Катагенез

стадия вторичных изменений осадочных пород и заключенного в них органического вещества, основным фактором которого является температура.
Все преобразования минеральной и органической составляющей пород протекают под воздействием температуры, что доказано на природных объектах и экспериментально.
Давление, катализ, состав поровых флюидов, геологическое время пребывания пород в определенных термобарических условиях – по сути являются условиями геологической среды, в которой протекают катагенетические процессы, в той или иной степени ускоряющие эти процессы.
Пространство, в котором протекают эти процессы, называется зоной катагенеза.
Область катагенеза в стратисфере:
Диапазон изменения температур: от 20-25 до 300-350оС
геостатического давления: до 250-300 мПа
глубин зон катагенеза: от 0,3-1 км до 15-20 км
Для геологов-нефтяников эта стадия представляет наибольший интерес, т.к. именно на этой стадии происходит генерация и эмиграция углеводородов и формирование месторождений.

внутренняя энергия, но почти половина ее отражается от Земли

в областях с континентальной земной корой и уменьшается в областях с океанической земной корой. (У.И.Моисеенко, А.А.Смыслов, 1986).

Внутренняя теплота Земли, обусловленная разогревом в результате аккреции космических частиц и образованием ядра – максимальная энергия за геологический период развития Земли. Влияние глубинного тепла Земли начинает проявляться ниже нейтрального слоя, т.е. ниже 20 м, когда влияние солнечной энергии отсутствует.

Изменение кинетической энергии вращения Земли – приводит к переходу механической энергии в тепловую

Кристаллизационные и полиморфные превращения, фазовые переходы, различные химические реакции (экзо- и эндотермические). Окислительные процессы, восстановление сульфатов , уплотнение глин, растворение веществ – экзотермические реакции

Плотностная дифференциация вещества Земли

(флюидами) потоками, они определяют региональное тепловое поля осадочного разреза и формируют катагенетическую зональность в осадочном бассейне

Кондуктивный тепловой поток обеспечивает постепенное нарастание температур с глубиной, имеющее региональный характер, и как следствие. постепенное увеличение степени преобразования ОВ в том же направлении. Тепло передается через породы – за счет колебания атомов в кристаллических решетках (решеточная или фононная) теплопроводность

Конвективный тепловой поток связан с магматической и/или гидротермальной деятельностью. На преобразование ОВ он влияет нередко больше, чем кондуктивный поток, однако, это влияние имеет узко зональный характер и приурочено к контактам магматических тел, магматическим очагам и крупным разрывным нарушениям. Такой «конвективный катагенез» не имеет вертикальной зональности, часто нарушает таковую регионального катагенеза ОВ, обусловленного кондуктивным потоком.

Существует также металлическая проводимость (электропроводность), осуществляемая в ядре Земли; радиационная – лучистая теплопроводность, обеспечиваемая электромагнитными колебаниями

Чаще всего различные виды переноса тепловой энергии происходит совместно

площадь.
Плотность теплового потока q численно равна количеству теплоты, проходящей через единицу площади изотермической поверхности в единицу времени и вычисляется по уравнению Фурье:
q= λ · ГГ, кал/(см2· с) или Вт/м2· К ( в ед. СИ), где
λ – теплопроводность вещества, кал/(см· сек· оС) или в Вт/(м·К)
ГГ –геотермический градиент, оС/100 м или оС/км

1 кал/с· см· оС = 4,1868 · 102 Вт/м·К

и полиформные преобразования
гранулометрическимй состав и отсортированность материала
флюидонасыщение (сухие или флюидонасыщенные породы): в сухих -ниже, чем во влагонасыщенных
ориентировка по отношению к потоку: теплопроводность выше в 1,1-1,3 раза при параллельной слоистости, чем в перпендикулярном направлении
степенью кристалличности – в кристаллических породах теплопроводность выше, чем в аморфных
Давление: теплопроводность увеличивается с повышением давления

Теплопроводность пород убывает в ряду пород и флюидов (Вт/м*К):
(Е.Е.Карншина, 1996)

(Дж.Хант,1982)

1 кал/с· см· оС=4,1868 · 102 Вт/м·К

(вода, нефть, газ) вызывают резкие изменения геотермического градиента в одном и том же месте.
Глинистые породы - теплоизолирующие, они накапливают тепло и, следовательно, имеют более высокий геотермический градиент (ГГ=2-13оС/100м).
Песчаники, карбонаты, соли –теплопроводящие с более низким геотермическим градиентом (ГГ=0,2-1оС/100 м). Поэтому, над соляными куполами часто возникают геотермические максимумы, особенно, если они перекрыты глинами, в то время как под куполами, температуры заметно ниже и, следовательно, меньше катагенетическая преобразованность.

