Observations d'ondesS a de typeSH

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.     

Modele circulaire de source sismique

Résumé On donne l'expression du déplacement dû à la propagation d'une dislocation uniforme partant du centre d'une faille circulaire, avec une vitesse de propagation finie ou infinie. Dans cedernier cas on se trouve dans une situation analogue à celle de la diffraction de Fraunhofer en Optique. Le spectre d'amplitude de l'ondeP est modulé dans son détail par la fonction de Bessel d'ordre1. Quand le rayon du cercle est relativement faible, on retrouve les expressions d'une source ponctuelle, dans lesquelles la densité surfacique de moment intégré est remplacé par le moment sismique total. On met en évidence une fréquence de coupure qui augmente avec la profondeur du foyer et diminue quand le rayon de la faille augmente. On donne enfin une expression du moment sismique total en fonction de l'amplitude spectrale aux basses fréquences.

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Summary We have examined the case of the radial propagation of a uniform dislocation and stated in detail the expression of the displacement. The rupture velocity is assumed finite or infinite. The last case shows some analogies with the Fraunhofer diffraction. TheP wave amplitude spectrum is modulated in its detail by theJ ₁ Bessel function. With small values of the radius, one can obtain the displacement by replacing in the expression corresponding to point sources the integral of the moment density by the total seismic moment. The corner frequency increases with the focal depth, and decreased when the fault radius increases. Finally, we give an expression of the total seismic moment deduced from the low frequency spectral amplitude components.

     

A model of non-monotonically growingN(h) profiles of the lower ionosphere under non-flare conditions

Summary An idea is suggested to explain the existence of a local minimum in theN(h) profiles which is in the height range of 65–75 km under non-flare conditions. This minimum is due to the dominating ionizing influence of theL radiation towards the influence of the X radiation at heights around 70 km. A model ofN(h) profiles is suggested approximated by three exponential and one parabolical functions on the basis of the models [21–24]. These profiles may be obtained by measuring the absorption from a minimum of two measuring frequencies by the A3 method, combined with the vertical sounding by the A1 method.

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Résumé L'on propose une idée de l'explication de l'existence du minimum local desN(h) profils qui existe dans la gamme d'altitude 65–75 km aux conditions non-éruptives. Ce minimum est due à dominante influence deL rayonnement envers cette de rayons X à l'altitude vers 70 km. L'on propose un modèle deN(h) profils qui est approximatif par trois fonctions exponentielles et une fonction parabolic sur la base de modèles [21–24]. Ces profils on peut déterminer par la méthode A3 de mesure de l'absorption ionospheric du minimum deux frequences de mesure, coordonnées avec l'incidence vertical par la méthode A1.

     

Analyse géostrophique des champs de pression et de température

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.

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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.

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

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.

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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.

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

Calcul pratique del'aplatissement de la Terre et de la pesanteur équatoriale

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.

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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.

     

Stau der Wellenenergie im wandernden Windfeld

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.

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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.

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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.

     

Relations entre la répartition verticale de l'ozone atmosphérique et l'évolution de la situation météorologique en Europe occidentale

Résumé L'analyse des sondages effecturés au cours de quinze mois à partir de la Station Scientifique du Val-Joyeux près de Paris, montre que les couches où la pression partielle d'ozone est maximale ne sont pas celles où la température est maximale. La pression partielle d'ozone de ces couches n'est pas en relation avec la température de la tropopause, mais est conditionnée par la position géographique sur l'Europe du plus proche thalweg.L'épaisseur réduite totale d'ozone est indépendante de la direction du flux à 100mb, mais présente une relation non linéaire avec l'altitude de la deuxieme tropopause.L'existence d'une relation entre l'allure de la courbe de répartition verticale de l'ozone et la situation météorologique au niveau du sol quarte jours après le sondage, est mise en évidence.

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Summary An analysis of the soundings launched at the Val-Joyeux Scientific Station during 15 months shows that the layers containing higher ozone partial pressure are not those of higher absolute temperature. Their ozone pressure has no relation with the temperature of the tropopause but is conditioned by the position of Europe nearest through.The total ozone amounts are independent of the direction of the 100-mb flow but present a non-linear correlation with the second tropopause height.The existence of certain relations between ozone vertical profiles and the meteorological situation at the surface four days after the sounding is pointed out.

