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






Диагенетические преобразования OB





Накопление OB тесно связано со следующим этапом в жизни осадка и органического вещества — этапом диагенеза. По Н.М. Страхову, диагенез — совокупность природных процессов преобразования рыхлых осадков в породу или процессы физи­ко-химического уравновешивания первичных компонентов осад­ка в термодинамических условиях поверхности Земли. В поверх­ностном слое осадка можно выделить четыре компонента: мине­ральная часть, костное органическое вещество (остатки отмерших животных и растений), поровые воды и живые организмы бенто­са. При всем разнообразии наиболее активной группой являются микроорганизмы, пользующиеся широким распространением.

Деятельность микроорганизмов определяет практически все протекающие в раннем диагенезе процессы, поэтому его называ­ют микробиальной стадией осадка; в позднем диагенезе ОВ также испытывает преобразования, связанные с микробиальной дея­тельностью, поэтому в целом диагенез — это биогенная стадия преобразования осадка.

Н.М. Страхов выделил следующие этапы диагенеза. Самый ранний протекает в верхнем слое осадка, находящемся в окисли­тельной или нейтральной обстановке. В бассейнах с нормальным кислородным режимом толщина этого слоя 10-15 см, но может достигать и 0,5 м. В бассейнах с дефицитом кислорода этот слой не превышает нескольких сантиметров или вообще отсутствует. В течение этого этапа образуются железомарганцевые конкреции, фосфориты, некоторые цеолиты; продолжительность его от не­скольких дней до тысячелетий. Второй этап раннего диагенеза протекает в современных осадках до глубин 10 м и характеризует­ся восстановлением сульфатов, железа и марганца. Для третьего этапа, видимо, характерно прекращение бактериальной деятель­ности. В это время происходит перераспределение новообразован­ных минералов, формирование конкреций, локальная цементация и перекристаллизация ранее образовавшихся минералов. На чет­вертом этапе происходит превращение рыхлого осадка в крепкую компактную породу (литификация); отжим поровых вод протекает до глубин 300 м. Происходит дегидратация водных минералов и частичная перекристаллизация глин. На наш взгляд, Н.М. Страхов завысил роль раннего диагенеза в минералообразовании.



В жизни ОВ в диагенезе выделяется три стадии биохимичес­кого разложения и формирования керогена. Общая схема преоб­разования ОВ приведена на рис. 3.8. Биохимическое разложение ОВ начинается сразу после отмирания бионтов еще в эуфотичес-ком слое, но наиболее интенсивно протекает в поверхностном слое осадка. Белки и углеводы подверглись расщеплению в вод­ной толще. В результате в осадках присутствуют аминокислоты и


сахара, содержание их редко превышает 10% и быстро сокраща­ется с глубиной; количество жирных кислот также сокращается, но в некоторых случаях их находят и на больших глубинах (рис. 3.9) В ничтожных количествах аминокислоты и сахара встречаются и в древних породах.

Характерной особенностью распределения микроорганизмов в осадках является резкое уменьшение их общего количества на глубине в несколько дециметров, особенно контрастное в совре­менных отложениях Мирового океана. Такое резкое сокращение плотности популяций микроорганизмов в осадках обусловлено рядом факторов: истощением части ОВ, доступного для питания, накоплением вредных для жизнедеятельности бактерий веществ, физико-химическими изменениями в осадке. Для всех типов осадков морей и озер наблюдается резкое преобладание аэробов, их количество превышает численность анаэробов на один-два порядка (табл. 3.11).

В.А. Успенский, выдающийся российский геохимик, много сделавший для познания процессов диагенеза, подчеркивал, что при отсутствии органического вещества и соответственно бактери-

5 Баженова 129

 

 

альной жизни даже абсолютно изолированный от доступа атмосферы хадок не может приобрести каких-либо признаков восстановлен­ности даже за геологически длительный период, т.е. восстановлен-ность осадка достигается только за счет биологического потребле­ния кислорода, в том числе и связанного (Успенский, 1970).

Процесс разложения ОВ протекает по-разному в зависимости от окислительно-восстановительных условий в осадке, в то же зремя количество и качество ОВ формируют окислительно-вос­становительный потенциал осадка.

Окислительно-восстановительную обстановку среды осадкона-копления определяет степень изолированности этой среды от пря­мого доступа свободного кислорода и деятельность микрофлоры, зависящая от количества и качества ОВ, присутствующего в осадке.

