Главная Случайная страница


Полезное:

Как сделать разговор полезным и приятным Как сделать объемную звезду своими руками Как сделать то, что делать не хочется? Как сделать погремушку Как сделать неотразимый комплимент Как противостоять манипуляциям мужчин? Как сделать так чтобы женщины сами знакомились с вами Как сделать идею коммерческой Как сделать хорошую растяжку ног? Как сделать наш разум здоровым? Как сделать, чтобы люди обманывали меньше Вопрос 4. Как сделать так, чтобы вас уважали и ценили? Как сделать лучше себе и другим людям Как сделать свидание интересным?

Категории:

АрхитектураАстрономияБиологияГеографияГеологияИнформатикаИскусствоИсторияКулинарияКультураМаркетингМатематикаМедицинаМенеджментОхрана трудаПравоПроизводствоПсихологияРелигияСоциологияСпортТехникаФизикаФилософияХимияЭкологияЭкономикаЭлектроника







ОРГАНИЧЕСКОЕ ВЕЩЕСТВО ОСАДОЧНЫХ ПОРОД





Органическое вещество (ОВ) как в концентрированной, так и в рассеянной форме является важнейшим генератором флюидов в осадочных бассейнах: углеводородов нефти, газоконденсатов, газов и неуглеводородов Н2О, CО2, N2 и др. Главным элементом ОВ в любой форме, т.е. и всех горючих ископаемых, является углерод.

Углерод, формы нахождения на Земле

Углерод (carbon) — четырехвалентный элемент четвертой группы Периодической системы, четвертый по распространен­ности во Вселенной (после водорода, гелия и кислорода) и зани­мает 10—11-е место в земной коре. Он присутствует в разнообраз­ных формах, соединяется с водородом, серой, азотом, кислоро­дом и металлами. Самая же уникальная черта углерода - способ­ность атомов связываться друг с другом, образуя длинные угле­родные цепи, кольца и более сложные комплексные образования, причем связь может быть не только С-С (83 ккал/моль), но и С=С. Благодаря этой способности число соединений, содержа­щих углерод, составляет 14,4 млн, в то время как всего в мире установлено 14,5 млн соединений, причем их число растет в той же пропорции. Углерод способен образовывать более прочные ковалентные связи, благодаря которым на внешней орбите атома оказывается восемь электронов, соответствующих наиболее ста­бильному состоянию вещества. Такая связь в атоме углерода возможна благодаря разделению электронов между углеродом и другими элементами, например кислородом и водородом с об­разованием самых распространенных на Земле соединений угле­рода: СО2 — наиболее окисленная форма углерода и СН4 — наи­более восстановленная форма.

Атомная масса углерода 12,011, дробное число определяется наличием двух стабильных изотопов 12С и 13С и одного радиоак­тивного изотопа 14С с периодом полураспада 5570 ± 30 лет. Кро­ме трех природных изотопов известны три искусственных — 10С, 11С, 15С. В природных соединениях резко преобладает 12С; кларки изотопов — 12С — 98,89%, 13С — 1,11%. Изотопный состав или соотношение изотопов углерода в природных объектах опре­деляют, используя величину δ13C, выраженную в частях на тыся­чу (промилле ‰), вычисляя ее на основе уравнения:


 

 

В качестве стандарта используется отношение 13С/12С в бе­лемните мелового возраста формации Пи-Ди (PDB). Углерод из­вестняков обычно более тяжелый по сравнению со стандартом, т.е. отличается более высокой концентрацией δ13C; органическое (биогенное) ОВ характеризуется более легким его составом, при­чем различные его компоненты также отличаются по соотноше­нию изотопов. Изотопный состав углерода индивидуальных при­родных соединений определяется их генезисом: составом исход­ного вещества, степенью его разделения или фракционирования в тех или иных процессах. Глубина фракционирования контроли­руется прежде всего кинетическими и термодинамическими фак­торами. При нормальной температуре наиболее восстановленные соединения с углерод-водородными связями — метан, УВ нефти содержат больше легких изотопов, а высокоокисленные кисло­род-углеродные — СО2, СО — обогащены тяжелыми изотопами. Углерод карбонатов, как правило, тяжелее стандарта. В процессе фотосинтеза в углероде увеличивается содержание легких изото­пов. Характер фракционирования также определяется температу­рой: при высокой температуре фракционирование минимальное. На рис 2.1 приведены пределы колебаний содержания δ13C в раз­личных природных объектах.

