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相似文献
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1.
We consider the second-order differential equations ofP-SV motion in an isotropic elastic medium with spherical coordinates. We assume that in the medium Lamé's parameters , r p and compressional and shear-wave velocities , r, wherer is radial distance. With this regular heterogeneity both the radial functions appearing in displacement components satisfy a fourth-order differential equation which provides solutions in terms of exponential functions. We then consider a layered spherical earth in which each layer has heterogeneity as specified above. The dispersion equation of the Rayleigh wave is obtained using the Thomson-Haskel method. Due to exponential function solutions in each layer, the dispersion equation has similar simplicity, as in a flat-layered earth. The dispersion equation is further simplified, whenp=–2. We obtain numerical results which agree with results obtained by other methods.  相似文献   

2.
The TOPEX/POSEIDON (T/P) satellite altimeter data from January 1, 1993 to January 3, 2001 (cycles 11–305) was used for investigating the long-term variations of the geoidal geopotential W 0 and the geopotential scale factor R 0 = GM÷W 0 (GM is the adopted geocentric gravitational constant). The mean values over the whole period covered are W 0 = (62 636 856.161 ± 0.002) m2s-2, R 0 = (6 363 672.5448 ± 0.0002) m. The actual accuracy is limited by the altimeter calibration error (2–3 cm) and it is conservatively estimated to be about ± 0.5 m2s-2 (± 5 cm). The differences between the yearly mean sea surface (MSS) levels came out as follows: 1993–1994: –(1.2 ± 0.7) mm, 1994–1995: (0.5 ± 0.7) mm, 1995–1996: (0.5 ± 0.7) mm, 1996–1997: (0.1 ± 0.7) mm, 1997–1998: –(0.5 ± 0.7) mm, 1998–1999: (0.0 ± 0.7) mm and 1999–2000: (0.6 ± 0.7) mm. The corresponding rate of change in the MSS level (or R 0) during the whole period of 1993–2000 is (0.02 ± 0.07) mm÷y. The value W 0 was found to be quite stable, it depends only on the adopted GM, and the volume enclosed by surface W = W 0. W 0 can also uniquely define the reference (geoidal) surface that is required for a number of applications, including World Height System and General Relativity in precise time keeping and time definitions, that is why W 0 is considered to be suitable for adoption as a primary astrogeodetic parameter. Furthermore, W 0 provides a scale parameter for the Earth that is independent of the tidal reference system. After adopting a value for W 0, the semi-major axis a of the Earth's general ellipsoid can easily be derived. However, an a priori condition should be posed first. Two conditions have been examined, namely an ellipsoid with the corresponding geopotential which fits best W 0 in the least squares sense and an ellipsoid which has the global geopotential average equal to W 0. It is demonstrated that both a-values are practically equal to the value obtained by the Pizzetti's theory of the level ellipsoid: a = (6 378 136.7 ± 0.05) m.  相似文献   

3.
Résumé Il s'agit de la détermination de l'aplatissement de la Terre et de la pesanteur équatoriale en utilisant la définition de l'ellipsoïde de référence donnée par l'auteur dans une publication antérieure et les anomalies isostatiques moyennes calculées parL. Tanni. Les résultats obtenus, e =978.055, =1/296.3, sont sensiblement égaux à ceux qui proviennent de la méthode habituelle des moindres carrés; l'aplatissement calculé est compris entre les limites déduites parA. Véronnet de la précession terrestre.
Summary This article contains the numerical computation of the Earth's flattening and the equatorial gravity on the basis of the definition of the reference ellipsoid, given by the author in a former work, and the mean isostatic anomalies computed byL. Tanni. The results, e =978.055, =1/296.3, show that the method of least squares is accurate enough under the present conditions; the flattening computed is bounded by the values derived byA. Véronnet from the terrestrial precession.
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4.
Summary In this paper the quasi-static temperature and stress distributions set up in an elastic sphere by radiation from a point source at a finite distance from the centre of the sphere and out-side it, have been discussed. The temperature boundary condition has been taken in the general form involving an arbitrary function of time. The final solutions have been obtained in terms of series involving Legendre polynomials. Numerical calculations have been done on IBM 1620 Computer and a desk calculator. The results have been represented in graphs.Notation the del operator - u the displacement vector - T the excess of temperature over that at state of zero stress and strain - , Lamé's constants - /2(+) Poisson's ratio - coefficient of linear expansion - 2(1+) - a radius of the sphere - d distance of the point source from the centre of the sphere - d o a/d - K coefficient of thermal conductivity - h heat transfer coefficient of the surface  相似文献   

5.
Summary By means of the increased gravity measurements it is possible to compute gravimetrically the undulationsN of the geoid with regard to the used reference ellipsoid as well as the «absolute» deflection of the vertical components g and g . The quantities g and g enable us to transfer the astronomically observed coordinates of any points from the geoid to the reference ellipsoid and in this way compute without any triangulations the distances along the reference ellipsoid. And still more. With the aid ofN, g and g we can obtain a general Geodetic World System and convert the existing many systems to it.—The geoid study is no more any academical pastime, it can solve the most important problems of the practical geodesy.  相似文献   

