А   Б  В  Г  Д  Е  Є  Ж  З  І  Ї  Й  К  Л  М  Н  О  П  Р  С  Т  У  Ф  Х  Ц  Ч  Ш  Щ  Ю  Я 


Зміщення

Зміщення обумовлює існування горизонтальних градієнтів температури і отже, доступної потенційної енергії, яка може вивільнятися і передаватися збурень в процесі розвитку бароклинной нестійкості.

А - вертикальний зсув стінок один щодо одного при дії скручує моменту; Н, В-висота і ширина балки; Л - розрахунковий опір матеріалу при роботі на вигин.

В к - величина вертикального зсуву, що залежить від концепт-рації дисперсного наповнювача, ат і аа - масштабні функції зсуву.

Так як при вертикальному зсуві різниці D% - D і D A-D A залишаються постійними, залежність DK - D f (Hx) повинна зображуватися неспотвореної сігмоідной кривої навіть в тому випадку, коли залежності DKi f (Hx) і DK f (Hx) спотворені.

Одночасно з цим відбуваються невеликі вертикальні зрушення, викликані зміною значення k, проте це менш важливо. 
Після того як всі горизонтальні і вертикальні зрушення не приведуть ні до яких змін графіка, шкала буде готова і перевірена.

Еквівалентність, задана групою вертикальних зрушень.

Інший тип нестійкості залежить від існування вертикального зсуву основної течії. Оскільки вертикальний зсув супроводжується горизонтальним градієнтом температури, така нестійкість називається бароклинной нестійкістю. Горизонтальні градієнти температури обумовлюють існування доступної потенційної енергії в основному потоці яка і є енергетичним джерелом для бароклинной нестійкості.

Вони породжуються нестійкістю малого масштабу, викликаної вертикальним зрушенням вітру, коли повітря рухається через хвильове хмара більшого масштабу. Вони можуть виникати в уже існуючому тонкому шарі хмар в нижній тропосфері коли радіаційні потоки створюють в ньому нестійку стратифікацію. перевертання відбувається перпендикулярно до вектора зсуву з типовою довжиною хвилі близько 1 км. Рідше зустрічаються неправильні перістообразние вали близько фронтів або струменевих течій. У разі хмарних форм нижнього ярусу залежність від орографічних особливостей очевидна, але навіть вали перистих хмар на великій висоті можуть розвиватися на відстані20 - 30 км вниз за течією від окремих височин або хребтів.

Перетворення частотних характеристик ланок при зустрічно-паралельною схемою включення. Усе ізолінії виходять з будь-якої ізолінії числа дітей шляхом вертикального зсуву.

У моделі Чарні бароклинной нестійкості не існує критичної величини вертикального зсуву, при перевищенні якої виникає нестійкість. У двошарової моделі відфільтровує обурення з малими вертикальними масштабами, повинен існувати мінімальний критичний зрушення, необхідний для виникнення нестійкості. Цей же висновок можна сформулювати і таким чином, що для нестійкості мод заданого вертикального масштабу необхідний деякий критичний зрушення.

В принципі величина про може бути функцією висоти, яка описує стан вертикального зсуву. Така залежність представляється хорошим наближенням для деяких спостережуваних галактик.

Диз'юнктивні порушення на розрізі виявляють за такими ознаками: 1) різким вертикальним зрушенням опорних горизонтів, надійно впізнаваних по обидві сторони від місць розриву суцільності; 2) локальним змінам структури хвильового поля - зникнення стійких горизонтів і появи нових хвиль, зміною динамічного рівня і спектрального складу коливань на певному інтервалі розрізу; 3) появи діфрагірованних хвиль, які виділяються Д - перетворенням у вигляді послідовності вузлів дифракції, чітко вказує на місце розташування площині розриву; 4) зміни швидкісних характеристик на горизонтальних графіках швидкостей, отриманих за даними MOB і МПВ.

перше доданок першої формули (11108) знову описує горизонтальне розсіювання, що викликається взаємодією вертикального зсуву швидкості з вертикальним турбулентним переносом, а другий доданок тієї ж формули - звичайну горизонтальну турбулентну дифузію. Тому слід очікувати, що в атмосфері наявність вертикального зсуву швидкості вітру завжди грає основну роль в горизонтальному розсіянні протягом порівняно великих проміжків часу. Оскільки природно думати, що Kyy (Z) приблизно пропорційно /Cxx (Z), в нехтуванні поворотом вітру з висотою розсіювання у напрямку середнього вітру при великих т буде помітно перевершувати розсіювання в перпендикулярному до напрямку вітру горизонтальному напрямку.