Из анализа приведенной схемы видно, что высоковосстанов-ленный углерод (метан) имеет резко различный изотопный со­став: значения δ13C для биогенного метана и метана из средин­ной долины рифтовых зон отличается на 75‰. Углерод древнего докембрийского ОВ более легкий (δ13C = -29...—33‰), чем палео­зойский, при этом углерод морского позднепалеозойского и ме­зозойского ОВ «легче», чем континентального. Для современного и плиоценового ОВ морского генезиса характерен более «тяже­лый» изотопный состав (δ13C = —16...—23‰). Наземное ОВ того возраста обычно более «легкое» (δ13C = — 23...—33‰). В целом органический углерод осадочных толщ содержит δ13C меньше на 25‰, чем углерод карбонатов. Это обусловлено процессами фото­синтеза, при которых происходит очень широкое фракциониро­вание изотопов. Дефицит δ13C служит показателем биогенного генезиса углерода, а «легкий» углерод карбонатов является пока­зателем их генетической связи с трансформацией ОВ.



 

Углерод способен образовывать различные аллотропные сое­динения. В настоящее время установлены четыре аллотропных соединения углерода, различных по структуре: алмаз, графит, карбин, фуллерен. Последний открыли совсем недавно. Возмож­но, что число аллотропных соединений со временем возрастет.

Для алмаза характерно трехмерное расположение атомов уг­лерода в пространстве, на равном расстоянии друг от друга, все атомы связаны ковалентными связями. Алмаз не поглощает свет и отличается большой твердостью. Графит имеет плоскостное расположение атомов углерода, составляющих правильные шес­тиугольники, которые по общим граням образуют сетки, напоми­нающие пчелиные соты (расстояние между атомами 1,42 Å). Сет­ки расположены слоями одна над другрй, причем их связь менее прочная (расстояние между ними 3,3 Å), поэтому легко расщеп­ляются. Карбин — линейный полимер, существующий в двух формах: собственно карбин, представляющий собой цепочку че­редующихся одинарных и тройных атомов углерода ( ), и поликумулен — также линейный полимер, но ха­рактеризующийся двойными связями атомов углерода в молекуле (С=С=С=С=С). Фуллерен известен только с 1990 г. Он представ­ляет собой полые образования типа футбольного мяча или мяча для регби, соответстенно С60 и С70. Структурные элементы фуллеренов подобны таковым графита, только плоская гексагональ­ная сетка последнего свернута и сшита в замкнутую сферу или сфероид, при этом часть шестиугольников преобразуется в пяти­угольники. В силу полого строения молекул фуллерен обладает небольшой плотностью (1,7 г/см3), что значительно ниже, чем у графита и тем более алмаза. Перспектива использования фуллеренов разнообразна — аккумуляторные батареи, полупроводники, сырье для получения алмазов, основа для запоминающей среды со сверхвысокой плотностью информации.

Фуллерены синтезированы в лаборатории, но имеющиеся способы получения дорогие и малопроизводительные. Установле­но, что возможно получение фуллеренов из природных углеро­дистых образований — шунгитов — высших антраксолитов. Со­держание фуллеренов в шунгите достигает 0,1%, т.е. разработка технологии получения фуллеренов из шунгитов, запасы которых в Карелии огромны, является важнейшей задачей.

В природе углерод распространен очень широко как в орга­нических, так и в неорганических соединениях, подавляющая часть которых принадлежит к группе карбонатных минералов.