6.
The sea surface cannot be used as reference for Major Vertical Datum definition because its deviations from the ideal equipotential surface are very large compared to rms in the observed quantities. The quasigeoid is not quite suitable as the surface representing the most accurate Earth's model without some additional conditions, because it depends on the reference field. The normal Earth's model represented by the rotational level ellipsoid can be defined by the geocentric gravitational constant, the difference in the principal Earth's inertia moments, by the angular velocity of the Earth's rotation and by the semimajor axis or by the potential (U 0 ) on the surface of the level ellipsoid. After determining the geopotential at the gauge stations defining Vertical Datums, gravity anomalies and heights should be transformed into the unique vertical system (Major Vertical Datum). This makes it possible to apply Brovar's (1995) idea of determining the reference ellipsoid by minimizing the integral, introduced by Riemann as the Dirichlet principle, to reach a minimum rms anomalous gravity field. Since the semimajor axis depends on tidal effects, potential U 0 should be adopted as the fourth primary fundamental geodetic constant. The equipotential surface, the actual geopotential of which is equal to U 0 , can be adopted as reference for realizing the Major Vertical Datum.  相似文献   

7.
Résumé Nous observons fréquemment à l'aide de stations longues périodes de l'I.P.G. de Paris, une phase sismique S a arrivant en tête de l'onde de Love et dont la période est de 30 à 40 s. L'analyse, par filtrage multiple nurnérique, de 44 enregistrements de séismes superficiels nous permet de dégager le caractère spécifique de la composanteSH du mouvement au sol au passage de l'ondeS a et de remarquer que son mode de propagation peut s'expliquer par l'interférence des premiers harmoniques de l'onde de Love; la confrontation de l'amplitude observée pour la phaseS a avec des résultats théoriques portant sur le niveau d'excitation des harmoniques de l'onde de Love est satisfaisante, même pour des foyers superficiels.La proximité des courbes de vitesse de groupe de ces harmoniques entre 30 et 40 s ne permettant pas de séparer les différents modes lors de l'analyse de l'onde en une ou deux stations, nous montrons la nécessité d'accroître la connaissance de la forme spatiale de l'onde et de développer des methodes fines d'analyse en nombre d'onde, en vue d'un apport d'informations sur l'asthénosphère et le manteau supérieur.  相似文献   

8.
Summary Frequency characteristics of a linear oscillator or a seismometer, whose equation of free oscillation is +n 2 x=0, are usually represented by takingh(=/n) as parameters. In this case, however, the independent variable is the frequency of impressed force or displacement from outside on the oscillator. But, we often encounter those cases, where the frequencies from outside are constant, and the frequency of the oscillator or pick-up is to be changed, or the several oscillators with various frequencies are to be used. Then, of course,h cannot be taken as parameters, as they vary with the oscillator's frequencyn. The author here calculated the amplitude- and phase-characteristics for the latter case, taking (=/n) as parameters and represented them in thick lines in the figures together with the ordinary ones in thin lines.
Résumé On rencontre souvent des problèmes où divers oscillateurs dé périodes propres différentesT 0j et de même coefficient d'amortissement , sont attaqués par un phénomène sinusoïdal de périodeT. Les courbes classiques qui donnent l'amplitude et la phase du mouvement forcé en fonction du rapportT/T 0 pour différentes valeurs du paramètreh=T 0/2, ne peuvent alors être utilisées. Nous donnons ici les courbes correspondant à des valeurs différentes du paramètreh(=/n)= T/2.

International language: Esperanto.  相似文献   

9.
Summary Using the geocentric constant GM=398 601.3 × 10 9 m 3s –2 , the known value of the angular velocity of the Earth's rotation , Stokes' constants J n (k) and S n (k) upto n=21 (zonal), n=16 (tesseral and sectorial) [2], the geocentric co-ordinates and heights above sea-level of SAO satellite stations [2], the following will be derived: the potential on the geoid Wo, the scale factor for lengths Ro=GM/Wo, the radius-vector of the surface W=Wo, the parameters of the best-fitting Earth tri-axial ellipsoid, and the components of the deflections of the vertical with respect to the geocentric rotational IAG ellipsoid (Lucerne 1967), as well as to the best-fitting geocentric tri-axial ellipsoid. Some of the differences in the structure of the gravity field over the Northern and Southern Hemispheres will be given, and the mean values of gravity over the equatorial zone, determined from the dynamics of satellite orbits, on the one hand, and from terrestrial gravity data, on the other, will be compared.Presented at the Fifteenth IUGG General Assembly, Moscow, July 30 — August 14, 1971.  相似文献   

