Породы баженовской свиты и ее аналогов объединяют под названием баженовская высокоуглеродистая формация (БВУФ) (Топчий и др., 2019). Она распространяется на территории Западной Сибири и является одной из главных нефтегазоматеринских толщ России, а также одной из самых крупных в мире. Однако месторождения, приуроченные к ней, распространены достаточно неравномерно. Большая их часть расположена вдоль бортов Фроловской мегавпадины в центральной части бассейна. Это связывают с различным катагенезом отложений. Изучению самого органического вещества (ОВ) БВУФ, его составу и процессам преобразования посвящено большое количество работ, которые продолжаются и сейчас (Конторович и др., 1975; Вассоевич, Тимофеев, 1979; Брадучан и др., 1986; Гончаров и др., 2004; Гурари и др., 2005; Козлова и др., 2015; Пронина, Вайтехович, 2021).

Общие представления об увеличении катагенетической зрелости отложений заключаются в том, что, погружаясь на глубину, ОВ начинает преобразовываться, генерируя жидкие и газообразные углеводородные соединения (УВС). В основе этого процесса находится термический крекинг керогена – твердого ОВ, не растворимого в органических растворителях (Богородская и др., 2005; Vandenbroucke, Largeau, 2007).

Однако на территории Западной Сибири встречаются локальные зоны, в которых катагенетическая преобразованность баженовских отложений значительно выше окружающих площадей. Наличие таких зон не получается объяснить только за счет планомерного погружения осадочных толщ. Одним из объяснений может быть повышенный тепловой поток, вызванный геотермическим градиентом, который может локально повышаться до 4,5–5 °С/100 м относительно наиболее характерных 3 °С/100 м в основной части региона. В то же время помимо температурного градиента некоторые исследователи (Simoneit, 1990, 2020; Коробов, Коробова, 2015) предлагают в качестве объяснения рассмотреть процессы дополнительного прогрева за счет гидротермально-метасоматических процессов. Растворы при этом могут иметь метаморфогенную природу, образованную вследствие разложения водосодержащих минералов, и магматогенную, связанную с остывающими интрузивами (Перчук и др., 2015). При этом некоторые ученые рассматривают магматические породы в качестве каналов фильтрации, которые возникают из-за контракционной усадки, а высокие температуры растворов связывают с высокой теплопроводностью данных пород (Заграновская, 2019). В ряде работ также отмечены прямые и косвенные подтверждения присутствия гидротермальной проработки осадочных пород БВУФ и нижележащих толщ, что зафиксировано обнаружением минералов гидротермального и метасоматического генезиса, таких как ангидрит, натроярозит, ярозит, мелантерит, сольфатерит, барит (Карпова и др., 2021), а также наличием в кварце газово-жидких включений (Латыпова и др., 2023). При этом преобразование керогена БВУФ будет напрямую зависеть от его природы, которая определяется в первую очередь мацеральным составом – отдельными микрокомпонентами, идентифицируемыми под микроскопом и имеющими определенные оптические признаки (Калмыков и др., 2017; Калмыков и др., 2021; Топчий и др., 2019; Пронина и др., 2022). Кроме основных нефтематеринских мацералов группы липтинита (битуминита и альгинита), в баженовских отложениях встречается также ОВ различных планктонных микроорганизмов: радиолярий, кальцисфер, а также онихитов (Вайтехович и др., 2022). Подчеркнем, что мацералы в ходе процессов катагенеза преобразуются неодинаково (Марунова и др., 2021; 2023).

Для оценки изменения мацералов и минеральной матрицы как в ходе катагенетических преобразований, так и при гидротермальных процессах могут быть проведены эксперименты по искусственному прогреву пород методом гидропиролиза (Lewan, 1985). Такой подход ранее использовался как для БВУФ (Бычков и др., 2015; Калмыков и др., 2017; Попов и др., 2017; Савостин и др., 2023) так и для других нефтематеринских толщ России (Бурдельная, 2017; Бурдельная и др., 2013; Бушнев и др., 2004, 2023; Калмыков и др., 2021). В этих работах показана возможность реализации генерационного потенциала керогена как в ходе искусственного воздействия субкритической воды на пласт, так и в результате природной гидротермальной проработки. Изменение пиролитических параметров ОВ при этом идет по тем же трендам, которые описаны для реальных образцов (Савостин и др., 2023). Продукты крекинга керогена показывают определенную сходимость с натуральными УВС, связанными с изучаемыми породами (Калмыков и др., 2017). Цель настоящей работы – продемонстрировать изменения в отдельных мацералах и минеральной матрице по результатам лабораторного моделирования гидротермальных процессов в нефтематеринских породах БВУФ и сравнить полученные результаты с составом природных образцов.

