Общая геология, понятия, термины, описание Г П и Минералов

Контрольная работа №1

Основные этапы развития органической жизни на Земле

Хронология эволюции.

Эволюция жизни на Земле началась с момента появления первого живого существа — около 3,7 миллиарда лет назад — и продолжается по сей день. Сходство между всеми организмами указывают на наличие общего предка, от которого произошли все другие живые существа.

Цианобактериальные  маты и археи были доминирующей формой жизни в начале архейского эона и явились огромным эволюционным шагом того времени^[2]. Кислородный фотосинтез, появившийся около 2500 миллионов лет назад, в конечном итоге привёл к оксигенации атмосферы, которая началась примерно 2400 млн лет назад^[3]. Самые ранние свидетельства эукариотдатируется 1850 млн лет назад, хотя, возможно, они появились ранее — диверсификация эукариот ускорилась, когда они начали использовать кислород в метаболизме. Позже, около 1700 млн лет назад, стали появляться многоклеточные организмы сдифференцированными клетками для выполнения специализированных функций.

Примерно 1200 млн лет назад появляются первые водоросли, а уже примерно 450 млн лет назад — первые высшие растения^].Беспозвоночные животные появились в эдиакарском периоде^[6], а позвоночные возникли около 525 миллионов лет назад во времякембрийского взрыва^[7].

Во время пермского периода из крупных позвоночных преобладали синапсиды — возможные предки млекопитающих^[8], но событияпермского вымирания (251 млн лет назад) уничтожили 96 % всех морских видов и 70 % наземных видов позвоночных, в том числе и синапсидов^[9][10]. В периоде восстановления после этой катастрофы, архозавры стали наиболее распространенными наземными позвоночными и вытеснили терапсид в середине триаса^[11]. В конце триаса архозавры дали начало динозаврам, которые доминировали в течение юрского и мелового периодов^[12]. Предки млекопитающих в то время представляли собой небольшихнасекомоядных животных^[13]. После мел-палеогенового вымирания 65 миллионов лет назад все динозавры вымерли^[14], оставив после себя произошедшую от них эволюционную ветвь — птиц. После этого млекопитающие стали быстро увеличиваться вразмерах и разнообразии, так как теперь им почти никто не составлял конкуренцию^[15]. Такие массовые вымирания, возможно, ускоряли эволюцию путем предоставления возможности новым группам организмов к диверсификации^[16].

Ископаемые останки показывают, что цветковые растения появились в раннем меловом периоде (130 миллионов лет назад) и, вероятно, помогли эволюционировать опыляющим насекомым. Социальные насекомые появились примерно в то же время, что и цветковые растения. Хотя они занимают лишь небольшую часть «родословной» насекомых, в настоящее время они составляют более половины их общего количества.

Люди являются одними из приматов, начавших ходить вертикально, около 6 млн лет назад. Хотя размер мозга их предков был сравним с размером мозга других гоминид, например,шимпанзе, он начал увеличиваться 3 млн лет назад.

 

 

