Péczely György: Éghajlattan (Nemzeti Tankönyvkiadó, Budapest, 1998)
2. Általános meteorológiai alapismeretek - 2.5 A súrlódás hatása a szélre
bességétől és a körpálya sugarától függően módosítja a szélsebességet. A legtöbb esetben azonban az izobárok görbületi sugara elég nagy, ezért a centrifugális erő módosító hatása elhanyagolható, s így a geosztrófikus szélmodell ilyenkor is elfogadható pontosságot biztosít a szélsebesség meghatározásához. A kör, illetve görbületi pályán mozgó légrész súrlódásmentes áramlásnál szintén az izobárok mentén halad. A Coriolis-erő eltérítése miatt olyan izobárkonfiguráció esetén, amikor az izobárok alacsony nyomást vesznek körül (ciklonális eset), a mozgás iránya az É-i félgömbön az óramutató járásával ellentétes, míg ha az izobárok magas nyomást vesznek körül (anticiklonális eset) a mozgás iránya az óramutató járásával megegyező (2.18. ábra). A D-i félgömbön a Coriolis-erő fordított iránya miatt a forgásirány ellentétes. 2.5 A súrlódás hatása a szélre A talaj fölött áramló levegőrészek a földfelszínhez és annak egyenetlenségeihez ütköznek, ami a légáramlásra fékező erőt fejt ki. Ezt az erőt úgy tekinthetjük, hogy az a mozgásiránnyal ellentétes irányban hat, nagysága pedig arányos a légáramlás sebességével. Úgy is mondhatjuk, hogy a súrlódás a mozgó légrészeknek negatív gyorsulást kölcsönöz. A súrlódás a levegő legalsó rétegében, közvetlenül a földfelszínnél a legnagyobb, innen fölfelé csökken, s 500—1000 m fölött a szabad légkörben már teljesen elhanyagolhatóvá válik. A légkör alsó 1 km-es rétegét, ahol a súrlódási erővel számolni kell, ezért súrlódási rétegnek is szokás nevezni. Az S súrlódási erő: S(m • s-2) = —k\, (2.5-1) ahol a k arányossági tényezőt súrlódási együtthatónak, nevezzük. A súrlódási együttható a felszín érdességétől függ, szárazföldek fölött átlagosan háromszor akkora, mint óceáni felszínek fölött. A súrlódási együttható jellemző átlagos értékei például Észak- Amerikában és Európában szárazföld fölött 1,2* 10~4—1,9* 10—4 s-1, tenger fölött 0,5 • 10-4—0,7 • 10-4 s —1 között változnak. A súrlódási erő fellépte csökkenti a szélsebességet és így a Coriolis-e rő vízszintes összetevőjének nagyságát is. Ebből következik, hogy súrlódásos áramlásnál a csökkentett C erő miatt nem alakul ki a geosztrófikus szélmodellt meghatározó G=—C egyensúly, hanem egy másik G = —(C + S) (2.5-2) egyensúlyi állapot következik be. Ez azt jelenti, hogy súrlódásos áramlásnál a gradiens erő a Coriolis-erö vízszintes összetevőjének és a súrlódási erőnek az összegével tart egyensúlyt. 54
