Više

3.6: Granični slojevi - geoznanosti


Uvod

A granični sloj je zona strujanja u neposrednoj blizini čvrste površine ili granice u kojoj na kretanje fluida utječe otpor trenja koji vrši granica. Uslov protiv klizanja zahteva da brzina fluida u direktnom dodiru sa granicom čvrstog tela bude potpuno ista kao i brzina granice; granični sloj je područje fluida uz granicu preko koje se kreće brzina ocjenjivanja fluida od granice do brzine neoštećenog dijela toka (često se naziva besplatni tok) na određenoj udaljenosti od granice.

Vjerojatno najjednostavniji primjer graničnog sloja je onaj koji se razvija na obje površine stacionarne ravne ploče koja je paralelna s jednoličnom slobodnom strujom fluida (slika ( PageIndex {1} )). Neposredno nizvodno od prednje ivice ploče granični sloj je vrlo tanak, a smicanje koje je potrebno prijelazom s nulte brzine na brzinu slobodnog toka komprimirano je u tanku zonu snažnog smicanja, pa se posmično naprezanje na površini ploča je velika (usp. jednadžba 1.3.6). Dalje uz ploču granični sloj je deblji, jer je kretanje veće debljine fluida usporavano utjecajem trenja ploče, u obliku posmičnih naprezanja koja se iz sloja u sloj nalaze u tekućini; smicanje je stoga slabije, a posmično naprezanje na površini ploče manje.

Granični slojevi razvijaju se na objektima bilo kojeg oblika uronjenim u tekućinu koja se kreće u odnosu na objekt: ravne ploče, kako je gore objašnjeno, krila aviona i drugi pojednostavljeni oblici, te tupa ili tupa tijela poput sfera ili cilindara ili čestica taloga. Granični slojevi se također razvijaju uz vanjske granice toka: zidove cijevi i kanala, korita i dna kanala, okeansko dno i površinu kopna pod pokretnom atmosferom. U svakom slučaju granični sloj mora negdje započeti, kao na prednjoj površini ili prednjoj ivici tijela uronjenog u tok ili na uzvodnom kraju bilo koje čvrste granice toka. U svakom slučaju raste ili se širi nizvodno, sve dok tok ne prođe pored tijela (posmično kretanje nastalo u graničnom sloju tada se degradira viskoznim silama), ili dok ne susretne drugi granični sloj koji raste s neke druge površine, ili dok ne dospije do slobodne površine ili dok se ne spriječi daljnje zgušnjavanje susretanjem sa stabilno slojevitim slojem medija-gustoće-što je uobičajeno u atmosferi i dubokom oceanu.

Laminarski granični slojevi i turbulentni granični slojevi

Strujanje u graničnim slojevima može biti laminarno ili turbulentno. Granični sloj koji se razvija iz vodećeg dijela objekta uronjenog u slobodni tok ili na vrhu kanala ili kanala obično počinje kao laminarni tok, ali ako ima priliku rasti na dovoljno dugoj udaljenosti duž granice naglo postaje turbulentno. Na primjeru graničnog sloja ravne ploče (slika ( PageIndex {2} )) možemo definirati Reynoldsov broj ( text {Re} _ { delta} = rho U delta/ mu ) na osnovu brzine slobodnog toka (U ) i debljine graničnog sloja ( delta ); baš kao i u toku u cijevi, o čemu smo govorili u prethodnom odjeljku, nakon određene kritične vrijednosti ( text {Re} _ { delta} ), laminarni granični sloj je potencijalno nestabilan i može postati turbulentan. Ako u slobodnom toku nema velikih turbulentnih vrtloga, laminarni granični sloj može opstati do vrlo visokih Reynoldsovih brojeva; ako je slobodni tok sam po sebi turbulentan, ili ako je čvrsta granična površina vrlo hrapava, granični sloj može postati turbulentan na vrlo kratkoj udaljenosti nizvodno od prednje ivice. Turbulencija u obliku malih pjega razvija se na određenim mjestima u laminarnom graničnom sloju, brzo se širi i uskoro zahvaća cijeli granični sloj.