В окислительных обстановках разрушение органического ве­щества описывается схематическим уравнением:

Бактерии используют молекулярный кислород и окисляют органическое вещество до СО2 и воды. В условиях продолжаю­щегося доступа кислорода ОВ может израсходоваться полностью. Так и происходило, видимо, во многих хорошо аэрируемых пес­чаных осадках, в которых практически отсутствует Сорг.

В случае когда поступающий извне кислород потребляется микроорганизмами быстрее, чем он может диффундировать в осадок, или весь свободный кислород израсходован полностью, т.е. при отсутствии кислорода в осадке, устанавливается восста­новительная обстановка, тем более резко выраженная, чем актив­нее процессы анаэробного разложения ОВ (Успенский, 1970). Та­кая обстановка существенно легче возникает в тонкозернистых осадках: глинах, алевролитах, тонких карбонатных илах, благода­ря тому что поровое пространство вскоре становится замкнутым и поровые воды разобщаются с покрывающей морской и озерной водой и содержат больше ОВ.



Высокая биопродуктивность ОВ способствует появлению об-становок, характеризующихся дефицитом кислорода, выразив­шимся в' низких и отрицательных значениях окислительно-вос­становительного потенциала Eh. В таких условиях скорость дес­трукции ОВ резко снижается, разрушение ОВ идет только за счет анаэробных гетеротрофных бактерий, в осадке создаются восста­новительные и резко восстановительные условия. При низких концентрациях ОВ, обычно ниже 0,5%, значения Eh положитель­ные (+200 мВ). Процессы разложения ОВ интенсивны в том слу­чае, когда до полного сгорания существуют окислительные и рез­ко окислительные условия диагенеза.



Процесс идет по схеме:

В анаэробном разрушении ОВ выделяются две стадии. На первой — гетеротрофная группа анаэробных бактерий, так назы­ваемые первичные анаэробы, подвергают ферментативному гид­ролизу и брожению основные классы органических соединений (белки, липиды, полисахариды) с образованием низших жирных кислот, спиртов, альдегидов, кетонов, СО2 и Н2О. Эти метаболи­ты на второй стадии анаэробной деструкции служат субстратами для вторичных анаэробов-сульфатредуцируюших и метанобразующих бактерий. Таким образом,

в анаэробных природных эко­системах в процессе деструкции ОВ происходит постоянное по­требление низкомолекулярных органических соединений. При этом первая стадия анаэробного разложения, как правило, опере­жает вторую, поэтому в иловых водах осадков накапливается не­которое количество простых веществ (кислот, спиртов, альдеги­дов, кетонов и др.).


Анаэробное разрушение ОВ идет по схеме:

Анаэробное разрушение белков с образованием спирта идет по схеме: дезаминирование, гидролиз и декарбоксилирование.

Сульфатредуцирующие бактерии — анаэробные гетеротрофы извлекают кислород из сульфатов; они всегда присутствуют в морских водах.

Сероводород, образующийся в результате бактериального восстановления сульфатов иловой воды, в основном фиксируется в виде нерастворимых (или плохо растворимых) соединений в твердой фазе осадков. В результате исследований Э.Ф. Остроумо­ва было показано, что в твердой фазе осадков в ходе восстанов­ления сульфатов и при следующем метаболизме сероводорода присутствуют следующие формы серы: сульфидная (кислотораст-воримые сульфиды железа), пиритная (дисульфид железа), эле­ментная и органическая.

При недостатке железа H2S выходит в придонную воду. В окислительных условиях аэробы — сероокисляющие бактерии — снова переводят его в сульфат или выпадает элементная сера, ко­торая может образовываться в осадках только в результате окис­ления сероводорода и сульфидов. В осадках она присутствует в большинстве случаев в рассеянном мелкодисперсном состоянии. Крайне редко можно видеть «капельки» элементной серы в телах бактерий, окисляющих сульфиды.

Органическая сера постоянно присутствует в составе органи­ческого вещества в осадках, затронутых процессом бактериальной сульфатредукции, и, судя по изотопному составу, следует отли­чать эту диагенетически образованную форму серы, которая яв­ляется производной бактериального сероводорода, от серы, при­жизненно накапливающейся в живых организмах моря.