1 Возникновение жизни 1.1 Первый обмен веществ 1.2 Первое деление клетки 2 Докембрий (Криптозой) 2.1 Архейский эон (4600 — 2500 млн лет назад) 2.1.1 Катархей 2.1.2 Эоархей 2.1.3 Палеоархей 2.1.4 Мезоархей 2.1.5 Неоархей 2.2 Протерозойский эон (2500—543 млн лет назад) 2.2.1 Палеопротерозой 2.2.2 Мезопротерозой 2.2.3 Неопротерозой 3 Фанерозой 3.1 Палеозойская эра 3.1.1 Кембрийский период (543—490 млн лет назад) 3.1.2 Ордовикский период (490—443 млн лет назад) 3.1.3 Силурийский период (443—417 млн лет назад) 3.1.4 Девонский период (417—354 млн лет назад) 3.1.5 Каменноугольный период (354—290 млн лет назад) 3.1.6 Пермский период (290—248 млн лет назад) 3.2 Мезозойская эра 3.2.1 Триасовый период (248—206 млн лет назад) 3.2.2 Юрский период (206—144 млн лет назад) 3.2.3 Меловой период (144-65 млн лет назад) 3.3 Кайнозойская эра 3.3.1 Палеогеновый период 3.3.1.1 Палеоценовая эпоха (65-55 млн лет назад) 3.3.1.2 Эоценовая эпоха (55-34 млн лет назад) 3.3.1.3 Олигоценовая эпоха (34-24 млн лет назад) 3.3.2 Неогеновый период 3.3.2.1 Миоценовая эпоха (24-5 млн лет назад) 3.3.2.2 Плиоценовая эпоха (5-2,6 млн лет назад) 3.3.3 Антропогеновый (Четвертичный) период 3.3.3.1 Плейстоценовая эпоха (2,6 млн.-11,7 тыс. лет назад) 3.3.3.2 Голоценовая эпоха (11,7 тыс. лет назад — современность)

 

Главные разновидности  магматических горных пород.

Магматические горные породы — это породы, образовавшиеся непосредственно из магмы (расплавленной массы преимущественно силикатного состава, образованной в глубинных зонах Земли), в результате её поступления в верхние горизонты Земли, охлаждения и застывания. В зависимости от условий застывания различают интрузивные (глубинные) иэффузивные (излившиеся) горные породы.

История создания научной систематики  восходит к прошлому столетию, классическим трудам К. Розенбуша, Ф. Ю. Левинсон-Лессинга и других основоположников современной петрографии-петрологии.

В основу классификации магматических  положен их генезис, химический и  минеральный состав.

 

 

• По генезису магматические горные породы подразделяются на эффузивные и интрузивные.
• Интрузивные породы образуются за счёт полной раскристаллизации магматического расплава. Образуются глубоко в недрах Земли (от 5 до 40 км) в течение большого времени, при относительно постоянных температуре и давлении. Наиболее распространённые интрузивные породы - это граниты, диориты, габбро,сиениты.
• Эффузивные породы образуются за счёт излияния вулканических лав на поверхность Земли, или в её недрах в приповерхностных условиях (до 5 км). Наиболее распространённые эффузивные породы - это базальты, диабазы, андезиты, андезито-базальты, риолиты, дациты, трахиты.
• По степени вторичных изменений интрузивные породы делятся на кайнотипные, «молодые», неизменённые, и палеотипные, «древние», в той или иной степени изменённые и перекристаллизованные главным образом под влиянием времени.
• К эффузивным породам относятся также вулканогенно-обломочные породы, образующиеся при извержениях вулканов и состоящие из различных обломков пирокластитов (туф, вулканические брекчии). Такие породы называются пирокластическими.
• В основе химической классификации лежит процентное содержание кремнезёма (SiO₂) в породе. По этому показателю выделяют ультракислые, кислые, средние,основные и ультраосновные породы, о чём подробно рассказывается при описании химического состава магматических горных пород. Чем больше SiO₂ в породе, тем она светлее.

 

 

Процессы седиментогенеза  и диагенеза.