Nakon što granični sloj postane turbulentan, on se brže zgušnjava, jer se tekućina iz slobodnog toka ugrađuje u granični sloj na vanjskom rubu na isti način na koji je čist zrak inkorporiran u turbulentni pramen dima (slika ( PageIndex {3 } )). Taj je učinak dodatak i jednako važan kao i učinak uključivanja nove tekućine u granični sloj samo lokalnim djelovanjem trenja - što je samo način na koji se laminarni granični sloj može zadebljati. Ali debljina čak i turbulentnog graničnog sloja raste prilično sporo u odnosu na nizvodnu udaljenost; kut između prosječnog položaja vanjskog ruba graničnog sloja i same granice nije veliki, obično nešto poput nekoliko stupnjeva.

Budi se

U situacijama kada tok prolazi sve do nekog objekta konačne veličine okruženog strujanjem, granični sloj nema priliku da se razvije izvan blizine samog tijela (Slika ( PageIndex {4} )). Nizvodno od objekta, fluid koji je usporen u graničnom sloju postepeno se ubrzava slobodnim tokom, sve dok daleko nizvodno profil brzine u slobodnom toku više ne pokazuje nikakve dokaze o prisutnosti objekta uzvodno. Zona usporene i često turbulentne tekućine nizvodno od objekta naziva se probudi se.

Koliko su granični slojevi debeli?

Obično se misli da je granični sloj tanak u odnosu na razmjere tijela na kojem se razvija. To vrijedi za visoke Reynoldsove brojeve, ali nije istina za niske Reynoldsove brojeve. Ovdje ću vam pokazati, prilično jednostavnim rezonovanjem, da debljina graničnog sloja varira obrnuto s Reynoldsovim brojem.

Debljina graničnog sloja određena je relativnom veličinom dvaju efekata:

  1. Usporavanje fluida sve dalje i dalje od čvrste površine djelovanjem trenja fluida.
  2. Pometanje te tekućine niskog zamaha nizvodno i zamjena tekućinom iz uzvodne struje koja se kreće brzinom slobodnog toka.

Što je drugi efekat veći u odnosu na prvi, granični sloj je tanji.

Razmišljajte u smislu nizvodne komponente zamaha fluida na određenoj udaljenosti od granice čvrstog tijela i na određenoj udaljenosti nizvodno od prednje ivice graničnog sloja. Brzina prijenosa zamaha fluida nizvodno (napisana po jedinici zapremine fluida) na vanjskom rubu graničnog sloja je (U ( rho U) ), gdje je (U ) brzina slobodnog toka. Usporavanje fluida trenjem je malo teže riješiti. Vratite se na Poglavlje 1, gdje sam predstavio ideju da se viskoznost može smatrati koeficijentom difuzije poprečnog toka za nizvodni moment fluida. U skladu s tom idejom, unutar graničnog sloja nizvodni moment fluida se sve vrijeme difundira prema granici. (Dinamičari fluida vole reći da je granica sudoper za impuls.) Dakle, brzina difuzije impulsa između tokova je približno jednaka ( mu (U / delta) ), gdje je (U / delta ) na grub način predstavlja gradijent brzine (du / dy ) unutar graničnog sloja.

Brzina zadebljanja graničnog sloja grubo je predstavljena omjerom prijenosa zamaha nizvodno, s jedne strane, prema brzini smanjenja zamaha na mjestu zbog difuzije zamaha prema granici, obje ove veličine izvedeno u posljednjem paragrafu:

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

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

[= 1 / naziv operatora {Re} delta label {3.20} ]

Jednačina ref {3.20} pokazuje da brzina zadebljanja graničnog sloja varira obrnuto od Reynoldsovog broja na osnovu debljine graničnog sloja. To znači da se granični sloj sve sporije zadebljava u smjeru nizvodno, pa je crtež graničnog sloja ravne ploče na slici ( PageIndex {1} ), s vrhom graničnog sloja koji opisuje krivulju koja je konkavno prema ploči, zaista je kvalitativno ispravno.

Jednačina ref {3.20} vam također govori da što je veći Reynoldsov broj na osnovu srednjeg protoka i veličine čvrstog objekta na kojem granični sloj raste, granični sloj je tanji u datoj točki - jer za zadani ( delta ), ( text {Re} _ { delta} ) je proporcionalno ovom Reynoldsovom broju. (Za ravnu ploču ovaj Reynoldsov broj se temelji na udaljenosti od prednje ivice; za sferu se najprirodnije temelji na promjeru sfere.) Dakle, što je veća brzina slobodnog toka i veća je sfera (ili što je dalje dolje) ravna ploča), a što je viskoznost manja, granični sloj je tanji.