Средний современный геотермический градиент для Земли составляет 25-30оС/км.
Мин ГГ – 5оС/км – (о-в Андрос, Багамские о-ва, глубина 4445 м ),
Мах ГГ – 76,9оС/км (Верхнерейнский грабен)-90оС/км (нефтяное м-ие Валио, бассейн Салавати, Индонезия)

плотностью и теплопроводностью и отрицательная - с общей пористостью. В основе связей лежит увеличение числа контактов зерен и, следовательно, повышенная передача тепла.
Вывод – теплопроводность увеличивается с катагенезом

воды может увеличить
геотермический градиент
Температурные аномалии в ГЗН и над скоплениями УВ вызваны свойством флюидов сохранять тепло.
Например, для баженовской и тюменской свит Западной Сибири, находящихся в ГЗН, превышение максимальных температур, заме-ренных в скважинах, содержащих флюид над фоновыми, замеренными в пустых скважинах, составляет 30-40 оС (Неручев и др., 1986)

Некоторые реакции преобразование ОВ в катагенезе являются экзотермическими и идут с выделением тепла от 1,1 до 68 ккал/моль, что может создавать дополнительные тепловые
аномалии:
Гидрирование жирных кислот с образованием УВ газов и СО2;
Гидрирование алкановых УВ;
Конденсация ароматических УВ

одной глубине

докембрийским складчатым областям, в которых не проявилась поздняя тектоническая и магматическая деятельность. Для него характерны: низкие геотермические градиенты, высокая теплопроводность и низкая плотность теплового потока. Оно проявляется в близких температурах на одной глубине. Русская платформа : 1 км -10-30оС, 5 км -100-120оС, 10 км -150-200оС.
Нестационарный режим - присущ молодым плитам, мезокайнозойским краевым прогибам и межгорным впадинам, областям кайнозойской складчатости и современным подвижным поясам и рифтам, осевым зонам океанических хребтов. Высокий тепловой поток характерен для начала раздвигания плит (дивергенция).Такой режим обусловливает большую разницу в температурах на одних и тех же глубинах (на порядок).
Причины разогрева - накопление тепла под чехлом теплоизолирующих толщ, что связано с высокой скоростью их накопления и растянутой по вертикали литификацией + генерация УВ (создаются теплоэкраны) - разогрев происходит сверху вниз;
конвективный подток тепла в теплоизолирующие толщи - разогрев происходит на всю мощность земной коры.
Низкий температурный режим характерен для зон приповерхностного климатического охлаждения и для конвергентных (сближение) океанических и континентальных блоков Низкий тепловой поток, особенно, в желобах.
РИФТОВАЯ СТАДИЯ –высокий тепловой поток обусловлен совместным действием кондуктивного и конвективного потоков (гидротермальная активность вод в осадочном чехле и верхах основания)
ПОСТРИФТОВАЯ СТАДИЯ – медленное осадконакопление –умеренный катагенез, интенсивное погружение- сильный катагенез в нижних слоях

Выход УВ на определенный объем осадочных пород больше в бассейнах с высоким тепловым потоком

времени неуклонно убывает: средняя температура земной коры за 3 млрд. лет понизилась на 150оС. Восстановление палеотемператур рифейского этапа продолжительностью в 1 млрд. лет с учетом скорости охлаждения Земли, по данным Дж.Джакобса и Д.Аллана равной 0,06oС/млн.лет, показывает, что только температура нейтрального слоя с начала среднего рифея до начала венда изменилась от 90 до 48oС, но процесс охлаждения Земли не протекал равномерно.

На основе установленной скорости остывания Земли было рассчитано снижение геотермического градиента с начала рифея до наших дней для Лено-Тунгусского НГБ. В соответствии с этими расчетами в разные периоды геологической истории значения геотермического градиента имеют следующие значения: начало рифея –70С/100м, начало –венда–50С/100м, средний кембрий –4,80С/100м, силур–4,70С/100м, девон –4,50С/100м, карбон–4,20С/100м, пермь –3,80С/100м, триас –3,80С/100м, юра –3,20С/100м, мел –2,90С/100м, кайнозой –2,20С/100м, современные геотермические градиенты в междуречье нижней и Подкаменной Тунгуски –1,50С/100м.