Для проведения исследования отобрано семь образцов: три из скважины А и четыре из скважины Б (табл. 1). Скважины А и Б располагаются на 40 и 70 км южнее г. Нефтеюганска. Тектонически они приурочены к восточному борту Фроловской мегавпадины (рис. 1). Разрез скважины А вскрывают отложения БВУФ мощностью 30 м, а разрез скважины Б – 38 м. Все образцы выбирались с целью охарактеризовать разные органонасыщенные интервалы, при выборе образцов анализировались данные литологического изучения и первичные пиролитические исследования. Важно отметить, что согласно результатам исследований ОВ, в образцах скважины А зрелость приурочена к началу главной зоны нефтеобразования (ПК3–МК1), тогда как в скважине Б органическое вещество достигло середины нефтяного окна (МК2–МК3).

Лабораторное моделирование преобразования ОВ выполняли методом гидропиролиза. Каждый образец погружали в отдельный автоклав с добавлением дистиллированной воды. Автоклавы помещали в печь, предварительно нагретую до температуры 350 °С, где выдерживали в течение 12 ч, после чего вынимали и охлаждали до комнатной температуры. После отбора продуктов преобразования из автоклава извлекали образец породы и высушивали до постоянной массы. От образца отбирали пробу на пиролитические исследования, из остальной части преобразованной породы изготавливали аншлиф, на котором проводили микроскопические исследования.

Пиролиз выполняли для образцов до и после прогрева по методу Rock-Eval (Espitalié et al., 1977, 1985) на пиролизаторе HAWK Resource Workstation (Wildcat Technologies, США).

Углепетрографические исследования проводили на аншлифах, изготовленных из неэкстрагированных образцов до и после прогрева. Все описания и замеры выполняли на микроспектрофотометре QDI302 (Craic Technologies, США) согласно ГОСТам: Р 55663–2013, Р 55662–2013, Р 55659–2013, соответствующим международным стандартам ISO 7404-2, ISO 7404-3, ISO 7404-5. Мацералы исследовали в простом отраженном белом и ультрафиолетом (УФ) свете. Замеры показателя отражения битуминита (RВ, %), онихитов (Ronh, %) проводили согласно ГОСТу Р 55659–2013 (ISO 7404-5) в иммерсионном масле с объективом ×50 и эталоном Spinel (R – 0,426%).

Изменение состава минералов до и после теплового воздействия изучали на растровом электронном микроскопе JEOL 6610 LV (JEOL Ltd., Япония), сопряженном с системой энергодисперсионного рентген-спектрометрического анализа Oxford Instruments INCA X-act (Oxford Instruments plc, Великобритания). Анализ проводили на отполированной поверхности аншлифа горной породы, на которую напыляли слой золота с помощью системы холодно-плазменной металлизации JEOL JFC1600 (JEOL Ltd., Япония). Обработку результатов проводили с помощью программного обеспечения SEM Control User Interface, версия 7.11 (Jeol Technics LTD, Япония).

Результаты пиролитических исследований

Пиролитические исследования исходных образцов скважины А показывают различия в содержании ОВ (табл. 2). Величина ТОС (total organic carbon) показывает общее содержание органического углерода, она находится в диапазоне 8–20 мас. %. Параметр S2, характеризующий содержание керогена и тяжелых битумоидов, варьирует от 50 до 144 мг УВ/г породы. При этом параметр Tmax, определяемый по температуре максимального выхода углеводородов, показывает достаточно близкие величины (438–440 °С), а водородный индекс HI меняется в пределах 600–715 мг УВ/г ТОС, что свидетельствует о вероятно схожей катагенетической зрелости ОВ пород. Образцы из скважины Б показывают более высокие параметры зрелости (Tmax = 441–444 °С, HI = 420–450 мг УВ/г ТОС). Образец Б1 является самым органонасыщенным (S2 = 79,6 мг УВ/г породы, TOC = 17,6 мас. %), а Б2–Б4 показывают близкие значения пиролитических параметров. Значения S0 и S1 указывают на количество сорбированных газообразных и лёгких углеводородных соединений в породе. В исходных образцах их сумма варьирует от 5 до 9 мг УВ/г породы, что свидетельствует о наличии битумоидов. Таким образом, уменьшение этих параметров после прогрева свидетельствует об уходе углеводородных соединений из породы во время эксперимента, а их увеличение – об образовании новых.

