CC BY
196
ПОЛЕЗНЫЕ ИСКОПАЕМЫЕ
А.Е. Лукин
Институт геологических наук НАНУ, Киев
ЧЕРНОСЛАНЦЕВЫЕ ФОРМАЦИИ ЭВКСИНСКОГО ТИПА - МЕГАЛОВУШКИ ПРИРОДНОГО ГАЗА
Основные ресурсы сланцевого газа связаны с черносланцевыми (гидрокарбопелито-выми) формациями эвксинского типа. Это отложения задуговых бассейнов, что определяет форму и литологию газоносных черносланцево-формационных тел — (мега)месторождений (плеев) сланцевого газа Северной Америки и приуроченных к ним перспективных объектов в других странах (в частности, в Украине). Ключевые слова: черные сланцы, эвксинский тип, задуговые бассейны, нетрадиционный газ.
Введение
Грандиозные успехи США и Канады в освоении сланцевого газа (СГ), помимо мощного экономического и технического потенциала, обусловлены различными геологическими факторами и, прежде всего, особенностями истории осадконакопления на СевероАмериканском континенте. Вследствие своеобразия тектоно-гео-динамических и палеогеографических условий здесь в широком хроностратиграфическом диапазоне (кембрий — эоцен) образовались многочисленные черносланцевые (black shale) формации. С ними связаны ареалы сланцевой газоносности, которые можно рассматривать как группировки месторождений СГ, его (мега)место-рождения или как плеи (plays) (рис. 1). Трактовка последнего термина в англоязычной и отечественной литературе неоднозначна. В данном случае под плеями понимаются связанные с указанными формациями перспективно газоносные поля, в пределах которых целесообразно проводить геологоразведочные работы. По многим из них дана оценка прогнозных ресурсов газа, а девять успешно разрабатываются, что и обеспечило пресловутый скачок США в добыче природного газа с его общеизвестными глобальноэнергетическими и геополитическими последствиями [6, 18]. Показательно, что список двадцати наиболее крупных газовых месторождений Северной Америки (по оценке доказанных запасов на 2013 г.) возглавляют Барнет (точнее его сегмент Нью-Арк) и
© А.Е. ЛУКИН, 2013
Рис. 1. Основные ареалы и тренды сланцевой газоносности недр Североамериканского континента
Марцеллус, связанные с одноименными черносланцевыми формациями. В их число также входят Хейнесвилл, Файетвилл, Энтрим и Биг Сэнди, занимающие соответственно четвертое, пятое, пятнадцатое и восемнадцатое места. Кроме того, в указанном перечне — восемь (из 20!) газовых месторождений центральнобассейнового (ЦБ) типа, связанных с депрессионными отложениями, в составе которых, наряду с плотными терригенными коллекторами, большую роль играют черные сланцы (ЧС) в тонком переслаивании с фанероморфными породами. И таких «гибридных» нетрадиционно-газоносных формаций, по-видимому, больше, чем сугубо сланцевых или плотных терригенных коллекторов. При этом именно ЧС, благодаря катагенетической мобилизации нефтяных масел из исходного преимущественно сапропелевого органического вещества (ОВ) и неравномерной гидрофобизации пород, являются фактором включения капиллярного «насоса» [13, 16], который обеспечивает поступление метана в неравномерно гидрофобизованные породы. (Ю.Я. Большаков [3] в свое время отнес Сан-Хуан, Дип-Бейсн и другие месторождения ЦБ газа к капилярно-экранированным залежам, однако природа гидрофобности плотных терригенных коллекторов оставалась неясной). Таким образом, именно ЧС являются главным «потенциалзадающим» компонентом нетрадиционно-газоносных формаций, а собственно чернослан-
цевые формации играют роль колоссального «газового буфера», который может обеспечить достигнутый в 2002—2009 гг. чрезвычайно высокий уровень добычи газа в США (свыше 600 млрд м3 в год) на протяжении многих лет.
Главным критерием отличия газоносных сланцев от обычных осадочных пе-литоморфных пород является содержание, природа и степень катагенеза ОВ. Учитывая терминологическую путаницу [13, 18], следует еще раз подчеркнуть, что СГ связаны с сугубо (водно)осадочными тонко- и микрослоистыми преимущественно пелитоморфными породами различного минерального состава (глинистые и карбонатные минералы, SiO2, а также дисульфиды железа, фосфаты и др. — в различных, широко варьирующих соотношениях). Их сланцеватость обусловлена литогенетическими факторами (седиментационная слойчатость, усиленная процессами диагенетического и катагенетического уплотнения и эмиграции из ОВ масел и других наиболее подвижных жидких и газообразных углеводородных компонентов). Для их обозначения в англоязычной литературе используется термин «black shales», русский эквивалент которого — «черные сланцы» — не вполне удачен, а такие его синонимы, как доманикиты, доманико-иды и др., не отражают всего литологического многообразия потенциально газоносных ЧС [18]. Термин «гидрокарбопелиты» [11], который отражает две главные черты этих пород — их преимущественно пелитоморфную структуру и химический состав ОВ, не получил распространения, в то время, как термин «черные сланцы» прочно укоренился в отечественной литературе [31]. Автор и сам пользуется этим термином (как синонимом термина «гидрокарбопелиты»), хотя далеко не все ЧС черного цвета, а сланцеватость в данном случае связана с тонкой и (микро-) слойчатостью и возникновением вследствие давления нагрузки «параллельных ей сомкнутых парных плоскостей раздела» [23, с. 64]. Формирование ЧС, если относить к ним, с одной стороны, горючие сланцы, а с другой — метаморфические породы типа «schist», происходит в очень широком диапазоне давлений и температур. Промышленная газоносность ЧС связана с интервалом МК1 — АК2, включая основную часть главной зоны нефтеобразования и главную зону газообразования в их традиционном понимании [23]. Таким образом, ни горючие сланцы, с одной стороны, ни глинистые и аспидные сланцы (shivers, states), с другой, ни, тем более, шунгиты и графитовые сланцы, а также эндогенные углеродистые метасоматиты коллекторами СГ не являются. Что касается горючих сланцев, то из них, как известно более 200 лет, можно получать синтетический газ и нефть, которые в «готовом» виде в типичных горючих сланцах отсутствуют, а если бы и присутствовали, то их нельзя было бы извлечь из-за обилия коллоидного сапропелевого ОВ и гидрофильного глинистого вещества с большим количеством смектитовых фаз. Что касается глинистых, аспидных и более высокометаморфизованных сланцев, то связанный с их незначительной пористостью (менее 3%) дисперсный газ содержит лишь следы метана.
Генетические типы горючих сланцев (по Н.М. Страхову)
Промышленно газоносные ЧС представляют собой листоватые (тонкорасщепляющиеся) преимущественно темноокрашенные (реже — зеленоватосерые, оливковые, коричневые и т.д.) тонко- и микрослоистые породы с содержанием ОВ от 3 до 20 %, которые присутствуют в разнообразных континентальных
(озерных, болотных), переходных (заливно-лагунных, приморскоозерных, лиманных, маршевых) и морских (в широком диапазоне глубин — от мелководья до больших глубин) фациальных обстановках. Они характеризуются разнообразием минерального состава, структурно-текстурных особенностей, химизма ОВ, что обусловлено, в свою очередь, различной степенью катагенеза их исходного субстрата в широком диапазоне тектоно-геодинамических и палеогеографических условий. Как уже отмечалось [16, 18], газоносные сланцы, учитывая потери ОВ (прежде всего, за счет масел и других наиболее подвижных фракций битумо-идов) в результате катагенетических преобразований, первоначально представляли собой горючие сланцы — осадочные глинистые, карбонатно-глинистые, кремнистые тонкослоистые породы с содержанием преимущественно сапропелевого (алинового, амикагинового) ОВ от 20 до 60—80 %, которое при нагревании без доступа воздуха разлагается с выделением сланцевой нефти (масла), газообразных УВ и воды [5].