или иную градацию катагенеза – величина непостоянная и в зависимости от палеогеотермического градиента и теплопроводности пород изменяется в широких пределах.
Глубины:
Минимальные
для древних платформ (повышенный ГГ) – сокращенная катагенетическая зональность («субдонецкая»)
Максимальные:
для областей с высокой скоростью осадконакопления, вызывающие недоуплотнение (Индоло-Кубанский прогиб),
с низкими тепловыми потоками (турбидиты верхнего мезозоя вблизи глубоководных океанических желобов бассейна Великой Долины Калифорния, кайнозой Восточной Камчатки),
высокой теплопроводностью пород (соли Припятского прогиба, Прикаспийской впадины)
растянутая катагенетическая зональность

Глубины перехода градации ПК в МК1 изменяются от 1,8 км до 5,6 км.

Т и К описывается уравнением Аррениуса,
К=Ае -(Еа/RТ) , где
К – константа скорости реакции, связанная с изменением концентрации исходного вещества во времени
А – частотный фактор или фактор времени (константа, характеризующая частоту соударения молекул, когда возможна реакция)
Е – энергия активации (количество энергии, которое должна получить молекула для разрыва связей)
R – универсальная газовая постоянная
Т – температура в градусах Кельвина (273о+Со).
Химические реакции можно моделировать с помощью кинетики: Скорость превращения реагента в продукт контролируется: концентрациями реагентов (и катализаторов), температурой, давлением

По этому уравнению скорость реакции удваивается при повышении температуры на каждые 10оС:
Если на поверхности То составляет около 200С, то на глубине,
где Т=1200С, скорость реакции возрастет в 1000 раз.

связей
В формулу Аррениуса входит энергия активации – Еа - ее значения используются при математическом моделировании расчета количества генерированных УВ в результате разрыва различных связей в керогене в процессе катагенеза
Энергия активации обычно устанавливается для определенной единичной реакции, в то время как «генерация нафтидов» осуществляется путем многочисленных и/или последовательных реакций, поэтому эти энергии называются «псевдоэнергиями активации».
Принцип заключается в получении интегрального значения Еа, которое включает в себя все энергии активации в диапазоне 0-80 ккал/моль, необходимых для разрыва связи, начиная от самых слабых (физическая и химическая адсорбция) и кончая сильными, отвечающие разрыву С-С связей.
Первоначально в керогене имеются связи многих типов с разными энергиями разрыва: адсорбции, карбоксильные, эфирные, серные, углерод-углеродные связи; кроме того влияют соседние функциональные группы, длина цепи и т.д., по мере катагенеза происходит разрыв разных связей в порядке увеличения Еa.

-50 ккал/моль
типа III – 60 ккал/моль

изменения в составе ОВ могут проявиться при длительном времени и невысоких температурах и кратковременном, но высокотемпературном воздействии. Т.е. недостаток геологического времени может компенсироваться большими значениями температур. Согласно кинетическим уравнениям, Т оказывает большее воздействие, чем время – влияние времени выражается линейной зависимостью, а Т – экспоненциональной.
Сторонники ведущей роли геологического времени (Вассоевич, Лопатин, Конторович, Карвайль, Тайхмюллер и др) считают, что время необходимо учитывать, но только при достижении породами температуры 50-100оС.
Пример: Оклахома -антрациты образовались при Т-100оС в течении 270 млн.лет и при Т-175оС в течении 165 млн.лет.
Если породы не достигли этой Т, то никакое геологическое время не может компенсировать недостаток тепла.
Пример: Подмосковные бурые угли карбона, время 200-300 млн.лет, Т=20-40оС.
Противники ведущей роли геологического времени (Неручев, Парпарова) считают, что межстадиальные скачки углефикации (переход одной марки угля в другую) происходят в масштабах геологического времени очень быстро (несколько млн.лет –до 30 млн.лет). Г

Факторы катагенеза

ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ ВРЕМЯ

обусловлено различными причинами и в зависимости от них подразделяется на горное (геостатическое, литостатическое), пластовое и тангенциальное

Геостатическое (горное) давление - обусловлено весом перекрывающих пород и включенных в них жидкостей. Влияет на отжатие флюидов и уплотнения пород.
Особенно сильно уплотняются глины. Геостатическое давление в глинах, передаваясь на заключенные в них воды (флюиды) создает поровые напряжения, намного превышающие гидростатическое давление в коллекторах. Это обстоятельство определяет движение вод в коллекторы (т.е. первичную миграцию).
Давление без изменения объема (т.е. в закрытой системе) затрудняет катагенез,
одностороннее давление способствует преобразованию ОВ и минеральной частити породы.

