Суточные вариации

Cтраница 1

Суточные вариации, а также вариации, происходящие в течение нескольких дней, обычно обусловливают ошибки в определении недельной дозы, лежащие в пределах от 100 до - 50 % дозы; при определении верхнего и нижнего пределов дозы их также необходимо учитывать. [1]

Схема циркуляции в гстеро-ефоре ( меридиональный разрез. а - в период со. тш - Ш Стсишил. ( J - в период равноденствия. [2]

Суточные вариации ветра нарастают но амплитуде от 10 - 30 м / с на высоте 95 км до 100 - 150 м / с на высотах более 200 км. Для наблюдателя, находящегося пне Земли, картина суточных вариаций ветра здесь выглядит так, как если бы воздух растекался от подсолнечном точки и устремлялся через полюсы к антиподсолнечной. В области высот 100 - 200 км преобладает полусуточная мода приливного ветра, обязанная сноим происхождением распространению прилива из стратосферы и мсзосферы ( термич. Важную роль в динамике термосферы играют столкновения нейтральных частиц с заряженными, концентрация к-рых с высотой падает значительно медленнее нейтральных. Поэтому трение нейтральных частиц о заряженные, как бь [ привязанных к магн. [3]

По имеющимся данным суточные вариации характеристик нагрузки достаточно велики. Поэтому для повышения точности расчетов, выполняемых для различных часов суток, следует использовать разные характеристики. Однако общее количество известных экспериментов незначительно, поэтому по ряду вопросов, которые возникают при учете суточных вариаций характеристик нагрузки, дать конкретные рекомендации пока невозможно. [4]

В верхней атмосфере наблюдаются сильные суточные вариации температуры. [5]

Можно предположить, что существуют суточные вариации оптической плотности и вертикальной структуры в пределах зоны активного турбулентного обмена атмосферы. Исходя из механизма турбулентного обмена максимальная толщина аэрозоля в устойчивых погодных условиях может достигаться в послеобеденные часы в связи с сильным прогревом почвы над континентом. В этом случае высота г2 принимает максимальное значение. В ночные и ранние утренние часы верхние аэрозольные слои могут опускаться, увеличивая замутненность нижних приземных слоев атмосферы. Если в дневные часы поверхность является источником аэрозолей, то в ночные часы она может являться местом стока аэрозолей. В условиях отсутствия конденсационных процессов атмосферных паров Н20 ночная атмосфера должна содержать меньшее количество грубодисперсной фракции аэрозолей. Поглощение коротковолновой радиации агрегированными частицами резко уменьшается. [6]

Из результатов экспериментов, приведенных в [ 8J, видно, что суточные вариации регулирующих эффектов нагрузки достаточно велики. [7]

При шпуровой съемке температуру измеряют в шпурах, специально пробуренных для этих целей с поверхности земли на глубине, куда не проникают суточные вариации температуры на земной поверхности. [8]

В приземной пограничной зоне наблюдаются локальные аэрозольные слои, например туманы большой оптической плотности. Суточные вариации аэрозолей ( появление туманной дымки, смога) проявляются до высоты z при неустойчивых атмосферных условиях. В устойчивых погодных условиях в пределах зоны активного турбулентного обмена достаточно учитывать изменение состава и структуры аэрозолей по сезонам и крупным географическим районам. [9]

Структура атмосферы в соответствии с особенностями изменения среднесуточной тсмп-ры д. пп низкого ( сплошная линия и высокого ( пунктир уролней солнечной антииности. [10]

Выше 200 км темп - pa в летнем полушарии выше, чем в зимнем, что определяется в осн. Во всей тсрмосферс имеются сильные суточные вариации темп-ры. Вместе с суточными вариациями темп-ры наблюдаются большие, систематически растущие с высотой вариации давления и плотности. В высоких широтах в нижней термосфере наблюдаются сильные токи, обусловленные электрич. Джоулей нагрей этими токами ( а также выделение тепла при высыпании энергичных частиц) оказывает существ, влияние на глобальное раслреде-ление темп-ры. Особенно сильны влияния токов в период магн. Перераспределение томп-р при этом сопровождается резкими перестройками термосфсрной циркуляции и скорости ветра могут достигать величины 600 м / с на высотах более 120 км. [11]