Горючие сланцы, распределение которых в стратисфере, помимо формационного контроля, определяется катагенетической зональностью и ограничивается зоной диагенеза — протокатагенеза («низкокачественные» — с содержанием ОВ 20—30 % — встречаются и в верхней части зоны мезокатагенеза), как и их современные аналоги — сапропелевые илы, являются не только эвриклиматичес-кими, эвригидрологическими, но и эврилитогеодинамическими [11] отложениями. Условия накопления в больших количествах фито- и (или) зоопланктонного (с подчиненной ролью бентоса) ОВ возникают, как известно, в седиментационных бассейнах с различным газовым режимом и солевым составом как при гумидном, так и аридном литогенезе [24, 25]. При всем фациальном разнообразии горючих сланцев и ЧС, формирующихся на горючесланцевом субстрате, это преимущественно морские отложения, в которых еще Н.М. Страховым было выделено «по крайней мере четыре фациальных типа накоплений органического вещества» [24, с. 317]: 1) приустьевой (подводно-дельтовый), обусловленный расцветом планктона в связи с поступлением биогенных компонентов, сносимых с водосборных площадей; 2) пелагический, связанный с накоплением в больших масштабах и объемах планктоногенного ОВ среди тонкозернистых глинистых и (или) карбонатных отложений «в более или менее четко выраженной пелагической области»; 3) отложения «подводных водорослевых лугов или подводных зарослей морских трав»; 4) рифовый тип — «миниатюрные» скопления ОВ (частью — планктоногенные, частью — за счет высшей растительности из группы лепидофи-тов, «растущих на отмелых участках рифовой полосы и в «небольших межрифо-вых депрессиях») [24, с. 318]. Согласно Н.М. Страхову, «приустьевой и рифовый типы горючих сланцев имеют совершенно ничтожное значение в общем балансе морских накоплений органики» [24, с. 318], в то время, как пелагические отложения второго и третьего типов характеризуются «огромными массами горючих сланцев». При этом «наиболее распространенным генетическим типом горючих сланцев и битуминозных отложений вообще» (курсив Н.М. Страхова) является планктоногенный пелагический тип, к которому он относит «доманиковые отложения Русской платформы и западного склона Урала, посидониевые сланцы JJ Германии, хадумские и среднесарматские сланцы Кавказа, юрезанские сланцы Уфимского плато, многие граптолитовые сланцы, в том числе диктионемовый, и многие другие горючесланцевые горизонты» [24, с. 317—318]. Судя по указанно-
му перечню, Н.М. Страхов, по-видимому, также считал, что горючие сланцы и те породы, которые сейчас относят к категории « black shales» и «oil shales», связаны постепенными переходами, обусловленными разной степенью катагенеза, хотя вопрос о катагенетических потерях ОВ им не рассматривался.
Что касается третьего генетического типа, представленного пелагическими отложениями, обогащенными не планктоногенным, а фитобентогенным ОВ, то по мнению Н.М. Страхова, он, возможно, тоже широко распространен, но трудно диагностируем, в связи с чем можно пока указать лишь его «единичные представители», к которым Н.М. Страхов отнес горючие сланцы зоны Perisphinctes Panderi D’orb., а также предположительно ордовикские кукерситы Эстонии [24, с. 318]. Однако за прошедшие с тех пор свыше 50 лет количество достоверных примеров пелагических фитобентогенных горючих сланцев существенно не увеличилось.
Указанные генетические типы горючих сланцев (субстраты формирующихся вследствие катагенетических преобразований ЧС), в отличие от углей, в морях и океанах образуются в условиях как гумидного, так и аридного климата. Указывая на биклиматичность морских горючих сланцев, Н.М. Страхов отметил, вместе с тем, существенные различия их гумидных и аридных поясов по соотношению указанных генетических типов [24, 25]. Для аридных горючесланцевых поясов характерен преимущественно пелагический планктонный генетический тип. При этом, если «планктоногенных горючих сланцев в аридных морях много, и они значительно варьируют по своим петрографическим признакам, бентоген-ные едва улавливаются, а известные их представители отличаются ничтожными размерами и приурочиваются к специфическим обстановкам» [24, с. 318]. Исключение составляют барьерно-рифовые пояса аридных зон, где донная флора водорослей и высших растений может быть фактором образования горючих сланцев в виде прослоев, пачек и линз в разрезе рифогенно-карбонатных комплексов (верхний девон Припятской и Днепровско-Донецкой впадин (ДДВ), нижняя пермь ДДВ и Предуральского прогиба и т.д.).
О роли сероводородного заражения в накоплении сапропелевых илов
Отдавая должное стройности и убедительности разработанной Н.М. Страховым теории литогенеза вообще и базирующейся на ней генетической типизации горючих сланцев, в частности, следует отметить ее известную односторонность. Применительно к горючим сланцам, в том числе и былым, она проявляется в полной мере. Ряд закономерностей пространственно-временного их распределения в рамках данной концепции не находят своего объяснения. Прежде всего, это касается существования тяготеющих к переходным интервалам хроностратиграфической шкалы эпох накопления black shales, которые в современной стратиграфии и исторической геологии фигурируют как «бескислородные события» (anoxic events) [27]. Здесь уместно вспомнить о том, какой сокрушительной критике в свое время подверг Н.М. Страхов представления многих исследователей (включая и А.Д. Архангельского) о ведущей роли сероводородного заражения в накоплении тонкозернистых осадков, обогащенных ОВ сапропелевого (и смешанного) состава. Детально характеризуя фациальные и
палеоэкологические особенности доманикового горизонта (известняки, черные известняки, черные мергели и «собственно горючие сланцы доманика» — черные листоватые «углеподобные» породы с содержанием сапропелевого ОВ 7—35 %), Н.М. Страхов приходит к выводу о том, что остатки разнообразной фауны «дома-никовых отложений доказывают, что генерировавший их бассейн представлял собой море с нормальным газовым режимом и без сероводородного заражения нижних горизонтов воды» [24, с. 320]. «Причину же обогащения доманиковых пород органическим веществом следует видеть в большой биопродуктивности домани-кового моря», о чем свидетельствует обилие зооплантона (тентакулитесов и сти-лолин) [24, с. 320]. По мнению Н.М. Страхова, это позволяет предполагать, что главным фактором накопления органики является «именно планктонная, а не донная пленка биоса и, в частности, фитопланктон, без усиленного развития которого было бы невозможно усиленное развитие зоопланктона... иначе говоря, доманиковому морю были, по-видимому, свойственны периодические (в году) цветения планктона» [24, с. 320].
Единственное уязвимое место этих убедительно обоснованных соображений— то, что они не доведены до конца. Отсутствуют ответы на вопросы: 1) в чем причина периодического цветения планктона и 2) как отражалось это явление на газовом режиме доманикового морского бассейна. В качестве непосредственного фактора указанного цветения и повышенной биопродуктивности доманикового моря в [24] совершенно справедливо указывается «привнос больших масс питательных компонентов (фосфатов, нитратов и др.)». Однако, отмечая отсутствие признаков привноса «биогенных элементов с берега» (в этом случае основные массы ОВ были бы сосредоточены на западной окраине бассейна, а они сдвинуты в ее восточную часть), Н.М. Страхов связывает их поступление с интенсивной циркуляцией воды, «вызванной метеорологическими факторами» [24, с. 320]. Последнее, в свете современных тектоно-геодинамических и прежде всего литогеодинамических [11] представлений выглядит явно неубедительно.