ДАВЛЕНИЕ

с земной поверхностью, оно равно гидростатическому Рпл=Ргд. В этих условиях градиент нормального пластового давления равен 1МПа/км. Характер нарастания Рпл зависит от темпа погружения осадочных толщ и регулируется скоростью осадконакопления.
Отношение Рпл/Ргд называется коэффициентом аномалийности (kан) и он изменяется от 0,85 до 1,3 для нормального пластового давления (т.е. Рпл=Ргд).
При погружении пласта, в замкнутых системах, когда нет оттока флюидов, образующихся вследствие генерации УВ и минеральных преобразований, Рпл>Ргд kан>1.3 и возникает АВПД – сверхгидростатическое пластовое давление. Верхний его предел – величина равная Ргорному. Оно оказывает замедляющее действие на течение катагенетических реакций. Если давление флюидов в пласте становится значительно выше гидростатического, то происходит флюидоразрыв пласта. Он резко повышает проницаемость пласта и релаксацию давления. Причины возникновения АВПД (повышения давления флюидов) разные – быстрое увеличение нагрузки перекрывающих отложений, тепловое расширение флюидов, сжатие под действием тектонических сил, образованием нефти и газа из ОВ, в результате дегидратации глинистых минералов и выделения воды (пресной).
В замкнутых пластах возможны ситуации, когда пластовое давление ниже гидростатического, Кан< 0.90-0.85, проявляется АНПД –аномально низкое пластовое давление. Оно характеризует разуплотнение пород, вызванное, например, растворением и метасоматическим замещением минералов (выщелачивание карбонатов, замещение кальцита доломитом), что приводит к увеличению порового пространства.

складчатости и формирования солянокупольных структур. Давление стресса создаёт специфические структуры и текстуры в породах. Эти структуры накладываются на структуры и текстуры, вызванные геостатическим давлением, и усложняют их.
При тангенциальном сжатии в породах возникает кливаж разрыва (рассланцовывание) — скол и скольжение, перемещение одних частей породы по другим. Обычно поверхности кливажа обтекают зёрна минералов, имеющих высокую прочность (кварц, гранаты и др.). Однако иногда эти поверхности секут зёрна кварца (т.е. кварц дробится). Зная прочность кварца (временное сопротивление сжатию и сопротивление сдвигу), можно оценить давление стресса, которому он подвергался. Это примерно 1200–1300 Мпа. Таким образом тангенциальное давление может быть значительно больше геостатического.

в зернах высокопрочных минералов) – в результате его воздействия происходит направленная коррозия – растворение со стороны ее перпендикулярной.

КЛИВАЖ система частых параллельных поверхностей скольжения в горных породахКЛИВАЖ система частых параллельных поверхностей скольжения в горных породах, по которым породы легко расщепляются. В зоне выветриванияКЛИВАЖ система частых параллельных поверхностей скольжения в горных породах, по которым породы легко расщепляются. В зоне выветривания имеет вид открытых или закрытых, а на глубоких уровнях — скрытых трещин.

катализаторов может протекать в течении нескольких месяцев, низкоактивных - около 1000 лет, в отсутствии катализатора – больше возраста Земли

Катализаторы – вещества, ускоряющие химические реакции, и при этом не расходующиеся.

КАТАЛИЗ

Аl3+, Na+, а в их ряду она возрастает от каолинитов к монтмориллонитам, т.к. каталитическая активность иона алюминия в 3 раза выше .чем у натрия. Монтмориллонит ускоряет декарбоксилирование жирных кислот, он способен на обменные реакции с ОВ (отдает катионы), особенно активно поглощает ароматические кольца (Вейс показал, что при слабом нагреве без доступа кислорода смеси ОВ-монтмориллонит, происходит образование амидов, нафтеновых и ароматических УВ, близких по составу к нефти).
Чистые карбонаты (СаСО3) не обладают каталитической активностью, поэтому нефти, образующиеся в них тяжелые с малым количеством легких фракций.
Присутствие воды замедляет реакции образования УВ, но не прекращает их.
В природе каталитическая активность ниже, чем в эксперименте, т.к. реальные реакции образования УВ могут протекать при более низких энергиях активаций.