Стадия седиментогенеза разделяется на два этапа: склоново-до-линный и бассейновый. В ископаемом состоянии мы чаще встречаем отложения второго этапа. На стадии седиментогенеза в составе илов на молекулярном уровне закладывается генетический код породообразующего вещества. Это происходит в процессе самосборки биологически активных молекул ( липидов, аминокислот, углеводов и др.), содержащихся в составе истинного высокомолекулярного раствора - сапропелевого ила.Основные черты группового состава ОВ осадочных отложений формируются в стадию седиментогенеза, в дальнейшие диа-генетические преобразования ОВ непосредственно зависят от особенностей осадконакопления в бассейнах. Как показали исследования В. В. Вебера, фациальный состав осадков оказывает большое влияние на преобразование ОВ в процессе диагенеза, которое проходит в основном в двух направлениях. Одно из них обусловлено периодической сменой восстановительных условий осадконакопления окислительными и, наоборот, при водно-автохтонной ( планктоногенной) природе исходного органического материала. Здесь происходит новообразование УВ в восстановительной обстановке и замедление этого процесса - в окислительной. Второе направление характерно для отложений с преобладающим гумусово-аллохтонным ОВ и устойчиво окислительной средой осадка. Увеличение доли битумоида в ОВ ( битумоидного коэффициента) здесь происходит в результате окисления ОВ. Именно в этих случаях отмечается так называемая закономерность Успенского - Вассоевича, сущность которой заключается в том, что с уменьшением содержания ОВ увеличивается степень его битуминизации. Площадь распространения неоднородных пластов-коллекторов, формирование которых связано со стадией седиментогенеза, определяется комплексом факторов. Неоднородность описываемых типов характерна для пластов, залегающих на небольших и средних глубинах ( до 2000, а иногда до 3000 м), ниже на нее начинает накладываться неоднородность, связанная с процессами катагенеза. К собственно нефтепроизводяшим отложениям мы относим такие, которые прошли стадии седиментогенезаи диагенеза осадка в наиболее благоприятных условиях для образования нефтяных битумов; поэтому-то из них уже при нормальном эпигенезе формируются промышленные скопления нефти. Вероятно, биохимические реакции окисления и восстановления исходного ОВ - основные на стадии седиментогенеза и диагенеза. С помощью первых из общей массы выводятся наиболе лабильные составляющие ОВ, роль которых, наоборот, сводится к стабилизации системы путем гидрирования нестойких к окислению веществ. Однако нельзя отрицать, что основные компоненты ОВ осадочных отложений формируются в стадию седиментогенеза. Бактериальная сульфатредукция является одним из основных процессов анаэробного окисления органического вещества на стадиях седиментогенеза и раннего диагенеза. Эти процессы, как известно, протекают на разных этапах литогенеза: на стадиях седиментогенеза ( сингенеза, диагенеза) и катагенеза. Поскольку о содержании понятия этапы литогенеза, а также о границах этапов по вертикали имеются разноречивые представления, попытаемся рассмотреть их, чтобы выработать для себя принципиальную схему пространственного их размещения. Это необходимо для четкого разграничения процессов превращения ОВ, осадков и образования УВ, в том числе нефтяных, на различных этапах ( или стадиях) литогенеза. ЛитолоГо-геологические свойства пласта-коллектора, способного сохранить первичные коллекторские свойства, как правило, формируются в стадию седиментогенеза. Из обломочных пород наиболее распространенными коллекторами являются песчаники и крупнозернистые алевролиты. Среди них более всего предрасположены к сохранению первичных фильт-рационно-емкостных свойств крупно - и среднезернистые песчаники без цемента или с низким его содержанием, имеющие крупные размеры пор. При погружении на значительные глубины поры хотя и уменьшаются по размеру, Но остаются еще открытыми. Однородность размера частиц предопределяет повышенную пористость и, при наличии крупнозернистых частиц, большой размер пор. Это благоприятствует сохранению пористости при погружении на значительные глубины. Процесс разрушения азотсодержащих соединений начинается сразу же после отмирания организма еще в фотическом слое и продолжается на стадии седиментогенеза. Процесс, начавшийся в водной толще, интенсивно протекает в осадке на стадии диагенеза. В верхнем слое илового осадка при отсутствии стагнации придонных вод вследствие поступления кислорода идут те же реакции и образуются те же продукты разложения, что и в водной толще. Вероятно, параллельно с азотом идет потеря значительной части серы, входящей в состав исходного ОВ. Диагенез в аллювиальных песчаных, гравийно-галечниковых отложениях обычно прослеживается слабо, так как образование породы происходит на стадии седиментогенеза. Уплотнение с возрастом аллювия очень незначительно, что объясняется хорошей упаковкой его уже в период