После прогрева, согласно пиролитическим данным, наблюдается увеличение показателей зрелости и уменьшение содержания керогена и тяжелых битумоидов (табл. 2). В обр. А2, А3, Б1 и Б4 количество легких битумоидов (S0 и S1) растет, что свидетельствует об аккумуляции части сформировавшихся УВС в породах. Особенно ярко это видно в обр. Б4, где половина керогена и тяжелых битумоидов (S2) трансформировалась в легкие битумоиды (S1), при этом TOC практически не изменился. Отметим, что в большинстве образцов значения параметров ТОС и S2 существенно уменьшаются, что подтверждает протекание процессов новообразования УВС за счет крекинга керогена и, вероятно, вторичный крекинг тяжелых битумоидов.

Изменение пиролитических параметров зрелости в ходе эксперимента по гидропиролизу происходит согласно зафиксированным природным трендам для пород БВУФ (рис. 2). Сильнее всего преобразовался обр. А1: параметр HI в нем снизился на 495 мг УВ/г TOC, а Tmax вырос на 11 °С до 449 °С. Среди образцов скважины Б наибольшие изменения зафиксированы в обр. Б2: Tmax вырос на 17 °С, а HI уменьшился на 332 мг УВ/г TOC. Поскольку пиролиз проводили на неэкстрагированных образцах, значения параметров зрелости непосредственно керогена будут отличаться, более высокую зрелость, скорее всего, будет показывать ОВ.

Как было показано выше, количество керогена и тяжелых битумоидов, описываемое параметрами S2 и ТОС, после прогрева уменьшилось, но произошедшие в образцах изменения были неодинаковыми (рис. 3). Если рассматривать угол наклона кривой, проходящей через значения образцов до и после прогрева, то большая часть образцов показывает схожий тренд изменения параметров S2 – TOC. Это косвенно свидетельствует о скорости происходящих изменений ОВ в породе. Чем меньше угол наклона линии, тем медленнее идет преобразование и/или миграция из породы образованных тяжелых битумоидов из породы. Для большинства образцов этот угол составляет около 50°, что говорит о схожей динамике процессов преобразования ОВ. Из всей коллекции выделяются обр. Б1 и Б4. В обр. Б1 параметр S2 уменьшился всего на 10 мг УВ/г породы, что значительно меньше изменения этого параметра для других образцов. Скорее всего, такое отличие связано с тем, что бóльшая часть новообразованных тяжелых битумоидов осталась в породе. В обр. Б4 параметр S2 изменился значительно сильнее, чем TOC. Существенно выросшее значение параметра S1 (23,6 мг УВ/г породы) позволяет говорить о процессе вторичного крекинга тяжелых битумоидов.

Таким образом, согласно пиролитическим данным, фиксируется несколько процессов, которые произошли в результате искусственного прогрева породы. В первую очередь это крекинг керогена, который приводит к образованию новых УВС различной молекулярной массы. Предполагается, что при прогреве на начальных стадиях помимо образования легких жидких и газообразных углеводородов формируется большое количество высокомолекулярных соединений, часть из которых в дальнейшем подвергается вторичному крекингу, в результате чего образуются более легкие УВС. Кроме того, искусственный прогрев приводит к миграции битумоидов из породы. При этом в зависимости от таких факторов, как низкая проницаемость, сложная структура порового пространства, а также по другим причинам, например из-за сложного строения керогена и положения ОВ в объеме пород, различная часть легких УВС может удерживаться в образцах, вплоть до кратного увеличения параметра S1. Следует отметить, что процессы генерации, вторичного крекинга и миграции идут параллельно друг другу, и разделить их поэтапно практически невозможно.