     

Air pressures causing wave development,estimate by theory,model tests,and sea observations

Summary The wave drag, caused by horizontal components of normal air pressures, had been evaluated by three methods: wind tunnel tests on rigid models, observations of wave growth at sea, and theories of J. W. Miles and T. Brooke Benjamin. It has been found that neither the magnitude nor the functional form of the pressure drag is correctly predicted by the form of the theory specifically developed for application to rigid models. On the other hand, the form of the theory developed for mobile waves gives results in good agreement with wind tunnel model data at corresponding values of wave steepness. Model tests and theory agree in that the pressure drag does not depend on the Reynolds Number. In the absence of experimental data on pressures acting on water waves, the limits, within which the pressure drag must be confined, are defined by considering the observed rate of wave development at sea, and the total and frictional drag of water surface. Model tests, as well as the theory, give pressure drag estimates which lie within the foregoing limits. Miles' form of the pressure drag coefficient, ^*, in terms of the friction velocity,u _*, leads to a particularly simple expression for the ratio of the pressure drag to total drag. Thus, rational prediction of the wave growth in wind is connected with the ability to predict the total drag of the sea surface.

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Winddruck und Wellenentwicklung — eine Schätzung an Hand von theoretischen Berechnungen, Modelltests und Seebeobachtungen

Zusammenfassung Der durch die horizontalen Komponenten normalen Winddrucks erzeugte Wellenwiderstand ist auf drei verschiedene Methoden ausgewertet worden: durch Windkanaltests an starren Modellen, Beobachtungen der Wellenzunahme auf See und mit Hilfe der Theorien von J. W. Miles und T. Brooke Benjamin. Es stellte sich heraus, daß weder die Größenordnung noch die funktionelle Form des Druckwiderstandes genau von der theoretischen Form wiedergegeben wird, die speziell für starre Modelle entwickelt worden ist. Andererseits ergibt die theoretische Form für wandernde Wellen Daten, die bei entsprechenden Werten der Wellensteilheit gut mit den Ergebnissen der Windkanalmodelle übereinstimmen. Modelltests und Theorie stimmen darin überein, daß der Druckwiderstand nicht von der Reynolds-Zahl abhängt. Da experimentelle Daten über den Druck, der auf Wasserwellen ausgeübt wird, fehlen, werden die Grenzen, in denen sich der Druckwiderstand bewogen muß, unter Berücksichtigung der beobachteten Wellenzuwachsrate auf See und des Gesamt- und Reibungswiderstands bestimmt. Modelltests und Theorie ergeben Druckwiderstandsschätzungen, die in den oben erwähnten Grenzen liegen. Miles Druckwiderstandskoeffizient ^* bei einer Schubspannungsgeschwindigkeit ^* führt zu einer besonders einfachen Darstellung des Verhältnisses von Druckwiderstand zu Gesamtwiderstand. So besteht ein Zusammenhang zwischen stichhaltiger Vorausberechnung der Wellenzunahme bei Wind und der Möglichkeit, den Gesamtwiderstand der Meeresoberfläche zu berechnen.

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Evolution des vagues sous l'effet des pressions de l'air. Etude théorique — Essais sur modèles — Observations à la mer

Résumé La résistance à l'avancement des vagues due aux composantes horizontales de pressions d'air normales a été calculée suivant trois méthodes: par essais en soufflerie sur modèles rigides, par observations à la mer de la croissance des vagues et suivant la théorie de J. W. Miles et T. Brooke Benjamin. On a trouvé que ni la valeur ni la forme de l'expression de la résistance due à la pression ne sont données correctement par la théorie spécifiquement adaptée aux modèles rigides. D'autre part la théorie appliquée aux vagues en mouvement donne des résultats qui concordent bien avec ceux obtenus en soufflerie pour des valeurs correspondantes de la cambrure des vagues. Les essais sur modèles et la théorie sont d'accord sur le fait que la résistance due à la pression ne dépend pas du Nombre de Reynolds. En l'absence de données expérimentales sur l'action des pressions sur les vagues, les limites à l'intérieur desquelles doit être comprise la résistance de pression sont définies en considérant la vitesse de formation des vagues observée à la mer, la résistance totale et la résistance de frottement sur la surface de l'eau. Les essais sur modèles, comme la théorie, donnent des estimations de la résistance de pression qui restent dans les limites mentionnées ci-dessus.La forme donnée par Miles au coefficient ^* de cette résistance en fonction de la vitesse de frictionu _*, permet d'obtenir une expression particulièrement simple du rapport de la résistance de la pression à la résistance totale. De cette façon la prévision rationnelle de la croissance des vagues dans le vent se trouve rattachée à la possibilité de prévoir la résistance totale de la surface de la mer.

