Факторы катагенеза

Катагенез — направленный по действию комплекс постдиаге-нетических процессов, протекающих в осадочных породах вплоть до их превращения в метаморфические. Катагенетические изме­нения пород и соответственно заключенного в них ОВ обуслов­лены действием ряда взаимосвязанных факторов, главными из которых являются температура и давление. В то же время катаге­нетические изменения пород зависят от длительности воздей­ствия этих факторов, конкретные же значения температуры и давления, их изменения во многом определяются особенностями геологического развития региона.

Главный источник тепла в недрах — эндогенное тепло Земли, проявление которого в целом отражается в геотемпературных полях и геотермических градиентах. Характер распределения температур в недрах — геотемпературные поля — зависит как от величины теплового потока, так и от теплофизических свойств различных типов пород, тектонического развития, подвижности и мощности земной коры, динамики подземных вод, геохимической обстанов­ки, магматической активности, наличия вечной мерзлоты и др.

Значения тепловых потоков, как и геотермических градиен­тов, не постоянны, а меняются во времени и пространстве. Сов­ременные представления о распределении температуры в осадоч­ной толще основаны на признании ведущей роли глубинного теплового потока, усиления его за счет радиоактивных процессов, некоторых экзотермических реакций, сопровождающих преобра­зование ОВ и минеральной части пород осадочной оболочки, и перераспределения в ней тепла.

Давление обычно действует в непрерывной связи с темпера­турным фактором. Большинство исследователей считают, что давление в пределах температур, обычных для осадочного чехла, не оказывает существенного влияния на процессы преобразова­ния ОВ, а значительно больше влияет на минеральную часть по­род, и прежде всего на физические свойства пород (плотность, пористость и др.).

Известно, что увеличение давления за счет замедленного от­тока образовавшихся газообразных продуктов способно затормо­зить процессы преобразования ОВ. Многочисленные экспери­менты по преобразованию ОВ при разных давлениях подтвердили этот факт. Так, при низкотемпературном термолизе жирных кис­лот при значительном увеличении давления и той же температуре из них образовывались жидкие и газообразные углеводороды. Суммируя экспериментальные исследования по влиянию давле­ния на ход преобразований, можно заключить, что давление без изменения объема затрудняет катагенез, а односторонее давление способствует преобразованию ОВ.

До сих пор дискуссионным остается вопрос о роли времени при катагенезе ОВ. Одни исследователи считают, что катагенети-ческое воздействие — процесс относительно кратковременный и геологическое время в преобразовании ОВ роли не играет, что даже 20-40-кратная разница в длительности процесса не создает ощутимых различий в итоге метаморфизма (Генерация, 1972). Согласно другой точке зрения, геологическое время играет впол­не определенную роль в ходе катагенетических процессов — оно в той или иной степени компенсирует температуру, необходимую для превращения ОВ.

Вопрос о роли геологического времени в катагенетических процессах был детально разработан Н.В. Лопатиным. Для опреде-

ления всего количества тепла, воздействующего на ОВ в течение всей геологической истории, им были введены понятия элемен­тарный импульс тепла (т), и суммарный импульс тепла (СИТ). Для определения х он использовал допущение, вытекающее из правила Вант-Гоффа, что повышение температуры на 10°С увеличивает скорость химической реакции в два раза, таким об­разом, х представляет собой произведение коэффициента скорос­ти реакции на промежуток времени, в течение которого ОВ нахо­дилось в данных геотермических условиях. СИТ представляет сумму элементарных импульсов (5л), величина безразмерная, из­меняющаяся в зоне мезокатагенеза более чем в 10 раз. Впосле­дствии метод усовершенствовался, в расчет СИТ были внесе­ны поправки, после чего он получил широкое распростране­ние у нас и за рубежом. В то же время ряд исследователей (В.Н. и Ю.Г. Нагорные, Y. Karweil и др.) показали, что метод да­леко не универсален.

Исследования двух последних десятилетий катагенетической зональности осадочных бассейнов разных типов, в том числе до-кембрийских отложений Русской плиты, где степень катагенеза ОВ сравнительно невысокая, показали, что связь степени катаге­неза и времени воздействия температур если и существует, то не прямая. Во-первых, вопрос о длительности воздействия темпера­тур на ОВ нельзя рассматривать в отрыве от величин самих тем­ператур, причем это касается в основном высоких температур. Во-вторых, влияние фактора времени проявляется в разрезах с невысокими скоростями накопления осадков. В пределах осадоч­ного разреза действие этого фактора незначительно — уровень преобразованности ОВ не превышает половины градации при различии длительности воздействия температуры в несколько со­тен миллионов лет. В-третьих, аномально низкая степень катаге­неза ОВ в условиях воздействия повышенных температур и глу­бин, наблюдаемая в разрезах молодых (кайнозойских) прогибов и впадин, обусловлена, видимо, не столько недостаточным време­нем воздействия повышенных температур, сколько избыточным давлением, возникающим в результате повышенных скоростей осадконакопления, и отсутствием в связи с этим условий эмигра­ции флюидов, и, естественно, тормозящим ход катагенетических

превращений ОВ.