Еа ~12ккал/моль – образование низкотемпературных УВ-ных газов Еа ~35ккал/моль (25-209 кДж/моль),– каталитический крекинг –образование жидких УВ, изомеризация Еа ~24-84/65ккал/моль (251-334 кДж/моль) –термический крекинг

КАТАЛИЗ

при котором разрыв углерод-углеродных (С-С) связей протекает в присутствии катализатора и приводит к перестройке УВ-ного скелета. Образуются УВ с разветвленной цепью (изомеризация УВ). Скорость каталитического крекинга зависит от температуры, концентрации реагирующих веществ и активности катализатора.
При более высоких температурах разрыв С-С связей осуществляется благодаря термическому крекингу. Он протекает без перестройки углеродного скелета и приводит к образованию более простых УВ с неразветвленной цепью. Скорость реакции возрастает с повышением температуры.

КАТАЛИЗ

влияет на растворимость всех компонентов нефти в СН4 на больших глубинах
В нормальном гидрогеологическом разрезе артезианского бассейна
Зона интенсивного водообмена с атмосферой и гидросферой - воды инфильтрационные (тип сульфатно-гидрокарбонатно-натриевый, мало минерализованы, пресные с высокой растворяющей способностью) – глубина до 300-600 м
Зона затрудненного и весьма затрудненного водообмена – воды седиментогенные, возрожденные, конденсатогенные, из ОВ (тип вод хлор-кальциевый, минерализованные вплоть до рассолов -300 г/л) – глубина несколько км
Форма нахождения воды:
свободная (гравитационная) находится в капиллярах и при уплотнении отжимается),
связанная:
физически (рыхлосвязанные и адсорбированные)
химически (цеолитная, кристаллизационная, конституционная)

ВОДА

виде истинного раствора, мицеллярного и эмульсионного. Она зависит от растворимости УВ в воде .
Сущность механизма – генерируемые УВ растворяются в седиментационных водах материнской толщи и при дальнейшем уплотнении выжимаются в пласт-коллектор

состава ОВ и его физико-петрографических свойств служат мерой катагенетического преобразования
Природный объект, выступающий в качестве меры катагенеза должен обладать рядом свойств:
- быть однородным, т.е. с близкими энергиями активации
- изменяться в широком диапазоне значений
- необратимо изменяться под воздействием факторов катагенеза
- сопоставимостью значений
- распространенностью
Этим условиям в первую очередь отвечают физические свойства глин и витринит, т.к. после воздействия максимальной температуры они необратимо изменяются

конец стадии

Глины являются хорошим индикатором давления, т.к. после потери свободной воды, они необратимо уплотняются, поэтому физические свойства глин могут указывать на определенную стадию литогенеза

фиксируется стадиальным анализом. Он основан на фазовых переходах вещественного состава пород, протекающих при повышении температуры и давления в водных растворах, насыщающих породы, что приводит к появлению новых минералов. Изменяются также и физические свойства пород.
Для начального катагенеза – температура до 100оС, давление – до 100 МПа (градации катагенеза ПК, ПК-МК1) – характерно гравитационное уплотнение обломочных пород без нарушения их структуры, слабое изменение глинистого цемента, растворение неустойчивых минералов, особенно первичных карбонатных, присутствие аморфного кремнезема в кремнистых породах. В целом породы рыхлые, слабосцементированные.
На стадиях позднего катагенеза – происходит интенсивное уплотнение пород, в глинах появляются ориентированные структуры, переход монтмориллонитовых глин в гидрослюдистые (и внедрение иона К+), массовое растворение и регенерация обломочных зерен кварца, полевых шпатов, образование вторичных карбонатов, аморфный кремнезем трансформируется в кристаллический кварц. Превращения минеральной части пород протекает в широком диапазоне глубин и температур.
В качестве относительной меры катагенетического изменения пород могут служить
в терригенных породах изменения глинистого цемента,
-коррозия и регенерация зерен кварца, различные коэффициенты, отражающие количество контактов, их длину,
-соотношение закрытых и открытых пор,
фазовые превращения аморфной кремнекислоты (опалА-неупорядоченный α-кристаболлит и α-тридимит-зона вторичного кварца) ,
-изменения коллекторских свойств и др.

и полной выработанности ОВ.