     

Ueber die Geometrische und Statische Abplattung der erde aus den Periodischen Gliedern der Mondbewegung

Summary The largest members in longitude and latitude of the theoretical movement of the earth's moon, developped byHill 1891 fromDelaunays theory of the moon, have been here calculated with new, now better known numerical values. Effectively a highly better accordance of the observed values with the theoretical ones has been obtained. This method will be able to give an important contribution to the determination of the figure of the earth with regard to the geometrical and the static flattening, specially by moons observation material of 1850–1950.

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Résumé Les membres les plus grands en longitude et latitude du mouvement théorique de la lune développés parHill 1891, fondés sur la théorie deDelaunay, sont ici calculés avec de nouvelles valeurs numériques de meilleure connaissance. C'est pourquoi une bonne accordance est obtenue des valeurs observées avec les valeurs théoriques. La méthode donne une contribution importante à la détermination de la figure de la terre par rapport à l'aplatissement géométrique et l'aplatissement statique, principalement par égard aux observations de la lune 1850–1950.

     

Nachweis einer fortschreitenden Welle in der südlichen Nordsee

Zusammenfassung Am 4. November 1957 wurde an den deutschen und niederländischen Küsten der Nordsee eine Störung des Gezeitenverlaufes beobachtet. Trotz eines Sturmes aus ablandiger Richtung wurde der mittlere Wasserstand bis zu mehreren Metern erhöht. Eine Analyse der Wasserstandsbeobachtungen von vierzehn Stationen ergab, daß es sich um eine fortschreitende Welle handelte, die sich im Seegebiet der südwestlichen Nordsee gebildet hatte. Es wird die Entstehung dieser Welle untersucht. Sie wird erklärt 1. aus ungewöhnlich stark ausgeprägten Luftdruckschwankungen im Küstengebiet Südostenglands und 2. aus dem besonderen Windfeld im Bereich eines Tiefdrucktroges über der südwestlichen Nordsee. Die beobachteten Durchgangszeiten der Welle stimmen mit den berechneten Werten überein; auch die beobachteten Amplituden lassen sich größenordnungsmäßig erklären. Ein Parallelfall vom 13./14. Dezember 1956 weist schließlich auf die Ähnlichkeit der Erscheinung mit den an der englischen Ostküste häufiger beobachtetenexternal surges hin, die als fortschreitende Wellen vom Atlantischen Ozean her in die Nordsee vordringen.

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Verification of a progressive wave in the southern North Sea

Summary On November 4, 1957, a disturbance of the tide was observed on the German and Netherlandish North Sea coasts. Although a storm associated with offshore winds was dominating, the water rose up to several meters above mean sea level. The analysis of sea level observations from 14 stations showed that the rise of water was due to a progressive wave that had been produced in the sea region of the southwestern North Sea. The origin of the progressive wave is the subject of the present investigations. Its occurrence is attributed firstly to atmospheric pressure variations of extraordinary intensity over the southeastern coastal area of England, secondly to a particular wind field in the neighbourhood of a trough of low pressure over the southwestern North Sea. The observed times of passage of the progressive wave correspond to the calculated values; the order of magnitude of the observed amplitudes, too, allows a satisfactory interpretation. A parallel case occurring on December 13/14, 1956 reveals the resemblance of the progressive wave to the phenomenon of external surges, frequently observed on the east coast of England; taking its origin as a progressive wave in the Atlantic Ocean, it penetrates into the North Sea.