На закінчення відзначимо, що введення в полімер дрібнодисперсного інертного наповнювача призводить в основному до вертикального зсуву кривих податливості без порушення їх подібності. На рис. 215 а наведено узагальнені (по температурі) криві піддатливості непластифікований композицій ПВХ, наповненого мелкодисперсним крейдою. Аналогічний характер зміни вязкоуп-ругой податливості в високоеластіческом стані матеріалу виявлено та при паралельному введенні пластифікатора ДБФ.

На більшій частині інтервалу зміни у в міру збільшення амплітуди Волл в порівнянні з її початковим значенням вертикальний зсув зменшується під дією сили Коріоліса, створюваної меридіональною швидкістю.

У першому випадку при гомогенно плавящихся з'єднаннях на відповідних їм середніх кривих діаграми стану відбувається дворазовий або багаторазовий вертикальний зсув до більш низьких температур. Разом з тим з'являються і відповідні евтектичних точки.

Для ефективного вирішення завдань другого етапу інтерактивна підсистема повинна виконувати функції покрокового чи стежить зсуву складової частини топології; горизонтального або вертикального зсуву частин топології з дотриманням допуску відно - - сительно лінії обмеження; зміни орієнтації подфрагмен-тов; виклику готових топологічних рішень з бібліотеки; можливості стирання будь-яких частин топології; копіювання під-фрагментів.

Встановивши це, припустимо тепер, що частка мала в початковому положенні ту ж температуру Г0Г0 що і сусідні але отримала вертикальний зсув.

Хоча в цій моделі залишаються деякі з спрощують припущень моделі Іди (наприклад, відсутня залежність UQ від уг не враховується в'язкість і вертикальний зсув швидкості постійний), проте в ній враховуються додатково важливі особливості динаміки реальних рухів. Зокрема, враховується р-ефект, так що у внутрішній області рідини градієнт потенційного вихору основної течії впливає на рух рідких частинок.

Встановивши це, припустимо тепер, що частка мала в початковому положенні ту ж температуру Г07 0 що і сусідні але отримала вертикальний зсув.

Дані рис. 3 показують, що інтенсивність спектрів поглинання цих залишків різна, в той час як нахил кривих практично однаковий, іншими словами, спостерігається вертикальний зсув спектрів один щодо одного в основному за рахунок фонового поглинання.

Незалежно від того, як визначаються коефіцієнти КХХ і Куу, при використанні формул виду (1199) з постійною середньою швидкістю вітру втрачається важливий ефект взаємодії вертикального перемішування з вертикальним зрушенням швидкості. 
Структура кожної власної моди зі збільшенням цілого г стає все більш звивистою, і з (7823) ясно, що при заданій довжині хвилі рішення для великих г відповідають меншим значенням вертикального зсуву.

Криві постійного цепого т на Р. Зауважимо, що. А u (/Vs //0) //, де tf - размереийвертікетьний масштаб ппотності ц розмірне попное хвильове чіспо ц /1 та dU /dz - раз мірний вертикальний зсув.

Інший тип нестійкості залежить від існування вертикального зсуву основної течії. Оскільки вертикальний зсув супроводжується горизонтальним градієнтом температури, така нестійкість називається бароклинной нестійкістю. Горизонтальні градієнти температури обумовлюють існування доступної потенційної енергії в основному потоці яка і є енергетичним джерелом для бароклинной нестійкості.

Схематичне зображення модуля пружності G і фактора розсіювання tg6 у вигляді функції від температури для двох систем наповнювач - матриця. Як показано на рис. 1241 (зліва), в результаті простого механічного посилення відбувається збільшення модуля, пружності у всій області температур від склоподібного до високоеластичного стану. Ефект полягає в простому вертикальному зсуві добре відомому в інших системах, наприклад в асфальтобетонах. В такому випадку ніяких змін релаксаційних властивостей матриці не відбувається: Ті відповідна точці в якій починається зменшення модуля з ростом температури або середньої точки переходу (виміряна, наприклад, по піку Е), не змінюється. Слід зазначити, що використання для наповненою системи значень TI - температури, при якій досягається даний модуль пружності - як заходи Tg, неправомірно. З іншого боку, якщо під впливом наповнювача релаксаційні властивості матриці змінюються, то спостерігається деяке горизонтальне зміщення кривих або, принаймні зміна нахилу кривих в перехідній області. Всі результати, обговорювані в подальшому, обмежені цими випадками.

