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1.
Résumé On commence par déduire l'équation thermo-hydrodynamique d'une masse finie quelconque du fluide. Cette équation réalise la synthèse des équations du mouvement, de l'équation de continuité, de l'équation qui exprime le premier principe de la thermodynamique et de l'équation d'état. Sous sa forme première, elle ne se prête pas, pour plusieurs raisons; à l'étude des transformations d'énergie dans une masse donnée. En considérant cependant la décomposition du mouvement réel en mouvement de base et perturbation, et en appliquant l'équation thermo-hydrodynamique à une même masse dans le mouvement réel et dans le mouvement de base (c'est-à-dire, à une masse dont la surface limite se déplace de la même manière dans le mouvement réel et dans le mouvement de base), on arrive facilement à une nouvelle forme beaucoup plus simple, quoique rigoureuse, de l'équation thermohydrodynamique. Cette nouvelle forme exprime la perturbation de l'énergie cinétique du mouvement autour du centre de gravité de la masse en fonction de la perturbation de son enthalpie (terme margulésien) et de la perturbation de la dissipation d'énergie dans la masse par les efforts de frottement. D'où un premier résultat central du mémoire qui s'énonce en disant que la perturbation de la dissipation d'énergie contribue nécessairement et efficacement, dans certains volumes de l'atmosphère, à une augmentation de l'énergie cinétique des perturbations.La variation de l'enthalpie peut être exprimée en fonction du mouvement du centre de gravité de la masse. On montre alors que la variation temporelle de la perturhation de l'enthalpie est nulle pour toute masse dont le mouvement de la surface limite n'a pas de perturbation. Ceci conduit au deuxième résultat central, d'après lequel la variation de la perturbation de l'énergie cinétique du mouvement autour du centre de gravité dans und telle masse est égale à la perturbation, changée de signe, de la vitesse de dissipation d'énergie par les efforts de frottement.Ces deux résultats impliquent, selon l'auteur, un changement radical dans la manière de traiter le problème de l'origine de l'énergie des perturbations. En particulier ils montrent qu'il faut rejeter les modèles margulésiens ou margulésiens généralisés, selon lesquels toute perturbation est essentiellement un mécanisme qui emprunte son énergie cinétique à l'enthalpie de la masse.Le mouvement de base, produit directement par l'ensemble des actions extérieures thermodynamiques et mécaniques qui agissent sur le fluide, doit être considéré comme étant celui qui réalise à chaque instant, pour ses différentes propriétés, le minimum de variation temporelle. Ceci implique l'existence, en chaque point du fluide, d'une fonction de dissipation essentiellement positive, d'où résulte que la loi des efforts de frottement dans le mouvement de base est nécessairement une loi de Hooke isotrope. Sous l'influence des mêmes actions extérieures, le fluide prend cependant un mouvement différent du mouvement de base (en d'autres termes, il se superpose à celui-ci une perturbation) parce que la loi réelle des efforts de frottement n'est pas rigoureusement une loi de Hooke isotrope. La perturbation est donc, à chaque instant, la résultat de l'action, étendue à tout le passé du fluide, de la différence des deux lois des efforts de frottement.En négligeant cependant différentiellement, à un instant donné, la partie des efforts de frottement qui ne correspond pas à une loi de Hooke isotrope, on arrive facilement à une généralisation du théorème de Helmholtz sur la fonction de dissipation, et l'on montre que la condition nécessaire et suffisante pour qu'il existe une perturbation non nulle est que le mouvement de base soit rotationnel ou divergent.
Summary The thermo-hydrodynamical equation for an arbitrary finite mass of the fluid is first of all deduced. This equation realizes the synthesis of the equations of motion, the equation of continuity, the equation expressing the first principle of thermodynamics and the equation of state. In its primary form, the thermo-hydrodynamical equation cannot be easily applied, for several reasons, to the investigation of the energy transformations in a given mass. However, by considering the separation of the motion in a basic motion and a perturbation, and applying the thermo-hydrodynamical equation to the same mass in the real and the basic motion (in other words, to a mass with the same displacements of its boundary surface in the real as in the basic motions), a much more simple (but still exact) form of this equation can be derived. This new form expresses the perturbation of the kinetic energy of the motion around the gravity centre of the mass as a function of the perturbation of its enthalpy (margulesian term) and the perturbation of the energy dissipation inside the mass by the frictional stresses. A first result follows from this equation, which states that the perturbation of the energy dissipation by the frictional stresses must necessarily and efficiently contribute, in some volumes of the fluid, to an increase of the kinetic energy of the perturbations.The enthalpy variation can be expressed as a function of the motion of the gravity centre of the mass. It can then be shown that the temporal variation of the enthalpy perturbation must vanish for any mass with no perturbation of the motion of its boundary surface. This property then leads to the second central result of the paper, which states that the temporal variation of the perturbation of the kinetic energy of the motion around the gravity centre of such a mass is due solely to the perturbation of the rate of energy dissipation by the frictional stresses.In the author's opinion, these results lead to a radical change of attitude towards the fundamental problem of the origin of the energy of the perturbations. They show, for instance, that any margulesian or generalized margulesian perturbation model, consisting essentially in a mechanism borrowing its kinetic energy from the enthalpy of the mass, should be rejected.The basic motion is the direct effect of the thermodynamical and mechanical external actions and must be considered as the motion which realizes, at any moment, a condition of minimum temporal variation for its properties. Consequently, an essentially positive dissipation function must exist at any point in the basic motion. The corresponding law for the frictional stresses is necessarily an isotropic Hooke's law. The real motion of the fluid, under the influence of the same external actions, differs from the basic motion because the real law of the frictional stresses is not strictly an isotropic Hooke's law. At any moment, the perturbation is the integrated result, for all the life history of the fluid, of the difference between the two laws of the frictional stresses.Neglecting however differentially, at a given moment, the part of the frictional stresses not corresponding to an isotropic Hooke's law, a generalization of Helmholtz theorem on the dissipation function can be derived, with the consequence that the necessary and sufficient condition for a non vanishing perturbation is a rotational or divergent basic motion.

Communication à la 3ème Assemblée de la «Società Italiana di Geofisica e Meteorologia» (Gênes, 15–17 Avril 1955).  相似文献   

2.
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   

3.
Résumé On définit le modèle stochastique des séismes dans la région de Vrancea et on établit en même temps une relation magnitude-fréquence correspondent à la répartition lognormale des magnitudes. On donne des formules pratiques de calcul des coefficients de la relation magnitude-fréquence et sont définis certains termes de séismicité. On donne enfin la définition des caractéristiques informationnelles du phénomène séismique, l'entropie et l'énergie informationnelle et on calcule ces caractéristiques pour des répartitions exponentielles et lognormales des magnitudes.Ouyrage annoncé à la Réunion de C.E.S., Luxembourg, Septembre, 1970.  相似文献   

4.
Résumé A l'aide de formules empiriques, établies à partir des valeurs des amplitudes spectrales obtenues au sein d'un massif à différentes distances du point zéro et pour des tirs de puissances échelonnées, on calcule les spectres des signaux sur la surface de la sphère inélastique-élastique où l'on admet que débute le signal sismique proprement dit. Ces spectres sont d'autant plus plats que l'énergie du tir est faible. La comparaison des spectres obtenus à des distances variables permet de montrer que le coefficient d'atténuation exponentielle en fonction de la fréquence est proportionnel à celle-ci, ce qui confirme l'hypothèse de la constance du facteur de qualitéQ.Summary From the spectral amplitudes obtained at several distances from underground explosions for several values of the emitted energy, we calculate the same spectrum on the sphere where the seismic signal is supposed to begin. This spectrum becomes more flat if the energy becomes smaller. A comparison between the spectra which are obtained at several distances, shows that the exponential attenuation coefficient is proportional to the frequency. This confirms the hypothesis of a constance of the quality factorQ.  相似文献   

5.
Résumé On fait une application particulière de la théorie de la corrélation et de la régression pour l'interprétation des données résultant d'une prospection magnétique. Est déterminée, en premier lieu, la corrélation multiple entre l'intensité de la composante verticale du champ magnétique, la teneur en Fe et la profondeur d'un complexe porteur de minéralisations de fer. Le seconde partie de l'ouvrage présente un modèle d'estimation du contenu de fer et du volume de complexe minéralisé sur la base des courbes de régression déterminées. Dans la troisième partie du travail est effectué un calcul des erreurs d'appréciation de la qualité et de la quantité des réserves.  相似文献   