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Preuve de la présence d'une onde progressive dans la région sud de la mer du Nord

Résumé Le 4 novembre 1957, on observa une perturbation de la marée sur la côte allemande et sur la côte néerlandaise. Bien qu'une tempête, associée aux vents de terre, dominât, la surface de la mer atteignit une hauteur supérieure au niveau moyen de la mer de plusieurs mètres. Une analyse basée sur des observations du niveau de la merde 14 stations révéla qu'il s'agit d'une onde progressive originaire de la région sud-ouest de la mer du Nord. La génération de cette onde est le sujet des recherches actuelles. Sa formation est ramenée 1⁰ aux variations extraordinairement prononcées de pression atmosphérique au-dessus du littoral sud-est de l'Angleterre, et 2⁰ au champ particulier du vent au voisinage d'un couloir de basse pression au-dessus de la région sud-ouest de la mer du Nord. Les observations des heures de passage de l'onde progressive s'accordent avec les valeurs calculées; de même, l'ordre de grandeur des amplitudes observées permet une interprétation satisfaisante. Un cas analogue, survenu le 13/14 décembre 1956, révéla enfin la ressemblance de l'onde progressive avec le phénomène des ondes externes («external surges») observées fréquemment sur la côte est de l'Angleterre; ce type d'onde tire son origine dans l'Océan Atlantique pour pénétrer dans la mer du Nord.

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Dank. Diese Untersuchung wurde ermöglicht, weil verschiedene Dienststellen entgegenkommenderweise Beobachtungsmaterial zur Verfügung stellten: Die Wasser- und Schifffahrtsämter Emden, Wilhelmshaven, Bremerhaven, Cuxhaven und Tönning sowie die Marschenbauämter Heide und Husum stellten ihre Pegelaufzeichnungen zur Verfügung, der Rijkswaterstaat, 's-Gravenhage, die der niederländischen Stationen. Die englischen und niederländischen Luftdruckbeobachtungen wurden mir freundlicherweise von Mr. Virgo, Chief Meteorological Officer, Headquarters Second ATAF, und Herrn M. P. H. Weenink, De Bilt, vermittelt. Das Seewetteramt Hamburg des Deutschen Wetterdienstes stellte wiederum, wie schon bei früheren Untersuchungen, bereitwillig die Arbeitswetterkarten zur Einsicht zur Verfügung. Schließlich sei dankend hervorgehoben, daß die im internationalen Wetterfernschreibnetz verbreiteten Wasserstandsbeobachtungen des englischen Sturmflutwarndienstes die Untersuchung wesentlich gefördert haben.     

La variation du facteur de trouble de Linke avec l'industrialisation en Égypte

Résumé D'après les mesures détaillées de l'intensité solaire à Giza, pendant une année complète, on a déterminé la valeur moyenne due facteur de trouble de LinkeT, pour chaque mois de l'année. On a trouvé que 3,25<T<5,16 est plus grand en été qu'en hiver avec un léger maximum en Mai, et que la variation deT au cours de la journée est faible. En comparant les valeurs deT à Giza avec celles à Hélouan avant l'industrialisation de la région, on a trouvé une augmentation bien définie pour tous les mois de l'année. Cette augmentation est de l'ordre de 60% en été et 35% en hiver.

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Summary From the detailed measurements of the solar intensity at Giza, during a whole year, the mean value of Linke turbidity factor has been determined for every month of the year. It has been found that 3.25<T<5.16 and is greater in summer than in winter with a slight maximum in May, and that its diurnal variations is weak. Comparing the values ofT at Giza with those at Heluan before the industrialization of the region, a well marked increase ofT, has been found, for all months of the year. This increase is of the order of 60% in summer and 35% in winter.