10.
Summary Continuous releases of fluorescent dye were made in the southern North Sea and the power law dependence of the plume width, represented by y , against the diffusion time determined. The spreading was non-Fickian and could be represented in the form y 2 =B 2 t whereB was a diffusion velocity of magnitude 1.4×10–2 m/s. Such spreading was reproduced in both particle tracking and finite difference plume models by allowing the horizontal diffusivity,K H, to depend linearly on diffusion time. The weakness of this method is that it is not clear how the diffusion parameters can be extrapolated to weather conditions that are different to those prevailing at the time of the experiments. However, comparable spreading rates were obtained by combining a Fickian diffusion model with an advective field that represented the near-surface current shears due to wind and waves. The resulting shear diffusion effect produced realistic simulation of the observed dispersion rates. An advantage of this approach is that it enables predictions to be made over a range of weather conditions provided that the wind and wave shears can be accurately parameterized.
Ausbreitung von Tracerwolken an der Oberfläche in der südlichen Nordsee
Zusammenfassung Fluoreszierender Farbstoff wurde in der südlichen Nordsee kontinuierlich freigesetzt und die Breite der Wolke, repräsentiert durch y , in Abhägigkeit von der Ausbreitungszeit bestimmt. Die Ausbreitung folgte nicht dem Fickschen Ansatz und konnte in der Form y 2 =B 2 t dargestellt werden, wobeiB eine Ausbreitungsgeschwindigkeit von der Größenordnung 1.4×10–2 m/s darstellt. Eine derartige Ausbreitung wurde sowohl mit Modellen des Partikel-Tracking als auch mit Modellen der finiten Differenzen reproduziert, wobei die horizontale AusbreitungsgrößeK H linear von der Diffusionszeit abhängig war. Die Schwäche dieser Methode ist, daß es nicht klar ist, wie die Diffusions-Parameter für andere Wetterbedingungen als zur Zeit des Experiments zu extrapolieren wären. Vergleichbare Ausbreitungsverhältnisse werden durch die Kombination eines Fickschen Diffusionsmodells mit einem advektiven Feld erreicht, welches die oberflächennahen durch Wind und Wellen verursachten Stromscherungen berücksichtigt. Der so resultierende Scher-Diffusions-Effekt erbrachte ein realistische Simulation der beobachteten Ausbreitung. Ein Vorteil dieses Vorgehens ist, daß es Vorhersagen über einen Bereich von Wetterbedingungen ermöglicht, vorausgesetzt, daß die durch Wind und Wellen verurschte Scherung zutreffend parameterisiert werden kann.
La dispersion de la panache de surface dans la partie sud de la Mer du Nord
Résumé A partir de déversements continus de produits fluorescents effectués dans la partie sud de la Mer du Nord, on a pu déterminer l'expression de la largeur du panache y , par son carré en fonction du temps de diffusion. La dispersion n'était pas du type Fickian et était représentée sous la forme y 2 =B 2 t aB était une vitesse de diffusion de grandeur égale 1.4×10–2 m/s. Une telle dispersion peut être reproduite par une modélisation du panache à la fois par suivi de particules et aux différences finies en admettant que le coefficient de diffusion horizontaleK H dépendait linéairement du temps. L'inconvénient de cette méthode est qu'il n'est pas facile de savoir comment les paramètres de diffusion peuvent être extrapolés à des conditions météorologiques différentes de celles prévalant au moment des expériences. Quoi qu'il en soit, des taux de dispersion comparables ont été obtenus en combinant un modèle de diffusion Fickian avec un champ d'advection qui représentait les cisaillements de courant de surface dus au vent et aux vagues. L'effet de diffusion du cisaillement résultant produisit une simulation réaliste des taux de dispersion observés. Un avantage de cette approche est de rendre possible des prédictions réalisées à travers un éventail de conditions météorologiques à condition que les cisaillements liés au vent et aux vagues puissent être paramétrisés avec précision.
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11.
Ondes de surface     
Résumé Le but de ce mémoire est de démontrer quelques nouvelles propriétés générales d'une classe de fonctions (les ondes de surface) très importante par son rôle en physique et en géophysique.On commence par la démontration d'un théoréme fondamental qui établit l'identité de l'ensemble des ondes de surface et de l'ensemble des fonctions pour lesquelles, à tout instantt 0 et en tout pointA 0 de leur domaine d'existence, on peut écrire une proportionnalité entre intervalles de temps (situés, en général asymétriquement, de part et d'autre det 0) et rayons des domaines circulaires centrés enA 0, telle que les moyennes temporelles et spatiales correspondantes soient égales. Ce théorème permet d'écrire, en termes finis, la solution des équations aux dérivées partielles de toute onde de surface.On applique ensuite les résultats généraux: 1° à la variation diurne de la pression lce qui permet de voir que ce phénomène peut être considéré comme une onde de surface et donne la loi fondamentale en cos3 ( latitude) pour l'amplitude de l'onde semidiurne progressive]; 2° aux ondes de variation de la pression synoptique. Pour ces ondes de variation on établit les relations qui existent entre leurs paramètres caractéristiques et on détermine finalement leur configuration théorique.
Summary The aim of this paper is to give the proof of some new general properties of a class of functions (the surface waves) which is very important in physics and geophysics.We first give the proof of a fundamental theorem establishing the identity of the set of all surface waves and the set of functions for which, at any momentt 0 and at any pointA 0 of their domain, there exists a proportionality between time intervals comprisingt 0 (asymmetrically, in the general case) and the radius of the circular domains centered onA 0, such that the corresponding temporal and spatial means are equal. This theorem allows to write in finite terms the solution of the partial differential equations of any surface wave.The general results are then applied: 1° to the diurnal pressure variation, showing that this phenomenon can be considered as a surface wave and giving the fundamental law cos3 ( latitude) for the amplitude of the progressive or travelling 12-hourly wave; 2° to the waves of the synoptic pressure variations. For these waves the relations between their characteristic parameters is first established and finally their theoretical spatial configuration or pattern is deduced.