Влияние литологического состава пород на ход катагенетического преобразования содержащегося в них ОВ неоднократно обсуждалось в литературе. Обычно отмечалось уменьшение ката­генетической превращенности в ряду уголь-аргиллит-песчаник. Казалось бы, именно такой характер связи уровня катагенеза с литологией и должен быть, поскольку геотермический градиент обратно пропорционален теплопроводности пород. Наибольшей теплопроводностью обладает соль, затем песчаники, наимень-

шей — угли. Однако в природе, как правило, очень редки мощ­ные разрезы, сложенные одним типом пород, поэтому четкого влияния литологического состава на зональность катагенеза РОВ не наблюдается. Исключением являются галогенные толщи, осо­бенно в районах интенсивного развития соляной тектоники.

Методы определения степени катагенетической преобразованности органического вещества

Первые критерии интенсивности катагенеза (метаморфизма) были разработаны для углей, так как он оказывает значительное влияние на свойства углей, определяющих их промышленные сор­та (марки). Еще в конце XIX в. были разработаны шкалы углефи-кации (карбонизации), основанные на последовательных рядах этих марок. Позднее для определения степени «метаморфизма» углистых включений стали использовать оптические свойства мацералов, прежде всего отражательную способность (ОС) витринита в воздухе (R^a) и/или в масле (R°).

В нефтяной геологии с 20-х годов XX в. стали использоваться шкалы углефикации Д. Уайта, установившего зависимость рас­пределения нефти и углеводородных газов от величины «углерод­ного коэффициента». Начиная с 60-х годов в практику нефтегеологических исследований прочно вошли показатели углефикации углей и РОВ — R° и R^a.

Соответствие этапов углефикации и образования углей раз­ных марок определенным температурам было установлено на основании экспериментов, при этом минимальные температуры образования углей в лабораторных условиях условно принимают­ся в качестве верхних пределов температур для природных про­цессов (°С): Б-Д - 150-200, Д-Г - 250, Ж-К - 290, К-ПС -340, ПС-Т — 380. Разработанная для всех возрастов шкала при­ближенных соотношений палеотемператур приведена в табл. 3.12.

Многочисленными исследованиями на примере разных реги­онов (Н.Б. Вассоевич, Ю.И. Корчагина, О.А. Радченко, К.Ф. Ро­дионова, С.Г. Неручев, Б. Тиссо, Д. Вельте и др.) было установ­лено, что характер преобразования РОВ в принципе такой же, как и концентрированного ОВ, — обуглероживание основной массы с выходом жидких и газообразных новообразований — УВ, СО₂, Н₂О и др., сопровождающееся коренной перестройкой керогена, четко фиксированной по изменению физико-химических и оптических свойств его нерастворимой части.

Для обозначения уровня преобразования РОВ использование «углемарочной» шкалы некорректно. Н.Б. Вассоевичем была сос­тавлена, а затем опубликована (Вассоевич, Конюхов, Лопатин, 1976) шкала катагенеза, в которой она сопоставляется с углемарочными и шкалами других стран (рис. 3.10). Для наименования ран-

ней, средней и поздней подстадий катагенеза рекомендуется ис­пользовать древнегреческие префиксы «прото», «мезо» и «апо». При подразделении прото-, мезо- и апокатагенеза на градации достаточ­но ограничиться аббревиатурами с соответствующими индексами: для протокатагенеза — ПК₁, ПК₂, ПК₃, для мезокатагенеза — МК₁, МК₂, МК₃, МК₄, MK₅; для апокатагенза — АК₁, АК₂, АК₃, АК₄. Число градаций в каждой подстадий определялось средним числом классов гумусовых углей, выделяемых по степени их «метаморфиз­ма», а также по выявленным изменениям свойств — естественным переломам (скачкам углефикации).

Под воздействием температуры давления и других факторов изменяется не только ОВ, но и содержащая его порода, меняются физические свойства (плотность, пористость, теплопроводность и др.), а также минеральный состав. Изменения минерального состава и физических свойств пород также являются основой для построения шкал катагенеза (Н.В. Логвиненко, А.Г. Коссовская и В.Д. Шутов, Г.И. Теодорович, И. Эру, Р. Бертран и др.).

Для установления степени преобразованности РОВ главным образом используются две группы методов: оптические и геохи­мические. Наиболее точным и надежным методом является опре­деление ОС витринита углистого детрита. В лишенных витринита толщах, и прежде всего в докембрийских и нижнепалеозойских отложениях, используется показатель преломления микрокомпо­нентов РОВ — коллохитинита, коллоальгинита, псевдовитринита. С изменением преобразованности РОВ изменяется окраска керогена (НОВ) в проходящем свете.

Ф.Л. Стаплиным была предложена шкала катагенеза, осно­ванная на окраске нерастворимой части ОВ, названная индексом термического превращения (Thermal Alteration Index — TAI). Эта шкала получила наиболее широкое распространение в качестве основной шкалы для измерения степени термического превраще­ния НОВ, устанавливаемой с помощью микроскопа (табл. 3.13 и

рис. 3.11).

По цвету спор в проходящем свете была разработана 10-балль­ная цветовая шкала, названная «Показатель цвета спор» — SCI. Эта шкала считается наиболее точной.

Для определения катагенетической превращенности РОВ ус­пешно используются люминесцирующие (флуоресцирующие) свойства споринита. Интенсивность флуоресценции является од­ним из лучших показателей зрелости при низких значениях ОС витринита (менее 0,3%), однако этот метод не может быть ис­пользован для высокой степени преобразованности, так как спо-ринит утрачивает способность флуоресцировать (см. рис. 3.11).