6.
Zusammenfassung Nach Erörterung der benutzten vertikal integrierten Bewegungsgleichungen für ein Meer mit Sprungschicht sowie der Ansätze für Schubspannung und Reibung werden die Beziehungen zwischen Spiegel- und Sprungflächenlage und die Wirkung des Windschubs auf einen geschichteten Kanal diskutiert. Es folgt die Beschreibung der Windschubwirkung auf tropische Modellmeere mit Sprungschicht. Insbesondere wird das Ergebnis einer den Verhältnissen im Arabischen Meer bei beginnendem Sommermonsun nahekommenden Modellrechnung beschrieben, in der sich die Sprungschicht vor der afrikanisch-arabischen Küste um mehrere Dekameter hebt (upwelling), vor der indischen Küste ebenso stark absenkt. Parallel diesen Küsten treten zwischen dem 8. und 16. Tag Wellenkämme und-täler in der Sprungschicht und in der Oberfläche in genau gleicher Art auf, wie sie A. Defant [1950/1951] aus Beobachtungen vor der kalifornischen Küste im Zusammenhang mit auf- und ablandigem Windschub abgeleitet hat. Wir zeigen noch, daß diese Wellen nichts mit fortschreitenden zu tun haben können und leiten die dafür gebräuchliche Formel für die Fortpflanzungsgeschwindigkeit aus den vertikal integrierten Bewegungsgleichungen ab.Abschließend wird das Modell einer idealisierten Nordsee mit sommerlicher Sprungschicht beschrieben, in dem das Massen- und Geschwindigkeitsfeld durch ein vorüberziehendes Tiefdruckgebiet Änderungen erfährt. Dem Luftdruckminimum folgt eine Mulde mit zyklonaler Wasserzirkulation in der Oberschicht nach, welche noch geraume Zeit nach Abzug des Tiefs anhält. Die Sprungschicht hebt sich südlich der Bahn des Tiefs um einige Meter und entfaltet eine kräftige, südwärts fortschreitende Wellenbewegung an der östlichen Begrenzung. Auch in der Unterschicht herrscht eine zyklonale Wasserzirkulation vor; das untere Wirbelzentrum bleibt aber hinter dem der Oberschicht zurück und holt es erst nach Abzug der Zyklone ein. Beide Wirbelzentren liegen dann unter einer sich abschwächenden Mulde in der Wasseroberfläche.Unsere Modelle zeigen, daß es mit den heutigen Hilfsmitteln im Prinzip möglich ist, nicht nur die Einflüsse aktueller meteorologischer Faktoren auf die Wasseroberfläche, sondern auch ihre Wirkung auf die Massenverteilung innerhalb des Meeres zu ermitteln. Zur modellmäßigen Darstellung der allgemeinen Zirkulation des Meeres sind allerdings die hier nicht berücksichtigten Vermischungsvorgänge in Rechnung zu stellen.
Numerical models on wind produced motions in a sea with a pycnocline
Summary After a treatment of the system of vertically integrated equations of motion concerning a sea with a pycnocline we discuss the stress and friction terms used here and the general relations connecting the variation of the surface with that of the pycnocline as well as the effect of wind stress in a double-layered canal. After that we regard the effects of wind stress and pressure of air on tropical model oceans with a pycnocline. Especially the result of a numerical computation of the behaviour of an idealized Arabian Sea in the beginning of the summer monsoon is described: The pycnocline is lifting by several decameters in front of the African and Arabian shores (upwelling) and is descending by the same number of decameters in front of the Indian coast. Between the eighth and sixteenth day there are contrary wave crests and troughs in the surface and in the pycnocline parallel to the African and Indian shores of exactly the same kind as those already derived from observations in front of the Californian coast by A. Defant [1950/1951] in connection with on-shore an off-shore winds.Concluding, we describe the model of an idealized North Sea with a summer thermocline where the fields of mass and velocity are affected by a passing low. Its centre is followed by a trough in the surface and a cyclonic circulation in the upper layer continuing even a long time after the low had passed. In the south of its path the thermocline ascents some meters and at the eastern shore it develops a vigorous wave motion propagating southward. A cyclonic circulation prevails also in the layer beneath the thermocline; its centre lags behind the curl centre of the upper layer but at last joins it after the low left the model sea. Both curl centres then come to lie underneath the gradually diminishing trough in the sea surface.As shown by our models, the modern aids make it possible, not only to compute the effects of the actual meteorological events on the sea surface but also their effects on the mass distribution within the sea. If, however, a model of the general circulation in the oceans is to be given, there should, at any rate, be taken into account the mixing processes of water masses neglected here.
Modèles numériques pour le calcul des mouvements dûs au vent dans une mer ayant une couche de densité à discontinuité
Résumé Pour une mer ayant une couche de densité à discontinuité on discute le système des équations de mouvements, intégrées verticalement et on expose les termes du frottement tangentiel dû au vent et ceux de la friction interne employés dans ce travail. Puis on traite les relations générales qui existent entre les variations de la surface et celles de la couche de discontinuité et on décrit les effets du frottement tangentiel dû au vent dans un canal à deux couches. Aprés cela on étudie l'effet du frottement tangentiel dû au vent et la pression atmosphérique exercée sur des modèles de mers tropiques ayant des couches de discontinuité. On décrit surtout le résultat du calcul numérique du comportement d'une mer idéalisée arabique au commencement de la mousson estivale. Suivant ce calcul, la couche de discontinuité s'élève par plusieurs décamètres (upwelling) devant la côte afro-arabique et elle s'abaisse en même degré devant la côte indienne. Entre le 8ième et le 16ième jour il se présente, parallèlement à ces côtes, des crêtes et des creux de vagues opposées dans la couche de discontinuité et dans celle de la surface. Ces vagues sont de la même espèce que celles que A. Defant [1950/1951] a déjà dérivées des observations faites devant la côte de la Californie en présence du frottement tangentiel dû aux vents de terre et de mer. On montrera que ces vagues ne peuvent avoir aucun rapport aux vagues progressives et nous dérivons des équations verticalement intégrées de mouvement la formule en usage pour la vitesse de propagation.Ênfin, on décrit le modèle de la mer idéalisée du Nord, dans laquelle on suppose une couche estivale de discontinuité. Dans ce modèle le champ de masse et le champ de vitesse subissent de changements par le passage d'une aire de basse pression, dont le minimum atmosphérique est suivi d'une dépression qui de sa part, dans la couche supérieure de l'eau, est accompagnée d'une circulation cyclonique, qui se maintient même quelque temps après le passage de l'aire de basse pression. Au sud de sa trajectoire la couche de discontinuité s'élève par plusieurs mètres; à sa limite orientale elle développe de fortes vagues qui se propagagent vers le sud. Dans la couche qui se trouve au-dessous de la couche de discontinuité, une circulation cyclonique est également prédominante; son centre est en retard sur celui de la couche supérieure qu'il ne rattrapera qu'après le passage du cyclone. Les deux centres cycloniques se trouvent alors au-dessous de la dépression en voie de s'exténuer à la surface de l'eau.Les modèles montrent que les ressources modernes permettent, en principe, de calculer non seulement les effets des facteurs météorologiques actuels à la surface de l'eau, mais aussi leurs effets sur la distribution des masses dans l'océan. Si l'on veut, cependant, représenter la circulation générale en mer au moyen d'un modèle, il est nécessaire de tenir compte des processus de mélange non considérés dans cette étude.