Communication faite le 23 Avril 1957 à la Cinquième Assemblée de la «Società Italiana di Geofisica e Meteorologia» (Genova, 23–25 Avril 1957).  相似文献   

12.
Summary In this paper the generalized thermoelastic longitudinal waves and the temperature field set up due to coupling of the displacement and the temperature fields, with heat wave travelling with certain finite velocity, in an unbounded medium are studied. The thermoelastic displacement potential and the temperature field at any point are obtained in terms of the surface integrals involving the potential, the temperature and their normal derivatives.Notation x i the cartesian coordinate system,i=1,2,3 - n (u i) the displacement vector - (/x i) the del operator - t /t the derivative with respect to time - T o the temperature corresponding to the natural stat of zero stress and strain - T Absolute temperature - c e the specific heat - , Lamé's constants - 0 the density - coefficient of linear thermal expansion - K thermal conductivity coefficient - kk u - 0 the relaxation time  相似文献   

13.
Zusammenfassung Die Anlagerungsgeschwindigkeiten der elektrisch geladenen und neutralen212Pb (ThB)-Atome an das atmosphärische Aerosol wurden experimentell bestimmt. Bei einer mittleren Aerosolkonzentration von 5·104 Teilchen/cm3 wurden die Anlagerungshalbwertszeiten a = 29 für positive und a 0 = 46 für neutrale Radon-Folgeprodukte erhalten. Ausserdem konnte gezeigt werden, dass bis zu 40% der Teilchen des atmosphärischen Aerosols dem RadienbereichR10–6cm angehören, und dass dieser Teilchenanteil die Grösse der Anlagerungshalbwertszeiten nur geringfügig (2–4%) beeinflusst, d.h. der Anteil der angelagerten Radionuklide ist in diesem Teilchenradienbereich vernachlässigbar. Zum Schluss wurde mit Hilfe der gemessenen Anlagerungskonstanten der prozentuale Anteil der unangelagerten222Rn- und220Rn-Folgeprodukte in der Atmosphäre berechnet.
Summary The velocities of attachment of neutral and charged radon-220 daughters to the natural atmospheric aerosol were measured. The half-lives of attachment a = 29 for positive and a 0 = 46 for neutral radon decay peoducts were found with an average aerosol concentration of 5·104 particles/cm3. It is also shown that about 40% of the atmospheric particles have radiiR10–6 cm and that these particles have only a small influence (2–4%) on the values of the half-lives of attachment; therefore, in this range of particle radii the number of the attached radioactive atoms can be neglected. Finally the percentage of the unattached222Rn and220Rn-decay products in the atmosphere was computed.
Résumé Les vitesses de l'agglomération des descendats neutres et électriquement chargés de220Rn atomes à l'aérosol atmosphérique sont mésurées. Les périodes de l'agglomération a = 29 pour les descendants positives et a 0 = 46 pour le neutres, étaient établis à une concentration d'aérosol moyenne de 5·104 particules/cm3. De plus on pouvait montrer, que jusqu'à 40% des particules de l'aérosol atmosphérique ont un rayonR10–6cm et que cette part des particules n'a que une petite influence sur la valeur des périodes d'agglomération (2–4%), c'est-à-dire que le nombre des descendants agglomérés à cet domaine des rayons est négligeable. Finalement le pourcentage des particules non-agglomérés a eté calculé au moyen des paramètres de l'agglomération mésurées.
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14.
Zusammenfassung Aus der schon früher bewiesenen Eindeutigkeit des Dichtegesetzes der sphäroidischen Gleichgewichtsfiguren ergibt sich die Möglichkeit, aus einer gegebenen Gleichgewichtsfigur durch «Entblätterung» eine unendliche Reihe neuer Gleichgewichtsfiguren derselben Rotationsgeschwindigkeit mit ständig abnehmender Größe und Masse zu bilden. Auf diese Weise kann man jede beliebige innere Niveaufläche der ursprünglichen Figur bloßlegen und aus der von ihr umschlossenen TeilmasseE, der Rotationsgeschwindigkeit , der Äquatorachsea und der Äquatorachsea h des homogenen Ausgangsellipsoides der zugehörigen Figurenreihe (,C) die Abplattung berechnen und gewinnt so die Abplattungsfunktion im Innern einer Gleichgewichtsfigur gänzlich unabhängig von derClairautschen Differentialgleichung. Die Methode der Entblätterung ist auch auf höherparametrige Gleichgewichtsfiguren mit unstetigem Dichtegesetz anwendbar; sie liefert für dasWiechertsche Modell die Kernoberfläche in einer Tiefe von 3864.75 km und einen Dichtesprung von 17.84.
Summary In a previous paper I have shown, that the law of density of the spheroidal figures of equilibrium is strictly individual. This makes it possible from a given figure of equilibrium by the so called method of «stripping of leaves» to gain an infinite series of new figures of equilibrium with permanently decreasing size and mass. In this manner any inner level surface of the given figure can be laid bare and its flattening can be calculated from the enclosed part of massE, the rotation velocity , the equator axisa and from the equator axisa h of theMacLaurin ellipsoid in the beginning of the series (,C) belonging to the seeked figure. So the function of flattening in the interior of any equilibrium figure is gained totally independant fromClairaut's differential equation. The method of «stripping of leaves» also can be used for figures of equilibrium with more than one form-parameter and with discontinual density distribution. It yields forWiechert's model the surface of the core in a depth of 3864.75 km and a discontinuity of 17.84 in density.
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15.
Summary Magnetic and crystallographic properties of solid solutionsxFeTiO3. (1–x) Fe2O3 of hematite (Fe2O3) and ilmenite (FeTiO3), which have rhombohedral crystal structure, are examined in detail for the whole range of 0 x 1. Samples examined are mineral grains separated out from natural rocks and artificially synthesized ones. The minerals of the hematite-ilmenite series for 0.55<x are ferromagnetic and their Curie-point decreases in proportion to increase inx, becoming 0 C aroundx=0.8. Those for 0.55 >x >0 are feeble ferromagnetic, probably being anti-ferromagnetic just same as hematite. Finally probable cause of the ferromagnetism forx>0.55 is briefly discussed. It seems that presence of ferromagnetic ilmenite must always be taken into consideration whenever magnetism of rocks is studied in relation to various geophysical phenomena.