Для определения уровня катагенеза также используется свой­ство конодонтов изменять окраску в зависимости от степени пре­вращенности вмещающих их пород. Выделяются девять градаций окраски конодонтов (ОК) (или индексов окраски конодонтов — ИОК); конодонты с ростом катагенеза меняют окраску от блед­но-желтой через черную до молочно-белой, ИОК хорошо корре-лируется с ОС витринита. Этот метод успешно используется пре­жде всего при изучении нижнепалеозойских образований, ли­шенных витринита.

Американскими исследователями А. Худом и С. Гутьяром бы­ла предложена непрерывная шкала катагенеза углей LOM (Level organic metamofism — уровень органического метаморфизма). В качестве эталона ими был взят новозеландский разрез третич-но-мелового возраста, содержащий угли от торфа до метаантра-цита, постепенно сменяющие друг друга при постоянном геотер­мическом градиенте. Шкала имеет постоянный масштаб от 0 до 20. Авторы предложили под LOM понимать определенный этап катагенеза и показали его соотношение с физическими и хими­ческими параметрами углефикации.

К геохимическим и физико-химическим методам определе­ния уровня катагенетической преобразованности РОВ относится

элементный состав керогена, выход битумоидных компонентов, ях состав, состав УВ фракций, соотношение разных групп УВ, зрелость, определенная по хемофоссилиям. В целом геохимичес­кие методы не дают точных подразделений градаций катагенеза, но позволяют определить преобразованность РОВ на уровне: не­зрелое, малозрелое, зрелое, высокозрелое (перезрелое).

Изменение элементного состава керогена в катагенезе четко видно на диаграмме Ван-Кревелена (см. рис. 2.5), причем умень­шение атомных отношений Н/С и О/С с ростом катагенеза свой­ственно всем типам керогенов.

Для определения уровня преобразованности керогена ис­пользуется электронный парамагнитный резонанс (ЭПР). Наблю­дение сигнала ЭПР в керогене основано на существовании в нем неспаренных электронов, т.е. свободных радикалов. Уста­новлено, что магнитная восприимчивость χ_р пропорциональна числу свободных радикалов и увеличивается в мезокатагенезе

(см. рис. 3.11).

Степень катагенеза керогена определяется методом пиролиза Rock-Eval по максимальной температуре (Т_max) выхода жидких УВ, которая коррелируется с определениями ОС витринита (R°): Т_max < 435°С соответствует значениям R° < 0,5; Т_max = 435-460°С; R° = 0,5-1,15; T_max > 460°C; R° - более 1,15; ГЗН или нефтяное окно определяется следующими значениями индекса продуктив­ности OPI = 0,1-0,4; [OPI = S₁/(S₁ + S₂)].

Помимо уменьшения значений Н/С и О/С с ростом катаге­неза изменяется выход битумоидов: битумоидный коэффициент, соотношение групп УВ (отношение ароматических УВ к сумме метановых и нафтеновых), уменьшается значение Ar/(Me+Na), CPI (нч/ч), меняется характер распределения н-алканов. Для не­зрелого ОВ характерно присутствие четырех- и пятициклических нафтенов, для ОВ зоны мезокатагенеза — би- и моноцикличес­ких (рис. 3.12).

В настоящее время в практике нефтепоисковых исследова­ний для определения степени зрелости нефти и прочих УВ сое­динений нефти используют коэффициенты, основанные на моле­кулярных соотношениях биомаркеров — стерановых и гопановых УВ. Эти полициклические УВ в процессе катагенеза претерпева­ют изменения конфигурации хиральных центров. Эта эпимериза-ция и является той мерой, которая способна оценить степень со­зревания биоорганических молекул, т.е. переход биоизомеров в геоизомеры. Разными авторами предложены различные коэффи­циенты. Суть их сводится к тому, что берется отношение изоме­ров, имеющих стереохимию биологических соединений, к но­вообразованным изомерам, т.е. биостеранов αααR к геостеранам αααS и αββ(S + R). При этом используются коэффициенты:

Для гопанов рассматриваются соотношения биологических структур, имеющих конфигурацию 17β21β, а также моретанов с конфигурацией 17β21α, к преобразованным гопанам 17α21β (нефтяные гопаны, имеющие наиболее устойчивую стереохи­мию).

Образование УВ флюидов в зоне катагенеза Процесс преобразования ОВ в катагенезе длительный и ста­дийный, с подстадией мезокатагенеза связано образование жид­ких и газообразных УВ.

В начале и особенно в середине 60-х годов XX в. появились статьи, касающиеся новообразования УВ и битумоидов в зоне ка­тагенеза (М. Hunt, 1962; Е.С. Ларская, Д.В. Жабрев, 1964; Y. Philippi, 1965; Н.Б. Вассоевич, И.В. Высоцкий и др., 1967; В.А. Соко­лов, 1967; М. Louis, В. Tissot, 1967; А.Э. Конторович, 1967 и др.), которые позволили Н.Б. Вассоевичу сформулировать понятие о главной фазе нефтеобразования, суть которого сводится к следу­ющему. Новообразование и преобразование углеводородов (УВ) и пред-УВ на этапах раннего катагенеза путем слабого термолиза и (или) термокатализа не вызывает сомнений. Этот процесс разви­вается сначала медленно, но в начале стадии среднего катагенеза быстро усиливается. В результате термолиза и мягкого термоката­лиза образуется много УВ, главным образом тех, которые входят в состав керосина и бензина. С этапами катагенеза, которые про­текают при мощности покрывающих отложений в 2-4 км и t = 80-150°С, связана главная фаза нефтеобразования (ГФН). Она знаменуется тем, что одновременно с новообразованием УВ, значительным увеличением содержания в породах микронефти и ее созреванием также широко развиваются процессы десорбции микронефти, ее отрыва от материнской органики и от минераль­ных компонентов породы и интенсивной миграции путем уси­ленного растворения в воде и (или) в сжатых газах (Вассоевич, 1967).

