Вопросы к зачету 3 курс

1. Представление о теории большого взрыва

2. Таблица Менделеева

3. Представление об изотопах. Изотопы водорода и их соотношения в природе.

4. Представление об изотопах. Изотопы кислорода и их соотношения в природе.

5. Представление об изотопах. Изотопы углерода и их соотношения в природе.

6. Представление об изотопах. Изотопы азота и их соотношения в природе.

7. Строение углеводородной молекулы метана

8. Классификация органических соединений по строению углеродного атома

9. Ациклические углеводороды. Гомологический ряд. Физические свойства.

10. Циклоалканы

11. Арены

12. Представление о керогене. Способы выделения. Элементный анализ. Расчет имперических формул.

13. Построение графика Ван – Кревелена.

14. Характеристика типов керогена на основе диаграммы Ван Кревелена.

15. Мацералы углей

16. Классификация РОВ.

17. Катагенез ОВ.

18. Роль времени в катагенетических процессах.

19. Осадконакопление

Рассмотрим схематический профиль через бассейн осадконакопления, демонстриру­ющий главные факторы, влияющие на накопление ОВ в бассейне.

Континентальный склон, континентальное подножье, абиссальную равнину с ее глубоководными течениями.

Континентальный склон осложнен турбидитами (отложения мутьевых потоков на дне морей и океанов, представленные кластическими осадками разной размерности и степени окатанности). Разная крутизна склонов, длительность транспортировки и степень нагрузки (или разжижения) мутьевого потока вызывают различия в строении Т. В этом глубоководном осадке встречаются остатки мелководных и прибрежных организмов, перенесённые мутьевым потоком; иногда присутствует вулканогенный материал) .

Апвеллинг — (от англ. up наверх и well хлынуть), подъём вод из глубины водоёма к поверхности. Вызывается устойчиво дующими ветрами, которые сгоняют тёплые поверхностные воды в сторону открытого моря, и на поверхность поднимаются холодные воды нижележащих… …

Флювиальные (от лат. fluvius — река, поток) процессы и формы рельефа связанные с деятельностью постоянных и временных водных потоков на суше. Флювиальное рельефообразование — один из важнейших литодинамических факторов развития рельефа нашей планеты. Водные потоки суши осуществляют огромную работу, приводящую к созданию обширного комплекса специфических флювиальных форм рельефа и постоянному перераспределению вещества на земной поверхности.

Органическое вещество

Главный фактор — питательные вещества (нитраты, фосфаты и др.). Они поступают из разных источников: с континента вы­носятся реками и флювиальными (Реки и водотоки — это не только потоки воды, но и наносы.)

Максимальное количество питатель­ных веществ поступает в эуфитический слой в зонах апвеллингов (Апвеллинг - подъем вод из глубины водоема к поверхности. Апвеллинг вызывается расхождением морских течений, а у берегов - сгоном в сторону моря теплой прибрежной воды, на место которой поступает холодная вода с больших глубин. Глубинные воды содержат большое количество питательных веществ, способствующих развитию плавающих растений.)

В современных морских осадках и водной толще ОВ отличается сложностью состава и полигенностью.

Это, во-первых, живое вещество — фауна и флора, продукты их метаболизма, сингенетичное или автохтонное ОВ, планктогенное и бентосное, аллохтонное, принесенное с континента.

Седиментация, или осадконакопление, — сложный процесс взаимодействия геосфер Земли, происходящий при низких тем­пературах и давлениях с участием различных организмов. Седи­ментация минеральных частиц и ОВ тесно связаны.

В бассейне седиментации основной источник ОВ — это автохтонное ОВ, формирование которого происходит путем фотосинтеза, т.е. со­вокупностью биохимических реакций; в процессе формирова­ния ОВ извлекает некоторые биогенные элементы в виде Si0₂, CaC0₃, MgC0₃ с некоторыми присущими им микроэлементами.

Фотосинтез в океане происходит в сравнительно тонком вер­хнем слое, мощностью 2—250 м (в среднем 40 м) — эуфотическом слое — слое жизни. Разные фотосинтезирующие организмы ис­пользуют различные участки видимого светового спектра, что позволяет фотосинтезирующим бактериям и водорослям обитать на различной глубине водной толщи.