Результаты углепетрографических исследований

Пиролитические исследования образцов до и после прогрева показали различные значения ряда параметров, в том числе Tmax и HI, что может быть связано с природой ОВ. В результате лабораторного моделирования установлено, что образцы преобразуются по-разному, поэтому для изучения микроскопического состава ОВ для всех образцов до и после прогрева дополнительно проведены углепетрографические исследования.

Мацеральный состав ОВ в исследуемых образцах представлен альгинитом (alg), битуминитом (bit), онихитами (onh), витринитоподобными включениями (Vt-like) и новообразованным битумом (В) в виде пленок, окружающих битуминит, онихиты. Помимо перечисленных мацералов, встречались биокласты неизвестной природы ярко-белого цвета, вытянутой формы. Альгинит встречен только в обр. А3 и имел очень яркое свечение в УФ-свете, которое пропало после эксперимента. Битуминит отмечен в каждом образце с окружающим его зерна битумом в виде пленок и примазок коричневого цвета с ярким свечением в УФ-свете, но отличался степенью преобразованности (догенерационный – обр. А2, генерационный – обр. Б1 и постгенерационный – обр. А2 после прогрева). Онихиты встречались в каждом образце, за исключением Б2, причем наибольшее количество наблюдалось в скважине А. В обр. Б2 и Б3 в большом количестве обнаружены витринитоподобные включения (Vt-like). Данный термин используется для обнаруженных включений неизвестной природы, но по оптическим признакам, напоминающих витринит. Эти включения похожи между собой: имеют неправильную форму, иногда приближающуюся к овальной, нарушенность трещинами, типичными для подобных мацералов, минимальное свечение в УФ-свете, а также длину в среднем около 0,05 мм и ширину – 0,03 мм (табл. 3).

Замеры показателей отражения в исходных и прогретых образцах выполнялись по битуминиту и онихитам (кальцисферы встречены в данных образцах не были) (табл. 4). Во всех образцах, в которых удалось выполнить оба измерения, наблюдается рост показателя отражения, что свидетельствует об увеличении степени зрелости ОВ. При этом показатели отражения после прогрева в образцах из скважины А в большинстве своем показывают меньшие значения, чем исходные показатели в обр. Б3 и Б4.

Обобщая результаты изучения мацерального состава до и после прогрева, выделим следующие изменения. В исходных образцах битуминит встречается в виде линз и тонких слойков обычного серого (догенерационная форма) или коричневатого (генерационная форма) цвета. В составе основной массы также встречаются постгенерационные разновидности (postmature bit), которые еще до начала воздействия претерпели некоторые изменения. Следует отметить, что нахождение в одном образце различных видов битуминита, как не вступивших в процесс генерации, так и уже полностью преобразованных, является совершенно обычным явлением. Углепетрографический термин «битуминит» является собирательным и включает все многообразие ископаемых водорослей, находившихся как в толще воды, так и в виде водорослевых матов на дне водоема. В том виде, в каком они встречаются в БВУФ, их разделение на виды не представляется возможным. Наибольшее количество постгенерационного битуминита установлено в обр. А2, А3, где также зафиксировано присутствие догенерационного битуминита (premature bit) (рис. 4).

В образцах после прогрева количество битуминита резко сократилось, он уменьшился в размерах, а по краям появилось большое количество битума, выделившегося из него и заполнившего пустоты, а в обр. А2 зафиксировано появление вторичной (керогеновой) пористости в более крупных фрагментах. Это явление наблюдается и в естественных образцах с ОВ, находящимся в процессе генерации УВС. Кроме того, в полученных после эксперимента образцах появляется интенсивное желто-голубое свечение холодного оттенка (рис. 4).

В остальных образцах встречается в большом количестве генерационный битуминит коричневого цвета размером до 5 мкм. В УФ-свете догенерационный битуминит практически не люминесцирует, генерационный приобретает наиболее яркое свечение, а у постгенерационного битуминита свечение полностью пропадает (рис. 5).

Онихиты до прогрева обладали выраженной зональностью (рис. 6a, б), которая почти полностью пропадает в образцах, подвергавшихся термическому воздействию. После прогрева в образцах появилась «шагреневая» поверхность (рис. 6д, е), трещины, как продольные, так и поперечные, заполненные новообразованными люминесцирующими УВС (рис. 6).

Витринитоподобные включения (Vt-like) в простом свете очень напоминали витринит, наблюдались в виде трещиноватых изотропных включений неправильной формы без свечения в УФ-свете. После прогрева включения сократились в размерах, стали анизотропными, приобрели пустоты, заполненные битумом (рис. 7).