     

Analysis of the pressure variations at sea-level

Summary First of all the tendency equation at sea-level is deduced from the equation of continuity and the classical condition of quasi-static equilibrium along the verticals. This equation is then shown to be insufficient for the analysis and forecast of pressure variations. Accordingly, the equation of motion is combine with the tendency equation and the result of this operation is a partial differential equation for the field of pressure at sea-level. The analysis of its coefficients shows that it can be reduced to a partial differential equation for the height-integral of pressure which can also be written as a linear integro-differential equation. The solution of this last equation can be expanded in a series of rotating fields with positive constant angular velocities, the axis of rotation being the earth's polar axis and the spectrum of angular velocities being given by the eigenvalues of a symmetric kernel associated with theGreen's function of the geoid surface. Finally, the solution of the integro-differential equation leads to the determination of the sea-level pressure by the tendency equation.

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Résumé On déduit tout d'abord l'équation des tendances au niveau de la mer de l'équation de continuité et de la condition classique d'équilibre vertical quasi-statique. On montre ensuite que cette équation est insuffisante pour l'analyse et la prévision des variations de pression. En conséquence, on associe l'équation du mouvement à l'équation des tendances et le résultat de cette opération est une équation aux derivées partielles pour le champ de pression au niveau de la mer. L'analyse des coefficients de cette équation montre qu'elle peut être réduite à une équation aux dérivées partielles pour l'intégrale de la pression suivant la verticale, ou encore à une équation intégrodifférentielle linéaire. La solution de cette dernière équation est une série de champs en rotation dont les vitesses angulaires sont constantes et positives, leurs axes de rotation se confondant avec l'axe des pôles et le spectre des vitesses angulaires étant déterminé par les valeurs propres d'un noyau symétrique associé à la fonction deGreen de la surface du géoide. Finalement, la solution de l'équation intégro-différentielle conduit à la détermination de la pression au niveau de la mer par léquation des tendances.

     

Beziehungen zwischen Globalstrahlung,Sonnenscheindauer und Bewölkung

Zusammenfassung Es werden Zusammenhänge zwischen der Globalstrahlung, der relativen Sonnenscheindauer und der Bewölkung diskutiert. Das Verhältnis der Globalstrahlung bei völlig bedecktem Himmel zur Globalstrahlung bei völliger Wolkenlosigkeit ist eine klar definierte geophysikalische Grösse, die offenbar über grössere Räume hinweg konstant ist. Sie zeigt einen schwachen verständlichen Jahresgang und hat eine physikalische Bedeutung, indem sie die Struktur der Bewölkung charakterisiert. Die Konstante «a» derÅngströmschem GleichungI _M =I ₀[1+(1–a)M] ist demgegenüber in hohem Masse von der Art der Berechnung abhängig. Sie hat nur die Bedeutung einer Konstanten in einer Interpolationsformel. Dabei ist die Voraussetzung des linearen Zusammenhanges zwischen Globalstrahlung und Bewölkung oder relativer Sonnenscheindauer in Bochum nur in bescheidenem Masse erfüllt. Es werden eine Reihe von Zahlenwerten füra und das Verhältnis der Globalstrahlung bei bedecktem und wolkenfreiem Himmel mitgeteilt.

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Summary Some relations between the total radiation of sun and sky, the sunshine and the cloudiness are discussed. The relation of the total radiation on completely overcast days and on perfectly clear days is a well defined geophysical quantity, wich is constant about rather a large area of the earth. It has a slight but intellegible annual variation and has a physical meaning characterizing the structure of the clouds. Compared to this the constant ofÅngström's equationI _M =I ₀[1+(1–a)M] largely depends on how it is calculated. It is only the coefficient of a formula of interpolation. The supposing of a linear connection between the total incoming radiation and the cloudiness or the relative duration of sunshine is only fullfilled in a moderate degree. Some figures of «a» and the relation above mentioned are given.

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Résumé Les relations entre la radiation globale du soleil et du ciel, la durée de l'insolation et la nébulosité sont discuté. La proportion entre la radiation globale du ciel totalement couvert et du ciel totalement éclairci est une grandeur géophysique bien definie, laquelle est constante pour un éspace de la terre assez grand. Elle a une variation annuelle petite mais explicable et elle peut characteriser la structure moyenne des nuages. D'autre côté la constante «a» de l'équation deÅngström I _M =I ₀[1+(1–a)M] est très dependante du procès du calcul, elle est seulement la constante d'une équation d'interpolation. La supposition d'une relation linéaire entre la radiation globale et la nébulosité ou la durée rélative de l'insolation est remplie seulement en mesure réduite. Quelques valeurs du facteur «a» et de la proportion susmentionnée sont données.