осадконакопления. Наиболее важным периодом в геологической истории карбонатных пород, в который в основном закладываются тестуры и структуры, следует считать стадию седиментогенеза. Здесь следует обратить внимание на три типа седи-ментогенеза: нормальный, стереофитический и эндоседиментогенез [ Марь-енко Ю. И., 1978 ], существенно отличающиеся друг от друга структурно-текстурными особенностями карбонатных образований. Таким образом, величина соотношения низших и высших изопреноидов отражает не катагенез нефтей и связанные с этим термокзтали-тическое разложение фитана, а степень деградации фитола на стадии седиментогенеза и диагенеза. По нашему мнению, на возможность ОВ генерировать нефть и формировать ее качественный состав чрезвычайно большое влияние оказывают общая степень окислительной трансформации ОВ и соотношение процессов аэробного и анаэробного окисления на стадии седиментогенеза и раннего диагенеза. Расчеты потерь ОВ на процессы окисления в диагенезе для Западной Сибири выполнялись неоднократно , однако при этом учитывались лишь потери по механизму анаэробного окисления, а количеством углерода, пошедшего на аэробное окисление, пренебрегали. Хегги, в несколько раз превышают анаэробные, то такое допущение оправдано лишь в случае стагнации придонных вод, что является скорее исключением, чем правилом. По-видимому, именно по этой причине при фациальных реконструкциях по формам серы и железа полученные результаты не всегда согласуются с реальной ситуацией. Формы и виды распространения ОВ и УВ в земной коре определяются геохимическими и термодинамическими условиями, которые изменяются в процессе литогенеза и эволюции геогидродинамических систем. Для стадии седиментогенеза характерны низкие давление, температура и минерализация вод и преимущественно окислительные условия. Низкое давление способствует разупорядочению структуры воды [ Блох А. М., 1969 г. ], благодаря чему облегчается переход в воду ионов с положительной гидратацией ( кальция, магния, сульфат-и карбонат-ионов): известняки, гипсы, ангидриты и другие породы растворяются. Это обусловливает чрезвычайную пестроту минерализации и состава вод, среди которых преобладают хлоридные талассоген-ные и сульфатно-бикарбонатные метеогенные воды. Комплекс восстановительных условий способствует тому, что аэробные окислительные потери ОВ относительно невелики. Они главным образом происходят на стадии седиментогенеза, в то время как уже в самом верхнем слое иловых осадков господствуют восстановительные условия, отсутствует свободный кислород и идет только анаэробное окисление, масштабы которого значительно меньше аэробного. Главную роль в анаэробном окислении играет сульфатредукция, в результате которой происходит осернение исходного ОВ. Косвенным критерием интенсивности этого процесса может служить отношение S / N в нефтях и ОВ. В целом, несмотря на прямую генетическую связь битумоидов с липидами исходных организмов как по элементному, так и по групповому составу, битумоиды современных осадков гораздо ближе стоят к аналогичным образованиям ископаемых пород. Основные черты состава битумоидов формируются в стадию седиментогенеза при переходе органической материи в ископаемое состояние. Основная часть перечисленных условий закладывается в глинистых породах еще на стадии седиментогенеза. Формирование трещин в них происходит на стадии катагенеза под действием АВПД, приводящих к природному гидроразрыву, или в результате разрядки тектонических напряжений в определенных районах. В тех случаях, когда такие изменения с глинистыми породами происходят в пределах залежей УВ, возможно их переформирование или даже разрушение.Этот факт указывает на то, что уменьшение количества ОВ в породах периферийных районов происходит не только вследствие разбавления ОВ минеральной, в основном песчано-алевритовой, составляющей. Вероятно, большую роль при этом играли окислительные аэробные потери ОВ на стадии седиментогенеза и раннего диагенеза. Огромное геохимическое разнообразие глубинных подземных вод в осадочных породах закладывается в бассейне осадконакопления на стадии седиментогенеза, а их дальнейший облик определяется особенностями литогенеза пород. Так, воды, захороняемые вместе с осадками в пресноводных бассейнах, как правило, характеризуются невысокой минерализацией. Наоборот, для солеродных бассейнов характерны высокоминерализованные растворы. Взаимосвязь между особенностями геохимического облика глубинных подземных вод и пород в процессе литогенеза прослеживается во всех литогенетических зонах. Поэтому продуктом литогенеза являются не только нефть и газ ( по Н. Б. Вас-соевичу), но и глубинные подземные воды. На стадии седиментогенеза еще в донных илах начинается преобразование седиментационных вод, илов, ОВ и эмиграция продуктов их преобразования. Опыт работы по этому направлению, особенно в последние десять лет, показал, что в основу прогноза должны быть положены геологические и литологические