Imajte na umu, kao posljednju napomenu, da se sve prethodno odnosi na laminarni granični sloj-iako je drugi dio zaključka, da je debljina graničnog sloja proporcionalna nekom Reynoldsovom broju definiranom na veličini tijela, kvalitativno važi i za turbulentni granični sloj.

Možda se pitate koliko su granični slojevi zaista debeli. Ovo je nešto o čemu možete razmišljati sljedeći put kada sjedite na prozorskom sjedištu iznad krila, nekoliko milja iznad Zemlje. Kolika je debljina graničnog sloja na udaljenosti, recimo, jednog metra od prednje ivice krila, kada avion putuje brzinom od 500 milja na sat? Postoji tačno rješenje za debljinu laminarnog graničnog sloja u funkciji Reynoldsovog broja ( text {Re} _ {x} ) na osnovu brzine slobodnog toka i udaljenosti od prednje ivice:

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

(Izvođenje jednadžbe ref {3.21} je malo dalje od ovog kursa; vidjeti Tritton, 1988, str. 127–129 ako ste zainteresovani da je nastavite dalje.) Pretpostavimo da je temperatura zraka (-50^{ circ } mathrm {C} ) i nadmorskoj visini od (35,000 ) stopa, gustoća zraka je oko (10^{-3} mathrm {g} / mathrm {cm}^{3} ), a viskoznost je nešto poput (1,5 puta 10^{-4} ) ravnoteže. Zamjenom različitih vrijednosti u jednadžbu ref {3.21}, otkrivamo da je debljina graničnog sloja nekoliko stotina milimetra. Granični sloj na krovu vašeg automobila u (65 mathrm {mph} ) je mnogo deblji, otprilike za red veličine, jer je brzina zraka toliko sporija.

Neki tokovi su "granični sloj"

Primjer graničnog sloja koji raste kako bi ispunio cijeli tok je protok otvorenog kanala koji je upravo izašao iz otvora nalik na branu na dnu velikog rezervoara vode (slika ( PageIndex {5} )). Odmah na ulazu, cijeli se tok mogao smatrati "slobodnim tokom". Kako tok teče niz kanal, granični sloj raste prema gore u tok sa dna. Ako se zanemari manji učinak trenja s atmosferom, granični sloj se ne razvija na gornjoj površini toka. Na kraju rastući granični sloj doseže površinu, a od te tačke nizvodno rijeka je sav granični sloj!

U ovakvoj situaciji, razvoj graničnog sloja obično je završen na udaljenosti nizvodnog kanala jednakoj nešto poput nekoliko desetina dubina toka. Uzvodno, u zoni rasta graničnog sloja, granični sloj je neujednačen, po tome što je različit na svakom presjeku; nizvodno, u zoni potpuno uspostavljenog toka, granični sloj je ujednačen, po tome što na svakom poprečnom presjeku izgleda isto.

Unutrašnji granični slojevi

Konačno, unutar graničnih slojeva mogu postojati granični slojevi. Takvi granični slojevi se nazivaju unutrašnji granični slojevi. Pretpostavimo da se na širokoj površini u dodiru s protokom razvija debeli granični sloj ili je granični sloj već narastao do punog bočnog opsega toka, kao u rijeci. Svaki čvrsti objekt ograničene veličine uronjen u taj granični sloj, smješten bilo na granici, poput neke vrste nepravilnosti ili izbočine, ili unutar toka, poput dijela podmorske strukture, uzrokuje lokalni razvoj drugog graničnog sloja (slika ( PageIndex {6} )).