Закономерности распределения фаций и основных скоплений ОВ в домани-ковом горизонте свидетельствуют о мощном влиянии на биогенную седиментацию, во-первых, Уральского глубоководного бассейна (апвеллинг), а во-вторых, — процессов активизации рифтогенеза (Печоро-Колвинский, Варандей-Адзьвин-ский, Вятский, Серноводско-Абдулинский, Бирско-Верхнекамский, Припят-ско-Днепровско-Донецкий и др. авлакогены Восточно-Европейской платформы (ВЕП) [11]. При этом следует подчеркнуть существенные различия во влиянии на газовый режим рифтовой и субдукционной геодинамики. Наиболее длительным стабильным сероводородным заражением (судя по изотопным данным — при значительной роли глубинного сероводорода) характеризуются задуговые морские бассейны эвксинского типа, а соответствующие тектоно-геодинамические фазы (историко-геологические этапы) соответствуют наиболее длительным эпохам накопления гидрокарбопелитов. Более того, эвксиниты (гидрокарбопелиты с явными признаками микробиологических сульфатредуцирующих процессов — осадки с Н2S-заражением придонной воды) являются важнейшими литогеодина-мическими типами отложений и, в то же время, характерными индикаторами специфических геодинамических условий [8, 11].
Эвксиниты — основной генетический тип ЧС, с которыми связаны месторождения СГ
А.Д. Архангельский, рассматривая развитые в Индоло-Кубанс-ком прогибе, Предкавказье и «в составе горных сооружений» Северного Кавказа мощные толщи олигоценовых и миоценовых «глинистых сланцев, нередко весьма бедных ископаемыми, а иногда и вовсе лишенные последних», «с горизонтами глин и известняков, настолько обогащенных органическим веществом, что они представляют собой горючие сланцы», в качестве типичных «нефтематеринских свит», пришел к выводу об их накоплении «в зараженных сероводородом бассейнах типа Черного моря» [1, с. 255]. Не отрицая того, что образовавшиеся именно в таких условиях сапропелевые илы Черного моря являются «субфос-сильным горючесланцевым горизонтом» [24, с. 327], Н.М. Страхов, как уже отмечалось, пришел к выводу о том, что «причиной усиленного накопления органического вещества в древнечерноморских отложениях никак не могло быть сероводородное заражение наддонной воды» [24, с. 327]. Однако широкое развитие микробиогенного фрамбоидального дисульфида железа в разновозрастных ЧС, изотопно-геохимические особенности их Сорг. и сульфидной серы, интенсивная генерация ОВ метанотрофными бактериями в глубоководных бассейнах, запечатленные в стратисфере многократные черносланцевые эпохи, связанные с глобальными бескислородными событиями и соответствующие им фациальные и формационные ряды — свидетельствуют о том, что при несомненном наличии различных генетических типов ЧС наиболее крупные черносланцево-формаци-онные тела сложены преимущественно эвксинитами. И именно с ними связаны все известные в настоящее время месторождения и плеи СГ [18]. Все они в текто-но-геодинамическом отношении представляют собой отложения относительно глубоководных котловинных морских бассейнов черноморского типа с признаками интенсивных сопряженных процессов газоотдачи морского дна, газогидра-тообразования и сероводородного заражения.
Газоотдача дна, хорошо изученная в Черном море [10, 28], обусловлена его «ситовой» («рассеянный спрединг») проницаемостью, и ЧС-эвксиниты входят в число основных индикаторов этого специфического литогеодинамического режима [8, 11]. Она осуществляется через систему элементарных очагов разгрузки, а ее интенсивность определяется, таким образом, их количеством и дебитом. В пределах каждого из них фильтрационная (струйная) миграция сочетается с диффузионной и диффузионный столбообразный поток «вмещает» одну или несколько газовых струй [17]. При большой плотности элементарных очагов разгрузки и соответствующих соотношениях струйных дебитов с гидрологическим режимом диффузионные потоки сливаются, что способствует гидратообразова-нию на обширных участках. Процессы разрушения газогидратов вследствие повышения температуры при погружении осадочной толщи во многом определяют структурно-текстурные и петрофизические свойства гидрокарбопелитовых отложений. В тех случаях, когда они не сопровождаются карбонатообразованием, возникает сложная каверно-поровая пустотность, дальнейшая судьба которой определяется характером диагенетических и катагенетических процессов. Большей частью она заполняется арагонитом и (или) кальцитом, в процессе растворения которых формируется вторичная кавернозность и пористость [17]. При заполнении
ранними генерациями углеводородов она может сохраняться на протяжении различных этапов эволюции бассейна. Именно указанными факторами и механизмами можно объяснить морфологические особенности кавернозно-вторичнопоро-вой пустотности баженитов, монтериитов и других нетрадиционных коллекторов нефти, которые, с одной стороны, явно связаны с первыми текстурными особенностями, а с другой — обнаруживают признаки многофазного заполнения различными флюидами, разнообразной минерализацией и ее неоднократным растворением. Указанные явления широко распространены в разновозрастных гидрокарбопелитовых (черносланцевых) формациях газосланцевых плеев Северной Америки (Барнет, Марцеллус и др.).
Ярким примером в этом отношении является уникальное месторождение СГ Марцеллус, которое совместно с нижним Гуроном и Аттикой образует единый гигантский ареал (территория штатов Огайо, Западная Виржиния, Пенсильвания и частично Нью-Йорк) верхнедевонских и миссисипских ЧС с огромными нетрадиционно-газовыми ресурсами [18]. Собственно Марцеллус в административном отношении расположено на территории Пенсильвании (вплоть до границы со штатом Нью-Йорк), а в тектоническом — это сегмент внешней зоны Предап-палачского прогиба и часть огромного сланце- и угленосного Аппалачского бассейна. ЧС в виде пластов, пачек и толщ широко распространены здесь в среднем и верхнем девоне, миссисипии, а также в пенсильвании. Уникальна толща или точнее пачка (member) среднедевонских ЧС (20—80 м и более), залегающая на площади ~17500 км2 и повсеместно газоносная. Пока это основной газодобывающий горизонт, залегающий на глубинах 1500—2400 м (рис. 2). Содержание ОВ в среднем составляет 5 %; степень катагенеза варьирует от ПК3 до МК2 и более; пористость 1—5 %. Несмотря на относительно низкую плотность эксплуатационного бурения (~500 скважин со средней длиной горизонтального ствола ~1250 м с начальными дебитами до 200000 м3/сут.), в ближайшей перспективе это наиболее
Рис. 2. Геологическое строение месторождения СГ Марцеллус (по Pashm and Ettensohn, 1995)
Рис. 3. Фрамбоидальный пирит в газоносных сланцах (black shales) Марцеллус (D2) (по Pashin and Ettensohn, 1995). Два аспекта (А.Е. Лукин): а — анаэробная микрофлора — признак бассейна с ^S-заражением эвксинского типа; б, в, г — роль фрамбоидов в формировании пористости и микротрещиноватости («разрыхление» структуры, несжимаемость фрамбоидов)
крупное (по доказанным запасам) газовое месторождение США. Прогнозные ресурсы Марцеллуса и нижнего Гурона суммарно превышают 600 трлн м3. Огромный газовый потенциал этого недавно выделенного нового газового полюса планеты [18] связан с ЧС эвксинского генетического типа с характерными фа-циальными признаками (интенсивная фрамбоидальная пиритизация в ячеях лептопелитовой структуры, специфическая биота и т.п.) (рис. 3, 4). Характер взаимоотношения ЧС с терригенными отложениями (рис. 5) свидетельствует о ведущей роли апвеллинга из глубоководной части палеоокеанического бассейна при периодическом подавлении накопления сапропелевых илов (в широком диапазоне палеоглубин) терригенной седиментацией. Разновозрастные (ордовик — пенсильваний) черносланцевые формации представляют собой запечатленные в стратисфере осадочные бассейны черноморского типа (рис. 5). В тектоно-геоди-намическом отношении это — система задуговых морей (малых океанических бассейнов), расположенных с внутренней (тыловой) стороны островной дуги и ограниченных задуговым хребтом (остаточной дугой) или континентом [7]. При этом в тылу островных дуг может выделяться несколько генераций задуговых бассейнов, что в полной мере проявляется в Предаппалачском прогибе.