Zusammenfassung Die magnetischen und krystallographischen Eigenschaften der festen LösungenxFeTiO3. (1–x) Fe2O3 von Hämatit (Fe2O3) und Ilmenit (FeTiO3), die eine rhombohedrale Krystallstruktur haben, wurden im ganzen Bereich von 0 x 1 ausführlich untersucht. Die untersuchten Proben waren aus Naturgesteinen getrennten sowie aus zusammengesetzten künstlichen Mineralkörner. Die Minerale der Hämatit-Ilmenitschen Reihe von 0.55<x sind ferromagnetisch, und ihr Curie-Punkt nimmt proportional mit der Zunahme vonx ab, und fallsx ungefähr 0.8 erreicht, wird er 0 C. Die Minerale von 0.55 >x >0 sind hingegen schwach ferromagnetisch, und vielleicht sind sie genau wie das Hämatit antiferromagnetisch. Zum Schlusse wurde die wahrscheinliche Ursache des Ferromagnetismus im Umfang von x>0.55 kurz besprochen. Es scheint, dass man das Vorhandensein von ferromagnetischem Ilmcnit immer dann in Betracht ziehen muss, wenn man den Gesteinmagnetismus in Bezug auf die verschiedenen geophysikalischen Phänomene untersucht.
Résumé On étudie les proprietés magnétiques et cristallographiques des solutions solides rhombohédralesxFeTiO3. (1–x) Fe2O3 de l'hématite (Fe2O3) et de l'ilménite (FeTiO3) pour l'étendue totale de 0 x 1. Les échantillons examinés sont des minéraux séparés par des grains naturels et des grains artificiellement synthétisés. On montre que les minéraux de la série hématite-ilménite sont ferromagnétiques pourx>0.55 et que leur point de Curie diminue en proportion à l'acroissement de x: il est atteind à 0 C quandx est environ 0.8. Les minéraux pour 0.55 >x >0 sont faiblement ferromagnétiques, étant probablement antiferromagnétiques comme l'hématite pure. Finalement, on discute briévement l'origine probable du ferromagnétisme des solutions solides dans l'étenduex>0.55. Il semble que la présence de l'ilménite ferromagnétique doit Être considérée lorsqu'on étudie le magnétisme des roches par rapport aux divers phénomènes géophysiques.
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16.
Résumé On commence par définir le creusement et le comblement d'une fonctionp(, t) du tempst et des points (, ) d'une surface régulière fermée en se donnant, sur cette surface, un vecteur vitesse d'advection ou de transfert tangent à . Le creusement (ou le comblement) est la variation dep sur les particules fictives se déplaçant constamment et partout à la vitesse , A chaque vecteur et pour un mêmep(, ,t) correspond naturellement une fonction creusementC (, ,t) admissible a priori; mais une condition analytique très générale (l'intégrale du creusement sur toute la surface fermée du champ est nulle à chaque instant), à laquelle satisfont les fonctions de perturbation sur les surfaces géopotentielles, permet de restreindre beaucoup la généralité des vecteurs d'advection admissibles a priori et conduit à des vecteurs de la forme: , oùT est un scalaire régulier, () une fonction régulière de la latitude , le vecteur unitaire des verticales ascendantes etR/2 une constante. Ces vecteurs sont donc une généralisation naturelle des vitesses géostrophiques attachées à tout scalaire régulier. Dans le cas oùp(, ,t) est la perturbation de la pression sur la surface du géoïde, le vecteur d'advection par rapport auquel on doit définir le creusement est précisément une vitesse géostrophique: on a alors ()=sin etT un certain champ bien défini de température moyenne.On déduit ensuite une formule générale de géométrie et de cinématique différentielles reliant la vitesse de déplacement d'un centre ou d'un col d'un champp(, ,t) à son champ de creusementC (, ,t) et au vecteur d'advection correspondant. Cette formule peut être transformée et prend la forme d'une relation générale entre le creusement (ou le comblement) d'un centre ou d'un col et la vitesse de son déplacement, sans que le vecteur d'advection intervienne explicitement. On analyse alors les conséquences de ces formules dans les cas suivants: 1o) perturbations circulaires dans le voisinage du centre; 2o) perturbations ayant, dans le voisinage du centre, un axe de symétrie normal ou tangent à la vitesse du centre; 3o) évolution normale des cyclones tropicaux.Finalement, on examine les relations qui existent entre le creusement ou le comblement d'un champ, le vecteur d'advection et la configuration des iso-lignes du champ dans le voisinage d'un centre.Ces considérations permettent d'expliquer plusieurs propriétés bien connues du comportement des perturbations dans différentes régions.
Summary The deepening and filling (development) of a functionp(, ,t) of the timet and the points (, ) of a regular closed surface is first of all defined, in respect to a given advection or transfer velocity field tangent to , as the variation ofp on any fictitious particle moving constantly and everywhere with the velocity . For a givenp(, ,t) and to any there corresponds a well defined development fieldC (, ,t). All theseC fields are a priori admissible, but a very general analytical condition of the perturbation fields in synoptic meteorology (the integral of the development fieldC (, ,t) on any geopotential surface vanishes at any moment), leads to an important restriction to advection vectors of the form: , whereT is any regular scalar, () any regular function of latitude, the unit vector of the ascending verticals andR/2 a constant. These vectors are a natural generalisation of the geostrophic velocities attached to any regular scalar. Whenp(, ,t) is the pressure perturbation at sea level, its development must be defined in respect to a geostrophic advection vector belonging to the above defined class of vectors with ()=sin andT a well defined mean temperature field.A general formula of the differential geometry and kinematics ofp(, ,t) is then derived, giving the velocity of any centre and col of ap(, ,t) as a function of the advection vector and the corresponding development fieldC (, ,t). This formula can be transformed and takes the form of a general relation between the deepening (and filling) of a centre (or a col) of ap(, ,t) and its displament velocity, the advection vector appearing no more explicitly. A detailed analysis of the consequences of these formulae is then given for the following cases: 1o) circular perturbations in the vicinity of a centre; 2o) perturbations having, in the vicinity of a centre, an axis of symmetry normal or tangent to the velocity of the centre; 3o) normal evolution of the tropical cyclones.Finally, the relations between the developmentC (, ,t) of a fieldp(, ,t), the advection velocity vector and the configuration of the iso-lines in the vicinity of a centre are analysed.These theoretical results give a rational explanation of several well known properties of the behaviour of the perturbations in different geographical regions.

