Vairāk

3.6. Robežu slāņi - ģeozinātnes


Ievads

A robežas slānis ir plūsmas zona cietas virsmas vai robežas tiešā tuvumā, kurā šķidruma kustību ietekmē robežas radītā berzes pretestība. Neslīdēšanas nosacījums prasa, lai šķidruma ātrums, kas tieši saskaras ar cieto robežu, būtu tieši tāds pats kā robežas ātrums; robežslānis ir šķidruma apgabals blakus robežai, pa kuru šķidruma ātrums no robežas līdz plūsmas neietekmētās daļas ātrumam (bieži sauc par bezmaksas straume) noteiktā attālumā no robežas.

Iespējams, vienkāršākais robežslāņa piemērs ir tas, kas veidojas uz abām stacionāras plakanas plāksnes virsmām, kas tiek turētas paralēli vienmērīgai brīvai šķidruma plūsmai (attēls ( PageIndex {1} )). Tieši lejpus plāksnes priekšējās malas robežslānis ir ļoti plāns, un cirpšana, kas nepieciešama, pārejot no nulles ātruma uz brīvās plūsmas ātrumu, tiek saspiesta plānā, spēcīgas bīdes zonā, tāpēc bīdes spriegums pie virsmas plāksne ir liela (sal. vienādojumu) 1.3.6). Tālāk gar plāksni robežas slānis ir biezāks, jo lielāka šķidruma biezuma kustību aizkavē plāksnes berzes ietekme, kas rodas no bīdes sprieguma, kas tiek radīts no slāņa uz slāni šķidrumā; tāpēc bīdes ir vājākas, un bīdes spriegums plāksnes virsmā ir mazāks.

Robežslāņi veidojas uz jebkuras formas priekšmetiem, kas iegremdēti šķidrumā, kas pārvietojas attiecībā pret objektu: plakanas plāksnes, kā aprakstīts iepriekš, lidmašīnas spārni un citas racionalizētas formas, un neasas vai blefējošas struktūras, piemēram, sfēras vai cilindri vai nogulumu daļiņas. Blakus plūsmas ārējām robežām veidojas arī robežu slāņi: cauruļu un kanālu sienas, kanālu gultnes un dibeni, okeāna dibens un zemes virsma zem kustīgās atmosfēras. Katrā gadījumā robežslānim jāsākas kaut kur, piemēram, plūsmā iegremdētā korpusa priekšējā virsmā vai priekšējā malā vai jebkuras plūsmas cietās robežas augštecē. Un katrā gadījumā tas aug vai izplešas lejup pa straumi, līdz plūsma iet gar ķermeni (robežslāņa radītā cirpšanas kustība pēc tam tiek sabojāta viskozu spēku ietekmē) vai līdz tā saskaras ar citu robežslāni, kas aug no kādas citas virsmas, vai līdz sasniedz brīvu virsmu vai līdz brīdim, kad tiek novērsta turpmāka sabiezēšana, saskaroties ar stabili blīvu slāņotu barotnes slāni-kā tas parasti notiek atmosfērā un okeāna dziļumā.

Lamināro robežu slāņi un nemierīgie robežu slāņi

Plūsma robežslāņos var būt lamināra vai nemierīga. Robežslānis, kas veidojas no brīvas plūsmas iegremdēta objekta vadošās daļas vai kanāla vai cauruļvada priekšgalā, parasti sākas kā lamināra plūsma, bet, ja tam ir iespēja izaugt pietiekami ilgu attālumu gar robežu tas pēkšņi kļūst nemierīgs. Plakanās plāksnes robežslāņa piemērā (attēls ( PageIndex {2} )) mēs varam definēt Reinoldsa skaitli ( text {Re} _ { delta} = rho U delta/ mu ), pamatojoties uz brīvās plūsmas ātrumu (U ) un robežslāņa biezumu ( delta ); tāpat kā plūsmā caurulē, kas tika apspriesta iepriekšējā sadaļā, pārsniedzot noteiktu ( text {Re} _ { delta} ) kritisko vērtību, laminārais robežslānis ir potenciāli nestabils un var kļūt nemierīgs. Ja brīvajā straumē nav lielu turbulentu virpuļu, laminārais robežslānis var saglabāties līdz ļoti lieliem Reinoldsa skaitļiem; ja brīvā plūsma pati par sevi ir nemierīga vai ja cietā robežas virsma ir ļoti raupja, robežas slānis var kļūt nemierīgs ļoti īsā attālumā lejup no priekšējās malas. Turbulence mazu plankumu veidā attīstās noteiktos laminārā robežas slāņa punktos, strauji izplatās un drīz pārņem visu robežslāni.

Tiklīdz robežslānis kļūst nemierīgs, tas sabiezē ātrāk, jo šķidrums no brīvās plūsmas tiek ievietots robežslānī pie tā ārējās malas tādā pašā veidā, kā turbulentā dūmu strūklā tiek ievietots skaidrs gaiss (attēls ( PageIndex {3 } )). Šis efekts ir papildus un tikpat svarīgs kā jauna šķidruma iekļaušana robežslānī tikai vietējas berzes ietekmē - kas ir tikai Laminārais robežslānis var sabiezēt. Bet pat turbulentā robežslāņa biezums aug diezgan lēni attiecībā pret lejteces attālumu; leņķis starp robežslāņa ārējās malas vidējo stāvokli un pašu robežu nav ļoti liels, parasti kaut kas līdzīgs dažiem grādiem.

Pamostas

Situācijās, kad plūsma iet garām kādam ierobežota izmēra objektam, ko ieskauj plūsma, robežslāņam nav iespējas attīstīties ārpus paša ķermeņa tuvuma (attēls ( PageIndex {4} )). Lejpus objekta šķidrums, kas aizkavējās robežslānī, pakāpeniski tiek paātrināts ar brīvo plūsmu, līdz tālu lejup pa straumi ātruma profils brīvajā straumē vairs neuzrāda nekādus pierādījumus par objekta klātbūtni augštecē. Aizkavēta un bieži nemierīga šķidruma zonu lejpus objekta sauc par mosties.

Cik biezi ir robežu slāņi?

Parasti kāds robežas slānis tiek uzskatīts par plānu, salīdzinot ar ķermeņa mērogu, uz kura tas attīstās. Tas attiecas uz augstiem Reinoldsa skaitļiem, bet tas neattiecas uz zemiem Reinoldsa skaitļiem. Šeit es jums parādīšu, izmantojot diezgan vienkāršu argumentāciju, ka robežslāņa biezums mainās apgriezti ar Reinoldsa skaitli.