В зарубежной литературе часто используется термин «нефтя­ное окно», отвечающий этапу рождения и существования нефти. Катагенетические границы «нефтяного окна» зависят от типа ке-рогена. Для керогена II типа границам его отвечают значения ОС витринита R^°, по разным авторам, 0,5-1, 0,5-1,15, 0,5-1,2%, т.е. нижняя граница варьирует; значения LOM и TAI находятся соот­ветственно в пределах 7—11 и 2,5-3,5.

Еще в 50-х годах XX в. было отмечено совпадение основного периода нефтеобразования со скачком углефикации, в течение которого угли приобретают свойства спекаемости, в витрините увеличивается содержание водорода, исчезают гуминовые кисло­ты, выделяются подвижные флюиды.

Главная фаза нефтеобразования (ГФН) развивается в течение длительного отрезка времени, значительно варьирующего в раз­ных районах в зависимости от типов ОВ и вмещающих пород, темпов опускания, перерывов в отложениях (из-за перемены зна­ка движения), от геотермического градиента (точнее, от геотер­мической истории бассейна). Отвечающая ГФН в недрах — Глав­ная зона нефтеобразования (ГЗН) — располагается в подзоне ме-зокатагенеза, в интервале трех градаций МК₁, МК₂, МК₃. В ГЗН во время развития ГФН и происходит рождение собственно

нефти. Впервые в большом ко­личестве генерируются гомологи метана С₂-С₃ и жидкие легкие УВ, составляющие бензиновую и керосиновую фракции нефти. Микронефть по составу ста­новится все более сходной с нефтью (макронефтью), проис­ходит созревание микронефти. Интенсивность генерации жид­ких и газообразных УВ по града­циям катагенеза в ГФН приведе­на на рис. 3.10.

На рис. 3.11 показан харак­тер «истощения» керогена в про­цессе проявления ГФН, причем показатель Н/С_ат с ростом ката­генеза уменьшается быстрее, чем О/С; динамика изменения этих величин отлична для сапропеле­вого и гумусового типов ОВ. Выход жидких УВ или интен­сивность генерации УВ в ГЗН также определяется типом керо­гена и уровнем его преобразова­ния в пределах ГЗН (рис. 3.12, 3.13). Характер распределения н-алканов так же изменяется с ростом катагенеза, максимум распределения н-алканов смещает­ся в среднемолекулярную область. При этом CPI = 1/2 [(С₂₅ + С₂₇ + С₂₉) + (С₂₇ + С₂₉ + C₃₁)]/(C₂₆ + С₂₈ + С₃₀), обычно счита-

ющийся показателем степени зрелости, здесь следует рассматри­вать как качественный и использовать совместно с каким-либо другим параметром. Если высокие значения CPI (выше 1,5) об­ычно характеризуют незрелые образцы, то низкие величины нео­бязательно означают высокую степень зрелости.

Процесс интенсивного новообразования жидких УВ в зоне катагенеза в бассейнах разных типов и возрастов отмечается при разных температурах и на различных глубинах. Так, в девонских и силурийских отложениях Восточной Сахары верхняя граница ГФН фиксируется при температуре 50°С, в нижнеюрских породах Парижского бассейна — 60°С, в верхнемеловых и палеогеновых породах Западной Африки — 70°С, в неогеновых отложениях бассейна Лос-Анджелес — 115°С. ГФН в кайнозойских отложе­ниях не только отвечает более высоким температурам и соответ­ственно располагается на больших глубинах, но и носит более растянутый характер. Это четко прослеживается на примере бас­сейнов Тихоокеанского пояса, Южно-Каспийского, Азово-Ку-банского бассейнов и др. Более высокие температуры начала ин­тенсивной генерации многие исследователи связывали в основ­ном с влиянием фактора времени, т.е. недостаточной длительнос­тью прогрева. В настоящее веремя установлено, что характер рас­пределения катагенетической зональности и температур (палео-температур) бассейна зависит от ряда факторов: общего геотекто­нического развития региона, строения разреза, характера геотер­мического и флюидодинамического режимов бассейна, генети­ческого типа ОВ и др. Так, в кайнозойских бассейнах относи­тельно высокие температуры и повышенные глубины кровли ГЗН связаны прежде всего с большими скоростями погружения и на­копления осадков, вследствие чего сохраняются седиментацион-ные воды, что способствует возникновению АВПД, которое в свою очередь тормозит ход катагенетических процессов.

Необходимо подчеркнуть, что при всех указанных различиях температур и глубин ГЗН, которые варьируют в пределах кровли (60-100°С, 1,5-3,5 км) и подошвы (150-210°С, 3,1-8 км), интер­валы ГЗН соответствуют значениям R° — 0,5-1,15%, LOM 7—11, T_max пиролиза 435-460°С.