В осадочных породах углерод присутствует в виде карбонатов (4/5) и органического вещества (1/5) и находится как в рассеян­ной форме, так и в концентрированной, в том числе в виде зале­жей горючих полезных ископаемых. В гидросфере немногим бо-


 

лее 90% углерода представлено в карбонатной форме около 9% в виде растворенного ОВ. Углерод найден в метеоритах, главным образом в карбидной форме, обнаружен в кометах, в атмосферах планет, причем, по данным спектрального анализа, космический углерод присутствует как в форме СО2, так и в виде органических соединений СН, CN, CS2, HCN и более сложных.

Органическое вещество в стратисфере, распределение и состав

Органическое вещество (ОВ) является обязательным компо­нентом практических всех осадочных образований начиная с конца архея. Н.Б. Вассоевич еще в 1967 г. предложил применять термин «органический» лишь в смысле «биогенный», т.е. связан­ный с организмами, термин «органические соединения» заменить на «кахигены», созданные углеродом и водородом (carbon hydrogen, genesis). Понятие «органическое вещество», представля­ющее сложную природную смесь кахигенов, заменить понятием «кахигениты», который впоследствии был трансформирован в термин «кахиты», а ОВ осадочных пород и осадков стало имено­ваться «седикахиты» (СК) (Вассоевич, 1967).

Среднее содержание органического (Сорг) или некарбонатно­го углерода для осадочных пород составляет около 0,55-0,6% что соответствует 13-15 кг Сорг на 1 м3. Средние величины содержа­ния того или иного элемента (кларковые значения, или кларки а для отдельных типов пород - субкларки) несколько различны по данным разных исследователей. Они также варьируют в зависи­мости от региона и возраста отложений. Так, Ф. Кларк определил величину Сорг для осадочных пород — 0,65%, субкларк для гли­нистых — 0,80%; П. Траск определил субкларк для кластических пород - 0,75%, для карбонатов - 0,49%. На большом фактичес­ком материале им было показано, что присутствие Сорг свой­ственно всем современным и ископаемым осадкам, что его со­держание колеблется по стратиграфическому разрезу, достигая максимума в кайнозое; в глинистых породах содержание Сорг в два раза больше, чем в алевритовых, а в последних - в два раза больше, чем в песчаных. Установленная зависимость содержания Сорг от типа осадка Н.Б. Вассоевичем была названа «закономер­ностью Траска»; она неоднократно подтверждалась для различ­ных регионов мира. Средние содержания Сорг для разных литотипов, так же как и для различных стратиграфических интервалов разреза, уточняются и, очевидно, несколько изменятся как в ту, так и в другую сторону.

А.Б. Роновым и А.А. Мигдисовым (1970) на примере Русской платформы показано возрастание содержания Сорг от протеро-


зойских пород к кайнозойским как для всех типов пород: PR — 0,18%, PZ — 0,34%, (MZ+KZ) — 0,64%, так и для отдельных ли-тотипов: глины PR - 0,35%; PZ - 0,7%; (MZ+KZ) - 0,94%; пески-алевролиты — 0,08-0,36%; карбонаты — 0,06-0,47%.

На основе анализа всех опубликованных данных и несколь­ких тысяч анализов содержания и состава Сорг Н.Б. Вассоевичем приняты следующие субкларки: глинистые породы — 0,9%, алев­ритовые — 0,45%, песчаные и карбонатные — 0,2%, все типы по­род - 0,58% (табл. 2.1).

Кларковые значения Сорг для всех пород стратисферы конти­нентов составляют 0,50% (Ронов, Ярошевский, 1976), для океа­нов - 0,51% (Троцюк, Марина, 1988).