Robežslāņa biezumu nosaka divu efektu relatīvais lielums:

  1. Šķidruma palēnināšanās arvien tālāk no cietās virsmas šķidruma berzes ietekmē.
  2. Šī zemā impulsa šķidruma slaucīšana lejup pa straumi un tā aizstāšana ar šķidrumu no augšteces, pārvietojoties brīvās plūsmas ātrumā.

Jo lielāks ir otrais efekts salīdzinājumā ar pirmo, jo plānāks ir robežslānis.

Padomājiet par šķidruma impulsa lejupvērsto komponentu kādā attālumā no cietās robežas un kādā attālumā lejup pa straumi no robežslāņa priekšējās malas. Šķidruma impulsa transportēšanas ātrums (uzrakstīts uz šķidruma tilpuma vienību) robežslāņa ārējā malā ir (U ( Uho)), kur (U ) ir brīvās plūsmas ātrums. Šķidruma palēnināšanās berzes dēļ ir nedaudz sarežģītāka. Atcerieties 1. nodaļu, kur es ieviesu domu, ka viskozitāti var uzskatīt par šķērsplūsmas difūzijas koeficientu pakārtotajam šķidruma momentam. Saskaņā ar šo ideju robežslānī pakārtotais šķidruma impulss visu laiku izkliedējas pret robežu. (Šķidruma dinamikai patīk teikt, ka robeža ir impulsa izlietne.) Tātad šķērsplūsmas impulsa difūzijas ātrums ir aptuveni vienāds ar ( mu (U / delta) ), kur (U / delta ) neapstrādāti attēlo ātruma gradientu (du / dy ) robežslānī.

Robežslāņa sabiezēšanas ātrumu rupji attēlo impulsa pārvades pakārtotā attiecība, no vienas puses, un impulsa samazināšanās ātrums vietā, ņemot vērā impulsa izkliedi uz robežu, abi šie daudzumi kas atvasināts pēdējā rindkopā:

( frac { text {cross-stream diffusion}} { text {downstream transport}} = frac { mu U / delta} { rho U^{2}} )

(= frac { mu} { rho U delta} )

[= 1 / operatorname {Re} delta label {3.20} ]

Vienādojums ref {3.20} parāda, ka robežslāņa sabiezēšanas ātrums mainās kā Reinoldsa skaitļa apgrieztais, pamatojoties uz robežslāņa biezumu. Tas nozīmē, ka robežslānis lejupvērstā virzienā sabiezē arvien lēnāk, tāpēc plakanās plāksnes robežslāņa karikatūra attēlā ( PageIndex {1} ), robežas slāņa augšdaļā aprakstot līkni, kas ir ieliekts pret plāksni, patiešām ir kvalitatīvi pareizs.

Vienādojums ref {3.20} arī norāda, ka jo lielāks ir Reinoldsa skaitlis, pamatojoties uz vidējo plūsmu un cietā objekta lielumu, uz kura aug robežslānis, jo plānāks ir robežas slānis noteiktā punktā, jo noteiktam ( delta ), ( text {Re} _ { delta} ) ir proporcionāls šim Reinoldsa skaitlim. (Plakanai plāksnei šis Reinoldsa skaitlis ir balstīts uz attālumu no priekšējās malas; sfērai tas visdabiskāk ir balstīts uz sfēras diametru.) Tātad, jo lielāks ir brīvās plūsmas ātrums un jo lielāka sfēra (vai tālāk uz leju) plakana plāksne), un jo mazāka viskozitāte, jo plānāks ir robežslānis.

Visbeidzot, paturiet prātā, ka viss iepriekš minētais attiecas uz lamināru robežslāni-lai gan secinājuma otrā daļa, ka robežslāņa biezums ir proporcionāls kādam Reinoldsa skaitlim, kas noteikts pēc ķermeņa lieluma, ir kvalitatīvs tas attiecas arī uz nemierīgo robežu slāni.

Jums varētu rasties jautājums, cik biezi robežu slāņi patiesībā ir. Par to jūs varat padomāt nākamreiz, kad sēžat loga sēdeklī virs spārna, vairākas jūdzes virs Zemes. Cik biezs ir robežslānis, teiksim, viena metra attālumā no spārna priekšējās malas, ja lidmašīna pārvietojas 500 jūdzes stundā? Pamatojoties uz brīvās plūsmas ātrumu un attālumu no priekšējās malas, ir precīzs risinājums lamināra robežslāņa biezumam atkarībā no Reinoldsa skaitļa ( text {Re} _ {x} ):

[ delta = 4,99 mathrm {Re} _ {x}^{-1 /2} label {3.21} ]

(Vienādojuma ref {3.21} atvasināšana nedaudz pārsniedz šo kursu; skatiet Tritton, 1988, 127. – 129. Lpp., Ja vēlaties turpināt to turpināt.) Pieņemot, ka gaisa temperatūra ir (-50^{ circ } mathrm {C} ) un (35 000 ) pēdu augstumā, gaisa blīvums ir aptuveni (10^{-3} mathrm {g} / mathrm {cm}^{3} ) un viskozitāte ir aptuveni līdzīga (1,5 reizes 10^{-4} ) poise. Aizstājot dažādās vērtības vienādojumā ref {3.21}, mēs atklājam, ka robežslāņa biezums ir dažas milimetru simtdaļas. Robežslānis uz jūsu automašīnas jumta pie (65 mathrm {mph} ) ir daudz biezāks, apmēram par lielumu, jo gaisa ātrums ir daudz lēnāks.

Dažas plūsmas ir "visu robežu slānis"

Piemērs robežslāņa pieaugumam, lai aizpildītu visu plūsmu, ir atvērtā kanāla plūsma, kas tikko parādījusies no slūžām līdzīgas izejas lielas ūdens rezervuāra apakšā (attēls ( PageIndex {5} )). Tieši pie ieplūdes visu plūsmu var uzskatīt par “brīvo plūsmu”. Plūsmai ejot lejup pa kanālu, robežslānis aug augšup plūsmā no apakšas. Ja tiek atstāta novārtā neliela berzes ietekme uz atmosfēru, pie plūsmas augšējās virsmas neveidojas robežslānis. Galu galā augošais robežslānis sasniedz virsmu, un no šī punkta lejtecē upe ir viss robežslānis!

Šādā situācijā robežslāņa attīstība parasti ir pabeigta lejupvērstā kanāla attālumā, kas vienāds ar dažiem desmitiem plūsmas dziļumu. Augštecē robežslāņa augšanas zonā robežslānis ir neviendabīgs, jo katrā posmā tas ir atšķirīgs; lejup pa straumi, pilnībā izveidotas plūsmas zonā, robežas slānis ir vienāds, jo tas izskatās vienādi visos šķērsgriezumos.