Hierzu Tafel 7 mit Abb. 7a-e, Tafel 8 mit Abb. 11a-d, Tafel 9 mit Abb. 12a-e

Herrn Professor A. Defant zum 81. Geburtstag gewidmet.  相似文献   

7.
Résumé L'important problème de « l'advection des perturbations » ne peut Être traité d'une manière rationnelle et n'acquiert un sens précis qu'en étudiant d'une part les conséquences purement analytiques des propriétés générales de toute fonction de perturbation, et en utilisant d'autre part les résultats fondamentaux de la théorie des perturbations. On aboutit ainsi à préciser complètement la notion de « vecteur d'advection des perturbations » et l'on montre que les importantes différences qui existent entre le mouvement des perturbations au niveau de la mer (commandé par un champ de température moyenne) et en altitude (où les perturbations se déplacent plutÔt avec le vent moyen, du moins dans la troposphère moyenne) peuvent Être facilement expliquées par le comportement, suivant les verticales,d'une mÊme fonction vectorielle de vitesse d'advection des perturbations, qui intervient d'une manière essentielle dans notre théorie des perturbations.A l'aide du champ moyen de température et de vent entre l'équateur et les pÔles (du sol jusqu'à 20 km d'altitude), nous déduisons le champ moyen du vecteur d'advection des perturbations et le comparons au vent moyen. Cette comparaison donne l'explication de plusieurs faits empiriques importants. De plus, on peut en déduire les limites de la région où il peut y avoir en altitude des « ondes longues » compatibles avec la conservation du tourbillon vertical, ainsi que la longueur d'onde caractéristique de ces perturbations.Dans la deuxième partie du mémoire, nous montrons qu'une transformation simple de l'équation des variations de pression de notre théorie des perturbations conduit à une équation généralisée du tourbillon vertical pouvant Être comparée à l'équation classique du tourbillon que l'on déduit des équations de l'hydrodynamique. Ceci permet de se rendre compte dans quelle mesure on peut admettre en altitude la conservation du tourbillon vertical, propriété qui peut Être considérée comme un cas particulier de l'équation des variations de pression.
Summary The important problem of the « advection of the perturbations » can be treated along rational lines and acquires a precise meaning only when its treatment is based, on the one hand, on the analysis of the general mathematical properties of any perturbation function, and on the main results of the hydrodynamical theory of perturbations, on the other hand. In this way, the notion of the « advection vector of the perturbations » can be completely clarified and it can be shown that the important differences between the motion of the perturbations at sea level (which is determined by a mean temperature field) and in the free atmosphere (where the perturbations move rather with the mean wind, at least in the middle troposphere) are easily explained by the behaviour of thesame vectorial advection function which plays an essential part in our theory of perturbations.By means of the observed fields of temperature and wind between the equator and the poles (from sea level to the 20 Km level) we deduce the mean field of the advection vector of the perturbations and compare it to the mean wind field. This leads to the explanation of many important empirical facts and also gives the limits of the region where « long waves » (compatible with the conservation of vertical vorticity) can exist, and also the characteristic wave length of these perturbations.In the second part of the paper, a simple transformation of the equation for pressure variations of our theory of perturbations leads to a generalised equation for the vertical vorticity, which can be compared with the classical vortieity equation derived from the hydrodynamical equations. The condition of the conservation of the vertical absolute vorticity can then be appreciated as a particular case of our equation of pressure variations.

Communication faite le 5 Avril 1956 à la 4ième Assemblée de la « Società Italiana di Geofisica e Meteorologia » (Genova, 5–8 Avril 1956).  相似文献   

8.
Résumé Le mémoire commence par la déduction de l'équation générale d'évolution des champs géostrophiques. Cette équation fait intervenir une fonction (S) du gradient de pression et de la température qui joue un rÔle essentiel dans la discussion des conditions de stabilité des champs de pression et de température.Les configurations théoriques du champ de pression, lorsqueS est spatialement constante, constituent des familles de champs auxquelles appartiennent les champs stationnaires. Ces familles permettent d'analyser tout champ de pression complexe en le décomposant en une somme de champs partiels simples possédant des propriétés de symétrie par rapport aux méridiens passant par leurs centres.On peut baser sur cette analyse géostrophique une méthode pour la classification rationnelle des types de temps, qui est appliquée ici aux champs moyens de Juillet et de Janvier en Europe.
Summary The paper begins with the deduction of a general equation for the evolution of the geostrophic fields. This equation leads to the definition of a function (S) of the pressure gradient and the temperature which plays an essential part in the discussion of the stability conditions of the pressure and temperature fields.The theoretical configurations of the pressure field, whenS is constant in space, form well defined families of fields comprising all the stationary fields. By means of these families any complex field can be analysed through its decomposition in a sum of simple fields with symmetry properties with respect to their central meridians.A method for the rational classification of weather types can be based on this geostrophic analysis and is applied here to the european mean pressure fields for the months of July and January.

Mémoire N 1 du CIRMM (Centre International de Recherches sur la Météorologie de la Méditerranée).  相似文献   

