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 (С_орг) или некарбонатно­го углерода для осадочных пород составляет около 0,55-0,6% что соответствует 13-15 кг С_орг 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 С_орг 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 С_орг свой­ственно всем современным и ископаемым осадкам, что его со­держание колеблется по стратиграфическому разрезу, достигая максимума в кайнозое; в глинистых породах содержание С_орг в два раза больше, чем в алевритовых, а в последних - в два раза больше, чем в песчаных. Установленная зависимость содержания С_орг от типа осадка Н.Б. Вассоевичем была названа «закономер­ностью Траска»; она неоднократно подтверждалась для различ­ных регионов мира. Средние содержания С_орг 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 С_орг 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 С_орг 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 С_орг 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 (С_орг). В ней прежде всего выделяются две основные группы: рассеянное ОВ—РОВ и концентрированное ОВ—КОВ. Граница между ними проведена условно по содержанию С_орг ⁼ 2,5%; это значение в четыре раза выше кларка. В следую­щих графах нижний предел концентраций С_орг 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 С_орг (более 20%), отно­сятся к каустобиолитам, на долю которых, по расчетам Н.Б. Вас-соевича, приходятся всего 2% обшей массы С_орг континентально­го сектора стратисферы. Другие авторы оценивают их долю еше

меньшими цифрами. Своеобразной группой пород являются гли­нисто-карбонатные, иногда глинисто-карбонатно-кремнистые породы, содержащие С_орг 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 С_орг > 5%; породы сходного литологического состава, но содержащие С_орг (РОВ) в количестве от 1—(0,5) до 5% называют­ся доманикоиды. Нижняя граница концентрации С_орг 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 С_орг максимальны для кайнозоя, то общая масса С.зр_Г максимальна для юры, затем для мела, карбона и девона.

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

Обогащенные С_орг 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 С_орг 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 (t_кип > 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 С_орг, 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 С_орг: β= (ХБА/С_орг)·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.