В главной зоне нефтеобразования помимо ОВ существенно изменяются породы и насыщающие их воды: в составе водораст-воренного ОВ заметно увеличивается содержание УВ компонен­тов, меняется состав водорастворенных газов. Происходит пере­стройка глинистых минералов — гидрослюдизация монтморил­лонита, сопровождающаяся выделением воды, способствующей миграции образовавшихся УВ (подробнее см. гл. 5).

Проследим ход процесса преобразования ОВ, начиная с протокатагенеза. В зоне протокатагенеза трансформация ОВ су-

щественно не изменяет его структуру. Биохимические процессы преобразования ОВ в основном уже прекратились, а термоката­литические еще не набрали силы из-за небольшой температуры, недостаточной для преодоления энергетического барьера. На диа­грамме (см. рис. 3.13) видно, что на этой стадии эволюции слегка уменьшается величина отношения Н/С_ат и заметно уменьшается О/С, причем содержание кислорода, по данным ИКС, сокраща­ется за счет удаления групп С=О. В протокатагенезе происходит разрыв гетероатомных связей некоторых неустойчивых карбо­нильных и карбоксильных групп. В результате разрыва высво­бождаются крупные фрагменты, содержащие гетероатомы, осо­бенно кислород (растет доля смол, асфальтенов, т.е. относитель­но тяжелые малоподвижные фракции битумоида). Что касается углеводородной части ОВ, то она в протокатагенезе изменяется незначительно. Так, н-алканы в образцах с небольшой глубины сходны с н-алканами, встречающимися в современных осадках. Структурно-кольцевой анализ с помощью масс-спектрометрии определил высокое содержание молекул с четырьмя и пятью кольцами, включая преимущественно стераны, тритерпаны и тритерпены. К концу ПК₃ ненасыщенные полициклические сое­динения превращаются в насыщенные. Эта стадия протокатаге-неза характеризуется незрелым керогеном и в целом незначитель­ным образованием УВ в материнских породах. Исключение со­ставляют так называемые «незрелые» нефти, генерируемые в основном в протокатагенезе (см. гл. 4).

В связи с удалением кислорода в большом количестве выде­ляются углекислый газ, вода и некоторые гетероатомные соеди­нения.

Несмотря на некоторые изменения в протокатагенезе, состав и структура РОВ к началу мезокатагенеза определяются в основ­ном исходным органическим материалом и условиями его диагенетического преобразования. К концу позднего протокатагенеза еще очень четко различаются два основных генетических типа РОВ: сапропелевое и гумусовое. Эти различия в составе РОВ для глинистых отложений показаны в табл. 3.14.

Таким образом, в протокатагенезе в РОВ четко фиксируются различия в составе двух основных генетических типов РОВ — сапропелевого (алинового) и гумусового (арконового); новообра­зования УВ происходят в очень незначительных масштабах, пер­вичная миграция жидких УВ практически не фиксируется. Из­менения, происходящие в составе и структуре РОВ в протоката­генезе, как бы подготавливают кероген к резкой перестройке и интенсивной генерации УВ в мезокатагенезе.

В зоне мезокатагенеза происходит перестройка структуры керогена, сопровождающаяся новообразованием битумоидных ком-

понентов и прежде всего УВ. Ход этих преобразований для раз­личных генетических типов РОВ был прослежен на отложениях разного возраста и фациального типа.

Так, для сапропелевого ОВ (кероген II типа) преобразование происходит по схеме, приведенной ниже.

I этап — (МК₁-МК₃) — палеотемпературы от 80 до 160-180°С, отвечает ГФН — принципиальная перестройка молекулярной структуры керогена с интенсивным новообразованием преиму­щественно жидких УВ и их эмиграция.

На первой стадии преобразований на этом этапе (не выше МК₂) генерация УВ происходит с максимальной активностью и не компенсируется первично-миграционными потерями (β^ХБ = 12-15%). В элементном составе битумоидов увеличивается углерод: в ХБ(А) — до 85-86%, в СББ(А) — до 78-80%; количес­тво низкокипящих УВ растет до 2,9-4%, в групповом составе со­держание метановых УВ возрастает до 54%, из них 30% составля­ют УВ нормального строения и 24% — изостроения.

При дальнейшем погружении осадков от (МК₂—МК₃) пер- вичная миграция начинает преобладать над новообразованием, что выражается в снижении (β^ХБ < 6-7%, β^СББ < 4,5-5%. В эле- ментном составе остаточных синбитумоидов как в ХБ(А), так и СББ(А) понижается содержание углерода и водорода, значитель­но повышается доля гетероэлементов. Уменьшение содержания углерода и водорода в ГФН является результатом деструкции ке- рогена (НОВ), потери полимерлипидных компонентов и остаточ­ного накопления в НОВ гумоидных компонентов, богатых гете-роэлементами и бедных водородом.

II этап пространственно отвечает нижней части зоны мезокатагенеза (МК₄-МК₅) и верхам зоны апокатагенеза АК₁, в НОВ дальнейшее уплотнение углеродной молекулярной структуры свя­зано с потерей гетероэлементов и особенно водорода (до 2%), со­держание углерода достигает 85-86%. Удаление водорода из керогена происходит в основном в виде метана. На этом этапе С.Г. Неручев и Е.А. Рогозина выделяют главную зону газообразо­вания (ГЗГ). Количество битумоидных компонентов в РОВ резко снижается: β^ХБ < 2-4%, β^СББ < 2-2,5% (см. рис. З.10).