Б. Тиссо и Д. Вельте (1981)приводят следующие данные о соотношении этих форм ОВ. :

Вертикальное распределение детритного органического углерода (ДОУ) и растворенного органического углерода (РОУ) в океанах практически одинаково ниже глубины 200—300 м.

Концентрация ДОУ изменяется от 2 до 10 мкг/л, а РОУ — от 350 до 700 мкг/л.

Организмы автотрофные автотрофы – (трофэ – пища) использующие в качестве питания исключительно минеральные соединения; Источником углерода служит углекислота. Источником энергии –световые излучения (фотосинтез), либо специфические химические реакции. К ним относятся только растительные организмы. Зеленые растения и окрашенные серобактерии ассимилируют углекислоту с помощью пигментов порфириновой структуры Хемосинтезирующие автотрофы представлены рядом видов бактерий

Организмы гетеротрофные используют в качестве питания только готовые органические вещества - животные, большинство микроорганизмов, и паразитирующие растения.

Создаваемое в бассейне автохтонное ОВ представлено, прежде всего, фитопланктоном. При малых размерах основных представи­телей фитопланктона (микропланктон и нанопланктон) и ничтож­ной массе, он отличается чрезвычайно высокой продуктивностью.

По данным Е.А. Романкевича, ежегодная биопродукция в океане, включая и поступающее с суши ОВ, составляет 21,1 млрд т С_орг, в форме взвеси — около 1 —3 млрд т.

Подавляющая часть биопродукции не доходит до дна, а минерализуется.

Минерализующееся ОВ образует «водный гумус», стойкие растворенные органические соединения, которые по своей массе на два порядка превышают массу фитопланктона.

Биологическую продуктивность в морских обстановках кон­тролируют различные факторы, главными из которых являются свет, температура, минеральные вещества, течения, газовый ре­жим, высота водной толщи и др. океанах. К этим зонам апвеллингов приурочены осадки наибо­лее обогащенные С_орг (до 20%). В соответствии с поступлением питательных веществ распределяются и области с различной биопродуктивностью (табл. 3.7, 3.8).

Источником питательных веществ в океане, очевидно, являются подводные вулканы, гидротермальные системы, зоны спрединга.

(СПРЕДИНГ МОРСКОГО ДНА — , теория, предложенная американским геологом Генри Гессом (1960) для объяснения явления КОНТИНЕНТАЛЬНОГО ДРЕЙФА. Сейчас она является основной частью ТЕКТОНИКИ ПЛИТ. )

Вблизи гидротермаль­ных выходов в различных рифтовых зонах (Восточно-Тихоокеанс­кое поднятие, Галапагосский рифт, Красноморский рифт, бассейн Гуаймас и т.д.) были обнаружены биогенные сообщества, поража­ющие своей биомассой

Химический состав животных из этих биологических сооб­ществ в целом идентичен обычным организмам. Питанием для этих животных служит микрофитопланктон, некоторые формы напоминают цианобактерии .

Цианобакте́рии (лат. Cyanobacteria, или сине-зелёные во́доросли или цианопрокариоты , от греч. κυανός — сине-зелёный) — значительная группа крупных бактерий, способных к фотосинтезу, сопровождающемуся выделением кислорода.

Содержание С_орг в районе гидротермальных полей 0,04— 0,35% (одно определение — 0,95%), что в несколько раз выше, чем в окружающих гидротермальные поля абиссальных пространствах.

ОВ отличается повышенным содержанием серы (до 15%).

Между количеством ОВ, находящемся в бассейне седимента­ции, и концентрацией ОВ в осадках существует в общем прямая, но не всегда четко выраженная взаимосвязь. Наибольшие кон­центрации ОВ в осадках отмечены для зон с высокой первичной продуктивностью, расположенных вдоль континентов, и в осо­бенности в зонах апвеллингов.

Однако процессы аккумуляции и консервации ОВ в осадках в значительной мере определяются и другими факторами: скоростью накопления минеральных частиц, их размером, составом, окислительно-восстановительной обста­новкой в осадке, высотой столба воды и др.

(рис. 3.6).