9.
Zusammenfassung Die Konzentrationsgleichung eines Farbstoffes als Funktion der Zeit und des Abstandes vom Zentrum eines unendlich langen Streifens wird nach der Theorie von J. Joseph und H. Sendner abgeleitet. Das Resultat wird graphisch und als ein bekanntes tabelliertes Integral dargestellt.
Horizontal diffusion from an infinitely long strip
Summary The diffusion theory of J. Joseph and H. Sendner is used to determine the concentration of dye at a given time and distance from the centre of an infinitely long strip which initially had a uniform concentration. The final result is expressed as a known tabulated integral and in graphical form.
Diffusion horizontale d'une strie infiniment longue
Résumé On se sertde la théorie de diffusion d'après J. Joseph et H. Sendner pour déterminer la concentration de la matière colorante en fonction du temps et de la distance du centre d'une strie infiniment longue dont la concentration était au début uniforme. Le résultat en est représenté au moyen de graphiques et par une intégrale tabellaire connue.
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10.
Resume En juin et juillet 1983, pendant l'éruption, on a procédé à une campagne de mesures magnéto-telluriques sur l'Etna. Elle a consisté en l'exécution de six sondages lents et d'une cinquantaine de mesures audio-magnéto-telluriques (AMT).On discute l'interprétation tant géophysique que structurale des données recueillies en tenant compte des conditions particulières dans lesquelles l'opération s'est effectuée. La méthode AMT identifie très bien la fracture majeure liée à l'éruption qui se manifeste par un baisse très sensible de la résistivité apparente. Les sondages lents, pour leur part, mettent en évidence des formations conductrices qu'il est difficile d'accorder avec le schéma proposé parR. Schick et al.L'observation d'une évolution dans le temps de certaines mesures en AMT est discutée ainsi que les conséquences qu'on pourrait en tirer quant à la surveillance directe ou indirecte de la situation du magma en profondeur.
Magneto-telluric measurements were carried out during the Etna eruption in June–July 1983. Six slow soundings and about 50 audiomagneto-telluric (AMT) measurements formed the survey programme.Geophysical and structural interpretations of data are given with taking into account the particular operational conditions. The major fracture associated with the eruption has been identified by the AMT method quite well in a very clear low of the apparent resistivity. On the other hand, slow soundings have shown conductive rock formations which it is difficult to fit theSchick et al.'s model.The time evolution of certain AMT measurements is discussed together with the possible implication for a direct or indirect surveillance of the magma situation in depth.
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11.
Summary Determining, with the aid of weather maps, the area and time of formation of swell observed in the subtropical region, the author found the practical methods developed by W. J. Pierson jun., G. Neumann and R. W. James [1953] to be superior to other proceedings. From a fixed point of observation (on the northern hemisphere) swell waves will be observed to turn in a counter clockwise sense if the generating depression is developing or intensifying at its very area of origin and if its distance is long enough.
Sur l'observation d'une houle et sur les relations entre une houle et son aire génératrice
Résumé Cherchant à déterminer, à l'aide des cartes du temps, l'aire génératrice et le moment de génération d'une houle on trouve que les méthodes pratiques d'après W. J. Pierson le jeune, G. Neumann et R. W. James [1953] se montrent, dans le cas actuel, supérieures à d'autres procédés. Se trouvant à un point fixe d'observation, on aperçoit que sur l'hémisphère nord les ondulations de la houle causées par une dépression atmosphérique tournent en sens inverse des aiguilles d'une montre, à condition que la dépression en question se développe ou s'intensifie sur sa propre aire génératrice et qu'elle se trouve à une distance assez longue du point d'observation.
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12.
Zusammenfassung In einer durch Fremdeinflüsse ungestörten Windsee verlagert sich der größte Teil der vom Winde auf das Wasser übertragenen Wellenenergie genau in der Richtung der Luftbewegung, also in der Richtung mit dem Winde. Wandert das Feld des wellenerzeugenden Windes in der gleichen Richtung, so tritt pro Zeiteinheit weniger Wellenenergie ins windfreie Gebiet hinaus als im Falle des festliegenden Fetches sonst gleicher Eigenschaften. Es werden die Energiebeträge berechnet, die das festliegende und das wandernde Windfeld über den Vorderrand und beim wandernden Windfeld auch über den rückwärtigen Rand pro Zeiteinheit verlassen; diese Beträge werden untereinander und mit der im Fetch pro Zeiteinheit vorhandenen Gesamtenergie verglichen. Nur bei schnell ziehenden Windfeldern und gleichzeitig relativ kleiner Windstärke tritt kein Energiestau, sondern ein Minderbetrag gegenüber gleichartigen festliegenden Windfeldern ein.Es folgt eine Betrachtung über die Rolle, welche die Windbahn bei der Anfachung der Windsee spielt. Die Bedeutung der Windbahn, also die Fetchlänge, liegt darin, daß sie es den aufgeworfenen Wellen ermöglicht, unter Windwirkung zu bleiben und dabei weitere Energie anzusammeln.Die regionale Verteilung der Windsee innerhalb des Windfeldes ist abhängig von folgenden Größen bzw. von deren gegenseitigem Verhältnis: von der LängeF des Windfeldes, der Verlagerungsgeschwindigkeitw des Windfeldes, der Windgeschwindigkeitv im Fetch, der Dauer der Windwirkungt e am Beobachtungsort und gegebenenfalls von der Zeitspanne, die seit der Entstehung des Windfeldes vergangen ist. Von den gleichen Größen oder ihrem Verhältnis ist die zeitliche Änderung der Windsee-Eigenschaften an einem festen Beobachtungsort abhängig, der vom wandernden Windfeld überlaufen wird. Es ist von entscheidender Bedeutung für die Entwicklung der Windsee, ob Wellenkomponenten innerhalb des Wellenspektrums gebildet werden können, deren Energie sich schneller als das Windfeld verlagert. Solange die GruppengeschwindigkeitC g der längsten Wellenkomponente kleiner als die Verlagerungsgeschwindigkeit des Windfeldesw bleibt, ist die Windsee in der Nähe des Windfeld-Vorderrandes niedrig und kurz. In diesem Falle erreicht der Seegang am rückwärtigen Rand oder im ganzen rückwärtigen Teil des Fetches das mögliche Maximum, das in den meisten Fällen durch die Dauer der Windwirkungt e am Orte gegeben ist. Für ein Windfeld, das einen festen Beobachtungsort gerade während der Zeitspanne der Gesamtwindwirkung überläuft, wird die regionale Ausdehnung dieser höchstmöglichen Windsee diskutiert bzw. berechnet.Die Energie der Wellen, deren GruppengeschwindigkeitC g kleiner als w ist, verlagert sich relativ rückwärts zum wandernden Windfeld. Die anfangs kleinen und daher langsamen Wellen können bei ausreichender Windwirkungsdauer so viel Energie ansammeln, daß ihre Gruppengeschwindigkeit größer alsw wird. Sie beginnen dann, im Fetch eine (relative) Vorwärtsbewegung auszuführen. Sie bleiben in diesem Falle sehr lange unter Windwirkung und erreichen schließlich eine sehr beträchtliche Höhe und Länge. Auch die Gruppengeschwindigkeit nimmt weiter zu. Bei verhältnismäßig langem Bestehen des Windfeldes wird unter diesen Umständen am Vorderrand des Windfeldes oder im gesamten vorderen Fetchteil ein Maximum der Windsee entwickelt. Ihre Eigenschaften sind von der Gesamtlebensdauer des Windfeldes bis zum Beobachtungszeitpunkt bestimmt. Zwei Übergangsstadien bei der regionalen Verteilung der Windsee werden eingehend behandelt.Windfelder, die sich gegen den Wind verlagern, enthalten weniger Wellenenergie als ein entsprechender festliegender Fetch.Auf statistischer Grundlage werden schließlich die theoretischen Ergebnisse wenigstens teilweise mit geeigneten Wellenbeobachtungen an wandernden Windfeldern im Nordatlantik verglichen. Die Ergebnisse sind zufriedenstellend.
Accumulation of wave energy in travelling wind areas
Summary In a wind sea non disturbed by outward influences the major part of the wave energy imparted to the water by the wind's action moves in the direction of air motion, hence, in the direction of the wind. If the field of the wave generating wind travels in the same direction, the amount of wave energy per unit of time moving into the wind-free area will be smaller than that produced in the case of a stationary fetch of otherwise equal properties. The energy leaving the forward border per unit of time in case of a stationary wind area and the foreward and backward border in case of a travelling wind area, is computed; the results of computation are compared between one another and to the total energy per unit of time present in the fetch. Only in the presence of fast travelling wind areas associated with relatively low wind velocities there will occur no accumulation but a deficiency rather in energy as compared to similar yet stationary wind areas. An equation recently set up by H. U. Roll and G. Fischer [1956] for the relations between wind velocity and wave energy as well as the constantC after G. Neumann calculated from a different aspect by H. Walden [1956] has been used in the computations.It follows a discussion of the part the fetch plays in the generation of the wind sea. The importance of the fetch, hence the length of the wind area, consists in that it enables the generated waves to remain under the wind's action and, in doing so, to accumulate additional energy. This is the reason why it is possible to relate any