Iekšējie robežu slāņi

Visbeidzot, robežslāņos var būt robežslāņi. Šādus robežslāņus sauc iekšējo robežu slāņi. Pieņemsim, ka uz plašas virsmas, kas saskaras ar plūsmu, veidojas biezs robežslānis vai arī robežas slānis jau ir pieaudzis līdz pilnam plūsmas sānu apjomam, piemēram, upē. Jebkurš ierobežots izmēra ciets objekts, kas iegremdēts šajā robežslānī un atrodas vai nu uz robežas, piemēram, kāda veida nelīdzenumi vai izvirzījumi, vai plūsmā, piemēram, daļa no zemūdens struktūras, izraisa cita robežslāņa lokālu attīstību (attēls PageIndex {6} )).


Robežslāņu frakcionēšanas un viendabīgās frakcionēšanas relatīvās lomas bazalta magmas kamerās

Dzesējošā magmas kamerā magnētiskā diferenciācija var notikt, frakcionējot kristālus no magmas ķermeņa galvenās izkausētās daļas (viendabīga frakcionēšana), un sajaucot galveno magmu ar frakcionētu kausējumu, kas iegūts no zemas temperatūras putru zonām (robežslāņa frakcionēšana) . Šajā pētījumā robežslāņa frakcionēšanas un viendabīgās frakcionēšanas relatīvās lomas bazalta magmas ķermeņos tika pārbaudītas, izmantojot uz termodinamiku balstītu masas līdzsvara modeli. Modeļa aprēķini rāda, ka robežslāņu frakcionēšana nevar būt dominējošais frakcionēšanas mehānisms, ja magmas kameras atrodas zemā spiedienā (& lt

50 MPa) vai kad magmas ir mazāk mitrinošas (& lt

1 masas%), piemēram, okeāna vidusdaļas bazalts un iekšējais bazalts, jo kausējuma transportēšana no putru zonām uz galveno magmu ir zema. Tāpēc magmas galvenokārt attīstās, veicot viendabīgu frakcionēšanu. Ja kristāla kausējuma atdalīšana galvenajā magmā nenotiek efektīvi, magma kļūst bagāta ar kristāliem agrīnās magmatiskās evolūcijas stadijās. No otras puses, robežslāņa frakcionēšana var notikt efektīvi, ja magmas ir ūdens nesaturošas (& gt

2 masas%), piemēram, loka bazalta, un magmas kameras atrodas dziļumā (& gt

100 MPa). Tā kā kausējums, kas iegūts no sēņu zonām, ir bagātināts ar sārmiem un H2O, kristalizācija no galvenās magmas tiek nomākta, sajaucoties ar putru kausējumu, kā rezultātā samazinās šķidruma temperatūra. Tāpēc viendabīga frakcionēšana tiek efektīvāk nomākta magmas kamerās, kurās robežas slāņa frakcionēšana ir aktīvāka. Ja magnētiskā diferenciācija notiek galvenokārt ar robežu slāņu frakcionēšanu, tad magmas evolūcijas laikā magmas ilgstoši var palikt bez kristāliem.


Seismiskie viļņu ceļi

Seismiskie viļņi no avota virzās visos virzienos, taču ir ērti iedomāties ceļu, ko izseko viens punkts viļņu frontē, un attēlot šo ceļu kā seismiskais stars (bultiņas, 3.6. attēls).

3.6. Attēls Seismiskie viļņi un seismiskie stari. Seismisko viļņu ceļus var attēlot kā starus. Seismiskie staru ceļi ir saliekti, kad tie nokļūst klinšu slānī ar atšķirīgu seismisko ātrumu. Avots: Karla Panchuk (2018) CC BY 4.0

Kad seismiski viļņi sastopas ar citu iežu slāni, daži no tiem var atlecēt vai atspoguļot, kā 3.6. attēla apakšējā slānī. Bet daži viļņi ceļos pa slāni. Ja jaunajā slānī vilnis pārvietojas ar citu ātrumu, tā ceļš būs saliekts vai lauza, kad tas šķērso jauno slāni. Ja vilnis jaunajā slānī var pārvietoties ātrāk, tas būs nedaudz saliekts pret kontaktu starp diviem slāņiem. 3.6. Attēlā stars var pakāpeniski pārvietoties ātrāk katrā slānī, kad tas iet caur slāņiem, un katru reizi, kad tas šķērso nākamo slāni, tas ir nedaudz saliekts uz augšu. Pretēji notiek, ja vilnis palēninās. Diagrammas labajā pusē vilnis virzās augšup pa lēnākiem un lēnākiem slāņiem. Katru reizi tas ir saliekts prom no ātrākā slāņa, liekot tam virzīties tiešāk uz virsmu.

Seismiskie ātrumi ir lielāki stingrākos slāņos, tāpēc, visumā runājot, tie ātrāk nokļūst dziļāk Zemes iekšienē, jo lielāks spiediens padara slāņus stingrākus. Viņi mēdz iet izliektus ceļus caur Zemi, jo refrakcija liek tiem ceļu, līdz tie tiek atstaroti un atkal vērsti uz augšu, kā parādīts 3.6.


Saturs

Moho iezīmē kompozīcijas pāreju starp Zemes akmeņaino ārējo garozu un plastmasas apvalku. Tūlīt virs Moho primāro seismisko viļņu (P-viļņi) ātrums atbilst ātrumam caur bazaltā (6,7–7,2 km/s), un zemāk tie ir līdzīgi tiem, kas rodas caur peridotītu vai dunītu (7,6–8,6 km/s) . [5] Šis pieaugums par aptuveni 1 km/s atbilst izteiktām materiāla izmaiņām, viļņiem ejot cauri Zemei, un parasti tiek uzskatīts par Zemes garozas apakšējo robežu. [6] Moho raksturo pārejas zona līdz 500 metriem. [7] Senās Moho zonas ir atklātas virs zemes daudzos ofiolītos visā pasaulē. [8]

Horvātu seismoloģe Andrija Mohorovičiča tiek atzīta par pirmo Moho atklāšanu un definēšanu. [9] 1909. gadā viņš pārbaudīja Zagrebas vietējās zemestrīces datus, kad novēroja divas atšķirīgas P un S viļņu kopas, kas izplatījās no zemestrīces fokusa. Mohorovičičs zināja, ka zemestrīču izraisītie viļņi pārvietojas ar ātrumu, kas ir proporcionāls materiāla blīvumam. Šīs informācijas rezultātā viņš izvirzīja teoriju, ka otro viļņu kopu var izraisīt tikai strauja blīvuma pāreja Zemes garozā, kas varētu izskaidrot tik dramatiskas viļņu ātruma izmaiņas. Izmantojot ātruma datus no zemestrīces, viņš spēja aprēķināt, ka Moho dziļums ir aptuveni 54 km, ko apstiprināja turpmākie seismoloģiskie pētījumi. [10]