Из рисунка видно, что наличие обогащенных С_орг отложений особенно характерно для континентального склона (субкларк — 1,02%, что вдвое выше кларка океанического сектора Мирового океана — 0,51%); в 1,5 раза превышает субкларки, свойственные глубоководным желобам (0,78%), континентальному подножию (0,76%) и краевому плато (0,72%); шельф оказался практически на уровне кларка (0,52%), что, видимо, связано с повышенной долей терригенного материала.

По данным Успенского [622], в осадках фоссилизируется 0,8 % первичной продукции органического вещества: в шельфовых районах—1,04%, на континентальном склоне — 0,37%, а в абиссальных областях океана — 0,06 %.

Источником органического вещества осадков являются органические соединения, синтезированные как в море, так и на суше. Масса фито- и зоопланктона составляет свыше 95 % био­массы океана.

Главными продуцентами органического мате­риала среди организмов фитопланктона являются: одноклеточ­ные диатомовые водоросли с кремневым панцирем, которые распространены главным образом в умеренных и холодных климатических зонах; перидинеи с панцирем из альгулозы, живущие в теплых водах; наконец, кокколитофориды — одно­клеточные растения с карбонатным скелетом, которые особенно распространены в теплых морях.

Поступающий с континентов с речным и подводным стоком и при плоскостном смыве растительный, в том числе переотложенный, детрит, а также споры, пыльца и другие орга­нические остатки, которые переносятся ветром,— все это может существенно изменить исходный состав морского углеродистого материала. Достигающие морского дна органические остатки перерабатываются бентосными организмами и бактериями, которые привносят в осадки продукты своей жизнедеятельности.

Возрастание содержания органического вещества по мере уменьшения размерности частиц осадка впервые было отмечено

Траском и др. [619] в районе заповедника Чаннел-Айлендс в Калифорнии.

Было обнаружено, что глины со средним разме­ром частиц менее 5 мкм по содержанию органического вещества в 2 раза превосходили алевритовые илы, сложенные частицами размером от 5 до 50 мкм, и в 4 раза — тонкозернистые пески медианным размером частиц от 50 до 250 мкм.

Горская [236], изучавшая современные кластические осадки, установила в них следующие содержания органического вещества (в вес. %): в песках — 0,77, в алевритовых илах—1,2, в глинистых илах — 1,8.

Позднее Эмери [185] показал, что шельфовые и пляжевые осадки южной Калифорнии, сложенные частицами, медианный размер которых превышает 100 мкм, содержат менее 0,2 % С_орг, тогда как тонкие осадки с диаметром частиц от 3 до 9 мкм, накапливавшиеся в удаленных от берега частях бассейна, ха­рактеризуются содержаниями органического углерода в преде­лах 5—9%.

Бордовский [73] описывает несколько примеров возрастания концентрации органического углерода по мере уменьшения размерности частиц осадка. Так, в Беринговом море наблюдалось постепенное увеличение содержания органического углерода в алевритовых илах по мере уменьшения диаметра слагающих их частиц. В своей работе Бордовский приводит дан­ные Страхова и других исследователей, показавших, что накоп­ление органического вещества в осадках во многом опреде­ляется геоморфологическими особенностями осадочного бас­сейна: его размерами, распределением глубин и рельефом дна.

Карбонатные осадки, формирующиеся в морской обстановке, содержат намного меньше гумусовых соединений, чем глини­стые илы, так как в них поступает меньше сносимого с суши органического вещества.

Состав же ОВ, осажденного в различных морфоструктурных зонах, существенно отличен. Изменение состава ОВ в зависи­мости от глубины бассейна, типа обстановки осадконакопления вполне закономерно. Это от­ражается как в элементном и групповом составе, так и в микрокомпонентном составе ОВ.

Органическое вещество зон апвеллингов имеет специфичес­кий состав (амикагиновое ОВ), в нем повышено содержание азота, прежде всего за счет высокой доли зоопланктона в исходном ОВ.

