poniedziałek, 7 lutego 2011

sobota, 23 października 2010

Polecam

  • Copywriting w Internecie

  • - SEO Copywriting, prowadzenie bloga, artykuły na strony www, redakcja i korekta tekstów, Copywriting w Internecie

  • Historia piwa

  • - historia piwa, jak robi się piwo, piwnica świdnicka, chmiel, jęczmień i pszenica

  • Historia Wrocławia i innych miast Dolnego Śląska

  • - historia Wrocławia, miasta Dolnego Śląska, historia Dolnego Śląska

  • SEO Copywriting wrocław

  • - SEO Copywriting, prowadzenie bloga, artykuły na strony www, redakcja i korekta tekstów

  • Tłumaczenia angielski

  • - Tłumaczenia

    niedziela, 17 stycznia 2010

    Skały - podział i geneza - omówienie

    Piroklastyki zbudowane są z:

    składników szklistych które nazywamy witroklastami

    pojedynczych kryształów o kształtach idiomorficznych nazywanych krystaloklastami

    fragmentów wcześniej skonsolidowanych skał wulkanicznych nazywanych litoklastami

    Fragmenty skał piroklastycznych o rozmiarach większych niż 64 mm nazywane są blokami wulkanicznymi w przypadku elementów kanciastych lub bombami wulkanicznymi jeśli ich kształty są już zaokrąglone. Najczęściej bloki powstają w podczas erupcji z już zestalonego materiału wulkanicznego, natomiast bomby wulkaniczne są produktem powstałym ze świeżej lawy której w czasie lotu zostaje nadany kształt charakteryzujący się zaokrągleniem.
    Ziarna piroklastyków o rozmiarach mieszczących się w przedziale między 2 mm a 64 mm określamy jako lapille. Najczęściej uwidaczniają budowę charakteryzującą się występowaniem zakrzepłego szklistego materiału, rzadziej powstają z wcześniej skonsolidowanej lawy.
    Materiał którego rozmiary nie przekraczają 2 mm nazywany jest popiołem wulkanicznym. Szczegółowy podział skał piroklastycznych przedstawiono w tabeli obok.
    Wśród tej grupy skalnej często pojawia się pojęcie tefry które ciągle jednak nie jest do końca zdefiniowane. Według jednych są to nieskonsolidowane osady piroklastyczne, inni nazwę tę stosują do osadów skonsolidowanych. W przypadku pierwszym to znaczy gdy słowo tefra rozumiemy jako osad nieskonsolidowany, skałą skonsolidowaną jest tuf. Wśród tufów w zależności od składników je budujących wyróżnia się podstawowe trzy rodzaje:

    *

    tufy witroklastyczne w których dominuje szkliwo wulkaniczne
    *

    tufy krystaloklastyczne w których dominują pojedyncze kryształy minerałów
    *

    tufy litoklastyczne z dominującymi fragmentami skał wulkanicznych

    Ignimbryt jest natomiast skałą piroklastyczną która powstała w wyniku wypadania materiałów piroklastycznych z chmur erupcyjnych w których następnie doszło do spieczenia podczas depozycji materiałów wchodzących w skład ignimbrytu.

    czwartek, 19 listopada 2009

    Powierzchnie nieciągłosci - Geologia

    Najwyraźniejszymi powierzchniami nieciągłości są :

    * -nieciągłość znajdująca się na zmiennej głębokości, pod lądami 25-50 kilometrów pod wysokimi górami nawet do 60-70 km) a w strefach oceanicznych tylko 5-8 kilometrów pod dnami oceanów. Jest to strefa nieciągłości uważana za granicę między skorupą a płaszczem Ziemi, a od nazwiska jej odkrywcy (Mohorovicica) zwana jest Moho.
    * -nieciągłość znajdująca się na głębokości 2900 kilometrów która oddziela płaszcz ziemski od jego jądra. Powyżej powierzchni Moho przebiega inna mniej wyraźna nieciągłość zwana nieciągłością Konrada. Wskazuje ona na zmianę składu materiału skalnego w skorupie. Powyżej tej nieciągłości skały występujące mają gęstość w zakresie 2,6-2,7 g/cm3 czyli gęstość odpowiada skałą granitoidowym. Nieciągłość ta przebiega tylko pod lądami.