З цих міркувань випливає, що температура повинна впливати на криві ДСГ (В) лише в малих полях В В, а в великих полях В до Bei квантові поправки від температури залежати не повинні. Спостережуваний на рис. 2.9 вертикальний зсув кривих R (B) один щодо одного в сильних полях пояснюється температурної залежністю класичної частини провідності в магнітному полі.

Це регулювання дозволяє скорегувати астигматизм трубки. При регулюванні потенціометра R22 здійснюється вертикальний зсув розгортки.

У свій час метод Девіс-Гейсмана користувався великою популярністю, проте незабаром з'ясувалося, що отримуються їм результати іноді дуже сильно залежать від вибору аналітичних довжин хвиль. Все це свідчить про те, що чисто вертикальний зсув є досить рідкісним випадком впливу середовища на спектри.

Він не дозволяє оцінити похибка отриманих результатів і переконатися в правильному виборі функції кислотності. Відзначимо, що якщо дійсно має місце чисто вертикальний зсув спектрів під впливом середовища, то найбільш логічно його слід враховувати, застосовуючи стандартну методику визначення pKl з тією відмінністю, що замість D, DA і н у формулі (6.9) повинна знаходитися різниця оптичної щільності при двох довжинах хвиль.

З рівняння для енергії збурень (7311) (або (7912) для двошарової моделі) видно, що горизонтальний зсув основної течії є можливим джерелом енергії збурень. Це джерело може існувати і в перебігу без вертикального зсуву і передавати енергію збурень, які також не залежать від висоти. З цієї причини нестійкість, зобов'язана своїм існуванням головним чином горизонтальному зрушенню основної течії, називається баротроп-ної нестійкістю, хоча в більш складних ситуаціях і перебіг і флуктуації можуть мати бароклинной структуру.

перший доданок першої формули (11108) знову описує горизонтальне розсіювання, що викликається взаємодією вертикального зсуву швидкості з вертикальним турбулентним переносом, а другий доданок тієї ж формули - звичайну горизонтальну турбулентну дифузію. Тому слід очікувати, що в атмосфері наявність вертикального зсуву швидкості вітру завжди грає основну роль в горизонтальному розсіянні протягом порівняно великих проміжків часу. Оскільки природно думати, що Kyy (Z) приблизно пропорційно /Cxx (Z), в нехтуванні поворотом вітру з висотою розсіювання у напрямку середнього вітру при великих т буде помітно перевершувати розсіювання в перпендикулярному до напрямку вітру горизонтальному напрямку.

Гранична поверхня плинності ПТФЕ, побудована за допомогою ТВА. Узагальнена крива на рис. 611 б побудована шляхом горизонтального і вертикального зсуву, що враховує зміну щільності ПТФЕ з температурою. Температурні залежності коефіцієнта редукції ат також показані на рис. 611. Поправка на зміну щільності ПТФЕ під впливом температури призводить до звуження інтервалу прогнозування приблизно на один десятковий порядок.

Як можна зробити висновок з наведеного рівняння, зміна температури зазвичай по-різному впливає на криві вільної енергії для різних фаз. На рис. 19 показано, що зміна температури викликає в загальному відносний вертикальний зсув кривих для трьох фаз. В результаті може бути досягнуто стан (рис. 19 б), при якому дотична до кривим 1і2 виявиться нижче кривої для А В.

Отже, сильна стратифікація призводить до того, що умова прилипання для горизонтальної швидкості на нижній межі має задовольнятися без допомоги шару Екмана. Ця умова виникає через наявність стратифікації і задовольняється в силу існування вертикального зсуву vc, який в свою чергу можливий тільки в присутності стратифікації.