Moho ir bijusi liela loma ģeoloģijas un zemes zinātnes jomās vairāk nekā gadsimtu. Novērojot Moho refrakcijas raksturu un to, kā tas ietekmē P-viļņu ātrumu, zinātnieki varēja izvirzīt teoriju par zemes sastāvu. Šie agrīnie pētījumi radīja mūsdienu seismoloģiju. [10]

Sešdesmito gadu sākumā projekts Mohole bija mēģinājums urbt Moho no dziļjūras reģioniem. [11] Pēc sākotnējiem panākumiem dziļjūras urbumu izveidē projekts cieta no politiskās un zinātniskās opozīcijas, nepareizas pārvaldības un izmaksu pārsniegšanas, un tas tika atcelts 1966. gadā. [12]

Nepārtrauktības sasniegšana, veicot urbumus, joprojām ir svarīgs zinātnisks mērķis. Padomju zinātnieki Kolas superdziļajā urbumā šo mērķi īstenoja no 1970. līdz 1992. gadam. Pirms projekta atmešanas viņi sasniedza 12 260 metru (40 220 pēdu) dziļumu, kas ir pasaules dziļākā bedre. [13] Vienā priekšlikumā ir aplūkota ar akmeņiem kušanas radionuklīdu darbināta kapsula ar smagu volframa adatu, kas var virzīties līdz Moho pārtraukumam un izpētīt Zemes iekšpusi tās tuvumā un augšējā apvalkā. [14] Japānas projekta Chikyu Hakken ("Zemes atklāšana") mērķis ir arī izpētīt šajā vispārējā teritorijā ar urbšanas kuģi, Čikju, kas izveidota integrētai okeāna urbšanas programmai (IODP).

Plāni paredzēja urbjkuģi JOIDES izšķirtspēja 2015. gada beigās izbraukt no Kolombo Šrilankā un doties uz Atlantis Bank - daudzsološu vietu Indijas okeāna dienvidrietumos Indijas dienvidrietumu grēdā, lai mēģinātu urbt sākotnējo urbumu aptuveni 1,5 kilometru dziļumā. [15] Mēģinājums pat nesasniedza 1,3 km, bet pētnieki cer turpināt izmeklēšanu vēlāk. [16]


3.6. Robežu slāņi - ģeozinātnes

Lai gan šī robežslāņa parametrizācija nodrošina tikai zemas pakāpes robežslāņa ietekmes uz brīvo atmosfēras plūsmu attēlojumu, tā kā vērtīga pētniecības līdzekļa lietderība nav mazinājusies. Iemesls ir tas, ka to ir vienkārši īstenot, un fundamentālas attiecības starp berzes piespiedu sekundāro cirkulāciju un brīvo atmosfēras dinamiku var atklāt ar salīdzinoši nelielu piepūli. Šī saruna apraksta Ekmana robežslāņa ietekmi uz trim dažādiem frontoģenēzes modeļiem. 1) Semigeostrofiska frontoģenēze horizontālā deformācijas plūsmā un 2) vertikālā bīdes plūsmā (Eady modelis), un 3) frontoģenēze, ko izraisa nelīdzsvarots sākotnējais stāvoklis. Ietekme uz frontoģenēzi katrā gadījumā tiks aprakstīta.

1) Saplūstošs horizontālais ātruma lauks palielina termisko gradientu visā priekšpusē, bet Ekmana slāņa ietekme ir fronolītiska. Pēdējais efekts modelī parādās kā horizontāla plūsmas plūsma. Ierobežotu frontālo platumu var realizēt, ja frontālais gradients un deformācijas plūsma ir salīdzinoši vāja un kad berze ir salīdzinoši liela (Twigg and Bannon, 1998).

2) Slikta nestabilitāte semigeostrofiskā modelī rada temperatūru un ātruma pārtraukumu ierobežotā laikā (Hoskins un Bretherton, 1972). Ekmana slāņa iekļaušana ir fronolītiska, bet priekšpuse galu galā kļūs pārtraukta. Frontoģenēzi pastiprina saplūstošā frontālā plūsma, kuras intensitāte palielinās līdz ar frontoģenēzi. Ekmana berze maina fāžu saistību starp augšējo un apakšējo baroklinisko viļņu traucējumiem, līdzīgi nestabilo augšanas ātrumu, un krustveida priekšējās cirkulācijas intensitāte samazinās, bet nepietiek, lai novērstu frontālās pārtraukuma veidošanos.

3) Sākotnējais stāvoklis sastāv no nelīdzsvarota horizontāla temperatūras gradienta un bez kustības. Laikā t> 0 frontoģenēze notiek ar siltāku gaisu, kas atrodas virs aukstāka gaisa (Blumen, 2000). No laika atkarīgs Ekmana slānis ātri griežas uz augšu, bet salīdzinoši maz ietekmē tikpat straujo frontoģenēzi. Berzes dēļ piespiedu iekšējā cirkulācija tomēr radīs frontoģenēzi anticiklonālā plūsmā, kur notiek pazemināšanās robežslānī.

Katrs frontoģenēzes modelis reaģē atšķirīgi uz vienu un to pašu robežslāņa parametrizāciju. Citas robežslāņa parametrizācijas, kuras var izmantot skaitliskā modeļa prognozēs un simulācijās, ir rūpīgi jāpārbauda, ​​lai pārliecinātos, ka modeļa reakcija ir fiziski realizējama katrā gadījumā.


Saturs

Galvenie un lielākie katalogizētie laika sadalījumi tiek saukti par periodiem mūžības. Pirmais laikmets bija Hadeans, kas sākās ar Zemes veidošanos un ilga vairāk nekā 600 miljonus gadu līdz Arhejas laikmetam, kad Zeme bija pietiekami atdzisusi, lai varētu parādīties kontinenti un agrāka zināmā dzīvība. Pēc apmēram 2,5 miljardiem gadu atmosfērā sāka parādīties skābeklis, ko radīja fotosintēzes vienšūnas organismi, kas iezīmē proterozoja laikmeta sākumu. Visbeidzot, Phanerozoic eon aptver 541 miljonu gadu daudzveidīgu daudzšūnu dzīves pārpilnību, sākot ar cieto dzīvnieku čaumalu parādīšanos fosilajā ierakstā un turpinot līdz mūsdienām.

Eoni ir sadalīti laikmetos, kas savukārt ir sadalīti periodos, laikmetos un laikmetos.