Relativne uloge frakcioniranja graničnog sloja i homogenog frakcioniranja u hlađenju komora bazaltne magme

U komori za hlađenje magme, magmatska diferencijacija može se odvijati frakcioniranjem kristala iz glavnog rastaljenog dijela tijela magme (homogena frakcija) i miješanjem glavne magme s frakcioniranom talinom dobivenom iz zona kaše niske temperature (frakcioniranje graničnog sloja) . U ovom istraživanju ispitane su relativne uloge frakcioniranja graničnog sloja i homogene frakcionacije u bazaltnim magma tijelima koristeći model ravnoteže mase temeljen na termodinamiki. Izračuni modela pokazuju da frakcioniranje graničnog sloja ne može biti dominantan mehanizam frakcioniranja kada se komore magme nalaze na niskim pritiscima (& lt

50 MPa) ili kada su magme manje vlažne (& lt

1 tež.%), Poput bazalta grebena srednjeg okeana i bazalta unutar ploča, zbog niske efikasnosti transporta taline iz zona kaše do glavne magme. Stoga se magme razvijaju uglavnom homogenim frakcioniranjem. Ako se odvajanje kristal-taline ne dogodi efikasno u glavnoj magmi, magma postaje bogata kristalima u ranim fazama evolucije magme. S druge strane, frakcioniranje graničnog sloja može se efikasno dogoditi kada su magme vlažne (& gt

2 tež.%), Poput lučnog bazalta, a komore magme nalaze se na dubini (& gt

100 MPa). Budući da je talina dobivena iz zona kaše obogaćena lužinama i H2O, kristalizacija iz glavne magme potiskuje se miješanjem s talinom kaše kao posljedica smanjenja temperature likvidusa. Stoga se homogeno frakcioniranje učinkovitije suzbija u magma komorama u kojima je frakcioniranje graničnog sloja aktivnije. Ako se magmatska diferencijacija odvija prvenstveno frakcioniranjem graničnog sloja, magme mogu ostati bez kristala duži period tijekom evolucije magme.


Putevi seizmičkih valova

Seizmički valovi putuju u svim smjerovima od svog izvora, ali zgodno je zamisliti putanju koju prati jedna tačka na frontu vala i predstaviti tu putanju kao seizmički zrak (strelice, slika 3.6).

Slika 3.6 Seizmički valovi i seizmički zraci. Putevi seizmičkih valova mogu se predstaviti kao zraci. Putevi seizmičkih zraka savijaju se kada uđu u sloj stijene različite seizmičke brzine. Izvor: Karla Panchuk (2018) CC BY 4.0

Kada seizmički valovi naiđu na drugi sloj stijene, neki se mogu odbiti od sloja, ili odražavati, kao u donjem sloju na slici 3.6. Ali neki valovi će putovati kroz sloj. Ako val putuje različitom brzinom u novom sloju, njegova će putanja biti savijena, ili prelomljen, dok prelazi u novi sloj. Ako val može brže putovati u novom sloju, bit će blago savijen prema kontaktu između dva sloja. Na slici 3.6, zraka može progresivno brže putovati u svakom sloju dok se spušta kroz slojeve, a pri svakom prelasku u sljedeći sloj lagano se savija prema gore. Obrnuto se događa ako se val uspori. Na desnoj strani dijagrama val se kreće prema gore kroz sve sporije slojeve. Svaki put se savija od bržeg sloja, uzrokujući direktniji put do površine.

Seizmičke brzine su veće u krutijim slojevima, pa općenito govoreći, postaju brže dublje u Zemlji, jer veći pritisci čine slojeve krutijima. Skloni su kretati se zakrivljenim stazama kroz Zemlju jer im lom savija put sve dok se ne reflektiraju i ponovno ne usmjere prema gore, kao na slici 3.6.


Sadržaj

Moho označava prijelaz u sastavu između stjenovite vanjske kore Zemlje i plastičnijeg omotača. Neposredno iznad Moha, brzine primarnih seizmičkih valova (P-valovi) konzistentne su s onima kroz bazalt (6,7–7,2 km/s), a ispod su slične onima kroz peridotit ili dunit (7,6–8,6 km/s) . [5] Ovo povećanje od približno 1 km/s odgovara izrazitoj promjeni materijala pri prolasku valova kroz Zemlju i općenito je prihvaćeno kao donja granica Zemljine kore. [6] Moho karakteriše prijelazna zona do 500 metara. [7] Drevne Moho zone izložene su iznad zemlje u brojnim ofiolitima širom svijeta. [8]

