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 С_орг.

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.

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:

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 (S_ид): I — окислительная - восстановление сульфатов не происходит (S_ид — отсутствует); II — субокислительная — восстановле­ние сульфатов происходит на глубине; III — восстановительная (S_ид ~ 0,5% — слабо восстановительная, 1-0,5% — восстанови­тельная, S_ид > 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», (С_ред) 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 а_дп.

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 С_{орг.исх}/Fe_общ - коэффициент диа-сульфогенеза, для вычисления которого диагенетический расход ОВ подсчитывался с учетом всех форм серы (Генерация, 1976).

Все перечисленные методы занижают расход С_орг 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, a_n 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 а_дп ОВ < 10-15% в осадках фиксируются все структурные элементы живого вещества, при а_дп = 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 а_дп > 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 (С₂-С₅) 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 С_орг 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 — П_нм. 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.