Катагенетические преобразования песчаников стрельногорской свиты Туруханского блока
(Е.А.Бакай, 2010)

коррозия и регенерация зерен кварц

оптическая константа, представляющая
отношение интенсивностей света отраженного от полированной поверхности
витринита и вертикально падающего на его поверхность

Витринит в керогене
(отраженный свет)

породы (Хант,1982)

Переотложенный витринит

Первичный витринит

График изменения отражательной способности витринита с глубиной погружения (Хант,1982)

Первичный витринит

Первичный витринит

ранее испытавших действие более горячих тепловых полей. Ранее литифицированный участок земной коры был выведен из зоны высоких температур в зону с меньшими температурами, вплоть до выхода на земную поверхность. При последующем погружении породы, если они не оказались в более жестких термобарических условиях, чем те, в которых ранее были подстилающие отложения, то на границе этих пород возникает геотермическое несогласие

седиментогенеза. Ширина тепловых полей, идущих от интрузии, изменяется в зависимости от мощности интрузии и теплопроводности вмещающих пород. Темп падения палеотемпературы при удалении от интрузии быстро уменьшается. Контактовый метаморфизм изменяет вмещающие породы в виде узких полей (единицы-десятки метров). Влияние силла на ОВ и породы сильнее.

Влияние тепла вниз от силла распространяется на расстояние около 3х, где х – мощность интрузии (в м), а в трещинных породах – на 5х. Вверх от силла породы прогреваются больше, чем вниз

в Индонезии (Хант, 1982, с.398).
Экстраполяция линии В до пересечения с вертикальной линией А, проходящей через точку пересечения линии С с поверхностью несогласия, позволяет установить, что около 500 м разреза на границе мезозойских и кайнозойских отложений было размыто. Степень зрелости витринита на поверхности мезозойских отложения в начале кайнозойской седиментации соответствовала Ro=0,32% (0,94-0,62%). Различные углы наклона линий отражательной способности указывают либо на разные темпы седиментации, либо на разную тепловую историю (разные геотермические градиенты) в мезозое и кайнозое.

прогрев тепловым потоком от слепого плутона (интрузив не выявленный бурением) . Например, на севере Припятского прогиба по кровле межсолевого комплекса девона (задонско-елецкие слои D3 fm) оконтуривается область, в которой расположены все имеющиеся нефтяные месторождения, в то время как, в центральной и южной областях в одновозрастных отложениях, достигших таких же глубин – залежи нефти отсутствуют (катагенез отложений не выше ПК)

Г МК2 МК12
Ж МК3 МК2
К МК4 МК31
ОС МК5 МК32
Т АК1 АК1
ПА АК2 АК2
А АК3-4 АК3-4

иммерсии
(на конец градации)

коллогальгинита (NкА)
(Парпарова, Жукова, 1990)

Большинство исследователей относят их к элементам древнейшей группы рыбообразных хордовых животных. Размеры конодонтов от 4 мм и 40 cм, широко распространены в морских отложениях от кембрия до триаса (весь палеозой). Конодонты надежно обеспечивают оценку зрелости ОВ ордовикских, силурийских, девонских и каменноугольных отложений и в меньшей мере – кембрийских, где конодонты редки (Петросьянц, Овнатанова, 1982).
Изменение окраски конодонтов (ИОК) начинается с поздней стадии диагенеза и соответствует значению ИОК=1 (бледно-желтый), ИОК=1,5-2 отвечает мезокатагенезу ( Ro=0,5-1,55%), ИОК=3 (Ro=1,55-2%, конденсат), ИОК=4-5 (Ro>2%, сухой газ), ИОК>5- молочно-белые в связи с уходом кристаллизационной воды.
Этот метод позволяет определить степень катагенетической преобразованности ОВ от буроугольной стадии до графитовой, где породы подвергаются температуре выше 300-5000С. Конодонты, в отличие от растительных микрофоссилий, дают возможность определить уровень метаморфизма ОВ преимущественно в карбонатных породах
Визуальное определение цвета палиноморф и конодонтов самые экспрессные и недорогие методы выявления катагенеза ОВ, они могут быть применены при поисках нефти и газа в терригенных и карбонатных осадочных породах от кембрия до плиоцена

проводятся на микроскопе с люминесцентной приставкой в диапазоне длин волн 400-700 нм.
Суть изменения спектральных характеристик – с усилением катагенеза цвет флюоресценции меняется от голубовато-зеленого до оранжево-красного, т.е. длина волны смещается из длинноволновой (зеленой) к коротковолновой (красной) части спектра и происходит снижение интенсивности. На высоких градациях катагенеза (свыше МК3) люминесценция исчезает.
Основные спектральные коэффициенты:
- отношение красного к зеленому Q=λ650/λ546
- длина волны максимальной интенсивности
- интенсивность люминесценции при длине волны λ546. Этот параметр учтен в сводной шкале катагенеза Н.Б.Вассоевича и др.
Интенсивность λ546 (отнс. ед.):
на ПК1 -1, ПК3 -0,39, МК1 -0,27,МК2 -0,22, МК3-0,12