Hrvatski seizmolog Andrija Mohorovičić zaslužan je za to što je prvi otkrio i definirao Moho. [9] Godine 1909. ispitivao je podatke o lokalnom potresu u Zagrebu kada je promatrao dva različita skupa P-valova i S-valova koji se šire iz fokusa potresa. Mohorovičić je znao da valovi uzrokovani potresima putuju brzinama proporcionalnim gustoći materijala koji ih nosi. Kao rezultat ovih informacija, on je teoretizirao da bi drugi niz valova mogao biti uzrokovan samo oštrim prijelazom u gustoći u Zemljinoj kori, što bi moglo objasniti tako dramatičnu promjenu brzine valova. Koristeći podatke o brzini iz potresa, uspio je izračunati dubinu Moha na približno 54 km, što je potvrđeno kasnijim seizmološkim studijama. [10]

Moho je odigrao veliku ulogu u poljima geologije i nauke o zemlji više od jednog stoljeća. Promatrajući Mohovu refrakcijsku prirodu i kako ona utječe na brzinu P-valova, naučnici su mogli teoretizirati o sastavu zemlje. Ova rana istraživanja dovela su do moderne seizmologije. [10]

Početkom 1960-ih, Project Mohole je bio pokušaj bušenja do Mohoa iz područja dubokog oceana. [11] Nakon početnog uspjeha u uspostavljanju dubokog okeana, projekt je patio od političke i naučne opozicije, lošeg upravljanja i prekoračenja troškova, a otkazan je 1966. [12]

Postizanje diskontinuiteta bušenjem ostaje važan naučni cilj. Sovjetski naučnici u Kola superdubokoj bušotini slijedili su cilj od 1970. do 1992. Dospjeli su na dubinu od 12.260 metara (40.220 stopa), najdublju rupu na svijetu, prije nego što su odustali od projekta. [13] Jedan prijedlog razmatra kapsulu sa topljenjem radionuklida koja se topi u stijenama s teškom iglom od volframa koja se može spustiti do Moho diskontinuiteta i istražiti Zemljinu unutrašnjost blizu nje i u gornjem plaštu. [14] Japanski projekt Chikyu Hakken ("Otkriće Zemlje") također ima za cilj istražiti ovo općenito područje s brodom za bušenje, Chikyū, izgrađen za Integrirani program bušenja oceana (IODP).

Planovi su zahtijevali bušenje broda JOIDES Rezolucija otploviti iz Colomba na Šri Lanki krajem 2015. godine i uputiti se prema banci Atlantis, obećavajućoj lokaciji u jugozapadnom Indijskom oceanu na jugozapadnom indijanskom grebenu, kako bi pokušao izbušiti početnu rupu do dubine od približno 1,5 kilometara. [15] Pokušaj nije dosegao čak 1,3 km, ali istraživači se nadaju da će kasnije nastaviti svoja istraživanja. [16]


3.6: Granični slojevi - geoznanosti

Iako ova parametrizacija graničnog sloja pruža samo prikaz utjecaja graničnog sloja niskog reda na slobodne atmosferske tokove, njegova korisnost kao vrijedan istraživački alat nije jenjavala. Razlog je taj što je jednostavan za implementaciju, a temeljni odnosi između frikciono prisilne sekundarne cirkulacije i slobodne atmosferske dinamike mogu se otkriti uz relativno malo napora. Ovaj govor opisuje učinak Ekmanovog graničnog sloja na tri različita modela frontogeneze. 1) Polugeostrofska frontogeneza u vodoravnom toku deformacije i 2) okomita smicanja (Eadyjev model), i 3) frontogeneza prisiljena neuravnoteženim početnim stanjem. U svakom slučaju bit će opisan učinak na frontogenezu.

1) Slivno horizontalno polje brzine povećava toplinski gradijent na prednjoj strani, ali je učinak Ekmanovog sloja frontolitički. Ovaj posljednji efekt pojavljuje se u modelu kao horizontalni difluentni tok. Konačna frontalna širina može se postići kada su frontalni gradijent i tok deformacije relativno slabi i kada je trenje relativno veliko (Twigg i Bannon, 1998).