Communication à la 2ème Assemblée de la «Società Italiana di Geofisica e Meteorologia» (Gênes, 23–25 Avril 1954).  相似文献   

17.
Résumé On propose une méthode de détermination de l'ordre du coefficient équivalent de récombinaison en n'utilisant que les données ionosphériques. A cette fin on évalue l'apport de la vitesse des changements passagersdN m E/dt dans la densité électroniqueN m E. L'évaluation se fait en présence d'une série de valeurs choisies de , on observe laquelle des courbes définis m (t) dans cette étude coïncidera de plus près avec m (t) mesurée. Les changements de montrés sur la figure 4 sont obtenus de cette manière. La valeur diurne de varie de (0.5÷1) 10–7 cm3 sec–1; peu après le lever et peu avant le coucher du soleil devient >10–7 cm3 sec–1. Lorsque cos>0, d'après la règle décrcit et devient 10–8 cm3 sec–1. Les explications des changements de obtenus de cette manière sont données en rendant compte des changements par rapport aux ions atomiques et moléculaires, à la disparition rapide des ions positifs pendant le coucher du soleil en présence d'un coefficient de récombinaison plus grand et des changements de température eventuels. La symétrie ou l'asymétrie des fréquences critiquesf 0 E quand cos sont égaux permettent dans la marche diurne de juger de l'ordre de . Toutes ces évaluations indiquent également des valeurs de environ 10–7 cm3 sec–1. En précisant des mesures def 0 E il est possible de définir non seulement l'ordre, mais aussi la valeur de elle-même.
Summary A method for the determination of the order of the equivalent recombination coefficient is suggested, by using ionospheric data only. The increase in the speed of temporary changes indN m /dt in the electronic densityN m E is estimated for this purpose. The estimation is done with series of selected for the sake of expediency values of , following at the same time which curves m (t), determined in the course of work, will coincide most closely with the m (t) measured. The changes in , shown in figure 4, have been obtained in this way. The diurnal value of is in the range of (0.5 to 1) 10–7 cm3 sec, being >10–7 cm3 sec a little after sunrise and a little prior to sunset. At cos<0, by rule decreases and becomes 10–8 cm3 sec. Explanations of the changes thus obtained in are indicated, taking into consideration the relation of atomic and molecular ions, the rapid disappearance of positive ions at sunset with a higher recombination coefficient and eventual temperature changes. From the symmetry or asymmetry of the critical frequencies off 0 E at equal cos in the course of the day it can also be judged for the order of . All those estimates show values of in the range of 10–7 cm3 sec. In the case of precise measurements off 0 E, not only the determination of the order but also the real value of is possible.
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18.
Summary Thirty wave records taken by the O. W. S. Weather Explorer in the Atlantic Ocean, studied in a previous paper (J. Darbyshire [1959a]), are taken and the statistical distribution of wave heights and wave periods found. The mean height for each observed period is also found.The three methods described by D. E. Cartwright and M. S. Longuet-Higgins [1956], are used to evaluate which indicates the departure of the height distribution from a Rayleigh distribution. Agreement between the three results is good enough to verify the accuracy of the theoretical distribution. The relation giving the variation of withT f , the period of maximum energy on the frequency spectrum, derived in the previous paper (J. Darbyshire [1959b]) is verified.The distribution of wave heights on thirty wave records taken by the Morecambe Bay Lightship is also worked out. In this case there is a marked lack of symmetry between the distribution of the heights of crests and troughs, measured from mean sea level. Estimates of by the three methods do not agree so well in this case although the values derived from the frequency spectra vary withT f as would be expected from the relationship derived by J. Darbyshire [1959b].
Die relative Frequenz von Wellenhöhen und -perioden im Atlantischen Ozean und in der Irischen See