Pirmos trīs mūžus (t.i., katru eonu, izņemot fanerozoiku) var kopā saukt par pirmskambriju. supereons. Tas ir par Kambrijas sprādziena nozīmi-daudzšūnu dzīvības formu milzīgu dažādošanu, kas notika kambrīna periodā, kad sākās Fanerozoic.

Sekojošie pieci laika grafiki parāda ģeoloģisko laika skalu. Pirmais parāda visu laiku no Zemes veidošanās līdz mūsdienām, bet tas dod maz vietas jaunākajam laikmetam. Tāpēc otrajā laika skalā ir parādīts jaunākā laika posma paplašināts skats. Līdzīgā veidā jaunākais laikmets tiek paplašināts trešajā laika skalā, pēdējais periods tiek paplašināts ceturtajā laika skalā, un pēdējais laikmets tiek paplašināts piektajā laika skalā.

Atbilstoši laikmetiem, laikmetiem, periodiem, laikmetiem un laikmetiem termini "eonotēma", "eratēma", "sistēma", "sērija", "stadija" tiek lietoti, lai apzīmētu iežu slāņus, kas pieder pie šiem ģeoloģiskā laika posmiem. Zemes vēsturē.

Ģeologi šīs vienības kvalificē kā "agrīnu", "vidēju" un "vēlu", atsaucoties uz laiku, un "zemāku", "vidēju" un "augšēju", atsaucoties uz atbilstošajiem iežiem. Piemēram, apakšējā juras perioda sērija hronostratigrāfijā atbilst agrīnajam juras laikmetam ģeohronoloģijā. [2] Īpašības vārdi tiek rakstīti ar lielo burtu, ja apakšiedalījums ir oficiāli atzīts, un mazie burti, ja tie nav "agrīnais miocēns", bet gan "agrīnais juras laikmets".

Radiometriskās iepazīšanās pierādījumi liecina, ka Zeme ir aptuveni 4,54 miljardus gadu veca. [3] [4] Ģeoloģija vai dziļš laiks Zemes pagātne ir sakārtota dažādās vienībās atbilstoši notikumiem, kas, domājams, ir notikuši. Dažādus GTS laika posmus parasti raksturo atbilstošas ​​izmaiņas slāņu sastāvā, kas norāda uz lieliem ģeoloģiskiem vai paleontoloģiskiem notikumiem, piemēram, masveida izmiršanu. Piemēram, robežu starp krīta periodu un paleogēna periodu nosaka krīta-paleogēna izmiršanas notikums, kas iezīmēja dinozauru, kas nav putni, kā arī daudzu citu dzīves grupu izzušanu. Vecākus laika posmus, kas bija pirms ticamā fosilā ieraksta (pirms proterozoja laikmeta), nosaka to absolūtais vecums.

Ģeoloģiskās vienības no viena laika, bet dažādās pasaules daļās bieži vien nav līdzīgas un satur dažādas fosilijas, tāpēc vienam un tam pašam laika posmam vēsturiski tika doti dažādi nosaukumi dažādās vietās. Piemēram, Ziemeļamerikā lejaskambriānu sauc par Waucoban sēriju, kas pēc tam tiek sadalīta zonās, pamatojoties uz trilobītu pēctecību. Austrumāzijā un Sibīrijā viena un tā pati vienība ir sadalīta Alexian, Atdabanian un Botomian posmos. Starptautiskās stratigrāfijas komisijas darba galvenais aspekts ir saskaņot šo pretrunīgo terminoloģiju un definēt universālus apvāršņus, kurus var izmantot visā pasaulē. [5]

Dažām citām Saules sistēmas planētām un pavadoņiem ir pietiekami stingras struktūras, lai saglabātu ierakstus par savu vēsturi, piemēram, Venēra, Marss un Zemes Mēness. Pārsvarā šķidras planētas, piemēram, gāzes milži, salīdzinoši nesaglabā savu vēsturi. Izņemot vēlo smago bombardēšanu, notikumiem uz citām planētām, iespējams, bija maza tieša ietekme uz Zemi, un notikumiem uz Zemes bija attiecīgi maza ietekme uz šīm planētām. Tāpēc planētas saistoša laika skala veidošanai ir tikai ierobežota nozīme Zemes laika skalā, izņemot Saules sistēmas kontekstā. Vēlās smagās bombardēšanas esamība, laiks un zemes ietekme joprojām ir diskusiju jautājums. [a]

Agrīnā vēsture Rediģēt

Senajā Grieķijā Aristotelis (384. – 322. G. P.m.ē.) novēroja, ka jūras gliemežvāku fosilijas klintīs ir līdzīgas pludmalēs sastopamajām - viņš secināja, ka akmeņos esošās fosilijas veidoja organismi, un viņš uzskatīja, ka zemes un jūras stāvoklis ilgstoši ir mainījies laika periodiem. Leonardo da Vinči (1452–1519) piekrita Aristoteļa interpretācijai, ka fosilijas attēlo senās dzīves paliekas. [6]

11. gadsimta persiešu polihoma Avicenna (Ibn Sina, mirusi 1037) un 13. gadsimta dominikāņu bīskaps Albertus Magnus (miris 1280. gadā) paplašināja Aristoteļa skaidrojumu pārakmeņojoša šķidruma teorijā. [7] Avicenna arī vispirms ierosināja vienu no ģeoloģisko laika skalu pamatā esošajiem principiem - slāņu pārklāšanās likumu, vienlaikus apspriežot kalnu izcelsmi Dziedināšanas grāmata (1027). [8] Ķīniešu dabaszinātnieks Šens Kuo (1031–1095) arī atzina jēdzienu “dziļais laiks”. [9]

Primāro principu noteikšana Rediģēt

17. gadsimta beigās Nikolass Steno (1638–1686) izteica ģeoloģisko (ģeoloģisko) laika skalu pamatā esošos principus. Steno apgalvoja, ka iežu slāņi (vai slāņi) tika likti pēc kārtas un ka katrs no tiem ir laika šķēle. Viņš arī formulēja superpozīcijas likumu, kas nosaka, ka jebkurš slānis, iespējams, ir vecāks par tiem, kas atrodas virs tā, un jaunāks par tiem, kas atrodas zemāk. Lai gan Steno principi bija vienkārši, to piemērošana izrādījās izaicinoša. Steno idejas arī noved pie citiem svarīgiem jēdzieniem, ko šodien izmanto ģeologi, piemēram, relatīvā iepazīšanās. Gadsimta gaitā ģeologi saprata, ka:

  1. Slāņu secības pēc nogulsnēšanās bieži kļūst grauztas, deformētas, sasvērtas vai pat apgrieztas
  2. Stratām, kas noteiktas vienlaikus dažādās jomās, varētu būt pilnīgi atšķirīgs izskats
  3. Jebkuras teritorijas slāņi pārstāvēja tikai daļu no Zemes senās vēstures