углей различных бассейнов
(M.Teichmuller,B.Durand 1983)

(Espitalie et al.,1993)

НМ породах, можно рассчитать по значениям Тмах пиролиза: Ro=0,018*Тмах - 7,16
(The Biomarker Guide, vol.1, 2007)

из нефтей. От витринита отличаются условиями залегания, отсутствием анатомического строения растений, на низких стадиях превращения –желтым и оранжевым цветом люминесценции. Размеры – от микроскопических до различимых невооруженным глазом.
Наблюдаются в виде це-мента песчаников, вы-полняют секущие трещины, внедряются по наслоению, образуя слойки, линзы, эллипсоиды, округлые зерна.
На начальных стадиях эволюции петрогра-фические особенности зависят от исходного материала. После того, как образовавшиеся нафтолиты становятся постоянной составной частью породы, они изменяются под влиянием тепловых потоков недр. Пригодны для прогноза палеотемпературы до конца градации катагенеза МК3-4

Асфальт

Гильсонит

Импсонит

Шунгит

VRo,%=0,668bRo+0,4
замеряется bRo
(Формула Jacob H., 1985)

битумоидных компонентов, их состав, состав УВ фракций, зрелость, определенная по хемофоссилиям, электронно-парамагнитный резонанс, пиролиз пород.
В целом эти методы не имеют четких градационных привязок, но позволяют проследить направленность изменений ОВ в катагенезе и оценить его зрелость на уровне: незрелое, малозрелое-зрелое-высокозрелое и сопоставлять их с зонами нефтеобразования. Эти показатели зависят от многих причин (тип ОВ, условия преобразования и т.д.) и поэтому достаточно индивидуальны для каждого геологического объекта.
В настоящее время наиболее эффективные методы – элементный состав керогена. показатель отражения витринита и пиролиз

методов определения степени катагенеза ОВ является определение коэффициента CPI (Carbon Preference Index), который ввели Е.Е. Брей и Е.Д. Эванс. Метод основывается на постепенном изменении в распределении длинноцепочечных н-алканов в ходе созревания. Значение этого коэффициента изначально >1, но с увеличением зрелости оно будет стремиться к единице, что связано с появлением больших количеств вновь образованных н-алканов.
Этот метод имеет ограничения, потому что СРI=1 может представлять образец высокой зрелости в пределах катагенеза, либо «незрелый» образец, обедненный ОВ высшей растительности.

Отношения изопреноидных и н-алканов
С катагенезом происходит уменьшение
изопреноидных алканов, что фиксируется
также коэффициентом Ki=Pr+Ph/(nC17+nC18)

группе полициклических нафтенов и являются важнейшими хемофоссилиями. Главная особенность этих УВ соединений - способность при изменении условий в процессе диа- и катагенеза изменять пространственное положение определенных атомов (хиральные центры). Эта пространственная изомеризация или эпимеризация является степенью преобразованности исходных биомолекул в процессе созревания в геоизомеры (Баженова, Бурлин, Соколов, Хаин, 2004)

Циклические УВ

20S (ββ)

Коэффициенты зрелости: К1 зр = 20S/(20S+20R), lim 0,5
отношение изостераны/α-стераны = К2 зр = ββ/(ββ + αR), lim 0,86
К3 зр = ββ/ββ + α(R+S), lim 0,71

Стераны С27-С29 (тетрациклические нафтены)

В формулах α и β обозначают ориентацию атома водорода в хиральных центрах (ассиметричные атомы углерода в циклах), где происходит эпимеризация (изомеризация). В результате образуются эпимеры, способные вращать плоскость поляризованного света вправо или влево. Биостераны образуют α-структуры
Эпимеры 20 и 24 находятся в изопреноидной цепи.
У биостеранов нет эпимера 20S. На ранней стадии катагенеза образование эпимеров начинается в боковой цепи.

R=Н, СН3-СН7

катагенез

нафтены)

В зависимости от длины боковой цепи различают следующие гомологи гопанов: триснорметилгопаны (С27), бисноргопаны (С28), норметилгопаны (С29), собственно гопан (С30) и гомогопаны (С31-35). Для гомогопанов возможно существование двух эпимеров, отличающихся S и R-конфигурацией хирального центра при С-22.