Механизмы формирования задуговых бассейнов (задуговых или тыльно-дуговых окраинных морей) и, в частности, природа процессов растяжения как фактора,
Рис. 4. Микро-нанопористый черный сланец (black shales Marcellus) с хаотично-ячеистой текстурой и неравномерным окремнением
Рис. 5. Формирование эвксинитов в девоне-миссисипии Предаппа-лачского прогиба (по Pashin and Ettensohn, 1995)
по-видимому, разнообразны: рифтогенез, pull-apart, дегидратация субдуцирую-щей плиты с образованием мантийного магматического диапира с импульсным «откатыванием» придугового глубоководного желоба, возникновение вторичных конвективных ячеек в надсубдукционном клине и др. [7]. По-видимому, универ-
сального механизма нет, и для различных тектонических условий справедлива та или иная геодинамическая модель. В данном случае важно то, что возникает асимметрично-глубоководный бассейн, газовый режим которого в значительной мере обусловлен процессами глубинной дегазации. Сочетание геоморфологических, гидрологических и флюидодинамических факторов обусловливает интенсивное углекисло-метаново-сероводородное (при различных соотношениях их парциальных давлений) заражение придонных слоев воды, что создает условия, благоприятные для накопления потенциально газоносных терригенно-гидрокар-бопелитовых формаций. При длительном многоэтапном характере указанных тектоно-геодинамических процессов возникает система таких разновозрастных эвксинских палеобассейнов — в будущем практически неисчерпаемых источников нетрадиционного газа.
Система разновозрастных эвксинских палеобассейнов обусловлена тектоно-геодинамическим взаимодействием (субдукция, коллизия, обдукция) Североамериканского континента с палеоокеанами, характерными также для его западного и южного сегментов. К первому из них приурочены преимущественно «гибридные» черносланцево-терригенные формации с крупнейшими месторождениями ЦБ газа. Ко второму — система разновозрастных эвксинских палеобассейнов на территориях всех южных штатов (Нью-Мексико, Техас, Оклахома, Арканзас, Теннеси, Южная и Северная Каролина), включая месторождение (плей) СГ Барнет. Весьма показательна его тектоническая позиция относительно Пермской впадины — одного из основных нефтегазоносных (мега)бассейнов южной части Северо-Американской платформы. Это сложнопостроенная структура, которая включает в себя прогибы Делавэр и Мидленд, разделенные поднятием Центральной платформы. В разрезе указанных прогибов на разных уровнях (кемброордо-вик, средний девон, верхний девон, миссисипий) отмечены черносланцевые формации эвксинского типа, залегающие на значительных и больших глубинах, вследствие чего они пока не рассматриваются как потенциальные источники СГ. В прогибе Мидленд, к восточному борту которого непосредственно примыкает свод Бенд, формации ЧС приурочены к девону (Хэнтон) и миссисипию (Вуд-форд). На своде Бенд девонские ЧС отсутствуют, а миссисипские ЧС (по возрасту соответствующие средней части визейского яруса ДДВ) представлены свитой Барнет — черносланцевой толщей (до 500 м), площадь распространения которой около 20000 км2, а глубина залегания варьирует от 750 до 2500 м. При сопоставлении разреза миссисипия прогиба Мидленд и свода Бенд наблюдается сходное с угленосными формациями явление «расщепления» сланцевой свиты Барнет (аналог супермощного угольного пласта) на ряд пачек. Как уже отмечалось [18], в настоящее время СГ добывается здесь из 11800 скв., благодаря чему строение и литология формации (плея) Барнет достаточно детально изучены. Оказалось, что эта формация представляет собой единое гигантское месторождение (мегарезервуар СГ), в пределах которого выделяют центральную («ядерную» — Core Area, площадью 5000 км2) зону, где сосредоточены наиболее высокодебитные скважины (именно она рассматривается как упоминавшееся месторождение Нью-Арк), и две окаймляющие ее зоны (I Extension — 10000 км2 и II Extension — 5500 км2). Газоносные ЧС, в различной степени карбонатные, тонко- и микрослоистые глинистые плотные (пористость 1—6 %) породы с содержанием гумусово-сапропелевого ОВ 1—5 % (степень катагенеза соответствует стадии МК1 мезокатагенеза),
представляют собой типичные эвксиниты (специфика биоты, обилие фрамбои-дального пирита, большая роль микробиогенного компонента в составе ОВ, судя по его изотопным характеристикам).
Месторождение (плей) Файетвил (штат Арканзас) приурочено к прогибу Ар-кома, приорогенному к расположенному непосредственно к югу от него сложно построенному складчато-орогенному поясу Уошито. Прогиб Аркома на ряде этапов тектоно-геодинамической эволюции юга Северо-Американской платформы представлял собой типичный задуговый бассейн эвксинского типа. ЧС известны здесь на разных стратиграфических уровнях, но СГ добывается из верхнекаменноугольной (верхний пенсильваний, серия Вирджил) пачки (15—100 м), залегающей в интервале глубин 600—1800 м. Это темноцветные пиритизированные глинистые породы, содержание ОВ в которых составляет в среднем 2—3 %, степень катагенеза ПК3 — МК1, местами — в тонком переслаивании с песчано-алевритовым материалом (по-видимому, здесь присутствуют отложения турбидных течений и подводных оползней).
С наиболее молодой черносланцевой формацией эвксинского типа связано самое южное в США месторождение Хейнесвил (Восточный Техас — СЗ часть Луизианы). Оно расположено на северо-западе Галфкоста в пределах свода Сэбин. Газоносная толща (70—100 м) ЧС залегает здесь на глубинах 3600—4500 м. Это свита Хейнесвил-Букнер позднеюрского возраста, которая, по-видимому, является аналогом аномально радиоактивных «горячих сланцев» киммериджа, широко распространенных на севере Западно-Европейской плиты (в частности, в Северном море). Повышенное содержание урана сочетается здесь со значительными концентрациями молибдена, высоким содержанием фрамбоидального пирита и другими признаками типичных эвксинитов. Из-за больших (для добычи СГ) глубин, сложных пластовых условий и сравнительно небольшой площади освоение этого месторождения началось позже других. Первые скважины на СГ были пробурены в 2006—2007 гг. В настоящее время их около 100 (средняя длина горизонтального ствола 700—1250 м, дебит до 500000 м3/сут.). Не типичные для СГ резко повышенные притоки газа сочетаются с рядом уникальных особенностей данного месторождения (наряду с канадскими месторождениями Монтней и Хорн-Ривер оно отнесено автором к особому типу): большими значениями пористости (8—12 %) и удельного газосодержания, аномально высокими давлениями и температурами, повышенными содержаниями водорода и гелия. Хейнесвил — пока единственный на территории США пример не экстенсивной (огромные площади, бурение тысяч скважин), а интенсивной разработки СГ. За один (2008) год всего из сотни скважин здесь было добыто 5 млрд м3 СГ Наряду с его антиподом Марцел-лус (колоссальная площадь, гораздо более древние и более плотные ЧС, залегающие на небольших глубинах в условиях невысоких пластовых давлений и температур), это пока самый крупный в США (и в Мире) по прогнозным ресурсам СГ плей.