    budowa Ziemi

    Warstwę powyżej nieciągłości Conrada nazywamy skorupą kontynentalną dawniej zwaną sialem (od symboli pierwiastków w przewadze ją budujących (Si i Al). Poniżej tej strefy gęstość skał wzrasta do 2,9-3,0 g/cm3, czyli odpowiada gęstości skał bazytowych. Jest to skorupa oceaniczna (dawniej zwana simą (Si Mg). Skorupa ta występuje jak sama nazwa wskazuje na dnach oceanów i zajmuje na kuli ziemskiej 3/4 jej powierzchni litosferycznej. Poniżej nieciągłości Moho występują skały których gęstość przekracza 3,0 g/cm3. Są to skały odpowiadające perydotytom, lub też skałą piroksenowo - granatowym. Warstwa skorupy kontynentalnej i oceanicznej wraz z najwyższą częścią górnego płaszcza nosi nazwę litosfery. Poniżej litosfery występuję warstwa górnego płaszcza nazywana astenosferą. Materiał skalny występuje tutaj w postaci częściowo stopionej-stop w ilości nieco powyżej 1% objętości. Właściwości astenosfery jako materiału plastycznego pozwalają na poruszanie i przemieszczanie się po niej w poziomie i w pionie dużych kier litosfery. Astenosferę uważa się za źródło pierwotnych bazytowych stopów, które są stąd uwalniane w postaci astenolitów, a następnie podczas wędrówki głębokimi rozłamami dostają się one w wyższe części litosfery dochodząc aż do powierzchni Ziemi. Uważa się że górny płaszcz zbudowany jest z materiału który został nazwany pirolitem, materiał ten jest hipotetyczny, i jest on mieszaniną jednej części bazaltu toleitowego, i trzech części ultrabazytu (dunit, harzburgit itp). Skład chemiczny pirolitu ulega wraz z głębokością zmianom, w wyniku zmian ciśnienia i temperatury.
    Wyróżniono pięć odmian petrograficznych pirolitów:

    * pirolit plagioklazowy (oliwin + ortopiroksen+ klinopiroksen+ plagioklaz)
    * pirolit spinelowy (oliwin+ortopiroksen+klinopiroksen+spinel)
    * pirolit piroksenowy (oliwin + ortopiroksen (Al) + klinopiroksen (Al))
    * pirolit granatonośny (oliwin + ortopiroksen + klinopiroksen + granat)
    * amfolit (oliwin + amfibol)

    Przejścia fazowe między tymi typami pirolitów związane są głównie z "przemieszczeniem" się glinu do minerałów wyżej ciśnieniowych (od plagioklazu poprzez spinel do piroksenów a następnie granatów). Ostatni rodzaj pirolitu - amfolit związany jest tylko i wyłącznie z najwyższą częścią górnego płaszcza jako że bez wody amfibole istnieć nie mogą, wskutek tego amfibole na głębokości około 90 km rozpadają się na asocjacje granatowo-piroksenową. Górny płaszcz jest więc zróżnicowany zarówno pod względem chemicznym jak i mineralnym - nie tylko w przekroju pionowym ale i w poziomym. Głębsze partie planety na podstawie analogii do meteorytów a także tylko i wyłącznie domniemań licznej gromady "filozofów geologii" zbudowane są z materiału odpowiadającego meteorytom z grupy syderolitów (meteorytów kamienno - żelaznych) - wchodziły by tutaj w skład płaszcza siarczki i tlenki lub krzemiany zasadowe i metaliczne żelazo. Skład jądra odpowiadałby meteorytom żelazno-niklowym - syderytom, w skład których wchodzi jak sama nazwa wskazuje metaliczne żelazo i nikiel. Wraz ze wzrostem ciśnienia dokonują się izochemiczne przekształcenia minerałów w odmiany o gęstszym upakowaniu i przez to o większej gęstości.

    czwartek, 15 listopada 2007

    KLASYFIKACJA SKAŁ METAMORFICZNYCH

    Stosując różne kryteria metamorfizm możemy podzielić:
    według chemizmu
    według kierunku zmian metamorficznych
    według charakteru tektonicznego
    według czynnika odgrywającego
    zasadniczą rolę w procesach przeobrażenia skały
    według zasięgu terytorialnego

    czwartek, 8 listopada 2007

    Przejście do FACJI GRANULITOWEJ

    Przejście do FACJI GRANULITOWEJ zaznacza się zanikiem paragenez typowych dla facji eklogitowej

    (Grt + Omph +(-) Q)
    na rzecz typowych dla facji granulitowej

    (Cpx + Opx + Pl +(-) Q +(-) Grt).

    Typowa reakcja dla metabazaltów :
    Opx + Pl = Grt + Cpx + Q.

