*Sjå òg geostrofisk straum.*
**Geostrofisk vind** er ein teoretisk vind som kjem av det ein kallar «geostrofisk balanse» mellom corioliskrafta og trykkgradientkrafta som virkar på ein luftpakke. Den geostrofiske vinden bles parallelt med isobarar i jordatmosfæren. Ein har derimot sjeldan eksakt geostrofisk balanse i naturen, fordi andre krefter, som friksjon frå bakken eller sentrifugalkrafta, òg virkar på luftstraumen. Altså må isobarane vere heilt rettlinja og ein kan ikkje ha friksjon for at ein skal ha fullstendig geostrofisk straum. Trass i dette er det meste av atmosfæren utanfor tropane nær geostrofisk det meste av tida og det er ofte ei svært nyttig tilnærming.

Opphav
------

Luft flyttar seg frå høgtrykksområde til lågtrykksområde på grunn av trykkgradientkrafta. Men så snart lufta byrjar å røre seg vil corioliskrafta bøye av luftstraumen på grunn av jordrotasjonen. Denne avbøyinga er til høgre på nordlege halvkule, og til venstre på sørlege halvkule. Når lufta går frå eit høgtrykksområde aukar farten, og dermed òg effekten av corioliskrafta. Avbøyinga aukar heilt til coriolis- og trykkgradientkrafta er i geostrofisk balanse, og då vil ikkje lufta lenger strøyme frå høgt mot lågt trykk, men i staden langs isobarar. Merk at denne forklaringa startar med ein atmosfære i geostrofisk ubalanse og skildrar korleis balansen oppstår. I praksis er straumen alltid berre nesten i geostrofisk balanse. Den geostrofiske balansen er med på å forklare kvifor lågtrykksystem roterer mot klokka og høgtrykksystem med klokka på nordlege halvkule (og motsett på sørlege halvkule). 

Nær overflata fører effekten av friksjon mellom lufta og overflata til at straumen ikkje oppnår geostrofisk balanse. Friksjon sakkar straumen, og corioliskrafta blir mindre. Som eit resultat av dette vil trykkgradientkrafta få ein større effekt og lufta vil få ein komponent frå høgt til lågt trykk. Dette forklarar kvifor høgtrykk har vind som går ut frå senteret av systemet, medan lågtrykk har vind som går inn mot senteret i ei spiralrørsle.

Likning
-------

Friksjonskrefter blir neglisjert, som vanlegvis er ei god tilnærming for straum på synoptisk skala midt i troposfæren på midlare breidder. Sjølv om det ageostrofiske (ikkje-geostrofiske) leddet er relativt lite, er det viktig for straumen over tid. 

Den geostrofiske vinden {\displaystyle (u\_{g},v\_{g})} kan utleiast frå dei primitive likningane ved å bruke ei geostrofisk tilnærming:

{\displaystyle u\_{g}=-{g \over f}{\partial Z \over \partial y}}
{\displaystyle v\_{g}={g \over f}{\partial Z \over \partial x}}
der *g* er tyngdeakselerasjon (9,81 m/s-2), *f* er coriolisparameteren (tilnærma 10-4 s-1, varierer med breiddegraden) og *Z* er geopotensiell høgd. Om denne tilnærminga held eller ikkje er avhengig av det lokale rossbytalet. Tilnærminga gjeld ikkje ved ekvator sidan *f* er lik null her, og blir derfor heller ikkje brukt i tropane.

Det finst andre variantar av likninga, til dømes ved å bruke trykkfeltet i staden for *Z*, men desse er hakket meir kompliserte. Den geostrofiske vindvektoren kan uttrykkast ved gradienten til den geopotensielle høgda Φ på ei flate med konstant trykk: 

{\displaystyle {\overrightarrow {V\_{g}}}={{\hat {k}} \over f}\times \nabla \_{p}\Phi }

Sjå òg
------

* Balansert straum
* Termalvind
* Gradientvind

Kjelder
-------

* Holton, J.R. *An Introduction to Dynamic Meteorology*, International Geophysical Series, Vol 48 Academic Press