involved.  These  other  factors  are  the  Coriolis  effect, frictional force, and centrifugal effect. When a unit of air   moves   with   no   frictional   force   involved,   the movement of air is parallel to the isobars. This wind is called a gradient wind. When the isobars are straight, so only Coriolis and pressure gradient forces are involved, it is termed a geostrophic wind. Let’s consider a parcel of air from the time it begins to move until it develops into a geostrophic wind.   As soon as a parcel of air starts to move due to the pressure gradient  force,  the  Coriolis  force  begins  to  deflect  it from the direction of the pressure gradient force. (See views A and B of fig. 3-11). The Coriolis force is the apparent force exerted upon the parcel of air due to the rotation of Earth. This force acts to the right of the path of motion of the air parcel in the Northern Hemisphere (to the left in the Southern Hemisphere). It always acts at right angles to the direction of motion. In the absence of friction, the Coriolis force changes the direction of motion  of  the  parcel  until  the  Coriolis  force  and  the pressure  gradient  force  are  in  balance.  When  the  two forces are equal and opposite, the wind blows parallel to the straight isobars (view C in fig. 3-11). The Coriolis force  only  affects  the  direction,  not  the  speed  of  the motion of the air. Normally, Coriolis force is not greater than   the   pressure   gradient   force.   In   the   case   of super-gradient  winds,  Coriolis  force  may  be  greater than the pressure gradient force. This causes the wind to deflect more to the right in the Northern Hemisphere, or toward higher pressure. Under actual conditions, air moves around high and low pressure centers toward lower pressure. Turn back to figure 3-9. Here, the flow of air is from the area of high  pressure  to  the  area  of  low  pressure,  but,  as  we mentioned  previously,  it  does  not  flow  straight  across the isobars (or isoheights). Instead, the flow is circular around the pressure systems. The Coriolis force commences deflecting the path of movement to the right (Northern Hemisphere) or left (Southern Hemisphere) until it reaches a point where a balance  exists  between  the  Coriolis  and  the  pressure gradient   force.   At   this   point   the   air   is   no   longer deflected and moves forward around the systems. Once   circular   motion   around   the   systems   is established, then centrifugal force must be considered. Centrifugal force acts outward from the center of both the highs and the lows with a force dependent upon the velocity of the wind and the degree of curvature of the isobars. However, the pressure gradient force is acting towards  the  low;  therefore,  the  flow  in  that  direction persists. When the flow is parallel to the curved portion of the analysis in figure 3-9, it is a gradient wind. When it  is  moving  parallel  to  that  portion  of  the  analysis showing straight flow, it is a geostrophic wind. We defined pressure gradient as being a change of pressure  with  distance.  This  means  that  if  the  isobars are closely spaced, then the pressure change is greater over  a  given  distance;  it  is  smaller  if  they  are  widely spaced. Therefore, the closer the isobars, the faster the flow. Geostrophic   and   gradient   winds   are   also dependent, to a certain extent, upon the density of the atmosphere  and  the  latitude.  If  the  density  and  the pressure   gradient   remain   constant   and   the   latitude increases,  the  wind  speed  decreases.  If  the  latitude 3-11 W & PG D PG PG W D 1004 1004 1004 1008 1008 1008 1012 1012 1012 PG = PRESSURE GRADIENT D = DEFLECTING OR CORIOLIS FORCE W = DIRECTION OF PARCEL OF AIR A B C AG5f0311 Figure 3-11.—Development cycle of a geostrophic wind.