Альгинит присутствовал в виде единичных вытянутых фрагментов коричневого цвета с желтым свечением в УФ-свете. После прогрева он утратил яркое свечение, сохранив границу, заполненную битумом интенсивного свечения (рис. 8).

Отметим, что до прогрева основная масса ОВ во всех образцах была достаточно однородной с темно-коричневым цветом за счет битумных пленок, обнаруживавшихся по яркому свечению в УФ-свете. Поскольку они тонкие, свечение усиливается лишь в местах их концентрирования в достаточно крупных порах пород (рис. 9).

После прогрева основная масса образцов демонстрирует определенную зональность, отчетливее фиксируются участки с повышенным содержанием твердого ОВ и выделившихся из него УВС. Появились похожие на капли пузыри – включения битумов – новообразованных продуктов генерации из твердой части ОВ. В УФ-свете проявилась смена цвета свечения с желтого на яркое бело-голубое в образцах после воздействия (рис. 10).

Таким образом, результаты углепетрографических исследований показали, что в ходе лабораторного гидротермального воздействия на изучаемые образцы наблюдались прямые признаки нефтеообразования. В первую очередь воздействие привело к преобразованию битуминита и альгинита. Фрагменты альгинита утратили свое свечение в УФ-свете, что говорит об окончании процессов новообразования УВС. Догенерационный битуминит перешел в генерационную форму, в которой наблюдалось очень яркое свечение в УФ-свете. Генерационный битуминит перешел в постгенерационный, полностью утратив свечение и распавшись на совокупность мелких включений. В некоторых мацералах сформировалась вторичная пористость. Витринитоподобные включения в обр. Б2 и Б3 также преобразуются, формируются жидкие УВС. Наименьшие изменения показали фрагменты онихитов. Их преобразование происходит постепенно от периферии к центру. В исходных более зрелых образцах скважины Б уже наблюдаются следы первичной генерации УВС, выраженные в образовании вторичной пористости вдоль краев онихитов. Гидротермальное воздействие увеличило ее количество и глубину проникновения пор. Результаты подтверждают, что альгинит и битуминит преобразуются по одинаковому пути: пропадает свечение в УФ-свете, меняется цвет мацерала, выделяется большое количество битума, причем, скорее всего, альгинит вступает раньше в процесс генерации. Онихиты преобразуются немного иным путем: появляется шагреневая поверхность, пропадает зональность, размеры первоначальных фрагментов не сильно меняются (Марунова и др., 2023). Как битуминит, так и онихиты демонстрируют рост показателя отражения в ходе лабораторного моделирования. Поскольку структура мацералов различается, при генерации нефти и газа будет наблюдаться определенная поэтапность процессов, которая будет зависеть от количества ОВ в породе и соотношения мацералов. Новообразованные УВС могут как мигрировать из пород, так и удерживаться в поровом пространстве образцов и новообразованных порах на границе фрагментов онихитов.

Результаты исследования пород под растровым электронным микроскопом

Поскольку в результате лабораторного моделирования гидротермальных процессов происходят изменения не только в ОВ, выполнены исследования пород до и после прогрева под растровым электронным микроскопом. Важно отметить, что изучение насыщенных битумоидами и ОВ образцов имеет ряд сложностей, связанных в первую очередь с трудностью определения точного количества отдельных элементов конкретного минерала с помощью энергодисперсионного спектрометра, если частица покрыта УВС. Поэтому выполненный анализ в ряде случаев будет только полуколичественным. Тем не менее отдельные минералы были диагностированы. Однако важно понимать, что точно идентифицировать минералы может не получиться не только из-за ОВ, но и в случае наличия в породах отдельных акцессорных минералов, в которых реальные отношения элементов могут отличаться от теоретических.