2) Spremna nestabilnost u polugeostrofičkom modelu proizvodi temperaturu i diskontinuitet brzine u konačnom vremenu (Hoskins i Bretherton, 1972). Uključivanje Ekmanovog sloja je frontolitičko, ali će prednji dio na kraju postati isprekidan. Frontogeneza je poboljšana unakrsnim konvergentnim protokom, čiji intenzitet raste s frontogenezom. Ekmanovo trenje mijenja fazni odnos između smetnji gornjeg i donjeg barokliničkog vala, ekvivalentno nestabilna brzina rasta i intenzitet unakrsne prednje cirkulacije se smanjuje, ali ne dovoljno da spriječi nastanak frontalnog diskontinuiteta.

3) Početno stanje se sastoji od neuravnoteženog horizontalnog temperaturnog gradijenta i bez kretanja. U vrijeme t> 0, dolazi do frontogeneze s toplijim zrakom iznad hladnijeg zraka (Blumen, 2000). Ekmanov sloj ovisan o vremenu brzo se okreće, ali ima relativno mali utjecaj na jednako brzu frontogenezu koja se javlja. Unutrašnja frikcijska cirkulacija, međutim, proizvest će frontogenezu u anticiklonalnom toku gdje dolazi do spuštanja u granični sloj.

Svaki model frontogeneze različito reagira na parametrizaciju istog graničnog sloja. Ostale parametrizacije graničnog sloja, koje se mogu koristiti u predviđanjima i simulacijama numeričkih modela, treba pažljivo ispitati kako bi se osiguralo da je odgovor modela fizički ostvariv u svakom slučaju.


Sadržaj

Primarne i najveće katalogizirane podjele vremena nazivaju se periodi eons. Prvi eon bio je hadanski, koji je započeo formiranjem Zemlje i trajao je više od 600 miliona godina sve do arhejskog eona, kada se Zemlja dovoljno ohladila da se pojave kontinenti i najraniji poznati život. Nakon otprilike 2,5 milijardi godina, kisik nastao fotosintetiziranjem jednostaničnih organizama počeo se pojavljivati ​​u atmosferi označavajući početak proterozoika. Konačno, fanerozojski eon obuhvaća 541 milijun godina raznovrsnog obilja višećelijskog života, počevši od pojave tvrdih životinjskih ljuski u fosilnim zapisima pa sve do danas.

Eoni su podijeljeni u ere, koji su podijeljeni u periode, epohe i doba.

Prva tri eona (tj. Svaki eon osim fanerozoika) mogu se zajednički nazvati pretkambrijskim supereon. Ovdje se radi o značaju kambrijske eksplozije, masovne raznolikosti višećelijskih oblika života koja se dogodila u kambrijskom razdoblju na početku fanerozoika.

Sljedećih pet vremenskih linija prikazuje geološku vremensku skalu. Prvi prikazuje cijelo vrijeme od formiranja Zemlje do danas, ali to daje malo prostora za najnoviji eon. Stoga druga vremenska linija prikazuje prošireni prikaz najnovijeg eona. Na sličan način, najnovije doba prošireno je na trećoj vremenskoj liniji, najnovije razdoblje prošireno je na četvrtoj vremenskoj liniji, a najnovija epoha je prošireno na petoj vremenskoj liniji.

U skladu s eonima, erama, periodima, epohama i dobima, izrazi "eonotema", "erathem", "sistem", "serija", "pozornica" koriste se za označavanje slojeva stijena koji pripadaju ovim dijelovima geološkog vremena u istoriji Zemlje.

Geolozi kvalificiraju ove jedinice kao "rane", "srednje" i "kasne" kada se odnose na vrijeme, te "donje", "srednje" i "gornje" kada se odnose na odgovarajuće stijene. Na primjer, Donja jurska serija u kronostratigrafiji odgovara ranoj jurskoj epohi u geohronologiji. [2] Pridjevi se pišu velikim početnim slovom kada je podjela formalno priznata, a malim slovima kada nije tako "rani miocen", već "rana jura".

Dokazi radiometrijskog datiranja ukazuju na to da je Zemlja stara oko 4,54 milijardi godina. [3] [4] Geologija ili duboko vreme Zemljine prošlosti organizirane su u različite cjeline prema događajima za koje se smatra da su se zbili. Različiti vremenski rasponi na GTS -u obično su obilježeni odgovarajućim promjenama u sastavu slojeva koje ukazuju na velike geološke ili paleontološke događaje, poput masovnih izumiranja. Na primjer, granica između krednog razdoblja i paleogenskog razdoblja definirana je događajem izumiranja krede-paleogena, koji je označio propast ne-ptičjih dinosaura, kao i mnogih drugih životnih skupina. Stariji vremenski rasponi, koji su prethodili pouzdanom fosilnom zapisu (prije proterozojskog eona), definirani su njihovom apsolutnom dobi.