Черносланцевые формации эвксинского типа в нефтегазоносных бассейнах Украины
Учитывая данные по газоносности разновозрастных черносланцевых формаций эвксинского типа Северной Америки, следует отметить определенную аналогию южной части территории США (Мексиканский залив — При-
мексиканская впадина — Пермская впадина и другие структуры) и Украины (Черное море — Причерноморская моноклиналь — Придобруджский прогиб — Донбасс и ДДВ). Это подтверждается присутствием ЧС эвксинского типа в широком возрастном диапазоне (нижний палеозой — кайнозой) в нефтегазоносных бассейнах Украины: в верхнем девоне и нижнем карбоне Днепровско-Донецкого авлакогена и Придобруджского прогиба, верхнем триасе, верхней юре и олигоцене (майкопская серия) Азово-Черноморского, нижнем мелу (шипотская и спасская свиты) и олигоцене (кроссненская, менилитовая свиты) Карпатского регионов [15, 19].
Данные органической (наличие характерных микробиомаркеров) и изотопной (значения 613С, 6D, 63^) геохимии свидетельствуют о глубокой взаимосвязи интенсивности газоотдачи дна, образования и разрушения газогидратных скоплений с сульфатредуцирующими процессами, осуществляемыми метанотрофны-ми бактериями. Они вносят весьма существенный вклад в формирование газоносных черносланцевых формаций. Следовательно, существует не только прямая (газогидратообразование в депрессионных гидрокарбопелитовых толщах с формированием нетрадиционных резервуаров нефти и газа), но и обратная (газогид-раты как косвенный источник сапропелевого ОВ) связь между газогидратами в терригенно-черносланцевых депрессионных отложениях задуговых (палео)бас-сейнов эвксинского типа, в составе которых, наряду с собственно гидрокарбопе-литами присутствуют турбидиты, контуриты, подводные оползни и отмечены различные признаки конседиментационного грязевого вулканизма. Это, в свою очередь, обусловливает тесное переплетение пелитоморфных и плотных фанеро-морфных коллекторов, т.е. сочетание сланцевого и ЦБ газа в различных соотношениях, но при определяющей роли гидрокарбопелитового газового потенциала.
Таким образом, основные перспективы нетрадиционных источников газа, диспергированного в породах с малопроницаемой, лишенной эффективной пористости матрицей (ЧС, уплотненные терригенные породы, тонкие переслаивания тех и других) следует связывать в первую очередь с разновозрастными (верхний протерозой — кайнозой) мощными относительно глубоководными отложениями задуговых морей. Соответствующие формации слагают центральные («ядерные») части нефтегазоносных бассейнов, в значительной мере определяя их общий углеводородо-генерирующий потенциал [14].
ВЕП существенно отличается от Северо-Американской платформы в лито-геодинамическом и тектоно-формационном отношении [11]. В частности, здесь гораздо более четко проявились процессы рифтогенеза в позднем протерозое и палеозое, тогда как на Северо-Американской платформе более ярко выражены системы палеозойских, а также мезозойских задуговых морских бассейнов. Последние не образуют на обрамлении ВЕП столь эффектного «ожерелья», но тяготеют к определенным сегментам со сложным строением, к которым относится, в частности, территория Украины. Как и зона сочленения Северо-Американской платформы с Галфкостом — Карибским морем, область сочленения юго-западной части ВЕП и Черноморской впадины характеризуется наличием сложной системы разновозрастных эвксинских палеобассейнов. В частности, удалось выделить и закартировать такие бассейны, связанные с крупным бескислородным событием в средней части визейского века [12, 32]. Наиболее полно соответствующая терригенно-черносланцевая формация изучена в центральной части ДДВ [20].
Здесь уместно отметить, что раннекаменноугольная история этого тектоно-типа континентальных палеорифтов трактовалась весьма упрощенно — на основе простой экстраполяции данных по разрезам периферийных зон, крупных поднятий и выступов на слабо освещенные глубоким бурением центральные части, включая наиболее погруженную приосевую зону. Поэтому раннекарбоновый этап развития Днепровско-Донецкого авлакогена длительное время рассматривался (некоторыми исследователями — вплоть до настоящего времени) как своего рода «тектоно-геодинамическая пауза», наступившая после девонского рифто-генеза (с интенсивным вулканизмом и соленакоплением) и характеризующаяся шельфовым ^Л.) терригенным (кварцевые песчаники, каолиновые глины и т.п.) и карбонатным осадконакоплением. Однако в свое время было показано [21], что нижний карбон характеризуется четкой формационной зональностью, в соответствии с которой шельфовые терригенные и карбонатные отложения сменяются в погруженных частях Днепровско-Донецкого авлакогена, обрамленных барьерными рифами и подводнооползневыми блоками, мощными депрессионными флишоидными отложениями с широким развитием турбидитов и контуритов, разнообразных гидрокарбопелитов, а также других специфических литогеодина-мических индикаторов [11]. Эта тектоно-формационная особенность нижнего карбона ДДВ — Донбасса в полной мере свойственна его трем основным ярусным подразделениям (турне, визе, серпухов). В частности, визейский ярус центральных частей ДДВ отличается от платформенных разрезов огромными (до 1,5— 2 км) мощностями и уникальной стратиграфической полнотой [12, 32]. Это особенно характерно для его средней части (в объеме XIIа микрофаунистического горизонта схемы Н.Е. Бражниковой), основная часть которого не имеет аналогов в стратотипических разрезах. В центральных частях ДДВ он представлен толщей (600—1200 м и более) темноцветных глинистых пород с терригенными отложениями мутьевых потоков (турбидиты), контурных течений (контуриты) и разнообразных аккумулятивных песчаных тел — выносов рек и подводных течений (в ха-листазы), подводных оползней, роль которых возрастает вверх по разрезу (рис. 6). Эти седиментационно-палеогеоморфологические формы, которые образуют разнообразные морфогенетические типы ловушек углеводородов, с различной степенью четкости выделяются на временных разрезах, сейсмофациальные особенности которых в целом характерны для клиноформенного заполнения глубоководных депрессионных бассейнов. Черные (буровато-черные, темно-серые) пелитомо-рфные породы характеризуются: а) широкими вариациями соотношений ОВ с глинистым, а также кремнеземным, карбонатным и фосфатным материалом; б) микрослоистыми текстурами (при отсутствии биотурбаций); в) специфической биотой. Последняя, помимо углефицированных растительных детритусово-шламовых остатков, представлена спорадически распространенной специфической фауной остракод, лингул, планктонных фораминифер, мелких брахиопод, спикул губок, радиолярий и др. Это типичный депрессионный комплекс, присущий относительно глубоководным бассейнам с определенными нарушениями газового режима, которые обусловлены углекисло-сероводородным заражением и интенсивной метановой газоотдачей дна.