Важнейшим фактором, в значительной степени определяющем концентрацию ОВ в породах, является скорость накопления осад­ков. В условиях относительно постоянной скорости поступления ОВ в осадок его содержание обратно пропорционально скорости накопления минеральной составляющей осадка — эффект «разу-боживания»;

Мюллером и Е. Суэсом была сделана попытка учесть вли­яние скорости осадконакопления на сохранность ОВ. Степень сохранения С_орг в осадке удваивается при 10-кратном увеличении скорости осадконакоп­ления при прочих равных условиях (Muller, Suess, 1979).

Размер осаждающихся минеральных частиц и состав их так­же влияют на концентрацию ОВ.

На основе изучения состава ОВ «свежего осадка», фитопланк­тона, дисперсных обломочных частиц взвеси учеными И. Ехиро и X. Нобухико было установлено, что органический материал «свежего осад­ка» генетически связан с фитопланктоном эвфотического слоя, при­чем перенос фитопланктонного органического материала в глубин­ные воды происходит очень быстро.

Эуфотическая Зона - ЭУФОТИЧЕСКАЯ ЗОНА, самый верхний слой воды в океанах. Толщина этого слоя относительно невелика, и в него проникает много света. Благодаря этому в этой области произрастают зеленые растения и селятся питающиеся ими животные, а также морские млекопитающие.

Работы А.П. Лисицина показали, что перенос материала из эвфотического слоя на дно происходит главным образом в виде фекальных пеллет.

На сохранность ОВ также влияет время пребывания частицы ОВ в столбе воды.

Большая скорость осаждения, естественно, спо­собствует его сохранности, поэтому в мелководных участках бас­сейна сохранность ОВ лучше, чем в глубоководных, за счет мень­шего пребывания в столбе воды и менее интенсивного воздействия аэробного окисления.

Помимо высоты столба воды важна насыщен­ность вод кислородом, его аэрируемость. Конечно, недостаток кисло­рода (застойные воды) способствует сохранности ОВ.

Считается, что наиболее благоприятными являются условия сероводородного зара­жения водной толщи, типа современного Черного моря. В современ­ном Черноморском бассейне, по мнению многих исследователей, на­блюдаются максимальные (до 4%) коэффициенты фоссилизации ОВ.

Микробиальное преобразование ОВ отмерших организмов (некромы) начинается уже в эуфотическом слое.

Диагенетические преобразования ов

Диагенез (от греч. dia — приставка, означающая здесь завершённость действия, и ...генез), совокупность природных процессов преобразования рыхлых осадков на дне водных бассейнов в осадочные горные породы в условиях верхней зоны земной коры.

Понятие Д. введено в науку немецким геологом В. Гюмбелем (1888), который вкладывал в него всю совокупность изменений осадка от первоначального его вида вплоть до превращения в метаморфические горные породы.

Позднее (немецким геологом Й. Вальтером, советским геологом А. Е. Ферсманом и др.) понятие "диагенез" было сужено. Под диагенезом понимается только преобразование осадка в собственно осадочную породу.

Диагенез представляет собой процесс биологиче­ского, физического и химического преобразования органических остатков, завершающийся до того, как начнет проявляться отчетливо выраженное температурное воздействие.

Диагенез соответствует интервалу глубин, где температура слишком низка, чтобы вызывать существенную деструкцию молекул биополи­меров.

Первичный рыхлый морской осадок в большинстве случаев представляет многокомпонентную систему, в состав которой могут входить: иловые частицы; химически осажденные соединения; органические вещества; реликтовые (остаточные) воды, заполняющие поры.

Кроме того, в определенных условиях возможны примеси пирокластического материала. В целом морской осадок является разнородной смесью реакционноспособных соединений.

На самом раннем этапе процесса уравновешивания организмы поглощают свободный кислород иловой воды, после чего начинается редукция окислов Fe3+, Mn4+, V5+ и др., а также SO₄^2-.

Среда из окислительной превращается в восстановительную. Имеющиеся в осадке твёрдые биогенные фазы SiO2, СаСО3, MgCO3, SrCO3 и др. веществ, длительно соприкасавшихся с ненасыщенной ими водой, постепенно растворяются до стадии полного насыщения растворов.