Geološke jedinice iz istog vremena, ali u različitim dijelovima svijeta često nisu slične i sadrže različite fosile, pa je istom vremenskom rasponu povijesno davana različita imena na različitim lokacijama. Na primjer, u Sjevernoj Americi donji kambrij naziva se Waucobanski niz koji se zatim dijeli na zone na temelju slijeda trilobita. U istočnoj Aziji i Sibiru ista jedinica je podijeljena na aleksijsku, atabansku i botomsku fazu. Ključni aspekt rada Međunarodne komisije za stratigrafiju je pomiriti ovu oprečnu terminologiju i definirati univerzalne horizonte koji se mogu koristiti širom svijeta. [5]

Neki drugi planeti i mjeseci u Sunčevom sistemu imaju dovoljno krute strukture da imaju sačuvane zapise o vlastitoj istoriji, na primjer, Venera, Mars i Zemljin Mjesec. Dominantno fluidne planete, poput gasnih divova, ne čuvaju uporedivo svoju istoriju. Osim kasno teškog bombardiranja, događaji na drugim planetama vjerojatno su imali mali izravni utjecaj na Zemlju, a događaji na Zemlji imali su odgovarajući mali utjecaj na te planete. Konstrukcija vremenske skale koja povezuje planete je, stoga, od ograničene važnosti za vremensku skalu Zemlje, osim u kontekstu Sunčevog sistema. O postojanju, vremenu i zemaljskim efektima kasnog teškog bombardovanja još uvijek se raspravlja. [a]

Uredi ranu istoriju

U staroj Grčkoj, Aristotel (384–322 pne) je primijetio da su fosili školjki u stijenama slični onima na plažama - zaključio je da su fosile u stijenama stvorili organizmi, te je zaključio da su se položaji kopna i mora dugo mijenjali vremenski periodi. Leonardo da Vinci (1452–1519) složio se s Aristotelovom interpretacijom da fosili predstavljaju ostatke drevnog života. [6]

Perzijski polimat iz 11. stoljeća Avicenna (Ibn Sina, umro 1037.) i dominikanski biskup iz 13. stoljeća Albertus Magnus (umro 1280) proširili su Aristotelovo objašnjenje u teoriju okamenjenog fluida. [7] Avicena je takođe prvi put predložio jedan od principa na kojima se nalaze geološke vremenske skale, zakon superpozicije slojeva, dok je raspravljao o porijeklu planina u Knjiga iscjeljivanja (1027). [8] Kineski prirodnjak Shen Kuo (1031–1095) također je priznao koncept „dubokog vremena“. [9]

Uspostavljanje primarnih principa Uredi

Krajem 17. stoljeća Nicholas Steno (1638–1686) iznio je principe na kojima počivaju geološke (geološke) vremenske skale. Steno je tvrdio da su slojevi stijena (ili slojevi) položeni uzastopno i da svaki predstavlja "djelić" vremena. On je takođe formulisao zakon superpozicije, koji kaže da je svaki dati sloj verovatno stariji od onih iznad njega i mlađi od onih ispod njega. Iako su Stenovi principi bili jednostavni, njihova se primjena pokazala kao izazov. Stenove ideje dovode i do drugih važnih koncepata koje geolozi danas koriste, poput relativnog datiranja. Geolozi su u 18. stoljeću shvatili da:

  1. Sekvence slojeva često postaju erodirane, iskrivljene, nagnute ili čak obrnute nakon taloženja
  2. Slojevi položeni u isto vrijeme na različitim područjima mogli bi imati potpuno različit izgled
  3. Slojevi bilo koje date oblasti predstavljali su samo dio duge istorije Zemlje