В основании разреза данного стратона (формально — верхнетульского под-горизонта Унифицированной схемы ВЕП, фактически — совокупности слоев переходного характера, не имеющих аналогов на ВЕП) присутствует пачка (до 10 м)
Рис. 6. Строение ХПа м.-ф. горизонта Сребненской депрессии (по А.Е. Лукину, 1995). 1 — ЧС — бывшие сапропелиты на стадии мезокатагенеза (снижение содержания Сорг. с 60—80 % до 5—12 %); 2 — биоморфные (криноидно-водорослевые, брахиоподовые и др.) известняки; 3 — ЧС — бывшие горючие сланцы (снижение содержания Сорг. с 30—40 % до 1,5—4 %); 4 — шельфовые детритусовые известняки; 5 — окремнелые микрозернистые битуминозные черные известняки с конкрециями фосфоритов, спонголиты, радиоляриты; 6 — контуриты; 7 — турбидиты; 8 — речные выносы и устьевые бары
темноцветных окремнелых радиоляриево-спикуловых микрозернисто-шламовых известняков, спонголитов, радиоляритов с фосфатными нодулярными стяжениями. Она синхронна рифогенно-карбонатным фациям, обрамлявшим соответствующую палеодепрессию, и отвечает максимально глубоководной фазе развития средневизейского эвксинского бассейна. Присутствие в составе пород базальной пачки аутигенной анальцимовой минерализации (по данным электронной микроскопии и рентгеноструктурного анализа) и геохимические особенности (повышенные концентрации бора, ртути, бария, ванадия, свинца и др.) свидетельствуют о том, что она соответствует и фазе максимальной конседиментационной эндогенной активности. Вышележащая темноцветная глинистая пачка (до 50 м) отличается преобладанием высокоуглеродистых пород — типичных гидрокарбопели-тов (Сорг 4—10 % и более), которые, с учетом катагенетических потерь ОВ (глубины залегания свыше 4,5—5 км, градации катагенеза по цветовому индексу спор МК2—МК4, палеотемпературы 90—230 оС), представляли собой на стадии протокатагенеза горючие сланцы, а на стадиях седиментогенеза и диагенеза — сапропелевые илы с исходным содержанием ОВ до 20—30 % и выше. В середине и кровле пачки отмечены песчаные слои, которые, судя по наличию градационной слоистости, основным структурно-гранулометрическим параметрам и особенностям вещественного состава, относятся к турбидитам. Кроме того, в нижней части разреза установлено присутствие еще двух аналогичных по литологическим и геохимическим особенностям, близких по мощностям и строению гидрокарбо-пелитовых пачек (рис. 6). Их совокупность образует характерную триаду промыслово-геофизических реперов, позволяющих коррелировать разрезы данного стратона не только в пределах ДДВ, но и межрегионально [20, 32]. При этом особого внимания заслуживает присутствие уцелевшего в пределах Белолесского
блока Придобруджского прогиба при грандиозном предпозднепермском (пред-пермотриасовом) размыве дислоцированных среднепалеозойских отложений эрозионного останца нижней части средневизейских отложений (аналогов ХПа м.-ф.г.) с совершенно аналогичной литомной ассоциацией [20]. Это свидетельствует о существовании единого Придобруджско-Днепровско-Донецкого средне-визейского бассейна эвксинского типа.
Основная по объему вышележащая часть характеризуется резким повышением роли песчаных тел, среди которых преобладают турбидиты, отмечено присутствие контуритов, а в периферийных частях бассейна появляются, смещаясь по мере осадконакопления к приосевой зоне, подводные выносы рек, аккумулятивные тела типа устьевых баров и т.п. Глинистые отложения этой части разреза представлены хорошо отмученными аргиллитами. Это типичные «black shales» (содержание Сорг 1,5—4,5 %) с неравномерно распределенной специфической биотой (планктонные фораминиферы, конодонты, ихтиодетрит, карликовые брахиоподы, тонкостенные пелециподы, разнообразные растительные остатки, включая обильные споро-пыльцевые комплексы). Все средневизейские глинистые отложения характеризуются общими литологическими, геохимическими и палеоэкологическими особенностями несмотря на широкие вариации соотношений между органическим, глинистым, кремнеземным, железисто-дисульфид-ным и фосфатным веществом. Они представляют собой темноокрашенные (черные, темно-серые, черно-коричневые) пелитоморфные микрослоистые породы. Их выраженная с различной степенью четкости микрослоистая текстура обусловлена распределением ОВ, разнообразных органических остатков, пиритизацией, окремнением. Биота, как отмечалось, носит специфический характер. Характерные для визейских морских фаций различных регионов Европы и Северной Америки банки разнообразных брахиопод (спириферид, продуктид и др.), заросли криноидей, кораллы, водоросли и т.п., здесь отсутствуют. Ассоциация форамини-фер очень обеднена и представлена только планктонными формами. Фауна ост-ракод, двустворок, лингул, мшанок, радиолярий, губок встречается спорадически и носит явно депрессионный характер. Растительные остатки (детрит, шлам, обильные споры и др.), ихтиодетрит, конодонты приурочены к различным биофациям. Наиболее обогащенные ОВ и S^^^. прослои и пачки как правило не содержат макрофаунистических остатков. Кроме того, наблюдается определенная связь распределения различных окаменелостей и углефицированных растительных остатков с турбидитами.
Общее содержание остаточного ОВ варьирует от 2,5—5 до 12—14 %, что соответствует уровню его концентрации в таких верхнеюрских гидрокарбопели-тах как бажениты Западной Сибири и «горячие сланцы» Североморской впадины, залегающих на значительно (2—3 км) меньших глубинах в гораздо более молодых (на ~200 млн лет) отложениях. Первоначальное содержание ОВ в средневизейских эвксинитах с учетом катагенетических потерь вполне соответствует уровню его содержания в кайнозойских эвксинитах. Подобно им, кероген рассматриваемых отложений характеризуется смешанным сапропелево-гумусовым составом при большой роли растительного шлама, обрывков ксилемы, споро-пыльцевого материала, кутинита и др. Присутствие обильной фоссили-зированной микрофлоры (пиритизированные колонии сульфатредуцирующих метанотрофных бактерий и др.) по данным электронномикроскопического
изучения позволяют предположить существенно бактериальную природу сапропелевой части ОВ [20].
По значениям 613Сорг (—27)—28,5 %о) средневизейские гидрокарбопелиты близки нижнемеловым black shales Атлантического океана и верхнеюрским баже-нитам Западной Сибири. SD^ варьирует в пределах —112)—115 % (по данным автора, SD^j, баженитов составляет —105 )—108 %). Валовое содержание хлороформенного битума в породах находится в пределах 0,016—0,3 5 % (с содержанием масел 37—55 %), достигая максимальных значений в наиболее обогащенных ОВ пачках — радиоактивных реперах нижней части разреза. По сравнению с обычными нижнекарбоновыми глинами (аргиллитами) средневизейские ЧС характеризуются: а) резко повышенным содержанием всех типов битумоидов и хлороформенного битума (до 0,8 %); б) высоким содержанием адсорбированного метана и более тяжелых углеводородов; в) сложным сероводородно-азотно-водородно-углеводородным составом газов закрытых пор (метан 10—60 %, тяжелые углеводороды 5—25 %, Н2 5—50 %, N2 18—45 %; H2S 1—15 %).
Содержание (ди)сульфидной серы варьирует от 0,4—0,5 до 1,5—2 % и более, достигая максимума в метагорючесланцевых гидрокарбопелитовых пачках нижней части разреза. Она характеризуется существенно, а нередко — экстремально облегченным изотопным составом (634S —10)—30 %), что полностью соответствует ее бактериальной природе. Более того, сера играет существенную роль в составе ОВ. Значительное изотопное облегчение органической серы (63^орг —10)—15 %) свидетельствует о ведущей роли биохимического H2S в процессах сульфуризации ОВ, что характерно для сапропелевых илов-эвксинитов.
В связи с вышеуказанными изотопно-геохимическими особенностями большой интерес представляют спорадические карбонатные образования (в ассоциации с проблематичными трубчатыми формами и пузырьковыми отпечатками) с аномально облегченным (613С —20)—30 %) изотопным составом углерода [20]. Эта седиментационно-раннедиагенетическая кальцитовая (первоначально, по-видимому, арагонитовая) минерализация, очевидно, связана с хемосинтетичес-кими экосистемами, сопутствующими метановым сипам и курильщикам. Кроме того, вполне вероятна и карбонатообразующая роль продуктов анаэробного окисления метаново-газогидратных скоплений.