Любая информация на этот счет может дать ключ к загадке или по крайней мере хоть что-то сообщить о ней. Вот одно интересное явление: если мы измеряем ток ( а он, как мы знаем, устойчивее, чем градиент потенциала), скажем над морем, и при тщательном соблюдении предосторожностей, очень аккуратно все усредняем и избавляемся от всяких ошибок, то мы обнаруживаем, что остаются все же какие-то суточные вариации. Среднее по многим измерениям над океанами обладает временной вариацией примерно такой, какая показана на фиг. Ток меняется приблизительно на 15 % и достигает наибольшего значения в 7 часов вечера по лондонскому времени. Самое странное здесь то, что, где бы вы ни измеряли ток - в Атлантическом ли океане, в Тихом ли или в Ледовитом, - его часы пик бывают тогда, когда часы в Лондоне показывают 7 вечера. [12]

Ниже 70 - 80 км движение плазмы определяется взаимодействиями при столкновениях с нейтральным газом. В промежуточной области высот 80 - 130 км ионы движутся совместно с нейтральным газом, а электроны уже привязаны к магнитным силовым линиям. Различные движения электронов и ионов являются причиной возникновения здесь слоя электрического тока. Эти вызываемые циркуляцией атмосферы токи принято называть динамо-токами, они вызывают медленные суточные вариации напряженности геомагнитного поля в десятки гамм. Кроме медленных наблюдаются и быстрые флуктуации и пульсации геомагнитного поля с периодами от долей секунды до минут. Причины возникновения кратковременных флуктуации геомагнитного поля выяснены не до конца, по-видимому, они связаны с гидромагнитными колебаниями магнитосферы. Геомагнитные вариации вызываются также обусловленными вариациями солнечного ветра изменениями на границе магнитосферы. Типичные значения вариаций составляют десятки гамм, но после солнечных вспышек вариации геомагнитного поля могут достигать сотен гамм - это так называемые магнитные бури. [13]

Начиная с работ ( Штайнер и др., 1991; Меклер и др., 1990), перенос газа в том или ином виде включается в теоретические модели кометных ядер. В рамках макроскопического описания течения газа было показано, что учет этого процесса приводит к формированию характерного выпуклого профиля температуры вблизи поверхности и к изменению граничной температуры. Используя кинетическую модель течения газа в порах, Скоров и др. ( 1999) впервые показали, что это не так. На рис. 2 изображены суточные вариации температуры вращающегося кометного ядра, полученные для макроскопического и микроскопического подходов описания течения газа. Хорошо видно, что наряду с различиями в поверхностных температурах наблюдаются значительные различия в распределениях температур в слое. [14]

К результатам, полученным в [233], следует относиться осторожно, так как моделирование роста частиц с изменением влажности в [233] не учитывает влияния радиационного обмена в аэрозольном облаке и изменений турбулизованности воздушной массы при вариациях влажности. Увеличение влажности, как правило, вызвано понижением температуры воздушной массы. Последнее приводит к уменьшению вертикальной составляющей турбулентного обмена, стоку крупнодисперсной фракции аэрозоля на подстилающую поверхность и обеднению аэрозоля крупнодисперсной фракцией. Вследствие этого увеличение влажности часто приводит не к росту замутненности вертикальной оптической толщи атмосферы, а к ее уменьшению. Именно вариациями турбулизованности воздуха объясняются суточные вариации степени замутненности атмосферы и часто наблюдаемые минимумы мутности атмосферы в ночные и утренние часы летнего сезона года. С другой стороны, в условиях большой турбулизованности воздуха сильного роста частиц с увеличением влажности воздуха не наблюдается, что обусловлено удалением влаги из частиц атмосферного аэрозоля за счет усиленного испарения. Последним обстоятельством можно объяснить тот факт, что в ветренную погоду даже при высокой влажности туманы и туманная дымка образуются сравнительно редко. [15]

Страницы: 1 2