length of the fetch to a certain duration of the wind's action and to obtain equivalent quantities for both, the wind's duration and the fetch.The regional distribution of the wind sea within the wind area depends on the following factors or their correlations: on the lengthF of the wind area, the travelling velocityw of the wind area, the wind velocityv in the fetch, the durationt e of the wind's action at the point of observation, and, in a given case, on the time interval elapsed since the wind field was generated. The change with time, the properties of the wind sea undergo at a fixed point of observation over which the travelling wind area is passing, likewise depends on these factors or their correlations. It is of decisive importance to the development of the wind sea whether within the wave spectrum wave components can be produced the energy of which travels faster than the wind area. As long as the group velocityC g of the longest wave component is smaller than the travelling velocityw of the wind area, the wind sea near the forward border of the wind area is characterized by low and short waves. In this case, the utmost maximum of the sea that mostly is determined by the durationt e of the local wind's action occurs at the backward border or in the entire backward portion of the fetch, respectively. The regional extension of this extreme maximum of the wind sea is discussed or calculated, respectively, for a wind area the passage of which over a fixed observation point coincides with the total duration of the wind's action.The energy of the waves the group velocityC g of which is smaller thanw, suffers, in relation to the travelling wind area, a (relatively) backward displacement to the moving wind area. If the waves which at the beginning were small and, hence, slow are exposed to a sufficiently long duration of the wind's action, they will accumulate as much energy as to enable them to reach a group velocity higher thanw. At this stage of development, their (relatively) backward motion changes into a (relatively) forward motion and, as a consequence thereof, they remain under the wind's action over a very long time and finally acquire a most considerable height and length. The group velocity, too, continues to increase. If the wind area continues to exist over a comparatively long period it will, in these circumstances, cause the wind sea to develop a maximum at the forward border of the wind area or even in the forward part of the fetch. The properties of the wind sea are determined by the total lifetime of the wind, that is to say from its beginning up to the time of observation. During a certain transitional stage, no continuous wave spectrum is found near the forward border of the sea; in this case, the sea consists of the low and short-crested wind sea raised by the wind that newly began to blow and of the longest waves produced by the central part of the wind area. The medium periods are temporarily missing from the wave components.Another transitional stage is still to be described, viz.: Wave components having the group velocityC g >w are in a stage of development but have not yet reached the forward border of the wind area. In these circumstances, the maximum of the wind sea is located in the central part of the fetch. The reason why the wind sea near the backward border of the fetch is lower than that in the central part of the fetch, is that also in a travelling wind area the development of wave components with a group velocity ofC g >w requires a certain minimum length of fetch.Wind areas moving in an opposite direction to the wind contain less wave energy than a stationary fetch of equal properties.Finally, on a statistical basis, there is at least part of the theoretical results compared to suitable observations of waves in wind areas travelling across the North Atlantic. The results obtained are satisfying.
Accumulation de l'énergie de vagues dans une aire génératrice mobile qui se déplace dans la direction du vent
Résumé Dans une mer du vent non-soumise aux influences extérieures la majeure partie de l'énergie des vagues imprimée à l'eau par l'action du vent avance dans la direction du mouvement de l'air, donc, dans la direction du vent. Si l'aire génératrice créant des vagues suit la même direction, l'énergie des vagues entrant par unité du temps dans la zone calme, est inférieure à celle sortant d'une aire génératrice fixe. On calcule l'énergie qui quitte par unité du temps a) le bord avant en cas d'une aire fixe, et b) le bord avant et arrière en cas d'une aire mobile du vent. Puis on compare, par unité du temps, les résultats de ce calcul entre eux et à l'énergie totale présente dans le fetch. Seulement dans des aires génératrices qui réunissent une grande vitesse de déplacement à une force relativement faible du vent ne se produira aucune accumulation mais au contraire un manque d'énergie en comparaison des aires semblables mais fixes. Pour accomplir ces calculs, on s'est servi d'une équation qui tient compte des relations existant entre la vitesse du vent et l'énergie des vagues et que H. U. Roll et G. Fischer [1956] ont récemment établie; de plus, on a employé la constante C de G. Neumann calculée sous un nouvel aspect par H. Walden [1956].Puis on considère l'influence exercée par le fetch sur la naissance de la mer du vent. L'importance du fetch, donc, la longueur de l'aire génératrice, consiste dans le fait qu'elle permet aux vagues soulevées de rester soumises au vent et de continuer d'accumuler de l'énergie additionnelle. Cela explique pourquoi une longueur quelconque du fetch correspond à une durée distincte de l'action du vent et que l'on obtient des grandeurs équivalentes non seulement pour la durée du vent mais encore pour la longueur du fetch.La distribution régionale de la mer du vent sur l'aire du vent dépend des facteurs suivants ou de leurs corrélations, à savoir: de la longueurF de l'aire génératrice, de la vitesse de déplacementw de l'aire génératrice, de la vitesse du ventv dans le fetch, de la duréet e de l'action du vent en point d'observation et, le cas échéant, de l'interval du temps écoulé depuis la naissance de l'aire du vent. La variation avec le temps, que les propriétés de la mer du vent subissent à un point immobile d'observation situé sur le trajet de l'aire génératrice, dépend également de ces facteurs. Il est de grande importance à l'évolution de la mer du vent qu' à l'intérieur du spectre des vagues il peut se produire des composantes de vagues dont l'énergie se déplace plus vite que l'aire génératrice. La mer du vent près du bord avant de l'aire génératrice est caractérisée par des vagues basses et courtes, tant que la vitesse de groupeC g de la composante la plus longue des vagues reste inférieure à la vitesse de déplacement de l'aire génératrice. Dans ce cas, l'agitation atteint sur le bord arrière ou même dans toute la partie arrière du fetch son maximum extrême qui est le plus souvent fonction de la duréet e de l'action du vent locale. On discute ou calcule respectivement l'étendue régionale de cette extrême mer du vent pour une aire génératrice passant à un point immobile d'observation pendant la durée totale de l'action du vent.L'énergie des vagues dont la vitesse de groupeC g est inférieure àw subit un déplacement (relativement) en arrière à l'aire génératrice mobile. Si les vagues, faibles et, donc, lentes au début, sont assez longtemps soumises à l'action du vent, elles commenceront à accumuler tant d'énergie qu'elles atteindront une vitesse de groupe supérieure àw. A ce point de l'évolution, le déplacement des vagues (relativement) en arrière change en un déplacement des vagues (relativement) en avant; par conséquent, les vagues restent très longtemps sous l'action du vent pour enfin atteindre des hauteurs et des longueurs considérables. La vitesse de groupe continue également à augmenter. Si, dans ces conditions, l'aire génératrice se maintient sur une période relativement longue, la mer du vent développera son maximum sur le bord avant de l'aire génératrice ou même dans toute la partie avant du fetch. Les propriétés de la mer du vent dépendent de la «durée totale d'existence» de l'aire génératrice, c. à. d. de l'intervalle entre leur naissance et le moment de l'observation.Pendant une certaine période de transition, on ne trouve pas de spectre continu au voisinage du bord avant de l'aire génératrice; dans ce cas, la mer agitée se compose d'une part des vagues basses et courtes soulevées par le vent nouvellement formé et d'autre part elle comporte les vagues les plus longues sortant de l'intérieur de l'aire génératrice. Les composantes des vagues aux périodes moyennes y font temporairement défaut.Il reste encore à décrire une autre période de transition, à savoir: Des composantes de vagues à la vitesse de groupeC g >w se sont, en effet, formées, mais elles n'ont pas encore atteint le bord avant de l'aire génératrice. Dans ces conditions, la mer atteindra son maximum à l'intérieur du fetch. Que la mer du vent près du bord arrière du fetch est plus basse que celle à l'intérieur du fetch s'explique par le fait qu'en cas d'une aire génératrice mobile l'évolution des composantes de vagues à la vitesse de groupeC g >w exige également une certaine longueur minimum du fetch.Des aires du vent, se déplaçant en sens contraire au vent, apportent moins d'énergie de vagues que des fetches correspondants, mais fixes.Enfin, en prenant pour base des moyens statistiques on compare une partie de résultats théoriques à des observations convenables relatives à des vagues engendrées par des aires génératrices mobiles traversant l'Atlantique Nord. Les résultats en sont suffisants.