    FACJA GLAUKOFANOWA

    FACJA GLAUKOFANOWA (ŁUPKÓW BŁĘKITNYCH) I EKLOGITOWA Najbardziej charakterystyczny efekt przemian wysokociśnieniowych to zastępowanie Ca-amfibolu znajdowanego w typowych sekwencjach metamorfizmu typu Barrow przez Na-amfibol (glaukofan) o charakterystycznych fioletowym do błękitnego kolorze. Ta barwa nadała nazwę całej facji (F. łupków błękitnych). Przykładem jest terran Sangabawa w Japonii. Skały facji subzieleńcowej, zawierające pumpelyit przechodzą stopniowo w fację łupków błękitnych z sodowym amfibolem. Przeciwieństwem jest rejon Kalifornii, gdzie maficzne wulkanity i skały im pokrewne z dobrze zachowanymi teksturami magmowymi i reliktowymi minerałami magmowymi zawierają także zespoły mineralne typowe dla facji łupków błękitnych. Całkowita parageneza to:

    Ab + Chl + Sph + Q + Stilp + Sc + Pump + Laws + Na-Amf + Arag.

    Wskaźnikowy jest zestaw: Lawsonit + Glaukofan. Przejście od facji zieleńcowej do łupków błękitnych odbywa się wg. reakcji:

    Act + Chl + Ab + Q = Gln + Zo (Ep) + Q + H2O

    lub

    Act + Chl + Ab + Q = Gln + Lws + H2O

    W wyżej ciśnieniowych zespołach minerały magmowe nie przetrwają, z wyjątkiem okazjonalnego augitu. Razem wziąwszy mają one nową paragenezę:

    Lws + Gln + Chl + Sph + Q + Ms + Pump + Mt + Py + Cc.

    Często z postępem ciśnienia rozkłada się chloryt:

    Chl + Ab = Gln + Pg + H2O

    Istotne jest tu występowanie paragonitu, jako stabilnego łyszczyku - pamiętając o luce mieszalności pomiędzy paragonitem i muskowitem. Najbardziej kompletny zestaw stref wysokociśnieniowych stwierdzono na Nowej Kaledonii. Zonalna sekwencja wynikła z metamorfizmu mającego miejsce między 38 i 21 Mln lat temu. Na zachodzie, w strefie najniższych ciśnień metabazyty mają zachowane struktury magmowe, reliktowy plagioklaz i piroksen. Wtórne fazy mineralne to fengit, chloryt, albit i tytanit. Pierwsza istotna izograda to moment tworzenia się paragenezy:

    pumpellyit + stilpnomelan + aktynolit.

    Relikty magmowe są tu rzadsze, zachodzi reakcja wzbogacania plagioklazu w Na:

    Pl + H2O = Lws + Ab

    Następna izograda zaznaczona jest pojawieniem się epidotu i rekrystalizacją prowadzącą do destrukcji reliktów magmowych. Pojawia się omfacytowy piroksen (zastępujący augit), epidot i potem granat. W tej samej kolejności zanikają: pumpelyit, stilpnomelan i lawsonit. Skały strefy epidotowej to głównie łupki glaukofanowe zawierające wiele dodatkowych minerałów. W najwyższej strefie metamorficznej pojawia się hornblenda, co wskazuje na osiągniecie odpowiednio wyższych temperatur. Omfacyt i granat stają się powszechniejsze, mogą koegzystować z paragonitem, zastępującym łyszczyki potasowe w myśl ciągłej reakcji:

    Ab + Ep + Glauk => Omph + Pg + Hbl + H2O

    Ta reakcja jest jednocześnie wskaźnikiem przejścia do wyższej facji metamorfizmu, do FACJI EKLOGITOWEJ. Facja ta charakteryzowana jest przez omfacyt i granat, przy braku plagioklazów. Górny zakres facji łupków błękitnych wyznacza reakcja opracowana przez Ridley (1984):

    Zo + Gln = Grt + Omph + Pg + Q + H2O

    Granat jest zwykle Mg-Ca (pirop-grossular). Charakterystyczny jest zupełny zanik plagioklazu (składniki wchodzą do faz maficznych). Pospolicie towarzyszą im dysten, kwarc i rutyl. Ten ostatni tworzy się kosztem ilmenitu. Mogą być stabilne: glaukofan, chlorytoid, paragonit i Ca-amfibol, lecz ich pola stabilności ograniczone są przez skład chemiczny skały. Ponieważ facja łupków błękitnych w górnym zakresie ma dość szerokie pole stabilności termicznej, może ona być rozdzielona na:
    A. wyżej temperaturową o typowej reakcji:

    Laws + Ab = Zo + Par + Q + H2O

    B. wyżejciśnieniową o typowej reakcji:

    Laws + Jad = Zo + Par + H2O.

    Efektem mogą być pseudomorfozy Zo + Par po lawsonicie.