В процессе бактериальной сульфатредукции происходит фракционирование изотопов серы: восстановленные продукты (в том числе и сера органическая) обогащаются легким изотопом, окисленные — тяжелым, т.е. в остаточном сульфате накапливает­ся тяжелый изотоп. Об интенсивности процессов сульфатредук­ции можно судить по количеству образовавшегося сероводорода. На восстановление сульфатов израсходовалась какая-то часть ОВ, его потери на сульфатредукцию также прямо пропорциональны образовавшемуся количеству H2S. Та часть ОВ, которая не была утилизована бактериями, вскоре оказывается в составе вновь об­разованных полимерных структур — гуминовьгх веществ, объеди­няющих гуминовые и фульвовые кислоты. В осадках эти вещест­ва образуются при конденсации автохтонного, в основном планк­тонного, материала (белки, углеводы и производные липидов) и (или) аллохтонного, принесенного с суши вещества (главным об­разом лигнин и целлюлоза).

По строению гуминовые кислоты, образующиеся в субак-вальных осадках, отличаются от почвенных гуминовых кислот.


 

Фенольные составляющие в гуминовых кислотах морских осад­ков представлены менее широко. Напротив, величина отношения Н/С у них возрастает. Это следствие обогащения морских гуми­новых кислот алифатическими звеньями и алициклическими сое­динениями.

Жирные кислоты могут входить в структуру гуминового ве­щества в виде алифатических эфирных группировок.

Углеводороды не вовлекаются в процесс полимеризации, так как в их структуре отсутствуют функциональные группы, необхо­димые для связывания с гуминовыми образованиями. Однако различные типы органических соединений, в том числе углеводо­роды, входят во взаимодействие с гуминовыми компонентами органического вещества посредством физической адсорбции или путем образования слабых водородных связей.

Степень обогащения современных осадков гуминовыми и фульвовыми кислотами и их природа, видимо, различны и опре­деляются конкретными условиями. В тех районах, где происходит значительный вынос с континента и аллохтонный материал, представленный остатками высших растений, зачастую является главным источником ОВ, гуминовые и фульвовые кислоты обыч­но характеризуются высокими концентрациями. В их составе, ви­димо, находятся гуминовые кислоты почв, которые были снесены в бассейн седиментации. В составе аллохтонного материала мо­жет принять участие переотложенное органическое вещество, пе­ремытое из древних отложений и перенесенное реками в бассейн, где происходит осадконакопление. Гуминовые кислоты образуют­ся и в осадках, где привнос терригенного ОВ ничтожен. В целом же гуминовый материал— производный терригенного органичес­кого вещества преобладает над соответствующим материалом, возникшим за счет автохтонных морских источников. В гумино­вых кислотах, видимо, концентрируются и фиксируются тяжелые металлы: U, V, Сu, Ni


Далеко не все ОВ в осадке переходит в гуминовые кислоты. В зависимости от исходного органического вещества и условий его преобразования содержание гуминовых веществ в осадках ко­леблется от 10 до 80%, причем с глубиной их количество снижа­ется.

В составе ОВ осадков возникает также особая группа высоко­молекулярных соединений, прочно связанных с минеральной частью осадка, — так называемые остаточные нерастворимые со­единения (НОВ).

Липоидные (липидные) вещества менее подвержены измене­нию в седиментогенезе, что определяется биохимической стой­костью биомолекул, устойчивостью к микробиальному (фермен­тативному) разрушению в осадке и химической стойкостью био-


молекул. Из биомолекул образуются более стойкие соединения, зсоторые можно отнести к двум группам новообразований: 1) гео-дипоидины, способные растворяться в органических растворите­лях (с аналитической точки зрения это битумоиды); 2) геополимерлипоидины — высокомолекулярные, потерявшие способность растворяться в органических растворителях — нерастворимые компоненты керогена. Специфической чертой геолипоидинов и геополимерлипоидинов является унаследованность основных элементов молекулярной структуры исходных биолипоидинов, т.е. цепей, состоящих из СН2 групп, изопреноидных цепей циклических систем типа моноциклических терпенов (Гусева и др., 1976).

Хотя липиды — наиболее стойкая группа в отношении бакте­риальной атаки, она в диагенезе так же претерпевает преобразо­вания. В осадке протекают биохимические реакции: гидролиз, гидратация, декарбоксилирование, эфирообразование, дегидрата­ция, в результате которых происходит распад до более стойких соединений, в основном кислот, а также образуется незначитель­ное количество УВ.

1. Биохимическое декарбоксилирование жирных кислот.