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Zusammenfassung Das von J. L. Worzel beschriebene Gerät zur Probenentnahme vom Meeresboden vom fahrenden Schiff aus wurde nachgebaut und in der Nordsee erprobt. Die Gefahr des Ausspülens während des Einholens bestand vor allem bei feinsandigen Schlicken und schlickigen Feinsanden. Um sie zu vermindern wurde eine trichterförmige Düse eingebaut die größere Probemengen im Gefolge hatte. Außerdem wurde ein Becher zur Aufnahme und leichteren Entnahme der Proben eingesetzt. Das Gerät wird im Einzelnen beschrieben und es werden kurze Angaben über seine Ergebnisse gemacht.
Experiences made with the ocean bottom sampler for ships under way
Summary The bottom sampler for ships under way as described by L. J. Worzel was reconstructed by order of the German Hydrographic Institute and tried on a research cruise in the North Sea. It was found that the samples, especially those composed of ooze with an admixture of fine granulated sand and of fine granulated sand with an admixture of ooze, risked to be washed away by the flow of water when the instrument was hauled in. In order to keep the cores from slipping away a funnel shaped nozzle was fitted into the sampling tube and as a result of this greater samples were retained. Besides, a cup was added to the instrument determined to be filled with the samples and to facilitate the withdrawal of the bottom samples. The instrument is described in detail and a short statement of the results obtained is made.
Expériences faites de l'échantillonneur permettant de prélever des sédiments du fond de la mer du bord de navires en marche
Résumé Cet appareil qui a été décrit par J. L. Worzel et qui permet de prélever des échantillons du fond de la mer sans arrêter le navire a été réconstruit par ordre de l'Institut Hydrographique Allemand et mis à l'épreuve au cours d'une croisière en mer du Nord. On a dû constater que les carottes contenant de la vase avec une admixtion de sables à fin grain ainsi que celles se composant des sables à fin grain avec une admixtion de vase sont souvent enlevées par le courant d'eau entrant dans le tube au moment de la récuperation de l'appareil. En montant une tuyère en forme d'entonnoir afin de prévenir la perte des carottes on a obtenu des carottes plus grandes que celles prises sans tuyère. En outre, une espèce de gobelet fut introduit dans le tube de l'appareil destiné à recevoir les carottes et à faciliter leur enlèvement. La construction de l'appareil y est précisée et les résultats en sont brièvement exposés.
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G. Thiel 《Ocean Dynamics》1953,6(3):107-123
Zusammenfassung Es werden die Beziehungen zwischen den Wetterlagen über dem Nord- und Ostseegebiet und den Wasserständen in der Ostsee behandelt und ein Verfahren entwickelt, daß es ermöglicht, die Luftdruckverteilung in einer Wetterlage über dem Ostseegebiet mathematisch zu erfassen, sowie die Abhängigkeit der Schwankungen der Wasserstände gegen Mittelwasser in der Ostsee von der jeweiligen Luftdruckverteilung über dem Nord- und Ostseegebiet nachzuweisen. Die Schwankungen des Wasserstandes gegen Mittelwasser in der Kieler Bucht werden als Funktion der Luftdruckverteilung über dem Nord- und Ostseegebiet dargestellt. Zuletzt wird die Verwendbarkeit des Verfahrens durch eingehende Anwendungen auf die große Ostseesturmflut vom 13. November 1872 und die Sturmflut im Finnischen Meerbusen vom 23. September 1924 gezeigt.
The effects of air-pressure and wind on the water level in the Baltic Sea
Summary The relations between the weather situations over the North-Sea and the Baltic on the one hand and the sea level in the Baltic on the other hand are studied. Moreover, a method is developed allowing to ascertain the pressure distribution in any weather situation over the Baltic by way of mathematical calculation and to verify that the variations in sea level as compared to mean sea level in the Baltic depend on the respective air pressure distribution over the North-Sea and the Baltic. The variations in sea level in the Bay of Kiel as referred to mean sea level are represented as a function of the air-pressure distribution over the North-Sea and the Baltic. In conclusion, the application of the method to the great storm surge of November 13, 1872, in the Baltic and to the storm surge of September 23, 1924, in the Gulf of Finland clearly demonstrates its usefulness.
Les effets de la pression d'air et de vent sur le niveau de la mer Baltique
Résumé L'auteur étudie les rapports qui existent entre les situations du temps sur la mer du Nord et sur la Baltique d'une part et les niveaux de la mer dans la Baltique d'autre part. Il dévelope une méthode qui permet de déterminer au moyen des mathématiques la distribution de la pression atmosphérique d'un état quelconque du temps dans la région de la mer Baltique et de vérifier que les variations des niveaux de la mer par rapport au niveau moyen de la mer (N. M.) dans la mer Baltique dépendent de la distribution particulière de la pression sur la mer du Nord et de celle sur la Baltique. Les variations des niveaux de la mer en comparaison du niveau moyen dans la baie de Kiel sont représentées en fonction de la distribution de la pression sur la mer du Nord et sur la Baltique. Enfin, l'auteur démontre l'utilité pratique de cette méthode en l'appliquant à la très forte tempête du 13 novembre 1872 sur les côtes de la Baltique et à la tempête du 23 septembre 1924 dans le golfe de Finlande.
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Zusammenfassung Mit der steigenden Verbreitung des Kreiselkompasses in der Hochseeschiffahrt wird häufig die Frage gestellt, auf welche Weise der Orientierungseffekt des Kreisels zustande kommt. In allgemein verständlicher Weise wird unter Benutzung der anschaulich eingeführten Corioliskraft qualitativ und quantitativ dargelegt, daß auf jeden auf der Erde um eine horizontale Achse rotierenden Körper infolge der Erddrehung ein Drehmoment wirkt, das ihn in die Meridianrichtung zu drehen versucht. Speziell wird der einfache Fall des Kreiselkompasses nach Foucault behandelt. Auf die von diesem unterschiedlichen Merkmale des Schiffskreiselkompasses wird kurz hingewiesen.
On the meridian seeking directive moment of the gyro in the gyro compass
Summary How is the directive moment of the gyro brought about? is a question which is often put in connection with the increasing use of gyro compasses in navigation. After a short but perspicuous introduction of the Coriolis force a qualitative and quantitative exposition is given in a generally comprehensible way that on earth — due to its rotation — all bodies spinning round a horizontal axis are affected by a torque tending to turn the axes towards the meridian. The rather simple example of Foucault's gyrocompass is discussed in particular and the discriminating features of the marine gyrocompass as compared with Foucault's compass are briefly pointed out.
Sur l'origine du moment d'orientation méridionale du gyro dans le gyrocompas
Résumé L'emploi croissant des compas gyroscopiques en navigation nous fait souvent poser la question comment le gyro arrive à s'orienter dans le méridien. Partant de la force de Coriolis introduite intuitivement, on donne, d'une manière compréhensible, une explication qualitative et quantitative du phénomène bien connu: Par suite de la rotation terrestre, tout corps sur terre tournant sur son axe horizontal subit l'influence d'une force qui tend à l'orienter dans le méridien. On décrit le simple dispositif du compas gyrosopique d'après Foucault et expose brièvement les caractéristiques spécifiques du compas gyroscopique marin qui le distinguent du compas d'après Foucault.
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16.
Résumé Dans le capteur monolame à un seul jet proposé ici, l'air est projeté obliquement sur la lame de verre en amont du jet; ce capteur permet ainsi d'obtenir un prélèvement de particules classées suivant leurs dimensions sur une grande surface d'une seule lame. Par ailleurs ce capteur, en plexiglas, permet de surveiller la lame en cours de prélèvement. Les coefficients de captation pour des gouttelettes de différentes dimensions ont été déterminés en comparant les prélèvements obtenus avec le capteur monolame à ceux obtenus avec un capteur à deux jets identiques en série, réalisé afin de permettre un comptage de toutes les gouttelettes déposées sur les parois intérieures. On a de la même façon déterminé les coefficients de captation d'un cascade impactor. Les coefficients du capteur monolame et du cascade impactor sont trouvés assez peu différents, et leurs valeurs restent comprises entre 40 et 86% pour des gouttelettes de 1 à 30 de rayon. Enfin un paragraphe de cette communication indique comment peut être utilisé le capteur monolame lors de prélèvements dans un nuage.
Summary In the monoslide and monojet impactor here proposed, the air is obliquely projected on the slide, up the jet; thus this impactor gives samples of particles classified according to their sizes on a large surface of only one slide. On another way, this impactor, made of plexiglas, allows the supervision of the slide during the sampling. The different size droplets sampling coefficients have been determined by comparison of samples obtained with an impactor having two identical jets in series, this impactor being realized in order to permit a counting of all the droplets settled in the interior walls. On the same way the sampling coefficients of a cascade impactor have been determined. The monoslide impactor coefficients and these of the cascade impactor have been found nearly identical and their values remain included between 40 and 86% for 1 to 30 radius droplets. Lastly a paragraph of this paper shows how the monoslide impactor can be used when sampling in a cloud.