Zusammenfassung Dreißig vom O. W. S. 'Weather Explorer im Atlantischen Ozean aufgenommene und in einer früheren Abhandlung (J. Darbyshire [1959a]) untersuchte Seegangs-registrierungen werden zur Ermittlung der statistischen Verteilung von Wellenhöhen und Wellenperioden benutzt. Die mittlere Höhe jeder beobachteten Periode wird ebenfalls bestimmt.Die drei von D. E. Cartwright und M. S. Longuet-Higgins [1956] entwickelten Methoden werden dazu verwendet, den Wert von, das die Abweichung der Höhenverteilung von der Rayleighschen Verteilung ausdrückt, zu berechnen. Die Übereinstimmung zwischen den drei Ergebnissen ist groß genug, um die Genauigkeit der auf theoretischem Wege gewonnenen Verteilung zu bestätigen. Es wird die Richtigkeit der Beziehung bestätigt, die aus der Veränderlichkeit von in Abhängigkeit vonT f resultiert, der Periode der größten Energie im Frequenzspektrum, die bereits in einer früheren Arbeit von J. Darbyshire [1959b] abgeleitet wurde.Die Verteilung der Wellenhöhen für die dreißig Seegangsregistrierungen wird ebenfalls ausgewertet. Hierbei machte sich ein beträchtlicher Mangel an Symmetrie zwischen der Verteilung der Höhen und Tiefen von Wellenkämmen und Wellentälern bemerkbar, die unter Zugrundelegung des mittleren Wasserstandes gemessen wurden. Berechnungen von mit Hilfe dieser drei Methoden zeigen in diesem Falle keine allzu gute Übereinstimmung, obgleich die vom Frequenzspektrum abgeleiteten Werte in Abhängigkeit vonT f variieren, wie dies nach der von J. Darbyshire [1959b] abgeleiteten Beziehung zu erwarten war.
Les fréquences relatives des hauteurs et des périodes des vagues en océan Atlantique et en mer d'Irlande
Résumé Trente enregistrements des vagues obtenus par le navire météorologique «Weather Explorer» en océan Atlantique et analysés antérieurement par J. Darbyshire [1959a] sont utilisés pour. déterminer la distribution des hauteurs et des périodes des vagues. La hauteur moyenne de chaque période observée est également déterminée.Les trois méthodes décrites par D. E. Cartwright et M. S. Longuet-Higgins [1956] servent à estimer la grandeur qui indique la différence entre la distribution des hauteurs et la distribution d'après Rayleigh. L'accord entre les trois résultats est assez satisfaisant pour vérifier l'exactitude de la distribution estimée d'une manière théorique. La relation donnant la variation en fonction deT f , qui sur le spectre de fréquences représente la période de l'énergie maximum, dérivée antérieurement par J. Darbyshire [1959b], se vérifie.Les trente enregistrements, provenant du bateau feu stationné dans la baie de Morecambe, sont analysés pour en obtenir la distribution des hauteurs de vagues. Ces analyses montrent que dans ce cas il existe un défaut remarquable de la Symmetrie entre la distribution des hauteurs des crêtes et celle des profondeurs des creux, mesurées à partir du niveau moyen de la mer. Les estimations de effectuées au moyen de trois méthodes citées ci-dessus, ne s'accordent pas trop bien dans ce cas, bien que les valeurs, dérivées des spectres de fréquences, varient avecT f à mesure que l'on pourrait s'y attendre d'après la relation dérivée par J. Darbyshire [1959b].
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19.
An attempt is made to interpret the gravity anomalies over an inclined fault with variable density contrast. The decrease of density contrast with depth in sedimentary rocks is approximated by a quadratic function. The anomaly equation of an inclined fault is derived with the quadratic density function. The constantsa 0,a 1 anda 2 of the quadratic density function can be found from the known density-depth values. A synthetic anomaly profile of the fault model is interpreted by the non-linear optimisation technique using the Marquardt algorithm. The distances are measured from an arbitrary reference point and thus the origin of the fault model is also treated as an unknown parameter. For the assumed values of the constantsa 0,a 1 anda 2, the various parameters of the fault model are found by the non-linear optimisation technique. The convergence of the method is shown by plotting the values of the objective function, lamda, and the parameters of the fault model with respect to iteration number. The two parameters inclination and origin are found to be correlated. The same program is used to interpret the gravity anomalies with different density contrasts. Finally, the use of modelling with the quadratic density function is discussed.  相似文献   