признаки. В настоящее время ни у кого нет сомнения в том, что качество породы-коллектора в значительной мере закладывается в стадию седиментогенеза и регламентируется процессами тектонического развития давнного региона. Именно в стадию седиментогенеза формируется геологическое тело коллектора, структурные и текстурные признаки слагающих его пород. Эти признаки в основном определяют коллекторские свойства в ранние стадии существования пород, особенно на небольших и средних глубинах. В условиях больших глубин на седи-ментогенные и диагенетические признаки пород накладываются часто резко выраженные катагенные, интенсивность проявления которых в значительной мере определяется тектоническими процессами. Именно последствия, вызываемые катагенезом, существенно осложняют прогнозирование коллекторов на больших глубинах. Обилие сочетаний признаков пород, их физических свойств и обстановок в глубинных недрах ( которые нельзя выразить численно) вызывают многообразие зависимостей коллекторских свойств от глубины залегания. Так, Т.А. Югай указывает на устойчивое снижение пористости девонских песчаников в Прикаспийской впадине по мере увеличения глубины залегания. Днеп-ровско - Донецкой впадине нет повсеместного закономерного снижения коллекторских параметров с глубиной. Таким образом, сочетание особенностей карбонатных пород, а именно: быстрая литификация, повышенная растворимость, склонность к трещинообразованию - предопределяет большое разнообразие наблюдающихся в них пустот и наличие на средних и больших глубинах коллекторов преимущественно смешанного типа. В формировании пустотного пространства карбонатных пород, их емкостных и фильтрационных свойств главную роль с увеличением глубины залегания играют неоднородность структуры первичных пустот, заложенная на стадии седиментогенеза, и степень пре-образованности пород под действием постседиментационных процессов. Он выдвинул положение о региональном характере неф-тегазообразования и о сложном, стадийном, исторически многократно повторяющемся процессе формирования залежей нефти и газа, который протекает в недрах осадочной толщи и тесно связан с общим направлением развития литогенеза и тектонических движений. Весь процесс нефтеобразования, по И. М.Губкину, происходит в три основные стадии: 1) накопление исходного нефтематеринского ОВ в период образования осадков в определенных фациальных и геохимических условиях; 2) преобразование ОВ в УВ в стадию седиментогенеза и диагенеза осадков; 3) миграция УВ из материнских пород в. Опыт работы по этому направлению, особенно в последние десять лет, показал, что в основу прогноза должны быть положены геологические и литологические признаки. В настоящее время ни у кого нет сомнения в том, что качество породы-коллектора в значительной мере закладывается в стадию седиментогенеза и регламентируется процессами тектонического развития давнного региона. Именно в стадию седиментогенезаформируется геологическое тело коллектора, структурные и текстурные признаки слагающих его пород. Эти признаки в основном определяют коллекторские свойства в ранние стадии существования пород, особенно на небольших и средних глубинах. В условиях больших глубин на седи-ментогенные и диагенетические признаки пород накладываются часто резко выраженные катагенные, интенсивность проявления которых в значительной мере определяется тектоническими процессами. Именно последствия, вызываемые катагенезом, существенно осложняют прогнозирование коллекторов на больших глубинах. Обилие сочетаний признаков пород, их физических свойств и обстановок в глубинных недрах ( которые нельзя выразить численно) вызывают многообразие зависимостей коллекторских свойств от глубины залегания. Так, Т.А. Югай указывает на устойчивое снижение пористости девонских песчаников в Прикаспийской впадине по мере увеличения глубины залегания. Днеп-ровско - Донецкой впадине нет повсеместного закономерного снижения коллекторских параметров с глубиной. Начальные явления образования из воздушной или водной взвеси системы взаимно контактирующих частиц и создание первичных структур называют в литологии сингенезом или ранним диагенезом. Сингенетические изменения начинаются уже на стадии седиментогенеза. Толщина слоев сорбированной на поверхности глинистых частичек воды меняется не только за счет непосредственного выдавливания недостаточно прочно связанных слоев сорбированной воды. Зависимость от минерализации и состава воды, от температуры приводит к огромному влиянию этих факторов на степень и ход уплотнения. Причем начинается это влияние уже со стадии седиментогенеза, где формируются исходные пористость и текстура осадка. К этому следует добавить, что огромное значение имеют гранулометрический и минералогический составы глин. Распространение пород-коллекторов разнообразно и сложно, что определяется, как известно, условиями седиментации и постседимента-ционными процессами. Большое значение для оценки коллекторов имеет характеристика морфологии и структуры порового пространства, так как поровое пространство является основным показателем емкобти пород. Формирование первичного порового пространства в обломочных породах на стадиях седиментогенеза и раннего диагенеза обусловлено физико-химическими процессами, протекающими еще в нелитифицированном осадке. При этом структура порового пространства определяется видом упаковки обломочных зерен, степенью их отсортированности, а также степенью цементации. В условиях почти затвердевшего осадка формирование порового пространства определяется процессами уплотнения, перекристаллизации, выщелачивания менее стойких компонентов и образованием аутигенных минералов. Это указывает на то, что осернение нефтей унаследуется от исходного нефте-материнского ОВ. Подобная связь обогащенное серой нефтей и сингенетичных битумоидов вмещающих нефть пород отмечается для районов Среднего Приобья. По-видимому, нефтемате-ринское ОВ в данном случае подверглось осернению еще настадиях седиментогенеза и диагенеза. Таким образом, анализ материалов по газовой составляющей нефтей и конденсатов Западной Сибири позволяет выделить два основных фактора, контролирующих ее качественный состав и содержание. Во-первых, наличие сухого, с легким и.с.у. газа в залежах с пластовой температурой ниже 70 С указывает на его биохимическое происхождение. Во-вторых, в зоне повышенной температуры ( 70 С) количество газа в нефти и его состав определяются степенью окисленности исходного ОВ на стадии седиментогенеза и диагенеза. Нефти, образовавшиеся из ОВ, накопление которого протекало в восстановительной обстановке, имеют сравнительно низкие газонасыщенность и величины отношений С / С, п / ф, 6 / 5, м-ксилол / о-ксилол, 2 ксилолов / этилбензол. В них повышено содержание метана, эти нефти тяжелые, сернистые. Нефти из окисленного ОВ содержат в своем составе значительно больше газа. При соответствующих термобарических условиях они способны образовывать газо-конденсатные системы. Среди w - алканов в них часто преобладают гомологи С - С с нечетным числом атомов С. В бензинах велики отношения 6.5, м-ксилол / о-ксилол, S ксилолов / этилбензол. В газах этих нефтей и газоконденсатов повышено отношение С2 / Сз и понижено содержание метана относительно его высших гомологов. Совершенно очевидно, что ступень деазотирования исходного ОВ при прочих равных условиях прямо влияет на общее содержание азота в нефтях. Потери азота на каждом из этапов далеко не равнозначны. По разным оценкам только 2 - 8 % первичной биопродукции достигает дна. Следовательно, более 90 % его окисляется на стадии седиментогенеза, а поскольку скорость разрушения азотсодержащих веществ выше, чем скорость разрушения ОВ в целом, то ясно, что основная часть азота выводится из ОВ именно здесь. Таким образом, основные потери азота связаны с процессами аэробного окисления ОВ. Огромное геохимическое разнообразие глубинных подземных вод в осадочных породах закладывается в бассейне осадконакопления на стадии седиментогенеза, а их дальнейший облик определяется особенностями литогенеза пород. Так, воды, захороняемые вместе с осадками в пресноводных бассейнах, как правило, характеризуются невысокой минерализацией. Наоборот, для солеродных бассейнов характерны высокоминерализованные растворы. Взаимосвязь между особенностями геохимического облика глубинных подземных вод и пород в процессе литогенеза прослеживается во всех литогенетических зонах. Поэтому продуктом литогенеза являются не только нефть и газ ( по Н. Б. Вас-соевичу), но и глубинные подземные воды. На стадии седиментогенеза еще в донных илах начинается преобразование седиментационных вод, илов, ОВ и эмиграция продуктов их преобразования.Наличие связи запасов нефтей с их качественным составом дает дополнительную информацию об их генезисе, поскольку эта связь обусловлена единым комплексом процессов, контролирующих фоссили-зацию ОВ. Восстановительная обстановка способствует сохранению от окисления таких лабильных компонентов, как полиненасыщенные жирные кислоты и белковые вещества. Такие условия благоприятствуют процессам анаэробного окисления, основным из которых является суль-фатредукция. С одной стороны, сульфатредукция служит причиной нежелательных потерь, которые, как уже было показано, не так велики, а с другой - оказывает облагораживающее воздействие на ОВ. Важную роль процессов диагенетического преобразования ОВ в формировании его нефтематеринского потенциала неоднократно отмечали Н.Б. Вассоевич, М.Ф. Двали, Н.В. Лопатин, К. Дело в том, что процесс окисления ОВ биохимический. Но при аэробном окислении настадии седиментогенеза в водной толще некромасса организмов, участвующих в окислении, остается во взвешенном состоянии и вовлекается в процесс окисления вплоть до полной минерализации. Иначе обстоит дело в восстановительных условиях иловых осадков. Вследствие разложения исходного ОВ происходит накопление некромассы бактерий, богатой липид

 

 

 

 

 

 

Контрольная работа №2

Минералы:   

 

Пирротин
Пирротин  из Бразилии
Формула	FenSn+1
Примесь	Медь, кобальт, никель,платина
Сингония	Гексагональная
Цвет	Бронзово-жёлтый
Цвет черты	Серовато-чёрный
Блеск	Металлический с тусклойпобежалостью
Прозрачность	Непрозрачен
Твёрдость	4
Спайность	Несовершенная
Излом	Раковистый, неровный; хрупок
Плотность	4,6—4,7 г/см³

 

Пирроти́н (др.-греч. πυρρότης — огненно-красный) — полиморфный минерал класса сульфидов, сульфид железа.

Название дано в 1835 году немецким минералогом Августом Брайтхауптом (Johann Friedrich August Breithaupt; 1791—1873).

Синонимы: магнитный колчедан, пиротит, магнитопирит.

Химическую формулу пирротина  отображают как Fe_nS_n+1^[1] (обычно n=6…11), или Fe_1-хS (чаще всего х = 0,1-0,2)^[2], или Fe_0.875S^[3]. Чаще всего состав Fe₆S₇ и до F_nS₁₂^[4].

Состав (%): S — 36,4—40; Fe — 60—63,6. Содержание железа может значительно варьировать. Крайний член цепи моносульфид железа (с химической формулой FeS) называют троилитом (в честь итальянского учёного Д. Троили). Троилит редко встречается в земных породах, более характерен для метеоритов^[5].