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Sommaire Une étude radiométéorologique en mer close, a été initiée par le Groupe Radiométéorologique de l'OTAN. Pour completer les resultats des mesures au dessus du Canal d'Otranto (Martina Franca-Corfou) publiées en collaboration avec le Groupe Italien du Service de l'Aeronautique Militaire, des mesures au dessus de la mer de Libye sur la partie SE de la Mediterranée, d'une liaison transhorizon de 725 km entre le Caire et la ville d'Ierapetra, ont été enterprises.Pour expliquer le mecanisme de cette propagation transhorizon, on a appliqué une méthode d'analyse, basée sur les courbes de distribution du champs reçue en fonction du pourcentage du temps, indiquée par l'un des auteurs (Anastassiadis). Les courbes de distribution Rayleigh ou SuperRayleigh, obtenues pendant la période chaude, indiquent un mécanisme de reflection diffusée, tandis que les courbes avec des pentes superieures d'une Rayleigh pure, pendant la periode froide indiquent un mécanisme de guidage. L'hypothèse ci-dessus est supportée par le fait que les variations en altitudes des surfaces isobares suivant les periodes chaudes ou froides, presentent un fort coefficient de correlation avec les intensités du champ reçu.
Summary A radiometeorological study of VHF propagation along transhorizon paths over several parts of the Mediterranean sea, was initiated by the Radiometeorological Panel of NATO's Science Committee. After a study over the Otranto channel (Martina Franca-Corfu) performed in collaboration with the Italian group, in the present paper is investigated the 725 km, mainly over the Lybean sea transhorizon path Cairo City to lerapetra, located in the South cost of Creta island. Three years fieldstrengths measurements were analysed in Ierapetra center. Following the observed results, during the warm period of the year it is a good reception, while during the cold period the reception was very poor or inexistant.In order to explain the mechanism of this transhorizon propagation, a method of analysis based on the distribution curves, as indicated by one of the authors (Anastassiadis) was used. Rayleigh or super-Rayleigh distribution curves of the received signalstrength versus time percentage observed during the warm period indicate a diffused reflection mechanism while Sub-Rayleigh distribution observed during the cold period indicate a ducting mechanism. These results are supported by the close correlation observed between the variation in altitudes of isobaric surfaces and the location of volume following the warm or cold period of the year in which the diffused reflection mechanism is produced.
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Résumé Dans le premier Chapitre, l'auteur détermine expérimentalement l'altitude à laquelle se manifeste l'interruption aubale de la propagation des ondes longues (27 kc/sec) émanant des sources orageuses troposphériques, en analysant les enregistrements du radiogoniographe à secteur étroit de l'Institut Suisse de Météorologie. Les différences de temps entre les interruptions des enregistrements des foyers et le lever astronomique du soleil à Zurich, pris comme temps de référence, sont groupées par direction azimutale entre 160° et 300° et portées en fonction de l'azimut du soleil à son lever à Zurich. A l'aide des Tables Crépusculaires deLugeon, l'auteur localise dans l'espace des pointsM tels que les différences respectives des temps entre les levers astronomiques du soleil à chacun des dits points et à Zurich donnent des courbes (par direction azimutale et en fonction de l'azimut du soleil à son lever à Zurich) semblables aux fonctions empiriques (mesures). Il en résulte que l'interruption de la propagation coïncide sensiblement avec le moment du lever du soleil à l'altitude de 75 km sur la trajectoire de l'onde, compte tenu du retard de l'ordre de 10 min dû à la zone d'influence de la couche d'ozone. L'altitude de cette zone d'influence est évaluée à 28 km. Les positions moyennes des foyers orageux ont été déduites de la distribution des nombres de jours d'orages dans les deux hémisphères. Pour terminer, l'auteur vérifie si ce modèle est conforme à la réalité, en faisant intervenir les distances angulaires des foyers.Le deuxième Chapitre traite du problème du «satellite» ou du «petit nez» qui apparaît souvent sur les enregistrements des compteurs d'impulsions (atmoradiographe) après le lever du soleil. La théorie proposée est fondée sur une conception géométrique simple de la propagation, compte tenu des résultats du premier Chapitre. Elle est ensuite appliquée à dix cas particuliers, dont les enregistrements ont été obtenus comme suit: Quelques heures avant le lever du soleil, les cadres récepteurs du radiogoniographe à secteur étroit sont bloqués dans une direction «privilégiée» et les impulsions reçues sont commutées sur l'atmoradiographe. Les enregistrements obtenus permettent d'illustrer de façon satisfaisante le processus de la propagation transitoire, les positions des foyers étant connues d'autre part. Parfois, deux ou trois «satellites» ou «nez» sont discernables; tous ont pu être justifiés. L auteur conclut que le «satellite» se forme au moment où la dernière réflexion se produit sur la coucheD, toutes les autres ayant encore lieu sur la base de la régionE dans la partie obscure. Le satellite se termine quand les rayons ionisants du soleil coupent la trajectoire de l'onde aux environs de 75 km, dans le voisinage de l'avant-dernier point de réflexion.Dans le troisième Chapitre, l'auteur améliore le modèle initial développé dans les deux premiers, en l'adaptant aux connaissances actuelles de l'ionosphère. La densité électronique devant être envisagée comme une fonction continue de l'altitude, l'auteur montre que si les réflexions diurne et nocturne obéissent aux lois de la réflexion métallique, on doit assister à un phénomène de réfraction sur la surface du lieu des levers des rayons ionisants du soleil dans la région séparant les couchesD etE, le modèle initial conservant malgré cette nouvelle conception toute sa raison d'être.
Summary In the first Chapter, the author determines experimentally the altitude at which occurs the early morning fading of the propagation of the long waves (27 kc/sec) originating in the tropospheric thunderstorms, on the basis of the records of the narrow sector radiogoniograph of the Swiss Meteorological Office. The time differences between the interruptions of the recordings of the thunderstorm sources and the astronomical sunrise at Zurich — adopted as reference time — are grouped according to the azimut between 160° and 300° and represented as function of the azimut of the rising sun at Zurich. By means ofLugeon's «Tables Crépusculaires», the author searches in space for pointsM being such that the respective time differences between the astronomical sunrise at each of them and at Zurich give curves which are comparable to the empirical functions defined above. It follows that the interruption of the propagation coincides sensibly with the time of sunrise at the altitude of 75 km on the wave trajectory, bearing in mind the delay of about 10 minutes due to the active part of the ozone layer; the height of this active part has been found at about 28 km. The average positions of the thunderstorm sources have been deduced from the distribution of the numbers of thunderstorm days all over the world. Finally, the author verifies that this model corresponds to the reality, taking account of the angular distances of the sources.The second Chapter deals with the sun-rise-effect — particularly the «nose» —often to be seen on the records of the impulse counter (atmoradiograph). The theory exposed is based upon a simple geometrical model of the propagation and on the results of First Chapter. This theory is then applied to 10 special cases, the recordings of which have been obtained as follows: Some hours before sunrise, the reception frames of the narrow sector radiogoniograph are stopped in a «privileged» direction and the received impulses are fed into the atmoradiograph. The obtained recordings are in satisfactory accord with the process of the «transitory» propagation, provided that the sources are known. Sometimes, two or three «satellites» or «noses» are to be seen; they have all been explaned. The author is lead to the conclusion that the «nose» is beginning in the very moment, when the last reflection occurs on theD-layer, all the others taking place on the lower part of theE-region in the dark zone. The «nose» ends when the first ionising sunrays intersect the wave trajectory at about 75 km in the neighbourhood of the last but one reflection point.In the third Chapter, the author improves the first model developped in the Chapters I and II, adapting it to the present knowledge of the ionosphere. The electronic density having to be considered as a continuous function of the height, the author shows that there must be a phenomenon of refraction on the surface formed by the first ionising rays of the rising sun in the region between theD- andE-layers, if the reflections obey to the law of metallic reflection. The first model keeps its whole value in spite of the new conception.