Распределено ОВ в осадочных породах крайне неравномерно. В табл. 2.1 приведена классификация осадочных пород по содер­жанию ОВ (Сорг). В ней прежде всего выделяются две основные группы: рассеянное ОВ—РОВ и концентрированное ОВ—КОВ. Граница между ними проведена условно по содержанию Сорг = 2,5%; это значение в четыре раза выше кларка. В следую­щих графах нижний предел концентраций Сорг в каждом случае в четыре раза больше значений в предыдущей графе. Породы пер­вой подгруппы резко преобладают среди отложений различных возрастных диапазонов. Породы 5-й и частично 4-й подгрупп, ха­рактеризующиеся высоким содержанием Сорг (более 20%), отно­сятся к каустобиолитам, на долю которых, по расчетам Н.Б. Вас-соевича, приходятся всего 2% обшей массы Сорг континентально­го сектора стратисферы. Другие авторы оценивают их долю еше


 

меньшими цифрами. Своеобразной группой пород являются гли­нисто-карбонатные, иногда глинисто-карбонатно-кремнистые породы, содержащие Сорг в количестве, на порядок превышаю­щий кларк. Они получили название доманикиты по их широкому распространению в доманиковом горизонте (D3) на северо-восто­ке Русской плиты. По аналогии с доманикитами выделяют баже-новиты (J3 Западной Сибири), хадумиты (Р3, хадумский горизонт Предкавказья). В настоящее время к доманикитам относятся по­роды глинисто-карбонатные или глинисто-кремнистые с содер­жанием Сорг > 5%; породы сходного литологического состава, но содержащие Сорг (РОВ) в количестве от 1—(0,5) до 5% называют­ся доманикоиды. Нижняя граница концентрации Сорг в горючих сланцах, по разным авторам, колеблется в пределах 15—25%. Го­рючие сланцы разного состава и возраста также имеют собствен­ные названия, например кукерситы, торбаниты, тасманиты, ку-ронгиты и др.

Органическое вещество по стратиграфическому разрезу фанерозоя распространено крайне неравномерно. Если средние значения концентраций Сорг максимальны для кайнозоя, то общая масса С.зрГ максимальна для юры, затем для мела, карбона и девона.


 

 

На рис. 2.2 приведено распределение масс Сорг начиная с от­ложений верхней юры. Максимальная масса Сорг отмечена для этложений К1 затем J3, причем для континентов и акваторий ха­рактер распределения сходен.

Обогащенные Сорг прослои - доманикиты и доманикоиды — присутствуют практически во всех системах фанерозоя, отмеча­ются они и в докембрии. Отложения, обогащенные РОВ, просле­живаются на одних стратиграфических уровнях на разных конти­нентах, они не совпадают с эпохами угленакопления. Распределе­ние таких уровней в стратиграфическом разрезе фанерозоя при-зедено на рис. 2.3. Интересно отметить, что в докембрийских толщах контраст между кларковыми концентрациями и домани-коидными прослоями более резкий, в кайнозойских разрезах концентрации Сорг менее контрастны. Наиболее значимые по


масштабам накопления РОВ отмечаются в конце D3 и конце J3. Подробнее этот вопрос рассмотрен в гл. 3.

Форма нахождения и морфология ОВ в осадочных поро­дах также различны. Выделяются следующие формы: 1) морфоло­гически оформленный растительный детрит; 2) бесструктур­ные включения гидрофобного ОВ в виде капель или комочков;

3) сорбированные на поверхности минеральных частиц породы;

4) растворенные, содержащие ОВ в форме солей; 5) ОВ, входя­щее в состав кристаллической решетки минералов.

При наблюдении ОВ под поляризационным микроскопом в петрографических шлифах отчетливо выделяются три группы включений (Ларская, 1983). I тип — дисперсное ОВ, размер час­тиц не более 0,005 мм, оно практически все находится в сорбиро­ванном состоянии, в отдельных случаях выделяются колломорф-ные макровключения капельной формы, нечетко отграниченные от минеральной матрицы. Обычно такая форма ОВ наблюдает­ся в доманикитах и отличается повышенной концентрацией. II тип — детритное ОВ, размер частиц более 0,005 мм, ОВ четко отделено от вмещающей породы. Этот тип объединяет углистый споро-пыльцевой и водорослевый детриты. Включения ОВ I и II типа тесно связны со структурой и петрографическим типом пород. В III тип объединяются изотропные включения ОВ, фор­ма и размер которых определяются характеристиками межзерно­вого пространства и не зависят от генезиса и структуры породы, т.е. это эпигенетичное ОВ. К выделению этого типа ОВ надо от­носиться очень осторожно, для его определения необходимо при­влекать химико-битуминологические показатели. Две первые группы имеют связь ОВ с матрицей вмещающих пород. Проч­ность и форма связи ОВ с минеральной матрицей породы зави­сят от генетического типа ОВ, в значительной степени определя­ющего его состав, гранулометрического и минерального соста­ва матрицы породы, Р-Т-условий в недрах и т.д. Наиболее рас­пространенная форма нахождения ОВ — сорбированная (РОВ), причем чем больше поверхность минеральных зерен, тем больше ОВ сорбируется. Именно поэтому глины наиболее обогащены ОВ по сравнению с другими литотипами.