20.
Zusammenfassung Die Gleichgewichtsfiguren lassen sich gänzlich unabhängig vom Dichtegesetz durch die Eingeschaft charakterisieren, daß der Absolutbetrag des Formparametersf0 ein Minimum sein muß. Diese merkwürdige Eigenschaft liefert eine Gleichung zwischen der geometrischen Abplattung und den beidenStokesschen Konstanten und , mit deren Hilfe aus den 4 Lösungen desHelmertschen Gleichungssystems für eine bestimmte Masse die 3 Gleichgewichtsfiguren ausgesiebt werden können. Jede beliebige heterogene sphäroidische Gleichgewichtsfigur ist entweder durch die Masse und die Gestalt ihrer freien Oberfläche oder durch die Masse und drei physikalische Parameter gänzlich eindeurig bestimmt; sie hat ein streng individuelles Dichtegesttz. Aus der dreifach unendlichen Mannigfaltigkeit der Gleichgewichtsfiguren können linear Reihen herausgegriffen werden, indem man entweder zwei physikalische Parameter festhält oder indem man die Figuren aufsucht, welche eine gegebene Fläche zur gemeinsamen äußeren Niveaufläche besitzen oder die Reihe jener Gleichgewichtsfiguren, die sich aus der Schar der äußeren Niveauflähen einer gegebenen Gleichgewichtsfigur bilden läßt.Obwohl das HauptträgheitsmomentC keineStockessche Konstante ist, kann das durch ,W 0 undC eindeutig definierte Normalsphäroid der Erde hypothesenfrei bestimmt werden, weil in der Reihe (,K) auch die Trägheitsmomente und damit die dynamische Abplattung konstant ist. Damit kann die empirisch bekannte dynamische Abplattung mittels des Rückganges auf die homogene Ausgangsfigur der Reihe (,K) durch die statische Abplattung ersetzt werden. Allerdings muß der Ableitung des Normalsphäroides an Stelle der primär unbekannten Werte für die Erdmasse und den Potentialwert des Geoides die Äquatorschwere und die Äquatorachse zugrunde gelegt werden.Abschließend werden noch die drei linearen Reihen (,W 0), (,K) und (W 0,K) diskutiert, welche sich im Normalsphäroid schneiden müssen. Auch kann in dem mit den Achsena, undh m gebildeten Koordinatensystem die Hüllfläche der Gleichgewichtsfiguren angegeben werden; sie ist durch den Formparameterf=–3a2/2 gekennzeichnet.
Summary The figures of equilibrium independant from the law of density in their interior can be characterized by the remarkable property that the absolute value of the «shape-parameter» must be a minimum. This gives an equation between the flattening and the twoStokes constant and , by which the 3 figures of equilibrium can be selected from the 4 solutions ofHelmert's equations for a given mass. Each inhomogeneous spheroidical figure of equilibrium is determined unequivocally by the mass and the shape of its free surface or by the mass and three physical parameters; the law of density is strictly individual. From the threefold infinite multiplicity of the figures of equilibrium linear series are to find out with two fixed physical parameters or you can compute a series of figures with a common level surface or the series built by all level surface of a given figure of equilibrium.Though the moments of inertia are notStokes constants the normal spheroid of earth unequivocally defined by ,W 0 andC can be determined without hypotheses, because in the series (,K) also the moments of inertia and the mechanical ellipticity are constant. Therefore the empirically known mechanical ellipticity can be substituted by the static flattening returning to the homogenous figure in the beginning of the series. Of course the determination of the normal spheroid of earth demands the knowledge of gravity in equator and of the equator-axis instead of the unknown mass of earch series (,W 0), (,K) and (K,W 0), which intersect in the normal spheroid, are discussed. Also the boundary surface of the figures of equilibrium in the Cartesian system of the coordinatesa, andh m is discussed; this surface is determined byf=–3a2/2.
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