III этап отвечает зоне апокатагенеза (АК₂—AК₄). На этом этапе битумообразование полностью прекращается, генерация метана резко снижается, происходит образование кислых газов: СО₂, H₂S.

Характер изменения гумусового РОВ (кероген III типа) в процессе катагенеза был прослежен на примере каменноугольных аргиллитов Донбасса. Образцы глинистых пород с РОВ отбира­лись из морских отложений, расположенных между угленосными пачками с известной степенью углефикации в широком диапозо-не — от «Д»-длиннопламенных до «А»-антрацитов (диапазон па-леоглубин 2-6,4 км). Это позволило точно опеделить степень со­ответствия катагенетической превращенности РОВ и углей и про­следить ход превращенности РОВ в зоне мезо- и апокатагенеза. РОВ характеризуется типичным для гумусового ОВ строении: низким содержанием водорода (3-5%) и отношением Н/С_ат < 0,9, высокими значениями концентрации парамагнитных центров (КПЦ 100·10¹⁷). В процессе катагенеза структура НОВ меняется: содержание углерода увеличивается с 72 до 89%, почти в два раза уменьшается количество гетероэлементов, водорода с 5,2 до 2,9%, величина Н/С_ат снижается до 0,5; число ПМЦ повышается в че­тыре раза, что отражает рост количества сопряженных связей С=С. Изменение данных параметров показывает, что происходит отделение периферийных групп от основной макромолекулы ОВ, увеличивается роль конденсированности структуры. В ходе ката­генеза РОВ отмечается ряд переломных моментов, свидетельству­ющих о неравномерности этого процесса (рис. 3.14).

I уровень (границы МК₂-МК₃) характеризуется быстрым воз­растанием углерода и снижением водорода; содержание битумоидных компонентов максимальное — 4-4,5%, т.е. I уровень мож-
но сопоставить с ГФН; в битумоидах доминируют кислые компо­ненты, УВ составляют около 40%, причем низкокипящие УВ от­ сутствуют. С ростом глубины погружения отложений фиксирует­ся уменьшение битуминозных компонентов; уже на 4 км β^ХБ < 1,5%; на глубине 5-6 км β^ХБ = 0,5-0,3%; содержание УВ также несколько сокращается (на глубине 4,5 км до 26%); концентра­ция смол увеличивается, асфальтенов падает. В групповом соста­ве ХБ(А) снижается содержание углерода и увеличивается гетероэлементов и водорода, что является, несомненно, результатом уменьшения в нем концентрации асфальтенов, которые, конден­сируясь, переходят в нерастворимую часть РОВ. Резкое обедне­ние РОВ битумоидом прежде всего обусловлено потерей раство­римости смол и асфальтенов и переходом их в нерастворимое со­стояние и только частично эмиграцией.

II уровень — переломный момент — отмечается на МК₄ (палеоглубины около 4 км). Генерация битумоидных компонентов затухает, однако концентрация гомологов метана, в меньшей сте­пени самого метана, достигает максимума.

III уровень перестройки структуры РОВ фиксируется на пе­реходе углей тощих—полуантрацитов (Т-ПА) к антрацитам (АК₁-АК₂), глубина 4,9-5,0 км. Ему соответствует смена составагазовых компонентов РОВ, концентрация углекислоты достигает максимума, а метана и его гомологов снижается до нуля.

IV уровень изменения состава отмечается на этапе AK₂ при погружении осадков до глубин 5,6-5,8 км. В элементном составе РОВ происходят сильное обуглероживание и потеря водорода,
сопровождаемые интенсивным метанообразованием. Таким обра­зом, ход превращений РОВ, генерации и эмиграции в среднекарбоновой толше Донбасса аналогичен любому другому осадочному бассейну. Гумусовый состав предопределил даже в морских фа­циях смещение максимума генерации жидких УВ (ГФН) на гра­дации МК₂, МК₂-МК₃, меньшую интенсивность ее проявления, что обусловило незначительное поступление микронефти в кол­лекторы и не привело к формированию залежей нефти.

Исследования хода катагенетического преобразования гуму­совых углей показали стадиальную генерацию летучих продуктов: воды, метана двуокиси углерода, аммиака и др. Максимальное количество выделения летучих продуктов связано с ранней био­химической подстадией преобразования ОВ. Ход трансформации углей и РОВ сходен: сначала отщепляются периферийные функ­циональные (преимущественно кислородные) группы, потом раз­рываются мостиковые связи между структурными комплексами. При этом наблюдаются всплески и интенсификация выделения

газов, совпадающие с импульсами перестройки угольного вещест­ва. Первый импульс соотносится с переходом ОВ от буроуголь-ной стадии к каменноугольной (ПК/МК). Это первый угле-фикационный скачок, который М. Тайхмюллер коррелирует с на­чалом нефтеобразования, учитывая непосредственную близость липидной составляющей ОВ разных генетических типов. Второй всплеск газовыделения отвечает общепринятому углефикацион-ному скачку (второму, по М. Тайхмюллеру). Эта фаза регистриру­ется по изменению свойств лейптинитовой составляющей, разры­вами мостиковых связей, ведущими к поликонденсации аромати­ческих структур. Она приурочена к переходу от жирных углей к коксовым (МК₃/МК₄) и отвечает концу нефтеобразования. После второго углефикационного скачка наступает период упорядоче­ния структуры угольного вещества с постепенным приближением ее к структуре графита. При этом химические и структурные ха­рактеристики гумусового и сапропелевого ОВ сближаются.