При исследовании ОВ осадочных пород и осадков в нем вы­деляют различные аналитические группы: растворимые компо­ненты, включающие гуминовые вещества и битумоиды, и нераст­воримые компоненты. Гуминовые вещества — это прежде всего гуминовые кислоты — фракция ОВ, извлекаемая водным раство­ром шелочи из осадков, почв, углей и осаждаемая минеральными кислотами. Эти вещества темно-коричневого цвета представляют собой высокомолекулярные полимерные соединения, богатые кислородом, содержащие также серу и азот. Элементный состав:


С = 55-65%; Н = 3,5-5,5%; ∑(O+N+S) = 30-40%. Генетичес­кая природа их может быть различна: главным образом они обра­зуются из лигнина, но возможно их образование из углевод­но-белкового материала. Они формируются на ранних стадиях биологического преобразования исходного ОВ. Гуминовые кис­лоты свойственны ОВ осадочных пород только на ранней стадии катагенетической эволюции, на границе прото- и метокатагенеза (в углях при переходе бурых в каменные) они исчезают. Часть их переходит в нерастворимое состояние, образуя гумины — вещест­ва, углеродный скелет которых представлен ароматическими цик­лами с короткими боковыми цепями.

Битуминозные компоненты ОВ аналитически выделяются как битумоиды (в отличие от битумов — природных продуктов преобразования нефти). Битумоиды — компоненты ОВ, извлекае­мые из ОВ и породы органическими растворителями — хлоро­формом, бензолом, петролейным эфиром, ацетоном, спирто-бен-золом, четыреххлористым углеродом и др. Битумоиды, извлекае­мые различными растворителями, количественно и качественно отличаются друг от друга, поэтому необходимо указывать вид растворителя. В практике геохимических исследований и нефте-поисковых работ обычно используется хлороформ, экстрагирую­щий наиболее нейтральные, близкие к нефти по составу фракции ОВ, и спирто-бензол, извлекающий более кислые компоненты — смолы, кислоты. В таком случае выделяют соответственно хлоро-форменный битумоид (ХБ) и спирто-бензоловый битумоид (СББ). Элементный состав битумоидов изменяется в зависимости от степени катагенетического преобразования ОВ пород и гене­тического типа ОВ. По сравнению с нефтью ХБ беднее углеро­дом и водородом и богаче гетероэлементами: С = 73-82%, Н - 8-11%, ∑(O+N+S) = 7-20%.

В компонентном составе битумоидов выделяются те же фрак­ции, что и в нефтях: масла, смолы и асфальтены. Масла — это наиболее легкая фракция битумоида, растворимая в петролейном эфире и не адсорбирующаяся из этого раствора силикагелем или другим адсорбентом. Масла состоят в основном из УВ (tкип > 200°С) и содержат небольшое количество легких смол; они имеют вязкую или полужидкую консистенцию, их цвет — от светло-желтого до светло-коричневого. Масла так же, как и неф­ти, содержат хемофоссилии — УВ, позволяющие идентифициро­вать исходное вещество и проводить корреляцию ОВ — нефть.