Одновременно между катионами, находящимися в поглощённом состоянии на мицеллах глинистых минералов, и катионами иловой воды происходит обмен. Органическое вещество, разлагаясь, частично переходит в газы (CO₂, NH₃, H₂S, N₂, СН₄), воднорастворимые соединения, накапливающиеся в воде, а также в более устойчивые соединения, сохраняющиеся в твёрдой фазе осадка.

В итоге этих процессов водный раствор, пропитывающий осадок, особенно глинистый, меняет свой состав. Количество сульфатов в водном растворе резко уменьшается, повышается щёлочность и происходит обогащение Fe2+, Mn2+, SiO₂ и органическим веществом.

Вместо O₂ накапливаются H₂S, CH₄, CO₂, NH₃, Н₂ и др.

Т. о. возникает геохимический мир, резко отличный от геохимического мира наддонной воды.

Формирование специфических иловых растворов сопровождается двумя процессами.

Обмен веществ захватывает осадок на глубину 2—4 м.

В результате второго процесса, протекающего только в илах, происходит осаждение из иловой воды тех комбинаций ионов, которые пересыщают её. Образуются аутигенные минералы — глауконит, фосфориты, сидерит, родохрозит, сульфиды Fe, Pb, Zn, Cu, вивианит, цеолиты и др.

Образованием диагенетических минералов, однако, процесс уравновешивания в осадках не заканчивается. Пестрота физико-химической обстановки (по pH, Eh концентрации ионов) в разных частях осадка приводит к перераспределению вновь возникших диагенетических минералов. Образуются их стяжения: пятна, линзы, конкреции, пластообразные тела и др.

Этот более поздний этап Д. получил название этапа перераспределения вещества. Он имеет большое значение в формировании рудных месторождений многих элементов: Р, Mn, Pb, Cu, Zn и др. Одновременно с формированием диагенетических минералов осадок теряет свободную воду и несколько уплотняется вначале локально и пятнами, а затем на более поздних стадиях — катагенеза и метагенеза — происходит его сплошное уплотнение.

Таким образом, (по данным Н.М. Страхова), в преобразовании осадков в горные породы участвуют многие факторы (рис. 10.11).

1. Высокая влажность осадков, имеющая огромное значение в перераспределении отдельных элементов в осадке и обусловливающая диффузное перемещение вещества в вертикальном и горизонтальном направлениях, что способствует взаимодействию различных составляющих и образованию новых диагенетических минералов.

2. Наличие многочисленных бактерий, главная масса которых сосредоточена в верхних первых сантиметрах осадков. Бактерии играют различную роль в преобразовании вещества. В одних случаях они разлагают углеводороды и органические соединения, создают новые реактивы и изменяют химизм среды. В результате деятельности различных бактерий происходят сложные процессы - окисление закисных соединений и чаще, наоборот, перевод окисных соединений в закисные. В других случаях бактерии служат главным источником накопления органического вещества в верхней части слоя.

3. Иловые растворы воды, пропитывающие осадок, существенно отличаются от состава наддонной воды океана более высокой минерализацией, уменьшенным содержанием сульфатного иона, присутствием железа, марганца и других элементов. Различие состава иловых растворов и придонной океанской воды вызывает обмен веществ между ними. При большой концентрации ряда веществ в иловых растворах в осадке образуются новые диагенетические минералы.

4. Органическое вещество, большое скопление которого в осадке вызывает дефицит кислорода, появление углекислого газа и сероводорода, т. е. создает восстановительные условия.

5. Окислительно-восстановительный потенциал зависит от содержания органического вещества и от гранулометрического состава осадка. В мелководных зонах, где преобладают хорошо водопроницаемые пески с отсутствием или ничтожным содержанием органического вещества, создаются окислительные условия среды, наблюдающиеся и в глубине осадка. В этом случае возможны единичные новообразования гидроксидов железа или бурых корок вокруг зерен песка. В более глубоководных тонких илах, богатых органическим веществом и бактериями, окислительные или нейтральные условия создаются лишь в самой верхней части осадка мощностью около 10-15 (20) см, с которой связано образование гидроксидов железа и марганца, ниже располагается восстановительная зона, где возможно образование серного колчедана (пирита). В результате сложные и длительные процессы диагенеза приводят, в конце концов, к превращению осадков в горные породы.