Согласно литологическому описанию, изучаемые образцы относятся к пеллоидному известняку, породе глинисто-кремнисто-керогеновой и керогеново-глинисто-кремнистой породе (табл. 1). Из всей коллекции исследуемых образцов выделяется обр. А1. Главным породообразующим минералом в нем является доломит. В меньшем количестве идентифицированы плагиоклазы, имеющие преимущественно анортитовый состав, а также встречены отдельные кристаллы альбита. Они приурочены к пространству между зернами доломита, заполненному ОВ. Там же присутствует пирит, образующий фрамбоидные срастания. Повсеместно встречается апатит, представленный гидроксоапатитом и фторапатитом. Судя по неправильным геометрическим формам, этот апатит ассоциирован с ОВ, которое, согласно углепетрографическим исследованиям, относится к онихитам. Схожий состав может иметь отдельные биокласты, однако их в породах обнаружено в разы меньше. Важно отметить наличие акцессорных минералов, среди которых определены сфалерит (ZnS), приуроченный к межзерновому пространству, заполненному ОВ, и ряд минералов бария: барит (BaSO4), предположительно баритокальцит (BaCa(CO3)2) и алюмосиликат бария, который был отнесен к цеолитам. Соотношение элементов Ba:Al:Si:O в этом минерале составляет около 1:2:6:20, в нем также присутствуют примеси кальция и натрия. Близкий состав имеет минерал гармотом (Ba2(Si12Al4)O32·12H2O) и ряд других цеолитов. Однако без проведения специальных рентгеноструктурных исследований делать выводы о конкретном минерале не представляется возможным (рис. 11). Часть сульфатов и карбонатов бария ассоциирует с фрагментами апатита, нарастая и замещая его.

В результате изучения аншлифа обр. А1 после прогрева в автоклаве установлено формирование вторичной пористости, приуроченной к ОВ. Форма таких пор варьирует от круглой до вытянутой, трещинообразной, размерами от 1 до 30 мкм. Значительного изменения минеральной матрицы в ходе эксперимента не обнаружено, однако в отдельных участках породы наблюдался процесс замещения кристаллов альбита цеолитами бария (рис. 12). В редких случаях в цеолите идентифицирована примесь калия, которая может формироваться, поскольку барий и калий могут друг друга изоморфно замещать. Соотношение (Ba+K):Al:Si:O осталось прежним.

Глинисто-кремнисто-керогеновые породы обр. А2 и А3 имеют схожий минеральный состав. Основная масса состоит из глинистых минералов, образующих вытянутые частицы. Среднее соотношение длины к ширине равно 1:5. Между глинистыми частицами повсеместно присутствует ОВ. Определение отдельных глинистых минералов с помощью РЭМ является достаточно сложной задачей, однако, предположительно, в основной массе присутствуют гидрослюды и монтморилонит с примерными химическими формулами K(Mg,Al)2[AlSi3O10](OH)2·nH2O и (Na,Ca)0.33(Al,Mg)2(Si4O10)(OH)2·nH2O соответственно. В глинистых минералах фиксируются примеси титана, кальция и хлора. Среди других минералов в основной массе пород присутствуют кремнезем и альбит, в меньшей степени распространен калиевый полевой шпат. Повсеместно наблюдается пирит, который чаще всего образует фрамбоидные срастания, однако также встречаются следы замещения пиритом остатков биокластов. В поровом пространстве, заполненном ОВ, встречается каолинит (Al4[Si4O10](OH)8). Из других минералов в породе дополнительно определены сфалерит, барит, цеолиты бария, аналогичные описанным в обр. А1, и апатит, ассоциированный с ОВ. В обр. А2 также был зафиксирован тонкий слой около 1,5 мм, заполненный кальцитом и ОВ (рис. 13). Подробный анализ состава минералов в нем показал наличие витерита (BaCO3), баритокальцита (BaCa(CO3)2), барита и цеолитов бария, а часть порового пространства заполнена ОВ и каолинитом. При этом в витерите присутствует малое количество изморфных примесей кобальта, а в цеолитах бария – натрия.

После прогрева данных образцов значительных изменений в главных породообразующих минералах зафиксировано не было. Достаточно сильно изменилась видимая связанность линз ОВ, которые стали образовывать более вытянутые структуры, проходящие через весь образец. Зафиксировано замещение кристаллов альбита цеолитами бария, наподобие тех, что встречены в обр. А1 (рис. 12). Наблюдается образование пор, которые отсутствовали в исходных образцах. Кроме того, вокруг фрагментов онихитов (ОВ с апатитом) наблюдается формирование обрамления, выполненного ОВ другого состава (рис. 13). Это же ОВ заполняет новообразованные трещины.