Смолы — фракция битумоидов, растворимая в петролейном эфире и адсорбируемая из этого раствора силикагелем и другими адсорбентами. Смолы отличаются от других компонентов биту­моида повышенной концентрацией гетероэлементов и прежде всего кислорода. Молекулярная масса смол колеблется от 500 до


 

1000. По способности вытесняться из адсорбента различными по полярности растворителями смолы подразделяются на аналити­ческие подгруппы — бензольные и спирто-бензольные смолы. Первые — более нейтральные, полужидкие и твердые, цвет изме­няется от оранжевого до темно-коричневого; спирто-бензольные смолы — темно-коричневые до черных, твердые, иногда хрупкие, содержат больше кислорода по сравнению с первыми.

Асфальтены — наиболее высокомолекулярная фракция биту-моидов (молекулярная масса 1000-8000), нерастворимая в петро-лейном эфире. Это черные порошкообразные, иногда хрупкие ве­щества. Их структура представлена в основном конденсирован­ными ароматическими ядрами, по периферии которых располага­ются циклические и ациклические заместители, содержащие гете-роэлементы.

По степени связи битуминозных компонентов с породой вы­деляются разные аналитические типы битумоидов: 1) битумоид «А», извлекаемый из породы методом холодной и горячей экст­ракции без предварительной обработки соляной кислотой, — свободный битумоид «А» — ХБА; 2) битумоид «С» более проч-носвязанный, входящий в кристаллическую решетку карбонатных минералов; этот битумоид извлекается последовательно после би-тумоида «А» и обработки породы соляной кислотой. Выделяют также битумоид «В», который извлекается обычно из углей в условиях высокого давления после удаления битумоида «А».

Наиболее легкую и восстанавливаемую часть битумоида, близкую по составу к нефти, Н.Б. Вассоевич назвал микронефтью (Вассоевич, 1967, 1973), («диффузионно-рассеяная», по И.М. Губ­кину). Этот термин для обозначения миграционноспособной час­ти битумоида использовали Б. Тиссо и Д. Вельте (1981). Ана­литически микронефть включает масла и часть смолисто-асфаль-теновых компонентов, которые наименее сорбированы и легко растворимы в УВ части битумоида. Микронефть — «это эволю­ционирующая предшественница нефти, ее скрытая утробная ста­дия существования» (Вассоевич, 1973). Содержание и состав мик­ронефти в осадках/породах изменяется по мере развития литоге­неза. Термин «микронефть» — удачный, он отражает генетичес­кое родство ОВ пород с нефтью в залежах. К сожалению, в на­стоящее время он мало используется в отечественной и особенно в зарубежной литературе. Микронефть или УВ, так же как и Сорг, широко распространены в породах континентального сектора стратисферы, в современных и древних осадках океанов и морей. Повсеместность распространения УВ в стратисфере дала основа­ние для выделения углеводородной сферы Земли, или увосферы (Соколов, 1991).


Доля битумоида в ОВ или степень битуминизации ОВ (коэф­фициент р) измеряется в процентах. В практике геохимических исследований обычно рассчитывается битумоидный коэффици­ент как выраженное в процентах отношение битумоида к Сорг: β= (ХБА/Сорг)·100%.


В.А. Успенским была установлена закономерность — увели­чение роли битуминозных компонентов в ОВ пород при умень­шении его содержания. Н.Б. Вассоевич установил подобную об­ратную зависимость для ОВ современных осадков, она получи­ла название закономерность Успенского-Вассоевича. Суть ее сво­дится к следующему: с увеличением дисперсности ОВ доля биту­минозных компонентов в нем растет. Соблюдение этой законо­мерности (рис. 2.4) — надежный показатель автохтонности, или сингенетинности, битумоидов. Предпочтительнее использо­вать первый термин, хотя в литературе чаще употребляется вто­рой. Термин «сингенетичный» подразумевает не только единство места образования, но и единство времени образования. В слу­чае битумоидов речь идет только о генетическом единстве, т.е. единстве источника - места образования; время образования би­тумоидов, как правило, только частично соответствует време-


 

ни захоронения OB в осадке (для автохтонных битумоидов β < 20-25%). Отсутствие такой связи (см. рис. 2.4), т.е. чрезмерно высокие значения (β > 40-50%, — показатель аллохтонности, или эпигенетичности, битумоидов. Аллохтонные битумоиды отлича­ются большей восстановленностью, значительным преобладанием масел, более высоким содержанием водорода, т.е. их состав зна­чительно ближе к нефти.