К главным изменениям осадков при диагенезе могут быть отнесены:

1. Обезвоживание и уплотнение, возникающие под давлением накопившихся новых слоев осадка.

2. Цементация, происходящая из-за наличия различных химических соединений, заполняющих поры и пустоты и цементирующих частицы осадка. Цементирующими веществами чаще всего являются кремнезем, оксиды железа, карбонаты и другие, что в ряде случаев находит отражение в названиях горных пород, например железистый песчаник, известковистый песчаник и т. п.

3. Кристаллизация и перекристаллизация, особенно проявляющиеся в мелкозернистых и иловых хемогенных и органогенных осадках, состоящих из легко растворимых минералов. Это может приводить к переходу опала в халцедон, а затем кварц. Из аморфных гелей образуются кристаллические формы глинистых и других минералов. Очень быстрая кристаллизация характерна для органической основы коралловых рифов, преобразующейся в кристаллические известняки.

4. Образование конкреций. В процессе диагенеза формируются различные новообразования, отличающиеся друг от друга по составу и форме нахождения. Некоторые из них бывают рассеяны по всей толще осадка, например глауконит, пирит, сидерит и другие минералы. Но часто новообразования концентрируются вокруг каких-либо центров и образуют конкреции шаровидной, почковидной, лапчатой, вытянутой формы. Размеры их от нескольких миллиметров до больших конкреционных линз, протягивающихся на несколько метров. При значительной концентрации фосфорных, железистых и других конкреций они становятся объектом промышленных разработок.

Всю совокупность сложных процессов образования осадков (седиментогенез) и осадочных горных пород (диагенез) Н.М. Страхов предложил называть литогенезом (греч. "литос" - камень), являющимся объектом изучения науки "литология".

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

Бактерии используют молекулярный кислород и окисляют органическое вещество до С0₂ 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, алевритах, 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.

В анаэробном разрушении ОВ выделяется 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, СО2и Н2О.

Эти метаболиты на второй стадии анаэробной деструкции служат субстратами для вторичных анаэробов-сульфатредуцирующих и метанобразующих бактерий.

Таким образом, в анаэробных природных экосистемах в процессе деструкции ОВ происходит постоянное потребление низкомолекулярных органических соединений.

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 последующем метаболизме сероводорода присутствуют следующие формы серы: сульфидная (кислотора-створимые 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. Эле­ментная сера может образовываться в осадках только в результа­те окисления сероводорода и сульфидов.

Та часть ОВ, которая не была утилизована бактериями, вско­ре оказывается в составе вновь образованных полимерных струк­тур — гуминовых веществ.

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).

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

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 биомолекул.

Из биомолекул образуются более стойкие соединения, которые мож­но отнести к двум группам новообразований:

1) геолипоидины, способные раствориться в органических растворителях (с аналитической точки зрения это битумоиды),

2) геополимерлипоидины — высокомолекулярные, потерявшие способность растворяться в органических растворителях — нерастворимые компоненты керо-гена.

Хотя липиды — наиболее стойкая группа в отношении бактериальной атаки, она в диагенезе также претерпевает преобразования.

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.

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 одинаковой изначальной геохимической ха­рактеристикой 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.

Для реконструкции окислительно-восстановительной об­становки накопления ОВ в осадках юрско-мелового бассейна междуречья по методу акад. Н. М. Страхова [150, 151] в поро­дах изучалось соотношение аутитенно-минералогичееких форм железа, растворимого в НС1 (окисного—Fe_H[_;i , эакисного— Fe_H^j и пиритного железа — Fe_n^ ). По соотношению аути-генно-минералогичеших форм железа были выделены следую­щие окислительно-восстановительные фации:

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 другие, 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 У В в общем количестве УВ компонентов, образованных за всю лито-генетическую историю ОВ, в целом невелика, но идентифика­ция диагенетических битуминозных компонентов и УВ очень важна прежде всего при геохимических битуминологических по­исковых исследованиях в акваториях.

Таким образом, диагенетический этап преобразования ОВ определяется микробиологическими процессами, за который рас­ходуется до 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, нефтематеринский потенциал.

К началу катагенеза в ОВ в малых количествах при­сутствуют УВ двух генераций: