1. Характер катагенетических преобразований в осадочных породах и их влияние на нефтегазоносность

Катагенетические изменения приводят к преобразованию как основной массы пород (в обломочных разностях это зерна), так и других частей породы - цемента, ранее возникших аутогенных образований. На этом фоне преобразуется и органическое вещество. В процессе катагенетического повышения плотности пород происходит изменение минерализации и состава вод за счет одновременного растворения минералов и отжатая из пород вод, которые находятся там в разных видах. Внутрипоровые относительно свободные воды в более крупнозернистых разностях имеют одни характеристики, а связанные (рыхло и прочно) - другие. Переход одних форм вод в другие отражает глубокие преобразования свойств пород и их структурнотекстурных особенностей. Уплотнение различных типов пород имеет свои особенности. На глубине объемная плотность скелета породы стремится приблизиться к минералогической плотности. Сложно присходит уплотнение глин. Глины уплотняются долго, вначале их объемная плотность низкая (1,3 - 1,4 г/см3), а пористость, как уже упоминалось, превышает 30-40%. Плотность глинистых пород, в минеральном составе которых преобладают гидрослюды, изменяется в зоне катагенеза от 1,7 - 1,9 до 2,70 - 2,75 г/см3 . Уплотнение здесь имеет характер замедленной или затрудненной консолидации. Увеличение давления приводит к возникновению в глинах сланцеватости. При геостатическом давлении примерно 15 МПа глинистые частицы преобретают вторичную параллельно-оптическую ориентировку. По объемной плотности глин можно судить о глубине их погружения и давлении, которое они испытали (при условии, что эти глины образовались в мелководном шельфовом бассейне компенсированного прогибания, ибо в глубоководных илах, как было упомянуто выше, диагенез затягивается). Таким образом, глины можно рассматривать как "максимальный геологический манометр", но только лишь при условии их относительной мелководности, а также при том, что на всю мощность толщи глины представлены однородными минеральными разностями. Так к а к глинистые минералы подвержены трансформации (о чем речь впереди), то к определению глубин по плотности глин следует относиться осторожно, учитывать их преобразования. Еще один вопрос, связанный с давлением, встает при изучении уплотнения глин. В общем случае глины содержат относительно повышенное количество OB. Оно так же, как минеральное, а часто в еще большей степени подвержено термическому влиянию. Происходит термолиз, деструкция, образуется много жидких продуктов и газов. Давление в пустотах (внутрипоровое) повышается, для дальнейших преобразований необходим уход образовавшихся продуктов. В мощных глинистых толщах он сильно затруднен, вследствие этого все процессы могут затягиваться. Однако в случае сброса излишних веществ (трещина, разлом) и скачкообразного снижения давления происходит также скачкообразное преобразование пород - быстрое выпадение карбонатов и пр. Пористость является обратной функцией давления. Снижение пористости и увеличение плотности обусловлены уменьшением пор и зависят также от термического режима недр. Хелинг (Heling) показал характер сокращения коэффициента пористости и медианного радиуса пор гидрослюдисто-монтмориллонитовых глин в зависимости от глубины погружения для районов с различным геотермическим градиентом. Сокращение указанных параметров до одних и тех же величин происходит на глубине 3000 м при градиенте 4,2°С/100 м и на глубине 2000 м при градиенте 7,7°С/100 м. Наиболее информативным показателем уплотнения песчаников и алевролитов является величина открытой пористости. Для характеристики изменения этого параметра в зоне катагенеза обычно используют результаты анализов однотипных обломочных пород. Чтобы избежать влияния литологических факторов, при этом следует учитывать не только структуру, но состав, так как даже структурно одинаковые песчаники в зависимости от состава уплотняются по-разному. Чистые мономинеральные песчаники, например кварцевые, достаточно быстро на первых порах приобретают рациональную упаковку, образуется жесткий скелет, который может выдержать большие давления (конечно, до достижения предела прочности, после которого происходит катаклазирование). Иное дело полимиктовые (полиминеральные) песчаники, особенно те, в которых много зерен-обломков разных пород: глинистых сланцев, эффузивов и пр. Вследствие разной прочности материала эти породы обладают повышенной пластичностью, более прочные и жесткие (кварцевые) зерна вминаются, внедряются в более податливые обломки пород. Уплотнение, даже без учета химических преобразований, носит более постепенный характер. Быстрее всего, по-видимому, уплотняются хемогенные известняки, материал их раскристаллизовывается и приобретает характер прочной кристаллической сетки. Широкое развитие химических процессов в зоне катагенеза выражается в минералообразовании. Переход неустойчивых минеральных форм в более устойчивые в данных условиях идет путем перекристаллизации, растворения вещества и его выпадения из пересыщенных растворов, при этом происходит метасоматоз - место одних минералов в пространстве занимают другие. В обломочных породах наиболее легко поддаются разложению слабоустойчивые темноцветные фемические минералы - пироксены, амфиболы, слюды (особенно биотит), основные и средние плагиоклазы. Многое зависит от характера поровых растворов. Например, щелочная среда способствует повышению подвижности кремнезема, с чем связано растворение кварца. Биотит в щелочной среде хлоритизируется, за счет выноса из него железа возникают новообразования сидерита и пирита. В кислой среде биотит замещается каолинитом. При разложении полевых шпатов освобождаются натрий и калий. Последний может поступать также с растворами. При избытке калия кислые плагиоклазы серицитизируются. Когда в растворах калия недостаточно, а натрий присутствует в достаточном количестве, происходит альбитизация плагиоклазов. Средние и основные плагиоклазы в нейтральных и щелочных растворах, обогащенных железом и магнием, преобразуются в агрегаты эпидота, альбита, замещаются серицитом и вторичными карбонатами. Этим преобразованиям способствует повышение давления, которое деформирует зерна, создает дефекты кристаллической решетки. Преобразование обломков эффузивных пород, вулканического стекла связано с замещением хлоритом, гидрослюдами и выделением свободного кремнезема. В щелочных условиях по обломкам вулканических стекол развиваются глинистые минералы (монтмориллонит, различные смешанослойные образования). За счет вулканического стекла и полевых шпатов образуются также цеолиты. Образование минералов из растворов происходит в порах и трещинах. При взаимодействии различных компонентов растворов возникают аутигенные соединения, такие, как катагенетические карбонаты, ангидрит, барит, цеолиты. Выделение цеолитов в порах и цементе вулканогенно-осадочных пород является широко распространенным процессом. Перекристаллизация - это переход мелкокристаллических минеральных агрегатов в более крупнокристаллические. В широком смысле под перекристаллизацией подразумевается любое изменение морфологии и характера кристаллических индивидуумов с сохранением того же минерального вида; она может сопровождаться как увеличением, так и уменьшением зерен, а также изменением их габитуса. Перекристаллизация, сопровождающаяся увеличением размеров зерен, в кристаллографии носит название собирательной перекристаллизации. В геолого-петрографической литературе перекристаллизацией называют лишь процессы, приводящие к увеличению размеров кристаллов, в отличие от грануляции, вызывающей распад крупных кристаллов на более мелкие. Под раскристаллизацией понимается превращение аморфного вещества в кристаллическое. Процессы перекристаллизации особенно четко можно проследить за изменении структуры карбонатов. Седиментогенные и диагенетические карбонаты, как правило, пелитоморфные, либо микрозернистые, оолитовые, сгустковые. В катагенезе размеры кристаллов средние и крупные, сгустки и оолиты замещаются агрегатами таких кристаллов.