Пирротин встречается  в магматических месторождениях с породами основного состава, несколько реже в гидротермальных месторождениях, скарнах, пегматитах.

На воздухе темнеет. Обладает магнитными свойствами. Кристаллы и зёрна пирротина — природные постоянные магниты с удельной магнитной восприимчивостью 15·10⁻⁴см³/г^[6]. Троилит не обладает магнитными свойствами. Пирротину свойствененферромагнетизм. Хорошо проводит электричество. Сплавляется в чёрную массу. В кислотах растворяется очень плохо (в отличие от троилита)^[7]. Сильный анизотропизм. Плеохроизм слабый.

Кристаллы (таблитчатые, пластинчатые, столбчатые) встречаются значительно реже, чем плотные агрегаты (зернистые, сливные, иногда листоватые). Кристаллы обычно сгруппированы в розетки.

Следует отличать от внешне схожих халькопирита, борнита.

 

 

 

 

 

Флюори́т (от лат. fluo — течь), син.: плавиковый шпат, — минерал, фторид кальция CaF₂. Хрупок, окрашен в различные цвета: жёлтый, зелёный, синий, голубой, красновато-розовый, фиолетовый, иногда фиолетово-чёрный; бесцветные кристаллы редки. Характерна зональность окраски. Окраска вызвана дефектами кристаллической структуры, которая весьма тонко реагирует на радиоактивное облучение и нагревание. Иногда содержит примеси редкоземельных элементов, в некоторых месторождениях — урана и тория.

 

Флюорит
Кристаллы флюорита (голубой) ипирита (золотистый)
Формула	CaF2
Сингония	Кубическая
Цвет	Белый или бесцветный, фиолетовый, синий, сине-зелёный, жёлтый, коричнево-жёлтый или красный
Цвет черты	Белая
Блеск	Стеклянный
Твёрдость	4
Спайность	Совершенная по {111}
Излом	Ступенчатый
Плотность	3,18 г/см³
Показатель преломления	1,433—1,43

 

 

 

 

 

 

Кианит — минерал, силикат алюминия. Синоним — дистен.

Минерал получил своё название благодаря интенсивному тёмно-синему цвету (др.-греч. κυανός — «синий»).

Часто встречается в кристаллах (триклинной сингонии). Цвет минерала бывает синий, зелёный, жёлтый, фиолетовый, бесцветный или почти чёрный. Цвет вызван примесями соединений железа, марганца, титана, хрома. Кроме того, окраска может меняться в зависимости от угла зрения. Существуют камни с эффектом «кошачьего глаза», таким кианитам обычно придают форму кабошонов. В природе чаще встречаются непрозрачные спутанноволокнистые кианиты.

Твёрдость поперечная — 7, вдоль кристалла — 4,4, плотность 3,5-3,7, блеск перламутровый до стеклянного.

Состав (%): 62,92 — Al₂O₃; 37,08 — SiO₂.

Отличить кианиты от похожих  на них сапфиров можно по твёрдости камней: у кианитов она меньше. К тому же твёрдость кианитов различна по разным направлениям кристалла.

Кианит
Кристаллы кианита
Формула	Al2O(SiO4)
Сингония	Триклинная
Цвет	Голубой, зелёный, жёлтый, фиолетовый, бесцветный, чёрный
Цвет черты	Белый
Блеск	Стеклянный (жемчужный)
Прозрачность	Прозрачный, просвечивающий
Твёрдость	4 — 7
Спайность	Совершенная по {100}
Излом	Занозистый
Плотность	3,56 - 3,67 г/см³
Показатель преломления	1,72

 

Опа́л (от санскр. उपलः (upalaḥ) — «камень» через др.-греч. ὀπάλλιος и лат. ораlus) — минералоид, аморфный кремнезёмSiO₂·nH₂O (гидрат диоксида кремния), широко используемый в ювелирном деле.