Šajā laikā populārās neptunistiskās teorijas (Ābrahama Vernera (1749–1817) skaidrojums 18. gadsimta beigās) ierosināja, ka visas klintis izgājušas no viena milzīga plūdiem. Liela domāšanas maiņa notika, kad Džeimss Hatons prezentēja savu Zemes teorija vai likumu izpēte, kas novērojama zemes veidošanā, sadalīšanā un atjaunošanā [10] pirms Edinburgas Karaliskās biedrības 1785. gada martā un aprīlī. Džons Makfī apgalvo, ka "kā lietas parādās no 20. gadsimta perspektīvas, Džeimss Hatons šajos lasījumos kļuva par mūsdienu ģeoloģijas pamatlicēju". [11]: 95–100 Huttons ierosināja, ka Zemes iekšpuse ir karsta un ka šis siltums ir dzinējspēks, kas radīja jaunu iežu veidošanos: zemi grauza gaiss un ūdens un nogulsnējās kā slāņi jūras siltumā, un pēc tam konsolidēja nogulsnes akmenī un pacēla to jaunās zemēs. Šī teorija, kas pazīstama kā "plūtonisms", bija pretstatā "neptunistiskajai" plūdu teorijai.

Ģeoloģiskās laika skalas formulēšana Rediģēt

Pirmie nopietnie mēģinājumi formulēt ģeoloģisko laika skalu, ko varētu izmantot jebkur uz Zemes, tika veikti 18. gadsimta beigās. Visietekmīgākais no šiem agrīnajiem mēģinājumiem (cita starpā to atbalstīja Verners) sadalīja Zemes garozas klintis četros veidos: primārais, sekundārais, terciārais un kvartārais. Katrs iežu veids, saskaņā ar teoriju, izveidojās noteiktā Zemes vēstures periodā. Tādējādi bija iespējams runāt par "terciāro periodu", kā arī par "terciārajiem iežiem". Patiešām, "terciārais" (tagad paleogēns un neogēns) tika izmantots kā ģeoloģiskā perioda nosaukums vēl 20. gadsimtā, un "kvartārs" joprojām tiek oficiāli lietots kā pašreizējā perioda nosaukums.

Slāņu identificēšana pēc tajās esošajām fosilijām, kuru aizsācēji bija Viljams Smits, Žoržs Kuvjē, Žans d'Omalijs d'Hallojs un Aleksandrs Brongnārts 19. gadsimta sākumā, ļāva ģeologiem precīzāk sadalīt Zemes vēsturi. Tas arī ļāva viņiem korelēt slāņus pāri valsts (vai pat kontinentālajām) robežām. Ja divos slāņos (lai arī cik tālu tie būtu telpā vai atšķirīgi pēc sastāva) būtu vienas un tās pašas fosilijas, tad būtu liela iespēja, ka tās būtu noliktas vienlaicīgi. Detalizēti pētījumi par Eiropas slāņiem un fosilijām laikā no 1820. līdz 1850. gadam radīja mūsdienās joprojām izmantoto ģeoloģisko periodu secību.

Ģeoloģisko periodu, laikmetu un laikmetu nosaukumi Rediģēt

Sākotnējā ģeoloģiskā laika skalas izstrādes darbā dominēja britu ģeologi, un ģeoloģisko periodu nosaukumi atspoguļo šo dominējošo stāvokli. "Kembrijs" (Velsas klasiskais nosaukums) un "Ordovicietis" un "Silūrietis", kas nosaukti pēc senajām velsiešu ciltīm, bija periodi, kas definēti, izmantojot Velsas stratigrāfiskās secības. [11]: 113–114 "Devons" tika nosaukts Anglijas grāfistes Devonas vārdā, un nosaukums "Carboniferous" bija "Ogļu pasākumu" - seno britu ģeologu termina, kas apzīmē vienu un to pašu slāņu kopu, adaptācija. "Permietis" tika nosaukts pēc Permas reģiona Krievijā, jo to, izmantojot slāņus šajā reģionā, definēja skotu ģeologs Roderiks Mērčisons. Tomēr dažus periodus noteica citu valstu ģeologi. "Triāzi" 1834. gadā nosauca vācu ģeologs Frīdrihs Fon Alberti no trim atšķirīgajiem slāņiem (latīņu valodā trias nozīmē triāde) - sarkanas gultas ar krītu, kam seko melnie slānekļi - kas sastopamas visā Vācijā un Ziemeļrietumeiropā, sauktas par “Trias”. "Jurassic" franču ģeologs Aleksandrs Brongnārts nosauca par Jura kalnu plašo jūras kaļķakmens iedarbību. "Krīts" (no latīņu valodas kreta meaning ‘chalk’) as a separate period was first defined by Belgian geologist Jean d'Omalius d'Halloy in 1822, using strata in the Paris basin [12] and named for the extensive beds of chalk (calcium carbonate deposited by the shells of marine invertebrates) found in Western Europe.

British geologists were also responsible for the grouping of periods into eras and the subdivision of the Tertiary and Quaternary periods into epochs. In 1841 John Phillips published the first global geologic time scale based on the types of fossils found in each era. Phillips' scale helped standardize the use of terms like Paleozoja ("old life"), which he extended to cover a larger period than it had in previous usage, and Mezozoja ("middle life"), which he invented. [13]

Dating of time scales Edit

When William Smith and Sir Charles Lyell first recognized that rock strata represented successive time periods, time scales could be estimated only very imprecisely since estimates of rates of change were uncertain. While creationists had been proposing dates of around six or seven thousand years for the age of Earth based on the Bible, early geologists were suggesting millions of years for geologic periods, and some were even suggesting a virtually infinite age for Earth. [ nepieciešams citāts ] Geologists and paleontologists constructed the geologic table based on the relative positions of different strata and fossils, and estimated the time scales based on studying rates of various kinds of weathering, erosion, sedimentation, and lithification. Until the discovery of radioactivity in 1896 and the development of its geological applications through radiometric dating during the first half of the 20th century, the ages of various rock strata and the age of Earth were the subject of considerable debate.