Общий минеральный состав образцов из скважины Б схож с составом обр. А2 и А3. Меняется соотношение отдельных компонентов, а также текстурные особенности образцов, так в обр. Б2 наблюдается пространство между отдельными частицами, заполненное ОВ. Основные глинистые минералы – это гидрослюда и монтмориллонит. Помимо глинистой составляющей в основной массе наблюдаются альбит, калиевый полевой шпат и кремнезем, при этом последний также встречается вместе с биокластами. В образцах идентифицированы пустоты, заполненные каолинитом. В обр. Б2 и Б3 в поровом пространстве также наблюдаются цеолиты бария, идентичные описанным ранее.

Из наиболее распространенных минералов, не относящихся к породообразующим, в скважине Б встречается апатит, ассоциирующийся с ОВ. При этом практически всегда он разбит системой трещин, заполненных ОВ. Такая картина наблюдалась в образцах скважины А, когда онихиты в ходе гидротермального воздействия начинали преобразовываться. Часто в трещинах в апатите, присутствующем в породах БВУФ скважины Б, фиксируются следы вторичных минеральных реакций, в результате которых формируются сфалерит, барит, цеолиты бария и доломит (рис. 14). На микрофотографии видно, что центральный фрагмент онихита состоит из ОВ и гидроксоапатита. Фрагмент онихита разбит системой трещин, которые заполнены ОВ, но там также встречаются сфалерит и цеолиты бария. При этом периферийная часть фрагмента сложена другим видом апатита – фторапатитом, у которого более четко прослеживаются грани кристаллов. Совместно с фторапатитом фиксируются срастания доломита. Таким образом, видимая картина очень похожа на следы перекристаллизации, которая часто наблюдается в метаморфических и метасоматических породах. Предположительно, в результате воздействия гидротермального раствора образец с онихитами начал катагенетически преобразовываться. Процесс сопровождался генерацией битумоидов с высокой молекулярной массой и низкой подвижностью, которые заполняли новообразованные трещины. При этом неорганическая составляющая перераспределялась из центра онихита к периферийной части, за счет минеральных реакций начали кристаллизоваться срастания фторапатита и доломита. Подтверждением протекания указанных процессов является наличие сфалерита, который часто рассматривается как индикатор гидротермального воздействия (Карпова и др., 2021). Цеолиты бария также часто образуются из-за действия гидротерм. Еще одним подтверждением выдвинутой теории является замещение альбита цеолитами бария. В своей монографии Р. Баррера (1985) на основе экспериментов по искусственному синтезу цеолитов показал, что их формирование происходит при температурах до 300 °С. Близкий по составу к встречаемому в образцах скважин А и Б гармотом (цеолит) часто образуется вследствие преобразования вулканического материала в осадочных породах, а также в результате гидротермальных процессов (Gottardi, Galli, 1985; Bish, Ming, 2001). Отсутствие туфовых прослоев в исследуемых образцах исключает образование цеолитов из вулканического материала, поэтому можно предполагать именно гидротермальную проработку исходных пород БВУФ, вскрытых скважиной Б.

В ходе лабораторного прогрева образцов скважины Б, как и в случае пород скважины А, основные породообразующие минералы, такие как кремнезем и глины, не претерпели заметных изменений. Изменились только текстурные особенности благодаря формированию новых пор и трещин. Крупные фрагменты онихитов так же, как в породах скважины А, растрескиваются и преобразовываются, но эти изменения визуально не столь значительны, как в образцах скважины B. Однако вторичная пористость, возникшая за счет преобразования ОВ, выросла. Явные изменения произошли в обр. Б2 и Б3, где зафиксированные в исходных образцах бариевые цеолиты в поровом пространстве разложились на кальцит, баритокальцит и каолинит после теплового воздействия (рис. 15), при этом каолинит, ассоциировавшийся с цеолитами, наблюдался и в исходных образцах. Поэтому можно предположить, что процессы минерального разложения происходили и в исходных образцах. Образование карбонатов свидетельствует не только о температурном преобразовании, но и о метасоматических реакциях из-за воздействия углекислотного флюида в ходе прогрева. Он мог в том числе образоваться за счет преобразования ОВ в ходе крекинга керогена. Однако наличие карбонатной минерализации также наблюдалось и в обр. А2 до прогрева, что дополнительно косвенно свидетельствует о синонимичности происходящих процессов в естественных условиях и в результате лабораторного гидротермального прогрева образцов БВУФ.

