlaku, se postupně odklání na severní polokouli doprava, až nastane stav, kdy se pohybuje souběžně s izobarami. Kolmo doleva míří tlakový gradient, kolmo doprava Coriolisova síla. Obě síly jsou stejně velké a působí přesně opačnými směry. V té chvíli už na částici vzduchu nepůsobí žádná síla, která by ji urychlovala, a částice se pohybuje konstantní rychlostí podél přímkových izobar. Jenže jsme zanedbali sílu tření. To způsobuje, že částice je poněkud zbržděna. Tím se sníží také Coriolisova síla a převáží síla horizontálního barického gradientu. Částice pak přece jen míří šikmo do nízkého tlaku. Úhel této „šikmosti“ je závislý na velikosti tření. Čím větší tření, tím větší úhel vůči izobarám, pod kterým částice vzduchu směřuje do nízkého tlaku. Nad rovnými plochami, např. na oceánem, je tento úhel menší, než nad členitým terénem, kde je větší tření. Vektorový rozdíl mezi geostrofickým a skutečným větrem je ageostrofická složka větru, která odpovídá zhruba 10 % rychlosti geostrofického větru. Ve větších výškách nad zemí je zanedbatelný vliv tření o zemský povrch a výškový vítr tak můžeme aproximovat větrem geostrofickým.

Ještě je podstatná křivost izobar. Geostrofický vítr je definován v tlakovém poli, které má přímkové izobary. Pokud jsou izobary zakřivené, je nutno započítat také zakřivený pohyb částice a tudíž odstředivou sílu. Jednoduchým rozborem se dá ukázat, že při cyklonálním zakřivení a daném tlakovém gradientu je vliv odstředivé síly takový, že vítr je pomalejší, než při anticyklonálním zakřivení izobar. Vítr v tlakovém poli, popsaném zakřivenými izobarami, nazýváme gradientový. Geostrofický vítr má (při stejném tlakovém gradientu) velikost někde mezi cyklonálním a anticyklonálním gradientovým větrem.

RNDr. Petr Dvořák
Letecký meteorolog, lektor

www.jasno.cz