The first geologic time scale that included absolute dates was published in 1913 by the British geologist Arthur Holmes. [14] He greatly furthered the newly created discipline of geochronology and published the world-renowned book The Age of the Earth in which he estimated Earth's age to be at least 1.6 billion years. [15]

In 1977, the Global Commission on Stratigraphy (now the International Commission on Stratigraphy) began to define global references known as GSSP (Global Boundary Stratotype Sections and Points) for geologic periods and faunal stages. The commission's work is described in the 2012 geologic time scale of Gradstein et al. [16] A UML model for how the timescale is structured, relating it to the GSSP, is also available. [17]

The Anthropocene Edit

Popular culture and a growing number of scientists use the term "Anthropocene" informally to label the current epoch in which we are living. [18] The term was coined by Paul Crutzen and Eugene Stoermer in 2000 to describe the current time in which humans have had an enormous impact on the environment. It has evolved to describe an "epoch" starting some time in the past and on the whole defined by anthropogenic carbon emissions and production and consumption of plastic goods that are left in the ground. [19]

Critics of this term say that the term should not be used because it is difficult, if not nearly impossible, to define a specific time when humans started influencing the rock strata – defining the start of an epoch. [20] Others say that humans have not even started to leave their biggest impact on Earth, and therefore the Anthropocene has not even started yet.

The ICS has not officially approved the term as of September 2015 [update] . [21] The Anthropocene Working Group met in Oslo in April 2016 to consolidate evidence supporting the argument for the Anthropocene as a true geologic epoch. [21] Evidence was evaluated and the group voted to recommend "Anthropocene" as the new geological age in August 2016. [22] Should the International Commission on Stratigraphy approve the recommendation, the proposal to adopt the term will have to be ratified by the International Union of Geological Sciences before its formal adoption as part of the geologic time scale. [23]

The following table summarizes the major events and characteristics of the periods of time making up the geologic time scale. This table is arranged with the most recent geologic periods at the top, and the oldest at the bottom. The height of each table entry does not correspond to the duration of each subdivision of time.

The content of the table is based on the current official geologic time scale of the International Commission on Stratigraphy (ICS), [1] with the epoch names altered to the early/late format from lower/upper as recommended by the ICS when dealing with chronostratigraphy. [2]

The ICS now provides an online, interactive version of this chart too, https://stratigraphy.org/timescale/, based on a service delivering a machine-readable Resource Description Framework/Web Ontology Language representation of the timescale, which is available through the Commission for the Management and Application of Geoscience Information GeoSciML project as a service [24] and at a SPARQL end-point. [25] [26]

This is not to scale, and even though the Phanerozoic eon looks longer than the rest, it merely spans 500 million years, whilst the previous three eons (or the Precambrian supereon) collectively span over 3.5 billion years. This discrepancy is caused by the lack of action in the first three eons (or supereon) compared to the current eon (the Phanerozoic). [ disputed – discuss ]


3.5 Sediment accumulation

The sediment accumulation process in GPM™ is designed to generate an arbitrary amount of sediment representing the artificial vertical thickness of a lithology as interpreted in a well or outcrop data (Daniel Tetzlaff, personal communication, February 2021). The areal input rates for each sediment type (coarse-grained, fine-grained sediments) use the value of the map surface at each cell in the model and multiply it by a value from a unitless curve at each time step in the simulation to estimate the thickness of sediments accumulated or eroded from a cell in the model. Sediment accumulation in the GPM™ software requires other processes such as steady flow and diffusion to account for sediment transport (sediment entering or leaving a cell) before a deposition yr −1 ( mm yr −1 ) function to artificially produce the height of sediment deposited per cell. The accumulation of sediments in GPM™ is expressed as

kur AT is the total sediment accumulated in a cell over a period, S is the sediment type, Mv is the map value of sediment in each cell, and SC is the sediment supply curve as a function of topographic elevation.


The cusp and the cleft/boundary layer: Low-altitude identification and statistical local time variation

Particles of roughly magnetosheath energies precipitate at low altitudes throughout the dayside, in a band referred to as the cusp or cleft. Recently it has been suggested that the cusp proper is a more limited region of the cleft localized near noon, although the criteria for distinguishing between the two regions have been unclear. An investigation into the distinction between the low-altitude cusp and the cleft (with the latter herein identified as the ionospheric signature of the low-latitude boundary layer (LLBL)) was performed on both a statistical and a case study basis. One year of DMSP F7 electron and ion data, comprising in all 5609 individual dayside passes, was employed. It was found that the average energy of precipitating particles allows for a clear morphological distinction between the cusp proper and the cleft/LLBL. Often both regions are observed on a given pass at the same MLT, each with its own characteristic properties. The probability of observing the cusp was found to be sharply peaked at 1200 MLT, while the probability of observing the cleft/LLBL was near unity away from noon and had a minimum at noon. The cusp was found to be 0.8°–1.1° magnetic latitude (MLAT) thick essentially independent of MLT, whereas the cleft was thinnest at noon and widened rapidly at local times away from noon. The ion number flux in the cusp was statistically 3.6 times higher than in the cleft. The peak flux within the cusp was located on average closer to the equatorward than to the poleward boundary. Yearly average composite spectrograms of precipitation in the two regions as a function of local time show that the properties of the cusp change comparatively little with local time, but that the peak ion energy flux in the cleft increases smoothly from roughly magnetosheath values close to noon to about plasma sheet boundary layer values near 0600 MLT.


Anotācija

The Antarctic Peninsula’s Pacific margin is one of the best studied sectors of the Antarctic continental margin. Since the 1990s, several research cruises have targeted the continental rise with geophysical surveys, conventional coring and deep-sea drilling. The previous studies highlighted the potential of large sediment drifts on the rise as high-resolution palaeoenvironmental archives. However, these studies also suffered from chronological difficulties arising from the lack of calcareous microfossils, with initial results from geomagnetic relative palaeointensity (RPI) dating promising a possible solution.

This paper presents data from new sediment cores recovered on cruise JR298 from seven continental rise sites west of the Antarctic Peninsula and in the Bellingshausen Sea with the objectives to (i) seek calcareous foraminifera, especially at shallow drift sites, to constrain RPI-based age models, and (ii) investigate the depositional history at these locations. We present the results of chronological and multi-proxy analyses on these cores and two cores previously collected from the study area. We establish new age models for the JR298 records and compare them with published RPI-based age models. In addition, we evaluate the reliability of different palaeoproductivity proxies and infer depositional processes.

Planktic foraminifera are present in various core intervals. Although their stable oxygen isotope (δ 18 O) ratios, tephrochronological constraints and glacial-interglacial changes in sediment composition provide age models largely consistent with the RPI chronologies, we also observe distinct differences, predominantly in the Bellingshausen Sea cores. Enrichments of solid-phase manganese together with evidence for “burn-down” of organic carbon in late glacial and peak interglacial sediments document non-steady-state diagenesis that may have altered magnetic mineralogy and, thus, RPI proxies. This process may explain discrepancies between RPI-based age models and those derived from δ 18 O data combined with tephrochronology. The data also indicate that organic carbon is a much less reliable productivity proxy than biogenic barium or organically-associated bromine in the investigated sediments.