Проведенные исследования исходных и подвергнутых лабораторному моделированию образцов БВУФ из двух скважин, расположенных в зоне единой обстановки осадконакопления, но имеющих разную катагенетическую преобразованность, позволили предположить протекание в пласте некоторых процессов. Лабораторное моделирование гидротермальной проработки образцов приводит к крекингу ОВ и генерации различных битумоидов. Новообразованные УВС заполняют трещины и поры, которые формируются в результате термического воздействия. Согласно изменению пиролитических параметров, эти УВС могут иметь как низкую, так и высокую молекулярную массу и, соответственно, разную подвижность. Результаты позволяют предположить, что в ходе гидротермального прогрева происходят процессы вторичного крекинга битумоидов, однако, чтобы точно доказать это, требуется проведение дополнительных геохимических исследований.

Крекинг керогена в ходе термального воздействия происходит неравномерно и может быть связан с мацеральным составом пород. В изученных образцах первым вступил в процесс генерации альгинит, позднее – битуминит. Онихиты вследствие своего хитинового состава преобразовывались немного медленнее и незначительно сокращались в размерах, хотя аналогично битуминиту проявляли признаки появления вторичной (керогеновой) пористости, в которой могут аккумулироваться новообразованные УВС. Благодаря своим крупным размерам наиболее заметен этот процесс для фрагментов онихитов.

Исследование онихитов под растровым электронным микроскопом показало, что помимо ОВ в нем присутствует апатит. В результате гидротермальной проработки в лабораторных условиях он начинает перекристаллизовываться и замещаться, в трещинах и на границе зерен образуются различные минералы, такие как сфалерит и цеолиты бария, а также ассоциации видов апатита и доломита. Обнаружение аналогичных минералов в природных образцах, в первую очередь в скважине с более высокой степенью преобразованности ОВ, позволило предположить, что на БВУФ могли воздействовать гидротермы. Это подтверждается наличием в образцах пород таких минералов, как сфалерит, барит, витерит и баритокальцит. Кроме того, можно предполагать, что наличие в некоторых случаях кальцита, по всей видимости, также связано с гидротермальными процессами. Отдельно стоит отметить присутствие в части образцов цеолитов бария, близких по составу к минералу гармотому. Согласно литературным данным, такие образования связаны с низко- или среднетемпературной гидротермальной проработкой (≤ 300 °С). Более крупные фрагменты кристаллов цеолитов в поровом пространстве, а также следы их разложения с образованием каолинита косвенно свидетельствуют о том, что скважина Б подвергалась более активной гидротермальной проработке, чем скважина А. Скорее всего, с этим связана разница в катагенетической преобразованности пород. Можно также говорить о том, что гидротермальные системы, по всей видимости, содержали некое количество углекислого газа или активизировали его образование в ходе крекинга керогена. В результате формировалась характерная карбонатная минерализация, а баритокальцит стал превалировать над баритом.

Таким образом, показана возможность моделирования природных гидротермальных процессов в лаборатории. В результате теплового воздействия происходит крекинг ОВ и образование новых УВС. При этом на процесс крекинга и, вероятно, на состав УВС будут влиять мацеральный состав керогена и соотношение различных мацералов. Установленное наличие отдельных минералов и следов преобразования ОВ свидетельствует о том, что часть образцов (в первую очередь породы скважины Б) подвергалась воздействию гидротермальных процессов.

Тем не менее остается ряд нерешенных вопросов, связанных с гидротермальными процессами в пласте. На настоящее время не установлен источник гидротермального флюида. Неясно, протекало ли преобразование ОВ и формирование новых минералов единовременно или процессы происходили в несколько этапов. Неизвестно, каков состав гидротермальных флюидов и как в них накапливались высокие концентрации бария. Причем самым главным вопросом можно назвать неопределенность, связаны ли гидротермальные процессы с различными магматическими массивами или же протекали за счет активизации водного флюида при тектонических преобразованиях пород фундамента. Эта информация позволила бы предположить возраст и возможную продолжительность активности гидротермальных систем. Эти данные, в свою очередь, позволят повысить точность прогноза положения нефтяных и газовых залежей, оценки запасов и ресурсов УВС, а также улучшить качество геологического и бассейнового моделирования.