Минеральные особенности глинистого вещества средневизейских гидрокар-бопелитов (смесь гидратированных гидрослюд, смешаннослойных фаз типа слюда-монтмориллонит, несовершенного моноклинного каолинита и др.) свидетельствуют о смешанном происхождении. Основная его масса образовалась за счет терригенного материала, который, судя по трансформации исходного триклинного совершенного каолинита из гумидных кор выветривания (центральные районы Украинского щита и Воронежского массива) и гидратации гидрослюд, подвергался интенсивной деградации в агрессивной среде придонных и иловых вод со специфическим газовым и гидрохимическим режимом, обусловленным интенсивными анаэробными процессами и гидротермальными эксгаляциями [11, 20]. Формирование смешаннослойных минералов (точнее — органо-мине-ральных фаз) было связано с процессами синтеза из гелей (продуктов эксгаляций и гальмиролиза вулканического пепла). Прямым доказательством присутствия в седиментационном фонде «камуфлированного» вулканического и эксгаляцион-ного материала являются реликты пепловой структуры и цеолитовая (анальцим,
Рис. 7. Сравнение закономерностей седиментации голоценового и раннекарбонового эвксинс-ких бассейнов с высокой газоотдачей дна: а — Черное море (по Е. Дегенсу и др., с изменениями); б — средневизейский Придобруджско-Днепровско-Донецкий палеобассейн (по А.Е. Лукину). 1 — горючие сланцы; 2 — нанопланктонные известковые илы; 3 — эвапориты; 4 — ме-гаварвы; 5 — турбидиты; 6 — углеродисто-глинистые осадки; 7 — углеродисто-глинисто-кремнистые осадки; 8 — углеродисто-кремнисто-фосфатно-известковые осадки; 9 — поверхности несогласий
сколецит и др.) минерализация. В целом доля эндофонда в составе Х11а м.-ф. горизонта невелика, и основной объем этих пород слагают терригенные и биогенные (биохемогенные) компоненты седиментационного фонда. В составе гидро-карбопелитовых пачек нижней части разреза она несколько возрастает, не превышая 1—2 %.
Охарактеризованная толща Х11а м.-ф. г. по своему строению, мощностям и скоростям седиментации поразительно (с учетом колоссальной возрастной дистанции, коренных историко-геологических и биотических различий) близка голоценовым отложениям Черного моря (рис. 7). Особенно следует подчеркнуть сходство в распределении гидрокарбопелитовых пачек (метагорючесланцевых в Х11а м.-ф. г. и субфосильных аналогах горючих сланцев в голоцене Черного моря) и единство их седиментационной природы. Вышеохарактеризованные средневизейские гидрокарбопелитовые пачки ДДА — Придобруджинского прогиба первоначально представляли собой сапропелевые илы, близкие по содержанию ОВ, составу глинистого вещества и различным геохимическим показателям к голоценовым черноморским илам. Так, средние значения Сорг в различных фациях
Рис. 8. Начало средневизейского эвксинского седиментогенеза (палеолитогеодинамический разрез) (по А.Е. Лукину). 1 — предрифовый шлейф; 2 — окремнелые микрозернистые битуминозные известняки и гидрокарбопелиты; 3 — биоморфные рифовые известняки; 4 — шельфовые известняки
голоценовых черноморских илистых отложений варьируют от 3 до 14,1 %, а максимальные его содержания в наиболее типичных сапропелевых илах достигают 22—23 % [2], что весьма близко к показателям первоначального содержания ОВ в разнофациальных средневизейских отложениях. Геохимические особенности ОВ голоценовых черноморских илов и средневизейских (придобруджско-)днепров-ско-донецких гидрокарбопе литов очень близки. Это относится также к минеральным особенностям глинистого вещества, концентрациям халькофильных, в частности Мо, и сидерофильных элементов. Главное же заключается в принципиальной генетической общности сапропелевых осадков обоих бассейнов. Преимущественно бактериальный характер их ОВ обусловлен интенсивными процессами бактериального хемосинтеза (сопряженность процессов метаноокисления и сульфатредукции), которым благоприятствовали свойственные эвксинским бассейнам геоморфологические, гидрологические особенности, а также аномально высокая газоотдача дна и повышенная роль эндофонда в общем седиментацион-ном фонде [11]. Она резко возрастает на южной окраине Донбасса, где соответствующая низам рассматриваемого стратона подзона С1уе2 представляет собой флишоидную пачку (20—50 м), представленную тонким переслаиванием черных спонголитов, листоватых известково-сапропелевых пород (типа «бумажных сланцев») и светлоокрашенных (кремовых, ярко-желтых и др.) туфовых глин. Последние состоят из смектитов и магнезиальных силикатов, образовавшихся за счет гальмиролиза пеплового материала и эксгаляционного синтеза [11, 20]. Минеральный состав и петрохимические особенности свидетельствуют о связи их с высокомагнезиальным андезитовым магматизмом островодужного типа. По-видимому, южная окраина Донбасса является фрагментом палеоостровной дуги, разделявшей палеоокеан (Палеотетис) и задуговый Придобруджско-Днепров-ско-Донецкий палеобассейн эвксинского типа [20]. Наличие рифового обрамления визейских эвксинитов в Придобруджском прогибе и ДДВ, а также присутствие обломков (размерностью от гравия до глыб и крупных блоков — олистолистов) шельфовых и рифовых нижнекарбоновых известняков в составе выделенного В.В. Юдиным [30] Симферопольского полимиктового вулканогенно-осадочного меланжа (с возрастом обломков разнообразных пород от раннего карбона до раннего мела) свидетельствуют о связи с этой островодужной границей барьерно-рифового пояса (рис. 8).
«Закрытие» соответствующего палеоокеана, разрыв единого задугового эвксинского палеобассейна на отдельные фрагменты сопровождался поглощением соответствующей, падающей в северном направлении под ВЕП, зоной субдук-ции колоссальных объемов депрессионных отложений, обогащенных сапропелевым ОВ. С этим явлением связана одна из важных автономных углеводородогенерирующих систем Азово-Черноморского региона [10, 14]. По-видимому, по аналогичной схеме (задуговой эвксинский бассейн — палеоокеан, с последующим закрытием второго и разобщением на отдельные фрагменты первого) протекала фанерозойская тектоно-геодинамическая эволюция Азово-Черноморского региона. При этом положение задугово-спрединговых палеорифтов, палеоостровных дуг и зон субдукции существенно менялось, о чем свидетельствуют геолого-гео-физические данные [4], характер распространения разновозрастных рифовых известняков и других литогеодинамических индикаторов [11], среди которых к наиболее информативным относятся черносланцевые формации (их фрагменты и тектонические останцы). Присутствие нижнекаменноугольных ЧС — эвксинитов установлено в составе домелового фундамента Скифии (Равнинный Крым, данные бурения) и открытого Е.Ф. Шнюковым и др. [29] на СЗ материковом склоне Черного моря к ЮЗ от Севастополя Ломоносовского массива (по данным драгирования). Оно также предполагается в составе аккреционных образований в основании Горного Крыма. Последнее подтверждается установленной в свое время автором совместно с В.К. Тетерюком локальной «зараженностью» триас-лейасо-вых пород таврической серии раннекарбоновыми спорами.