2. Гидрирование (за счет бактериального водорода):

 

3. Солеобразование:

В живой природе преобладают четные жирные кислоты, в ре­зультате декарбоксилирования образуются нечетные УВ:


 

4. Ангидридизация кислоты (отнятие воды у кислот) - дегид­ратация:


 



5. Образование сложных эфиров (эстеров) с оксикислотами:

6. Диспропорционирование (перераспределение) водорода:

В результате в ОВ накапливаются длинноцепочечные спирты и кетоны, воски, растительные смолы, при этом сохраняются унаследованные от биопродуцентов длинные цепи н-алканов, изопреноидные структуры, стераны и гопаны.

Главным направлением превращения липидного материала в диагенезе является образование нерастворимых компонентов керогена, причем ход этих превращений контролируется окисли­тельно-восстановительными условиями формирования осадка. Более окислительные условия способствуют формированию боль­ших количеств нерастворимой части керогена, восстановитель­ные — сохранению липидных веществ в виде битуминозных ком­понентов.

Окислительно-восстановительные условия в осадке определя­ются содержанием органического вещества. Возникновению вос­становительных обстановок способствуют высокая биопродуктив­ность, повышенная скорость осадконакопления, в результате ко­торой ОВ быстрее выводится из зоны аэрации. Показателем


окислительно-восстановительной обстановки, господствующей в осадке, является характерный комплекс сингенетических мине­ральных образований серы, железа, марганца, в основном соеди­нения серы и железа (аутигенно-минералогических форм железа). По их соотношению выделяют геохимические фации. Это понятие было введено Л.В. Пустоваловым, затем расширено и дополнено Н.М. Страховым, Л.В. Гуляевой, Г.И. Теодоровичем и др. Геохи­мические фации выделяются как для современных, так и иско­паемых остатков. Большинством исследователей под термином «геохимическая фация» понимается комплекс отложений, харак­теризующийся одинаковыми изначальными геохимическими по­казателями или сходными условиями образования ОВ. Выделен­ные фации именуются по преобладанию минералогической фор­мы железа, поэтому они отвечают минералогическим фациям. Разные авторы используют разные названия геохимических фа­ций. Так, Н.М. Страхов использовал преобладающий состав ми­нералов железа — гидроокисная, сидеритовая, пиритовая. Каждая характеризуется определенным содержанием ОВ и окислитель­но-восстановительным потенциалом.

В.А. Успенский подчеркивал, что «высокая восстановитель-ность» осадка, по существу, относится только к минеральной его части, органическое вещество в целом претерпевает окисление и в окислительных, и в восстановительных фациях осадка.

Л.А. Гуляева предложила выделять окислительно-восстанови­тельные обстановки по количеству серы сульфидной (Sид): I — окислительная - восстановление сульфатов не происходит (Sид — отсутствует); II — субокислительная — восстановле­ние сульфатов происходит на глубине; III — восстановительная (Sид ~ 0,5% — слабо восстановительная, 1-0,5% — восстанови­тельная, Sид > 1% резко восстановительная); IV — сероводород­ная, процесс восстановления сульфатов захватывает весь осадок, выделяющийся сероводород связывает все железо, а избыток его выходит в придонную воду. На примере современных осадков Калифорнийского залива показано, что при незначительных со­держаниях ОВ в осадке (менее 0,5%) процессы сульфатредукции

не проявляются.

Методика количественной оценки потерь ОВ, или «диагене-I тических потерь», (Сред) на редукцию минералов железа в диаге­незе была разработана Н.М. Страховым и Э.С. Залманзон и уточ­нена В.А. Успенским. Процесс идет согласно уравнениям:

 

 

По этим формулам легко рассчитать потери углерода: на об­разование 1 г железа лептохлоритового или сидеритового расхо-


дуется 0,054 г углерода, а на образование железа пиритного — 0,805 г углерода (Успенский, 1979).

Эта методика широко использовалась геологами-нефтяника­ми и геохимиками. Необходимо отметить, что к подсчету диаге-нетических потерь ОВ в породах надо подходить с большой осторожностью, так как отделить аутогенные комплексы от ги­пергенетических и катагенетических, как правило, трудно. Кроме того, не надо забывать, что подсчитанные таким образом диаге-нетические потери составляют только часть редукционных потерь ОВ, так как эта методика учитывает только твердую фазу образо­вавшихся продуктов и не предусматривает учета расхода ОВ на летучие и прежде всего H2S, который ушел в осадок. Общие же потери ОВ на сульфатредукцию составляют часть потерь анаэро-богенеза, поскольку какая-то часть ОВ была потреблена метанге-нерируюшими бактериями. Подавляющая же часть ОВ, достиг­шего поверхности осадка, израсходована в верхнем слое на аэ­робное окисление.