In agreement with previous studies, sediment facies indicate a strong control of deposition on the rise by bottom currents that interacted with detritus supplied by meltwater plumes, gravitational down-slope transport processes and pelagic settling of iceberg-rafted debris (IRD) and planktic microfossils. Bottom-current velocities underwent only minor changes over glacial-interglacial cycles at the drift crests, with down-slope deposition only rarely affecting these shallow locations. Maximum concentrations of coarse IRD at the seafloor surfaces of the shallow sites result predominantly from upward pumping caused by extensive bioturbation. This process has to be taken into account when past changes in IRD deposition are inferred from quantifying clasts >1 mm in size.


3.6 Impact on the nitrate radical ( NO3 )

3 radicals are the predominant night-time oxidant and play a similar role to OH during the daytime in the degradation of atmospheric constituents (Wayne et al., 1991). Iodine compounds interact with NO3 , mainly through the primary emissions of inorganic iodine compounds by the oxidation of chemicals such as I2 and HOI (Saiz-Lopez et al., 2016). Figure 10 shows the geographical distribution of NO3 across the selected domain during the three seasons, for the HAL scenario, along with the absolute and percentage difference between the HAL and BASE scenarios. As expected, much higher concentrations of NO3 are observed over the Indian subcontinent as compared to the surrounding ocean MBL, with NO3 mixing ratios peaking over 40 pptv in the subcontinent as compared to mixing ratios less than 5 pptv in the MBL surrounding the Indian subcontinent. A sharp decrease is observed from the coast to the open-ocean environment, which is expected considering that the main sources of NO3 are on the subcontinent and NO3 has a short lifetime due to its high reactivity. The seasonal variation is the same as O3 , with peak values observed over the Indian subcontinent over the month of April, followed by January. The monsoon month of July displays the lowest concentrations due to efficient removal of NOx and O3 due to wet deposition. Elevated values up to 15 pptv are also observed along the shipping lanes due to the conversion of ship-emitted NOx into NO3 during the night-time. The lowest values are observed during the monsoon period, similarly to O3 , when cleaner oceanic air is observed over the domain (Table 2). If only the MBL, where lower concentrations of NOx are observed, is considered, the mean NO3 mixing ratios are much lower (Table 2).

Figure 10d–f show the absolute difference in NO3 over the model domain. During the months of January and April, a significant reduction of up to − 1.5 pptv is observed in the MBL. During January, a reduction is observed in the Bay of Bengal as well as the Arabian Sea, but in April the reduction in NO3 is largely observed in the Arabian Sea. This correlates well with the IO distribution, which also shows more iodine activity in the Arabian Sea during April. A reduction in NO3 is also visible over the Indian subcontinent and like O3 shows that the effects of iodine chemistry are not just limited to the MBL. Indeed, there are pockets of an increase in NO3 observed over the subcontinent. During July, negligible difference is observed between the HAL and BASE case, with a decrease of less than 0.5 pptv seen across the MBL. However, during the same period, an increase of up to 1.5 pptv can be seen over the NOx hotspots over the Indian subcontinent. Decreases of up to − 1.5 pptv are also observed along the shipping lanes, showing the strong interaction between iodine and NOx chemistry. Over the whole domain, the inclusion of iodine chemistry results in a mean decrease of about ∼ − 0.4 pptv , which is slightly higher when a mean is taken only for the MBL (Table 2). The absolute change in NO3 is even higher, with NO3 values changing by an average of 0.5 pptv across the whole domain in July (Table S1). This value is however lower than the effect of all the halogens, as shown by Li et al. (2019) in Europe, where halogens significantly reduced the concentrations of NO3 by as much as 20 pptv .

Figure 10g–i show the percentage change in NO3 between the BASE and HAL scenarios. As much as a 50 % reduction in the NO3 concentrations is observed in the MBL when iodine chemistry is included, with the largest differences observed in the Arabian Sea, close to the Indian subcontinent, further west closer to the Equator, and in the Bay of Bengal. For most of the other domain, the change in NO3 is < 20 %. Over the Indian subcontinent, the relative change in NO3 is small due to larger absolute concentrations, and in some places a small increase ( < 5 %) is predicted, especially in July, when iodine chemistry is not highly active. The relative change in the shipping lanes is smaller than the surrounding areas due to the higher relative concentrations of NO3 along the tracks ( < 20 %). On average, the inclusion of iodine chemistry can cause an almost 10 % change in the NO3 concentrations across the MBL in January, with smaller changes of ∼ 4.5 % observed during July, when the IO concentrations are lower (Table S1).

In this study, we used the WRF-Chem regional model to quantify the impacts of the observed levels of iodine on the chemical composition of the MBL over the northern Indian Ocean. The model was validated with observations from two cruises during the winter season. The model results show that the IO concentrations are greatly underestimated if only organic iodine compound emissions are considered in the model. This reaffirms that emissions of inorganic species resulting from the deposition of ozone on the sea surface are needed to reproduce the observed levels of IO. However, the current parameterizations overestimate the concentrations, which could be because of a combination of modelling uncertainties and the HOI and I2 flux parameterization not being directly applicable to this region. This agrees with previous reports in the Indian Ocean questioning the current parameterizations and highlights the need for direct HOI and I2 flux observations. For a reasonable match with cruise-based observations, the inorganic emissions had to be reduced by 40 %. The simulations after this reduction in flux show a strong seasonal variation, with lower iodine concentrations predicted when cleaner air is found over the Indian subcontinent due to flushing by remote oceanic air masses during the monsoon season, but higher iodine concentrations are predicted during the winter period, when polluted air from the Indian subcontinent increases the ozone concentrations in the MBL. A large regional variation is observed in the IO distribution and also in the impacts of iodine chemistry. Iodine-catalysed reactions can lead to significant regional changes, with peaks of 25 % destruction in O3 , altering the NOx concentrations by up to 50 %, increasing the OH concentration by as much as 15 %, reducing the HO2 concentration by as much as 25 %, and causing a change of up to 50 % in the nitrate radical ( NO3 ). When averaged across the whole domain, the differences are smaller, although still significant. For example, the average change in OH across the whole domain reduces the methane lifetime by ∼ 3 % in the MBL, showing the impact of iodine on the oxidation capacity. Most of the large relative changes are observed in the open-ocean MBL, but iodine chemistry also affects the chemical composition in the coastal environment and over the Indian subcontinent. Indeed, in some instances an increase in O3 concentrations is predicted over the subcontinent, showing the non-linear effects. These model results highlight the importance of iodine chemistry in the northern Indian Ocean and suggest that it needs to be included in future studies for improved accuracy in modelling the chemical composition in this region.


Skatīties video: Pasiruošk chemijos egzaminui organinių junginių klasės, sandara, savybės ir taikymas (Septembris 2021).