Zusammenfassung Im ersten Kapitel bestimmt der Autor die Höhe, in welcher der Unterbruch in der Ausbreitung langer Wellen (27 kHz) beim Sonnenaufgang stattfindet. Dabei handelt es sich um Wellen, die von troposphärischen Gewitterherden ausgehen; die Untersuchung stützt sich auf die Registrierungen des Radiogoniographen mit schmalem Sektor der Schweizerischen Meteorologischen Zentralanstalt. Die Zeitdifferenz zwischen den Unterbrüchen der Herdregistrierungen und dem astronomischen Sonnenaufgang in Zürich, letzterer als Ausgangspunkt der Zeitmessung genommen, werden nach Azimuth-Werten zwischen 160 und 300 Grad gruppiert und als Funktion des Azimuths der Sonne beim Sonnenaufgang in Zürich, aufgetragen. Mit Hilfe derLugeon'schen Dämmerungstafeln sucht der Autor PunkteM im Raum auf, derart, dass die Zeitdifferenz der Sonnenaufgänge in jedem von ihnen und in Zürich Kurven ergeben, die mit den Messwerten vergleichbar sind (Zeitdifferenz als Funktion des Sonnenazimuths bei Sonnenaufgang in Zürich, gruppiert nach der Empfangsrichtung). Es ergibt sich daraus, dass der Ausbreitungsunterbruch fühlbar mit dem Moment des Sonnenaufgangs in 75 km Höhe auf dem Wellenstrahl zusammenfällt. Hierbei ist die Verzögerung in der Grössenordnung von 10 Minuten berücksichtigt, die durch die Einflusszone der Ozonschicht (deren Höhe zu 28 km ermittelt wurde) bedingt ist. Die mittleren Gewitterherdlagen wurden aus der Verteilung der Anzahl Gewittertage auf beiden Hemisphären ermittelt. Zum Schluss prüft der Autor nach, ob dieses Modell der Wirklichkeit entspricht, indem er die Winkeldistanzen der Herde einführt.Das zweite Kapitel befasst sich mit dem Problem der in den Registrierungen des Impulszählers (Atmoradiograph) häufig nach Sonnenaufgang auftretenden als «Satellit» bezeichneten kleinen Nase. Die vorgeschlagene Theorie gründet sich auf eine einfache geometrische Auffassung der Ausbreitung und stützt sich auf die Ergebnisse des ersten Kapitels. Sie wird sodann auf 10 besondere Fälle angewendet, deren Registrierungen folgendermassen erhalten wurden: Einige Stunden nach Sonnenaufgang werden die Rahmenempfangsantennen des Radiogoniographen in einer «bevorzugten» Richtung festgelegt und die eingehenden Impulse werden auf den Atmoradiographen geleitet. Die erhaltenen Registrierungen bestätigen in befriedigender Weise, den Ausbreitungsvorgang voraussgesetzt, dass die Lage der Herde bekannt ist. Sehr oft sind zwei oder drei kleine «Satelliten» oder «Nasen» zu unterscheiden, alle konnten als zutreffend nachgewiesen werden. Der Autor schliesst daraus, dass der Satellit sich in dem Augenblick bildet, indem die letzte Reflexion an derD-Schicht auftritt, während alle andern noch im beschatteten Teil der Basis derE-Schicht liegen. Der «Satellit» hört auf, wenn die ionisierenden Sonnenstrahlen in der Umgebung des vorletzten Reflexionspunktes den Wellenstrahl (bei ungefähr 75 km Höhe) schneiden.Im dritten Kapitel wird das bisher entwickelte Modell mit Rücksicht auf die Struktur der Ionosphäre, soweit sie bis heute bekannt ist, verfeinert. Da sich die Elektronendichte in Funktion der Höhe stetig ändert, folgert der Autor, dass eine Brechung zwischen derD- undE-Schicht an der Schattengrenze der ionisierenden Sonnenstrahlen auftritt, vorausgesetzt, dass sowohl nachts wie tagesüber die Gesetze der metallischen Reflexion anwendbar sind. Dabei behält das ursprüngliche Modell trotz dieser neuen Interpretation seine Gültigkeit im wesentlichen bei.
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Zusammenfassung Für ein in der Abhandlung von K. Brocks [1955] abgeleitetes Verfahren der Berechnung von Brechungsindex-Profilen unmittelbar über dem Meer werden weitere Hilfsmittel angegeben, insbesondere eine graphische Psychrometertafel (Tafel 8), aus der der Dampfdruck der Luft [in mb] als Funktion der Temperatur des feuchten und trockenen Thermometers entnommen werden kann, und ein Diagramm des Wasserdampfdrucks und des Sättigungsdampfdruckes der Luft sowie der relativen Luftfeuchtigkeit als Funktion der Lufttemperatur (Tafel 9).Es wird ferner ein Kurzverfahren mitgeteilt, das eine schnelle Berechnung des Brechungsindexprofils über dem Meer ermöglicht aus Messungen der Lufttemperatur, Luftfeuchtigkeit, Windgeschwindigkeit und Wassertemperatur. Hierfür wird ein Diagramm gegeben (Tafel 10), das den BrechungswertN=(n–1) 10–6 als Funktion der Temperatur des trockenen und des feuchten Thermometers bzw. der Wassertemperatur enthält.
On the gradient of the refractive index of electro-magnetic waves (centimetre-to metre-waves) in the maritime boundary layer of the atmosphere. 2nd article
Summary The present paper adds further aids to the method developed by K. Brocks [1955] for the computation of the curves of the refractive index occurring immediately above the sea surface. These aids, before all, consist in a graphical psychrometer plate (plate 8) and a diagramme (plate 9). Plate 8 permits to derive from it the vapour pressure of the air [in mb] as a function of temperature to be read from dry bulb and a wet bulb thermometres. Plate 9 represents the water vapour pressure and the saturation pressure of the air as well as relative humidity of the air as a function of air temperature.Besides, an abbreviated method is discussed permitting a time-saving computation of the curves of the refractive index above sea surface from measurements of air temperature, atmospheric moisture, wind velocity, and water temperature. This computation is carried out with the aid of a diagram (plate 10), giving the refractive valueN=(n–1) 10–6 as a function of the temperature, measured with a dry bulb and a wet bulb thermometre, or as a function of the water temperature, respectively.
Sur le gradient de l'indice de réfraction des ondes électromagnétiques (de 0,1 m à 1m), présentes dans la couche limite maritime de l'atmosphère. 2e article
Résumé Le travail actuel ajoute à la méthode développée par K. Brocks [1955] d'autres moyens pour le calcul des courbures du gradient de l'indice de réfraction se présentant immédiatement au-dessus de la surface de la mer. Ces moyens se composent surtout d'une représentation graphique des valeurs psychométriques (planche 8) et d'un diagramme (planche 9). La planche 8 permet d'en tirer la pression de vapeur de l'air [en mb] en fonction de températures indiquées sur de thermomètres mouillés ou sur de thermomètres secs. La planche 9 montre la pression de vapeur d'eau et la tension de vapeur saturante de l'air ainsi que l'humidité relative de l'air en fonction de la température de l'air.De plus, une méthode abbréviée est présentée qui permet de calculer, sans perdre beaucoup de temps, au moyen des mesures de la température de l'air et de l'eau, de l'humidité de l'air et de la vitesse du vent, la courbure de l'indice de réfraction au-dessus de la mer. Ce calcul se fait à l'aide d'un diagramme (planche 10) qui donne la valeur de réfractionN=(n}-1) 10–6 en fonction de la température du thermomètre sec et du thermomètre mouillé ou la représente respectivement en fonction de la température de l'eau.
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20.
Conclusions En hiver 1965, on a fait un forage avec la sonde de Hiller à la profondeur de 0,60 m au milieu du lac Kolno qui est une réserve du cygne muet (Cygnus olor Gm.). On a analysé 92 épreuves du sédiment de fond au point de vue de sa structure, de sa teneur en eau, en chlorophylle non active, en matière organique, en fer, en azote, en calcium et en silice; de plus, on a déterminé son age absolu (C14). Il en résultait la caractéristique de la structure verticale des sédiments de fond et quelques périodes caractéristiques de la formation de ce lac. La première période d’une puissance du sédiment de 50 cm (4,70–4,20 m) se caractérise par un sédiment sablonneux contenant de petites quantités de chlorophylle non active, de matière organique et d’autres indicateurs montrant une extrêmement petite production. En commen?ant à une profondeur de 4,20 m, on observe de grands changements dans ce lac. La teneur en silice baisse de 90 jusqu’à 3%, la matière organique augmente de 2,1 à 7,6% jusqu’à plus de 50%, la teneur en calcium augmente également de quelques pour-cent jusqu’à 60%, de même que celle du fer et de la chlorophylle non active. La détermination de l’age absolu du sédiment de la couche entre 4,10 et 3,80 m, fait en 1965 au moyen de la méthode C14, a démontré que ces changements ont eu lieu il y a 6520±330 ans environ, ce qui correspond à la première moitié de la période atlantique. Ces sédiments montaient jusqu’à une profondeur de 2,20 m. Les sédiments de la période suivante d’une puissance de 80 cm (2,20–1,40 m) sont caractérisés par une plus grande teneur en chlorophylle non active, en matière organique, en azote et en fer. Ces valeurs élevées sont probablement dues à une plus grande production de la substance organique qui ne s’est pas décomposée totalement. Cette couche correspondrait à la période subboréale sèche et chaude. Les sédiments suivants (1,40–0,85 m) correspondent probablement à la période subatlantique dont le commencement se caractérisait par un climat plus froid et plus humide, comme il ressort de la figure 2. La période suivante commen?a par une rapide amélioration du climat (à une profondeur de 0,80 m), ce qui s’est manifesté par une augmentation considérable de la chlorophylle non active, de l’azote et du fer. Selon la classification généralement adoptée, ce sédiment correspondrait à la période néoboréale. Après cette période. le climat devenait de nouveau plus froid et plus humide, comme, à l’exception de petites déviations, il l’est resté jusqu’à nos jours.

The research was subsidized by the Hydrobiological Committee and the Commission for the Protection of Nature and its Resources of the Polish Academy of Science.  相似文献   

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