Для характеристики степени окисления органического ве­щества С.Г. Неручевым был предложен коэффициент q — отно­сительный расход ОВ в диагенезе:

Величина q связана с содержанием ОВ обратной зависимос­тью. А.Э. Конторович называет эту величину показателем диаге-нетической превращенности и обозначает адп.

Для учета возможности образования свободных сернистых продуктов, в частности сероводорода, не израсходованных на восстановление окислов железа, С.Г. Неручев и Г.А. Парпарова использовали коэффициент Сорг.исх/Feобщ - коэффициент диа-сульфогенеза, для вычисления которого диагенетический расход ОВ подсчитывался с учетом всех форм серы (Генерация, 1976).

Все перечисленные методы занижают расход Сорг на сульфат-редукцию. Более точен метод, основанный на расчете скорости сульфатредукции по радиоактивному изотопу 35S. Но этот метод еще не внедрен в России не только в практику нефтепоисковых работ, но и исследовательских работ по геохимии органического вещества.

Указанные выше коэффициенты q, an также находят приме­нение, при их использовании установлен, ряд эмпирических зако­номерностей, касающихся связи состава РОВ и диагенетических условий накопления НМ толщ.

Так, на представительном однородном геохимическом мате­риале (планктоногенное ОВ морских толщ, лишенное примеси


наземной растительности) была показана зависимость состава ОВ от величины q: по мере возрастания степени диагенетического окисления от нескольких до 60-80% в нерастворимой части ОВ снижается доля водорода до 3-5%, выхода летучих и углерода при почти постоянном азоте, т.е. окисляется липидная часть.

Пропорционально увеличению интенсивности окисления в планктоногенном РОВ значительно уменьшается количество раз­рушающихся липидных компонентов и относительно возрастает концентрация наиболее стойких веществ кислого состава. Осер-нение РОВ (до 10-15%) может происходить как в слабовосстано­вительных, так и в восстановительных геохимических фациях, причем интенсивность его зависит от величины коэффициента диасульфогенеза. При переходе от восстановительных условий к окислительным в составе РОВ значительно возростает количество гуминовых кислот, а доля водорода в НОВ уменьшается с 6,7 до 4,5%. Так, при адп ОВ < 10-15% в осадках фиксируются все структурные элементы живого вещества, при адп = 30-50% дес­трукции подвергаются углеводные и белковые компоненты РОВ, происходит относительное увеличение в РОВ битумоидной фрак­ции, а в ее составе углеводородных компонентов. При общей алифатизации углеводородной фракции нафтеново-ароматичес-кая их часть обогащается би- и трициклическими УВ. При адп > 60% анаэробное разрушение затрагивает и липидную фрак­цию, концентрация УВ падает, состав их более алифатизируется, в нафтеново-ароматической фракции роль конденсированных ароматических УВ снижается (Конторович, 1976).

Если окислительно-восстановительный потенциал осадков является достаточно хорошо изученным фактором преобразова­ния исходного ОВ, то роль рН среды в этом процессе еще недос­таточно ясна. В современной литературе есть предположения, показывающие, что рН среды влияет не только на направлен­ность аутогенного минералообразования, но и способствует ин­тенсивному преобразованию исходного органического вещества. М.Ф. Двали, ссылаясь на результаты исследований СМ. Гри­горьева, отметил, что при термической обработке в водной и осо­бенно в щелочной среде вещество торфа дает продукт сап-ропелеподобного типа с повышенным содержанием водорода. Н.Б. Вассоевич подчеркивал зависимость между типами пород и концентрацией в них битумоидов, констатируя, что на коли­честве битумоидов отражается карбонатность, вернее, содержание веществ, растворимых в НСl и что концентрация битумоидов в породах растет в сторону более карбонатных разностей.

Таким образом, в целом щелочной характер среды благопри­ятствует преобразованию исходного органического вещества. Вы­сокая карбонатность пород стимулирует интенсификацию про­цессов битумообразования.