Характер изменения состава генерированных углеводородов (работы А.Н. Гусевой, А.Э. Конторовича, И.Е. Лейфмана, Б. Тис-со, А.А. Петрова, Г.И. Сафоновой, В.К. Шиманского, А.И. Бого­молова и др.) позволили проследить общий ход генерационных процессов в ГФН и установить, что образование УВ в зоне мезо-катагенеза происходит за счет низкотемпературного термокатали­за нерастворимой части ОВ, геополимерлипоидиновой части ОВ. Источником образующихся в катагенезе н-алканов в основном являются насыщенные кислоты. Вследствие декарбоксилирова-ния, кетонного удвоения длинноцепочечные предельные кислоты способны превращаться в алифатические УВ с сохранением или увеличением длины углеродной цепи. Реакции идут по следую­щему пути:

Очевидно, что ненасыщенные кислоты с наиболее прочной углеродной связью в керогене при деструкции его могут преобра­зовываться как в н-алканы с укороченной углеродной цепью, так и в УВ другой структуры. Часть ненасыщенных кислот, возмож­но, связанная в керогене наиболее слабыми связями, может пре-

вращаться в н-алканы без существенной деструкции углеродного скелета. Коэффициент нечетности таких н-алканов в момент их образования достаточно высок, т.е. и в катагенезе также возмож­но образование н-алканов с преимущественно нечетным числом углеродных атомов в цепи.

Другое направление термокаталитических превращений кис­лот — циклизация алифатических непредельных кислот с образо­ванием цикланов и аренов. В первую очередь это касается цикла-нов с пятичленными циклами: циклопентана и его гомологов, конденсированных цикланов типа пенталана и т.д.

Также в ГФН происходят процессы диспропорционирования водорода и гидрогенизации, дегидрирования:

Основное отличие УВ битумоидов гумусового ОВ состоит в повышенной концентрации по сравнению с сапропелевым РОВ н-алканов, насыщенных УВ и би- и трициклических аренов во фракции нафтеново-ароматических УВ (Конторович, 1976).

Распространенной реакцией в гумусовом керогене является термокатализ восков, который идет по схеме:

На рис. 2.7 приведен состав УВ, продуцируемых керогеном трех основных типов в условиях максимального выхода жидких продуктов. В керогене I типа преобладают изоалканы, н-алканы,

аиклоалканы и ароматика, которые генерируются примерно в равных соотношениях. II тип характеризуется незначительным выходом алканов (1/5 часть), изоалканы явно преобладают; при­мерно в равных количествах (по 2/5) образуются циклоалканы и арены. III тип обнаруживает примерно равные соотношения этих четырех групп УВ, с некоторым преобладанием аренов.

Направленность трансформации в катагенезе для разных ти­пов керогенов сходная. С повышением уровня катагенетической преобразованности различия между сапропелевым и гумусовым ОВ стираются, и конечный продукт преобразования любого ОВ — метан и графит. Динамика же преобразования для разных типов ОВ отличная, так же как различаются по составу генериру­емые разными типами ОВ продукты.

Особый интерес представляет ход преобразований ОВ в ГЗН. Детальный ход преобразований ОВ в ГЗН был изучен на примере баженовской свиты (J₃) Западной Сибири коллективом ученых ВНИИГРИ под руководством С.Г. Неручева (Неручев и др., 1980).

Единая фациальная выдержанность в большом диапазоне глубин, детальная геохимическая изученность этих отложений позволили проследить ход преобразований высококонцентриро­ванного РОВ (С_орг 6-10%) в пределах ГЗН (градации MK₁-MK₃) и установить, что ГФН в аргиллитах баженовской свиты осуще­ствлялась не постепенно, как об этом можно было думать ранее, а проявлением отдельных кратковременных импульсов. Установ- лено три импульса генерации УВ: первый соответствовал второй половине МК₁, второй — середине МК₂, третий — первой поло­вине МК₃. Такая троекратная импульсивная деструкция РОВ на ГФН позволяет предполагать, что источником УВ являлись су­щественно различные по строению полимерлипидные, а может быть, и иные молекулярные структуры. Доказательством служит и фиксируемый по фактическим данным разный состав жид­ких продуктов генерации, характерный для основного, верхнего и нижнего второстепенных импульсов. Первый импульс деструк­ции самый мощный, ко времени его проявления, по-видимому, достигается порог активации реакции распада наиболее распрост­раненных в сапропелевом ОВ полимерлипидных молекулярных структур. Продукты генерации состоят в основном из УВ метаново-нафтенового состава с преобладанием нафтеновых структур. Второй незначительный импульс генерации формирует жидкие УВ, преимущественно ароматические невысокой степени конден-сированности. После третьего слабого этапа деструкции происхо­дит дополнительная генерация жидких УВ метанового характера и метанизация сохранившихся в ОВ ранее генерированных УВ.

Эксперименты по термическому разложению различных ор­ганических соединений для получения нефтяных УВ проводились как с чистыми химическими соединениями, так и с различным природными образованиями — углем, сланцем, керогеном и НОВ современных и ископаемых осадков.

