Das Hauptziel dieser Studie ist es einen Einblick in Gesteins-Fluid Interaktionen in Kohlenwasserstoff-Speichergesteinen zu erhalten. Die Effekte der Gasbildung auf die Diagenese werden am Beispiel von Speichergesteinshorizonten im nördlichen Vorlandbecken der Alpen untersucht. Der österreichische Anteil des Vorlandbeckens beinhaltet jurassische bis miozäne Sedimente und zwei Kohlenwasserstoff-Systeme: Unteroligozäne Muttergesteine generierten Öl und thermogenes Gas, das in oberkretazischen und eozänen Speichergesteinen gespeichert ist. Mikrobielles Gas befindet sich innerhalb der oligozänen-miozänen Schichten. Neue geochemische Daten deuten auf eine Mischung von mikrobiellen und thermogenen Kohlenwasserstoffen in allen Horizonten hin. Für ein besseres Verständnis der Diagenesegeschichte wurden 180 Kernproben (Tiefe: 600 - 2300m) mittels optischer Licht-, Kathodolumineszenz-, Mikrosonden- und Rasterelektronen-Mikroskopie untersucht. Zusätzlich wurde röntgendiffraktometrisch die Mineralogie qualitativ und semi-quantitativ ausgewertet. Die stabilen Kohlenstoff- und Sauerstoffisotopen-Verhältnisse wurden an karbonatischen Zementen gemessen. Petrophysikalische Daten wurden von RAG zur Verfügung gestellt. Poröse wasser- oder kohlenwasserstoffführende und dichte Sandsteine innerhalb der Reservoirhorizonte wurden untersucht. Die Speichergesteine des thermogenen Kohlenwasserstoff-Systems sind oberkretazische seichtmarine Subarkosen und eozäne fluviatile bis seichtmarine lithische Arkosen. Diese weisen Zemente auf, die während der Eo-, Meso- und Telogenese gebildet wurden. Eogenese – Diese Prozesse sind von den Ablagerungsbedingungen und dem primären mineralogischen Eintrag beeinflusst. Tonmineralzement bildete sich durch die Zersetzung von Feldspäten und Phyllosilikaten und ist die dominante authigene Phase. Eine Fülle an Glaukonit-Pellets entstand in Kreide-Sandsteinen. Mikrobielles Gas (CH4, CO2) wurde durch die Metabolisierung von organischer Materie in eingeschalteten Tonen generiert. Das mikrobiell produzierte CO2 wurde in Karbonatminerale eingebaut. Dieser Zement bildete sich mit säuliger (Cc I), mikritischer (Cc II), blockig/homogener (Cc III) oder poikilitischer (Cc IV) Morphologie aus. Die Karbonatausfällung ging mit der teilweisen Lösung von siliziklastischen Komponenten einher. Die d13C Werte der Karbonatzemente (Cc I - Cc III) der porösen Sandsteine sind im Bereich von -6,7 bis +3,3‰ [VPDB] und die d18O Werte im Bereich von -10,2 bis -4,3‰, vergleichbar mit Isotopiewerten von marinen Karbonaten. Leichtere d18O-Verhältnisse der eozänen fluviatilen und tidalen Sandsteine spiegeln das nicht-marine Milieu wider. Mesogenese – Einige Sandsteinlagen wurden stark mit Karbonat zementiert (Cc III, (Cc IV)). Basierend auf den Isotopenwerten können zwei Typen unterschieden werden: (i) Kalzitzement mit leichtem Kohlenstoff (d13C -32,7‰) und geringer Mg-Anreicherung bildete sich während der „fortgeschrittenen“ Sulfatreduktion, (ii) isotopisch schwerer Zement (d13C +8,7‰) mit gering erhöhten Fe-Gehalten bildete sich während der Karbonatreduktion. Telogenese – Durch den Einfluss von meteorischem Wasser kam es in porösen, marinen Sandsteinen zur teilweisen Korrosion von Mineralen (Feldspäte, Karbonate) und zu spätem Kaolinitwachstum. Zudem wurde die Isotopie der eogenetischen Karbonatzemente überprägt (d18O -23,9 bis -9,4‰). Die oligozänen-miozänen Sedimente des mikrobiellen Kohlenwasserstoff-Systems wurden im tiefmarinen Bereich abgelagert. Die Porenfüllung der lithischen Arkosen bis Lithareniten setzt sich aus eogenetischen Zementen zusammen (Cc I - Cc III, Dolomit), die sich durch Korrosionsspuren auszeichnet. Ihre Isotopenzusammensetzung ist ähnlich mariner Karbonate (d13C +1,1‰, d18O -5,3‰). Stark zementierte Zonen (Cc III) bildeten sich entlang des Gas-Wasser-Kontakts während der Telogenese. Zemente dieser Horizonte sind gering abgereichert an 18O (d18O -8,0‰).