17β21β (биогопан-ββ и βα )

катагенез

МК3=1.45)
ГЗГ -5-10

молекул является ароматизация циклоалкановых УВ. Одним из основных классов диагенетических продуктов стеролов являются моноароматические гибридные циклические УВ (моноароматические стероиды). С ростом температуры происходит полная ароматизация трех циклогексановых колец, обычно с потерей С19 метильной группы в сочленение АВ-колец. Ароматизация-это необратимый процесс, поэтому изначально триароматические стероидные УВ не существуют, но в течение катагенеза моноароматические УВ (МА) трансформируются в триароматические (ТА).

ТА28/(МА29+ТА28) увеличивается от 0 до 100%

Катагенез

Ароматические УВ

стероидных УВ в катагенезе приводит к увеличению
короткоцепочечных стероидов

К1зр

0,4 (Ro=0,5%) до 1,6 (Ro=1,3%) и 2,5 (Ro=2%)

Метилфенантреновый индекс

Среди трициклических аренов выделяются конденсированные с ангулярной структурой фенантрен и его метильные гомологи. В составе ОВ и нефти имеются пять возможных изомеров метилфенантрена: 1, 2, 3, 4 и 9-метил изомеры. 4-метил фенантрен является незначительным компонентом в нефтях. Значения МРI индекса рассчитывают по соотношениям фенантрена (Р) и его метильных гомологов (МР).
1МР и 9МР – неустойчивы и переходят в 2МР и 3МР изомеры

Rc=0,6*(MPI-1)+0,4 Rc= -0,6*(MPI-1)+2,3

Ro<1,35%

Ro>1,35%

от атома С-1 к атому С-4, поэтому соотношение 4/1-MDBT коррелируется с показателем отражения витринита (Ro).

Среди порфиринов в ОВ и в нефти преобладают металло-дезоксофиллоэритроэтиопорфирины (ДФЭП-DPEP) состава С27-С33, содержащие изоциклическое кольцо, и металло-этиопорфирины (Этио- Etio) с Ni2+ и VO2+ в центре порфиринового ядра. Порфирины входят в состав аналитической группы асфальтенов. Вследствие повышения температуры разрушается изоциклическое кольцо ДФЭП с образованием этио-порфиринов.

Некоторые коэффицинты порфиринов: отношения Этио/(Этио+ДФЭП) для ванадил- и никелевых порфиринов, PMP (C28Этио/С28Этио+С32ДФЭП). Значения коэффициентов с повышением температуры увеличиваются и достигают своего максимума в главной зоне нефтеобразования (ГЗН).
Корреляция значений параметров PMP и Тmax
(Peters, Moldovan,1993)

по содержанию битумоида и УВ в ОВ (коэффициенты βХБ и µ3), их составы и т.п.
В целом геохимические методы не имеют четких градационных привязок, но позволяют проследить направленность изменений ОВ в катагенезе и оценить его зрелость на уровне: незрелое-малозрелое-зрелое-высокозрелое и сопоставлять их с зонами нефтеобразования. Эти показатели зависят от многих причин (тип ОВ, условия преобразования и т.д.) и поэтому достаточно индивидуальны для каждого геологического объекта.
В настоящее время наиболее эффективные методы –показатель отражения витринита и пиролиз

ОВ. Углефикация – это функция температуры и времени пребывания пласта при этой температуре. Чем выше энергия активации реакций, тем сильнее изменяются ее скорости. Метод совместного учета температуры и время был разработан Н.В.Лопатиным, который ввел понятие «Суммарный импульс тепла» (СИТ) – температурно-временной показатель углефикации. Элементарный импульс тепла – τ - представляет собой произведение времени углефикации в каждом 10-градусном температурном интервале и температурного коэффициента скорости созревания в этом интервале:
τ=γ*Т, где γ скорость реакции в данном температурном интервале,
Т – длительность пребывания пласта в этом интервале, млн.лет.
СИТ , безразмерная величина, равная сумме элементарных импульсов тепла Στ(сумма тау) .
Между СИТ и Ro установлен высокий коэффициент корреляции (+0,999), что позволило предложить уравнение, связывающее эти величины
Ro=1,301 Lg Στ -0.5282 Lg Στ =0.77 Ro +0.402

1.301 – корреляционный множитель к мантиссе логарифма, 0,52825 и 0.402 – постоянные

Уточнение метода СИТ были связаны с тем, что при температуре 120оС и выше значения СИТ определяются не временем пребывания пластов в 10о-ном интервале, а стремительно растущей скоростью реакции. Кроме того удвоение скорости реакции происходит не равномерно через каждую 10о-ную зону, а экспоненциально

проводится путем восстановления палеоглубин залегания методом «мощностей», нанесения палеоизотерм и абсолютного геологического времени.