     

Condensation sur des particules salines au-dessous de 0°C

Résumé Nous avons étendu aux températures négatives les mesures de l'humidité relative critiqueh _c juste suffisante pour permettre la condensation de vapeur d'eau sur des noyaux géants constitués par divers sels.Pour chaque sel étudié, un point de la courbe donnanth _c en fonction de la températuret° C est facilement obtenu en recherchant pour quelle valeurt _c de la températureh _c coïncide avec l'humidité relative en équilibre avec la glace à la même températuret _c .Les valeurs obtenues pour NaCl, NH₄Cl, KCl, KNO₃ tendent à valider l'extrapolation des valeurs déjà connues pour les températures positives.

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Summary We have enlarged to negative temperatures the measures of critical relative humidityh _c just sufficient to allow the condensation of water vapour on giant nuclei constituted by different salts.For every salt studied, a point of the curve givingh _c as a function of the temperaturet° C is easily obtained by measuring for what valuet _c of the temperature,h _c coincides with the relative humidity in equilibrium with ice at the same temperaturet _c .The values obtained for NaCl, NH₄Cl, KCl, KNO₃ tend to validate the extrapolation of the values known for positive temperatures.

     

Coupes Sismiques des Structures Superficielles dans les Petites Antilles—II: Martinique

Résumé En 1977, deux profils sismiques ont été réalisés en Martinique, un dans la région volcanique de la Montagne Pelée, l'autre dans la partie est de l'île. Le premier couvrait des distances de 3 à 23 km et le second de 2 à 50 km.Les structures superficielles du volcan sont interprétées par un modèle à trois couches. Sur une couche déjà connue, à 6,1 km/s nous trouvons, avec une épaisseur de 0,4 à 2,6 km, une vitesse de 4,3 km/s. En surface et jusqu'à une profondeur de 0,8 à 1,4 km la vitesse est d'environ 2,7 à 2,9 km/s.Dans la partie est de la Martinique, il existe une vitesse élevée-6,5 km/s—à partir d'une profondeur faible, de l'ordre de 3 km.

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In 1977, two seismic profiles were carried out in Martinique, one in the area of Montagne Pelée volcano, and the second in the eastern part of the island. The length of the first profile ranges from 3 to 23 km and the second from 2 to 50 km. The interpretation shows that the superficial structures of the volcano may be characterized by a three layer model: in the first layer the compressional velocity is about 2.7 to 2.9 km/s, the thickness varying from 0.8 to 1.4 km. The second layer has a velocity of 4.3 km/s and the thickness goes from 0.4 to 2.6 km. The deeper layer known at Leeward West Indies has a 6.1 km/s velocity.The second profile shows that the eastern part of Martinique is marked by a high velocity of 6.5 km/s, found at a depth of 3 km.

     

Erweiterte Grundgleichungen zur Bestimmung der Verdunstung auf dem Meer aus dem klein- und großräumigen Feuchteaustausch

Zusammenfassung Es wird eine anwendbare Verallgemeinerung der Konzeptionen angestrebt, nachdenen man die Verdunstung auf dem Meere aus dem atmosphärischen Wasseraustausch bestimmt. Dabei ergeben sich einige Hinweise auf mehrere übliche aber kaum erkannte Vernachlässigungen. Unteranderem werden die Effekte der Druckänderungen sowie — durch Anwendung abgewogener Mittelwerte — die Wirkung des fluktuativen Massentransports in Rechnung gestellt. Jene werden meist in Makroturbulenzbetrachtungen, diese in Mikroturbulenzbetrachtungen zum Feuchteaustausch vernachlässigt, obgleich sie die Größenordnung der berechneten Verdunstungswerte erreichen und beispielsweise zur Erklärung der bei labiler Schichtung beobachteten deutlichen Verschiedenheit der gebräuchlichen Austauschkoeffizienten für Wasserdampf und Wärme beitragen können.