Выделяют еще так называемые параавтохтонные битумоиды, представляющие собой битуминозные компоненты, перемещен­ные внутри одной толщи, т.е. утратившие связь с исходным ОВ, но не покинувшие толщи в целом, т.е. это автохтонный битумо-ид + миграционная часть битумоида соседнего участка толщи. Такие битумоиды характеризуются также повышенной концент­рацией масел, β > 20%. Остаточные битумоиды, отдавшие свою миграционную часть, характеризуются низкими значениями β — 2-3%. Микстобитумоиды, или смешанные, образующиеся при смешении син- и эпибитумоидов, обладают промежуточны­ми характеристиками.

Определение генетических типов битумоидов в исследуемых породах и толшах — важный и необходимый этап при нефтепо-исковых работах. Для этого помимо химико-битуминологических широко используются люминисцентно-битуминологические ме­тоды. Битумоиды обладают способностью люминесцировать, поэ­тому люминесцентная микроскопия и спектроскопия широко ис­пользуются для их диагностики.

Обычный люминоскоп позволяет проводить наблюдения над битуминозными веществами без дробления породы, не нарушая их взаимоотношений с минеральной матрицей. Характер распре­деления битуминозных веществ в породе, или так называемые битуминозные текстуры, — это первый шаг на пути определения генетического типа битумоидов. Равномерная битуминозная тек­стура свойственна автохтонным битумоидам. Неравномерное рас­пределение — селективно-насыщенная текстура — типична для параавтохтонных битумоидов, трещинные и поровые текстуры — для аллохтонных и миграционных битумоидов. Различные типы пород характеризуются разной автохтонной битуминизации; рас­пределение их в литотипах приведено в табл. 2.2.


 

Нерастворимая в водных растворах щелочей и в органичес­ких растворителях часть ОВ или НОВ составляет основную часть ОВ. Эту часть зарубежные геологи и геохимики называют кероге-ном. Н.Б. Вассоевич рекомендовал называть керогеном все ОВ, поскольку нерастворимые компоненты составляют подавляющую его часть; в отечественной литературе чаще всего используется аббревиатура НОВ, термин «кероген» здесь является синонимом НОВ.


Специфика РОВ именно в том, что для изучения его подав­ляющей части — НОВ — требуются химические методы извлече­ния его из пород. НОВ выделяется из породы при многократной обработке соляной и плавиковой кислотами до полного исчезно­вения минеральной части. Естественно, этот процесс очень тру­доемкий и длительный. Полученный таким образом черный по­рошок представляет собой кероген, который подвергается раз­личным аналитическим исследованиям.

За последнее десятилетие появилось немало публикаций по геохимии НОВ. Достаточно широкое развитие, особенно за рубе­жом, получили термические, в частности пиролитические, иссле­дования керогена в сочетании с газово-хроматографическим и масс-спектрометрическим анализом. При этом не потеряли свою актуальность рентгеноструктурные и углепетрографические мето­ды. Исследования НОВ имеют несколько аспектов: эволюцион-но-генетический, включающий как определение исходных биоло­гических предшественников ископаемого ОВ, так и степени его


катагенетической преобразованности; литолого-фациальный, по­зволяющий установить связи типов ОВ с фациально-литологи-ческим типом вмещающих пород и/или толщ. Результаты иссле­дования НОВ используются в нефтегазопоисковой геологии для прогнозной оценки объектов того (или) иного масштаба.








Date: 2015-04-23; view: 580; Нарушение авторских прав

mydocx.ru - 2015-2017 year. (0.01 sec.) - Пожаловаться на публикацию