Neptunističke teorije popularne u to vrijeme (koje je izložio Abraham Werner (1749–1817) krajem 18. stoljeća) sugerirale su da su se sve stijene taložile iz jedne velike poplave. Do velike promjene u razmišljanju došlo je kada je James Hutton predstavio svoju Teorija Zemlje ili, Istraživanje zakona koji se mogu primijetiti u sastavu, rastvaranju i obnovi zemljišta na Zemlji [10] prije Kraljevskog društva u Edinburghu u ožujku i travnju 1785. John McPhee tvrdi da je "kako se stvari pojavljuju iz perspektive 20. stoljeća, James Hutton u tim čitanjima postao utemeljitelj moderne geologije". [11]: 95–100 Hutton je predložio da je unutrašnjost Zemlje vruća i da je ta toplina motor koji je pokrenuo stvaranje novih stijena: kopno je nagriženo zrakom i vodom i taloženo kao slojevi u toplini mora, a zatim konsolidiralo sediment u kamen i uzdigao ga u nove zemlje. Ova teorija, poznata kao "plutonizam", bila je u suprotnosti s "neptunističkom" teorijom orijentiranom na poplave.

Formulacija geološke vremenske skale Uredi

Prvi ozbiljni pokušaji da se formuliše geološka vremenska skala koja bi se mogla primijeniti bilo gdje na Zemlji napravljeni su krajem 18. stoljeća. Najutjecajniji od tih prvih pokušaja (među kojima se zalagao i Werner) podijelio je stijene Zemljine kore na četiri tipa: primarne, sekundarne, tercijarne i kvartarne. Svaka vrsta stijena, prema teoriji, nastala je u određenom razdoblju u istoriji Zemlje. Tako je bilo moguće govoriti o "tercijarnom periodu", kao i o "tercijarnim stijenama". Zaista, "tercijar" (sada paleogen i neogen) ostao je u upotrebi kao naziv geološkog razdoblja sve do 20. stoljeća, a "kvartar" ostaje u formalnoj upotrebi kao naziv sadašnjeg razdoblja.

Identifikacija slojeva po fosilima koje su oni sadržali, a koju su započeli William Smith, Georges Cuvier, Jean d'Omalius d'Halloy i Alexandre Brongniart početkom 19. stoljeća, omogućila je geolozima da preciznije podijele istoriju Zemlje. To im je također omogućilo da povežu slojeve preko nacionalnih (ili čak kontinentalnih) granica. Ako su dva sloja (koliko god bili svemirski udaljeni ili različitog sastava) sadržavali iste fosile, dobre su šanse da su položene u isto vrijeme. Detaljna istraživanja slojeva i fosila Evrope između 1820. i 1850. godine proizvela su niz geoloških perioda koji se i danas koriste.

Imenovanje geoloških perioda, epoha i epoha Uredi

Ranim radom na razvoju geološke vremenske skale dominirali su britanski geolozi, a nazivi geoloških perioda odražavaju tu dominaciju. "Kambrijski", (klasični naziv za Wales) i "ordovički" i "silurski", nazvani po drevnim velškim plemenima, bili su razdoblja definirana korištenjem stratigrafskih nizova iz Velsa. [11]: 113–114 "Devonian" je dobio ime po engleskom okrugu Devon, a naziv "Carboniferous" bio je adaptacija "Coal Measures", starog britanskog geologa za isti skup slojeva. "Perm" je dobio ime po regionu Perm u Rusiji, jer ga je pomoću slojeva u toj regiji definirao škotski geolog Roderick Murchison. Međutim, neka su razdoblja definirali geolozi iz drugih zemalja. "Trijas" je 1834. godine nazvao njemački geolog Friedrich Von Alberti iz tri različita sloja (latinski trias što znači trijada) - crveni kreveti, prekriveni kredom, nakon kojih slijede crni škriljci - koji se nalaze u cijeloj Njemačkoj i sjeverozapadnoj Europi, nazvani „Trias“. Francuski geolog Alexandre Brongniart nazvao je "juru" zbog opsežne izloženosti morskog vapnenca na planinama Jura. "Kreda" (s latinskog creta 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 Paleozoik ("old life"), which he extended to cover a larger period than it had in previous usage, and Mezozoik ("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. [ potreban citat ] 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

gdje 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.


Sažetak

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 )

NE3 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.


Pogledajte video: АвтоКрАЗ начал поставку техники в Евросоюз! (Oktobar 2021).