Биохимическая трансформация OB сопровождается интен­сивным газообразованием. По расчетам В.А. Успенского, 26,5% ОВ осадков теряется в виде газа (Успенский, 1970). Биохимичес­ки в приповерхностных осадках образуются СО2, H2, H2S, СН4, NH3 и N2. Главный компонент свободных газов осадков — ме­тан. Он генерируется анаэробными бактериями, главным образом трех родов (Methanobacterium, Methanococus и Methanosarcind) из СО2, Н2, ацетата, жирных спиртов, образовавшихся в результате сбраживания целлюлозы.

Согласно данным Д. Ханта, отмечается, что при наличии сульфатов в морских осадках метан не образуется, однако если метанообразование уже началось, то этот процесс не прекращает­ся при дальнейшем поступлении сульфатных вод (Хант, 1982). При отсутствии сульфатов метангенерирующие бактерии восста­навливают СО2 до метана.

Масштабы микробиального метанообразования огромны. Еже­годная его биогенерация, по данным Г.А. Заварзина, составляет 2,7·1014 т, причем пресноводные озера, болота, рисовые поля ха­рактеризуются большей на порядок интенсивностью генерации метана. Это связано, видимо, с тем, что в пресной воде озер и болот практически отсутствуют сульфаты, процессы сульфатре-дукции там крайне подавлены, и весь водород, образовавшийся при разложении ОВ, расходуется на метанообразование. Процес­сы микробиальной генерации метана с глубиной быстро затуха­ют и на нескольких метрах прекращаются. Согласно данным Л.М. Зорькина, Е.В. Стадника, B.C. Лебедева и Г.А. Могилевско-го, биохимическое метанообразование может происходить и на глубинах 1-2 км. По мнению этих исследователей, биохимичес­кий метан может образовывать залежи «сухого газа». Скопления биохимического метана разрабатываются в Японии, газ присут­ствует в водно-растворенном виде. Значительная часть биохими­ческого газа осадков, очевидно, переходит в гидратное состояние.

Во многих осадках помимо метана обнаружены в незначи­тельных количествах тяжелые гомологи (С25) и олефины, видимо, также биохимического генезиса (В.В. Вебер, И.С. Моги-левский, И.С. Старобинец и др.). Водород в свободном состоянии в осадках встречается редко, хотя образуется при биохимических процессах весьма интенсивно. Практически отсутствие Нг в совре­менных осадках связано с активным потреблением его бактериями и расходом на восстановление сульфатов, нитратов и СО2.

В процессе преобразования ОВ в диагенезе происходит генера­ция некоторого количества жидких УВ — микронефти. На новооб­разование жидких УВ в осадке в небольших количествах указыва­ли O.K. Бордовский, К.Ф. Родионова, Е.П. Шишенина, Д.М. Хант и др., причем в диагенезе образуется не только УВ парафинового ряда. При обработке материалов глубоководного бурения процессы


новообразования УВ нефтяного ряда, как тяжелых, так и легких, фиксировались в осадках различного состава в разных районах Ми­рового океана. Доля диагенетических УВ в общем количестве УВ компонентов, образованных за всю литогенетическую историю ОВ, в целом невелика, но идентификация диагенетических битуминоз­ных компонентов и УВ очень важна прежде всего при геохимичес­ких битуминологических поисковых исследованиях в акваториях, при установлении антропогенных загрязнений аквальной среды.

Таким образом, диагенетический этап преобразования ОВ определяется микробиологическими процессами, за который рас­ходуется 95-99% ОВ, достигшего дна бассейна. Диагенетический этап является важным моментом геохимической истории органи­ческого вещества, существенно определяющей его состав, ход дальнейших катагенетических преобразований ОВ и в конечном итоге его нефтематеринский потенциал. Для ОВ все геохимичес­кие фации являются окислительными. Увеличение интенсивнос­ти биогеохимического окисления ОВ приводит к сокращению концентраций Сорг в осадке, уменьшению количества липоидных компонентов в керогене и, несмотря на относительное накопление УВ, к снижению общего количества битумоида и УВ, т.е. к ухуд­шению начального нефтематеринского потенциала ОВ — Пнм. К началу катагенеза в ОВ в малых количествах присутствуют УВ двух генераций: 1) унаследованные от живого вещества, 2) новообразо­ванные в диагенезе. В диагенезе формируется нерастворимая часть ОВ — кероген, основной поставщик УВ в катагенезе.






Date: 2015-04-23; view: 717; Нарушение авторских прав

mydocx.ru - 2015-2018 year. (0.015 sec.) Все материалы представленные на сайте исключительно с целью ознакомления читателями и не преследуют коммерческих целей или нарушение авторских прав - Пожаловаться на публикацию