Особенно интересны эксперименты Е.А. Глебовской, прово­димые по термокатализу олененских богхедов, представляюшга чисто сапропелевое ОВ, и углей. При нагревании до 300°С и дав­лении 150 атм выход битумоида в первом случае увеличился в 300 раз, что, видимо, соответствует ГФН, а из углей всего в 1,5 раза. Из этого следует, что деструкция гумусового ОВ требует более жестких термобарических условий.

Эксперименты Г. Лимбаха по термолизу дебитуминизированной массы бактерий показали, что характер распределения н-ал-канов в полученном при температуре 330°С экстракте полностью отвечает нормальной морской нефти.

Б. Тиссо и Д. Вельте были проведены опыты по искусствен­ной термической эволюции керогенов трех типов на образцах с небольшой глубины. Измененные искусственным путем керогены сравнивались с керогенам РОВ пород с больших глубин в том же бассейне. В ходе преобразования керогена II типа выделились три этапа.

1. При нагревании до 350°С потеря веса невелика и связана с выделением воды и углекислого газа; по элементному составу этот кероген близок к керогену природных образцов с глубины 1000-1500 м, т.е. соответствовал незрелому керогену зоны протокатагенеза.

2. При температуре от 350 до 470-600°С происходит основное разложение керогена с максимальной потерей веса и с выделени­ем УВ, преимущественно алифатических. Элементный состав быстро изменяется: отношение Н/С_ат снижается до 0,5, уменьша­ется интенсивность полос поглощения алифатических групп CH₂ и СН₃ и в то же время появляются полосы ароматических УВ.Этот этап эволюции соответствует мезокатагенезу.

3. Третий этап фиксируется при температуре от 470 до 600°С; кероген теряет вес незначительно, поскольку большинство али­фатических цепей и функциональных групп уже удалено. В это время происходит основная перестройка структуры керогена; пакеты ароматических слоев уплотняются, их размеры колеблют­ся от 100 до 200 А. Подобные изменения наблюдаются в природ­ных образцах с очень больших глубин — этот этап отвечает апокатагенезу.

Моделирование катагенетических преобразований ОВ раз­личного генетического типа, выполненное российскими, немец­кими и французскими исследователями, убедительно показывает,

иго наличие ГФН подтверждено экспериментально. Несмотря на т> что температуры ГФН в опытах отличаются (что может зави-аггь от условий опыта), общий ход и направленность катагенети-«ских превращений — выделение огромного количества жидких и газообразных продуктов и сближение состава и структуры ОВ разного генетического типа — совпадают.

Наиболее приближенным к реальным природным условиям был эксперимент, проведенный австралийскими учеными И. Сексби и К. Рилеем. В качестве нефтегазоматеринских пород ими «пользовались пермский торбанит и третичный бурый уголь. Лебитуминизированные и деминерализованные образцы этих по­род (НОВ) нагревались в стальной бомбе при температуре от 100 до 400°С на протяжении более шести лет при увеличении темпе­ратуры на 1°С в неделю, что, по мнению авторов, соответствова­ло постоянному геотермическому градиенту. По истечении четы­рех лет из торбанита был генерирован продукт (при Т = 300°С), неотличимый от сырой парафинистой нефти, в то время как про­дукт, генерированный углем, представлял собой смесь жирного газа, двуокиси углерода и воды (Saxby, Riley, 1984). Результаты этого эксперимента, наиболее приближенного к природным ус­ловиям (насколько это возможно в масштабе «человеческого» времени), моделируют генерацию углеводородов в погружающем­ся нефтегазоносном бассейне.

Таким образом, в ходе катагенетического преобразования ОВ любого типа происходит направленное (постадийное) снижение начального потенциала ОВ, сопровождаемое генерацией жидких и газообразных продуктов, прежде всего углеводородов. Этап ин­тенсивного новообразования жидких УВ, проявляющийся на гра­дациях МК₁-МК₃, — главная фаза нефтеобразования, или «нефтя­ное окно», — фиксируется в бассейнах разного типа и возраста на разных глубинах и определяется особенностями развития конк­ретного региона. Газообразование — более распространенный процесс, процесс генерации газов с разной интенсивностью име­ет место от диагенеза до метагенеза. Процесс образования УВ-газов предшествует, сопутствует и завершает нефтеобразование.

Рассмотрение последовательной эволюции ОВ как в рассеян­ной (РОВ), так и в концентриванной форме — горючие полезные ископаемые — от момента его возникновения в живом веществе, затем захоронение и преобразование в диагенезе, трансформация в катагенезе, вплоть до конечных продуктов его преобразования (графита и метана), или онтогенез РОВ и нефти, — позволяет констатировать, что горючие полезные ископаемые и прежде все­го нефть, по выражению Н.Б. Вассоевича, «детище литогенеза». Вся история их формирования и разрушения является частью об­щего глобального цикла углерода (рис. 3.15).

Первичный (I), или малый, цикл продолжительностью от не- скольких дней до нескольких тысяч лет является поставщиком углерода для второго глобального цикла, продолжительность ко­торого многие миллионы лет. Нефте- и газообразование — не­отъемлемый элемент II цикла. Если преобразование углерода во втором цикле происходит на фоне длительного и устойчивого по­гружения, то УВ флюиды — обязательный продукт промежуточ­ной стадии глобального углеродного цикла.

--------------------------- ГЛАВА 4 ---------

НЕФТЕГАЗОМАТЕРИНСКИЕ СВИТЫ И КОНЦЕПЦИИ НЕФТЕГАЗООБРАЗОВАНИЯ