Геострофічних наближення, приводячи до дуже простим і витонченим співвідношенням, відіграє надзвичайно важливу роль. Коль скоро і вестно поле тиску, то горизонтальні швидкості їх вертикальний зсув, вертикальна компонента вихору негайно визначаються. Природно, як зрозуміло з результатів попередніх розділів, це наближення не працює в околиці екватора, і ми очікуємо, що в екваторіальній області будуть потрібні більш складні динамічні моделі. Однак навіть для високих широт залишається все ж неясним важливе питання про те, як, використовуючи лише геострофічних співвідношення, розрахувати поле тиску або передбачити його еволюцію в часі. Геострофічних наближення є діагностичне співвідношення, і воно говорить нам лише, що при повільній зміні поля швидкості з часом відповідне прискорення Коріоліса буде весь час збалансовуватися постійно змінюваних градієнтом тиску. Навіть якби ми цікавилися динамікою стаціонарних рухів, геострофічних наближення виявилося б недостатнім, оскільки зазвичай в цьому випадку задається лише інформація про рух на кордонах, що цікавить нас області а структура руху всередині області повинна розраховуватися.

У поздовжніх ребрах плит із зовнішнього боку є виїмки. Бетон монолітного шва, заповнюючи ці виїмки, утворює шпонки, що перешкоджають взаємному вертикальному зсуву суміжних плит при місцевій нагий рузке.

У поздовжніх ребрах плит із зовнішнього боку є виїмки. Бетон мрнолітно-го шва, заповнюючи ці виїмки, утворює шпонки, що перешкоджають взаємному вертикальному зсуву суміжних плит при місцевій навантаженні.

Ці дві лінії як би утворюють обрамлення або конверт навколо основного графіка цін Верхня (Upper Band) і нижня (Lower Band) границі конверта залежать від періоду осереднення ковзної середньої п і величини зсуву Shift. Чим більше волатильні ціни, тим більшу величину Shift необхідно задати в якості вертикального зсуву.

Аналогічний аналіз можна провести і для каустичної поверхні на рис. 12.7 тільки тепер є три параметри управління (X, Y, Z), з яких один (Z) є німим. Очевидне сімейство шляхів двумерно і параметрізуется циліндром, а не дугою, але за допомогою відповідного вертикального зсуву, що залежить від (X, Y, Z, у), висота, на якій ці шляхи перетинають циліндр, робиться несуттєвою змінної стану.

Поперечні (вертикальні) пульсації в турбулентному потоці переносять вниз більш нагріте повітря, а вгору - холодні маси. На цей процес витрачається енергія турбулентних пульсацій, яка виникає в результаті вихрового тертя при вертикальному зсуві швидкостей вітру.

Всі перетини S3 рівноправні щодо конформной метрики, так як перетворення TI - т const (mod я) еквівалентно вертикальному зсуву циліндра Ейнштейна (див. Рис. 9.2), нічого не змінює за умови, що виконуються відповідні ототожнення, що зберігають конформну метрику. Лінії конгруенції Робінсона мають топологію кола 51 і кожна з них перетинає кожне перетин S3 один (і тільки один) раз, але не перетинається з іншими лініями.

Криві повзучості для полімерів з різним ступенем зшивання можуть бути накладені з утворенням узагальненої кривої з урахуванням як звичайного горизонтального зсуву, так і вертикального зсуву, обумовленого щільністю зшивання.

Досліди по релаксації напружень в поліетилені[199]при температурах, де ступінь кристалічності сильно змінюється, показали, що температура надає звичайне вплив на часи релаксації, однак сильно впливає на величину псевдоравновесного модуля. У[232]було враховано зсув кривих релаксації напружень в поліетилені в вертикальному напрямку. Правомірність вертикального зсуву при температурно-часової суперпозиції була доведена в[252]при виведенні теоретичного співвідношення, що зв'язує релаксаційний модуль зі ступенем кристалічності.

На рис. 7152 зображені граничні криві стійкості для випадків про 0 (горизонтальний зсув відсутній) і а 0 5 в залежності від зональної довжини хвилі. Зауважимо, що мінімальний критичний зрушення, необхідний для нестійкості однаковий для обох випадків. Критичне значення вертикального зсуву, треоуемое для нестійкості виявляється в точності таким, при перевищенні якого градієнт потенційного вихору основної течії в деякій області нижнього шару стає негативним, так щоб необхідна умова нестійкості (7105) могло задовольнятися. Таким чином, пряме обчислення показує, що як при наявності горизонтального зсуву, так і без нього необхідна умова нестійкості (7105) є одночасно і достатнім. Зауважимо, що горизонтальний зсув надає стабілізуючий вплив на довгі хвилі і дестабілізуючий на короткі. На рис. 7153 а й б зображені з т і с для обох випадків.