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Extended basic equations concerning the estimation of evaporation on the ocean from small- and large-scale exchange of moisture

Summary This paper aims at an applicable generalisation of the conceptions adapted to the estimation of evaporation on the ocean from theaustausch of water in the atmosphere. It gives some hints to several common but scarcely known neglects. Among others, the effects of the variation of pressure, and — by applying weighted means — those of the fluctuative transport of mass are taken into account. Usually the first effects are neglected in considerations on large-scale exchange of atmospheric water, the second ones in small-scale considerations although they may be of the same order of magnitude as the computed evaporation and may be able, for instance, to support an interpretation of the distinct inequalities of the usual eddy transfer coefficients of water vapour and heat observed in unstable lapse conditions.

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Equations fondamentales étendues pour dériver du flux micro- et macroturbulent de l'humidité l'évaporation à la surface de la mer

Résumé Le but de ce travail est de trouver une généralisation applicable des conceptions employées à dériver de l'échange atmosphérique de l'eau l'évaporation à la surface de la mer. Au cours de ces recherches on rencontre plusieurs indications de diverses négligences en usage qui, cependant, ne sont guère reconnues. Entre autre, on tient compte des effets dus aux variations de la pression atmosphérique et — en appliquant des moyennes pondérées — on considère également l'action du transport fluctuatif de la masse. Conventionnellement, le premier effet est négligé dans des considérations à base macroturbulente pendant que le deuxième effet est laissé de côté en cas de la diffusion microturbulente, bien que ces deux effets puissent atteindre la même ordre de grandeur que l'évaporation calculée et qu'ils puissent, par exemple, aider à expliquer les diversités distinctes des coefficients d'échange de l'humidité et de la chaleur observées quand la répartition des masses suivant la verticale est instable.

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Für Anregungen und die Möglichkeit zur Bearbeitung der diskutierten Fragen ist der Verfasser Herrn Professor Dr. Hermann Flohn zu Dank verpflichtet.     

Modellrechnungen zu winderzeugten Bewegungen in einem Meer mit Sprungschicht

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.

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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.

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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 8^ième et le 16^ième 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.

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

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Herrn Professor A. Defant zum 81. Geburtstag gewidmet.     

On the variation of the etesians within the sunspot cycle

Summary The variation of the Etesians within the sunspot cycle was examined according to observations made at the Athens Observatory during the period 1893–1958. This was made by the actual numbers of the Etesians days and the sunspots as by means of the smoothed values of the above elements through the formula (a+2b+c): 4. It was found that there is a single oscillation of the Etesians within the sunspot cycle and also that the correlation between sunspots and Etesians is rather high.

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Résumé Dans cette étude est examinée la variation des Etésiens pendant le cycle des taches solaires basée sur les observations faites à l'Observatoire d'Athènes durant la période 1893–1958. Dans ce but ont été considerés d'une part les jours réels des Etésiens et les nombres des taches solaires et d'autre les valeurs de ces éléments calculées par la formule (a+2b+c): 4. Il a été constaté que la fréquence des Etésiens présente une simple variation pendant le cycle solaire et qu'il y a une assez grande corrélation entre les taches solaires et les Etésiens.

     

La phase de la composante annuelle des niveaux des rivières de la plaine de l'Est Européen

Résumé L'étude publiée intéresse l'ensemble des échelles hydrométriques de la plaine de l'Est européen. Les moyennes mensuelles des niveaux ont été élaborées par la méthode d'analyse par combinaisons linéaires d'ordonnées, due à M. et MmeLabrouste, afin de définir la phase de la composante annuelle. La carte de la répartition de la phase et les profils de celle-ci le long des cours d'eau, montrent que cette répartition est commandée par le relief, ainsi que par la marche saisonnière des températures, ce qui permet d'expliquer les particularités constatées par les causes naturelles: altitudes, forme et extension du bassin, etc.

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Summary The research deals with the hydrographic observations of the East-Europe's plain. The monthly means of the water level have been elaborated after the method of Mr. and Mrs.Labrouste with the aim to determine the phase of the yearly component. The map of the phase distribution and the profiles along the streams shows that this distribution is governed by the physiography, as well as by the seasonal course of the temperatures, what can permit to explain the observed particularities.