Черносланцевые формации эвксинского типа как возможные мегаловушки гелия
В соответствии с наиболее обоснованной тектоно-геодинами-ческой моделью, предложенной Д. Каригом, растяжение в задуговом бассейне обусловлено внедрением мантийного диапира [7]. Это подтверждается возникновением визейского эвксинского бассейна в пределах Сребненской депрессии ДДВ. В девоне эта депрессия представляла собой бессолевую вулканотектоническую мезоструктуру центрально-кольцевого типа, которая неоднократно влияла и на последующее осадконакопление, что особенно ярко проявилось в ранней перми (Сребненская соленосная депрессия с развитием в центральной части мощной соленосной толщи с сильвинитом и бишофитом в верхней части, а на обрамлении — доломитизированных рифогенно-карбонатных тел). Влияние этой древней структуры, соответствующей апикальной части одного из дериватов сложного Днепровско-Донецкого суперплюма (выделенного в свое время исследователями Института геофизики имени С.И. Субботина НАНУ в качестве мантийного диапира), достаточно четко проявилось и на этапе ранневизейского кар-бонатонакопления, которое, судя по данным картирования мощностей и фаций нижневизейского рифогенно-карбонатного комплекса, характеризуется четкой закономерной зональностью [22]. В центральной части нижневизейской Сребне-нской впадины по данным глубокого бурения и сейсморазведки, как отмечалось, выделяется небольшая область полного замещения известняков депрессионны-ми темноцветными терригенно-глинисто-доманикоидными отложениями с повышенным содержанием ОВ (и высокой степенью его битуминизации), аномаль-
но высокими концентрациями элементов группы железа (ванадий, никель, хром, титан) и халькофилов (молибден, рений, цинк, кадмий, медь), резко повышенной ториевой и, особенно, урановой радиоактивностью. Широкое развитие эта фация получает в вышележащих рудовских слоях, с которыми связан региональный радиоактивный репер в кровле нижневизейского РКК, а полное замещение карбонатных пород в центре впадины отражает стратиграфически скользящие пространственно-временные взаимоотношения XIII и Х11а м.-ф. горизонтов ви-зейского яруса. На основной же части Сребненской впадины нижневизейские отложения представлены морскими депрессионными глинисто-кремнисто-карбонатными отложениями (20—40 м), разрезы которых сложены темноцветными битуминозно-глинистыми неравномерно окремнелыми шламово-микрозернис-тыми (с остатками радиолярий, спикулами губок, планктонными фораминифе-рами и др.) известняками.
На обрамлении области развития депрессионных фаций по данным сейсморазведки и глубокого бурения выделена цепочка рифогенно-карбонатных тел (Сребненский мегаатолл), промышленная нефтегазоносность которых установлена на Селюховском, Приречном, Беличевском, Камнанском, Анастасьевском, Липоводолинском месторождениях и предполагается на ряде других площадей (крупные рифогенно-карбонатные массивы закартированы в пределах Яблуно-вского, Рудовского и других месторождений). В одной из недавно пробуренных скважин из интервала, соответствующего верхней части рифогенно-карбонатно-го тела (XIII м.-ф. горизонт) — низам черносланцевой толщи (Х11а м.-ф. горизонт) были установлены газопроявления. Состав газа характеризовался высоким (10,72 % мольн., 1,78 % массовых) содержанием гелия [9]. С чем же связано столь большое содержание гелия в газе?
Как известно, повышенная гелиеносность газов свойственна нефтегазоносным провинциям древних платформ, достигая максимума в базальных слоях осадочного чехла и разуплотненных породах докембрийского фундамента. Это вполне соответствует базирующимся на геологических и изотопно-геохимических закономерностях гелиеносности представлениям о господстве в земной коре радиогенного гелия (изотоп 4Не — продукт а-распада радиоактивных элементов в земных недрах) и доминирующей роли среди его источников пород «гранитного слоя» (в частности, его верхней аккреционной кромки — кристаллического фундамента нефтегазоносных осадочных бассейнов). В данном случае, учитывая большие (до 8 км и возможно глубже) глубины залегания фундамента, для появления этой гелиевой аномалии следует предполагать наличие внутричехольных источников гелия, к которым, помимо девонских вулканитов, возможно относятся обогащенные ураном ЧС (рудовские слои), парагенетичные нижневизей-скому рифогенно-карбонатному комплексу (на стратиграфически скользящих границах рифогенных карбонатов и ЧС присутствуют радиоактивные реперы). Вместе с тем, не следует игнорировать и возможную роль гораздо более глубоких источников гелия, причем связанных не только с нижележащими верхнедевонскими эффузивами, породами рифея и архейско-протерозойского фундамента, но и с мантией. В связи с этим следует учесть, что центральная часть ДДВ (данные по Глинско-Розбышевскому, Яблуновскому и другим месторождениям), включая Сребненскую депрессию (данные по Светличному, Ярошевскому, Талалаевскому месторождениям), характеризуется повышенными (до 16,7 • 10-8) значениями
отношения 3Не/4Не [26]. Это позволяет предположить, что черносланцевые формации, связанные с задуговыми бассейнами, могут представлять собой мегаловушки не только углеводородного газа, но и гелия, причем как радиогенного, так и мантийного. Учитывая огромную роль гелия в развитии передовых технологий и его неуклонно возрастающее потребление в мире, это существенно повышает экономическую рентабельность добычи СГ. Если же учесть возможную роль изотопа 3Не в получении термоядерной энергии и предложенный Э.М. Галимовым проект добычи его из лунного реголита, то можно предположить, что в близком будущем эта рентабельность может еще резко возрасти.
Заключение
ЧС с точки зрения сланцевой газоносности соответствуют тон-козернисто-пелитоморфным водноосадочным породам типа black shale, обогащенным (свыше 1 %) ОВ преимущественно сапропелевого состава с явной или скрытой тонкой литогенетической сланцеватостью. Степень их региональноэпигенетических преобразований соответствует стадиям мезо- и апокатагенеза. Благодаря процессам катагенетической мобилизации нефтяных масел из алино-вых компонентов ОВ они в той или иной мере гидрофобизуются, что «включает» (суб)капиллярный насос, обеспечивающий «накачку» газообразных углеводородов. Таким образом, ЧС как синоним «black shales», а также доманикоидов и до-маникитов обозначает совокупность ныне существующих и былых горючих сланцев, представленных различными генетическими типами. Судя по закономерностям сланцевой газоносности, установленных на Северо-Американском континенте, (мега)месторождения (плеи) СГ связаны преимущественно с эвксин-ским типом черносланцевых формаций, которые образуются в относительно глубоководных задуговых бассейнах. Им присущи: интенсивная газоотдача (метан, а также его газообразные гомологи, возможно глубинный сероводород, азот, гелий), образование газогидратов, неравномерное (в пространстве и во времени) углекисло-сероводородное заражение наддонных слоев воды, большая роль мик-робиогенной органики в составе ОВ. Благодаря этому, северо-американские (ме-га)месторождения (плеи) СГ представляют собой крупные формационные тела (свиты) характерной конфигурации, характеризующиеся определенной тектонической позицией. Признаки широкого пространственного и временного (верхний протерозой — кайнозой) распространения таких задугово-бассейновых эвк-синит-черносланцевых потенциально газоносных формаций установлены на территории Украины.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Архангельский А.Д. Об осадках Черного моря и их значении в познании осадочных горных пород // Бюл. ЛЮИП. Отд. геол. — 1927. — Т V, № 3—4. — С. 199—289.
2. Блохіна Т.С. Сапропелеві мули Чорного моря (речовинний склад, генезис та перспективи використання). Автореф. дис. канд. геол.-мін. наук. 04.00.10 / Ін-т геол. наук НАНУ. — К., 1994. — 25 с.
3. Большаков Ю.Я. Капиллярно-экранированные залежи нефти и газа. — Новосибирск: Наука, 1989. — 127 с.
4. Бондарчук Г.К., Герасимов М.Є., Белецкий С.В. Структурно-речовинні комплекси (СРК) Азово-Чорноморського регіону // Геодинамика, тектоника и флюидодинамика нефтегазо-
носных регионов Украины. Сб. докл. VII междунар. конф. «Крым-2007». Симферополь, 2008. — С. 151—170.
5. Горючие сланцы. — Л.: Недра, 1980. — 260 с. (перевод с англ. Oil Shale, Elsevier Scientific Publishing Company, Amsterdam — Oxford — New York, 1976).
6. Дмитриевский А.Н., Высоцкий В.И.Сланцевый газ — новый вектор развития мирового рынка углеводородного сырья // Газовая промышленность. — 2010. — № 8. — С. 44—47.
7. Задуговой бассейн // Планета Земля. Энциклопедический справочник. СПб. — 2004. — С. 285—286.
8. Литогеодинамика и минерагения осадочных бассейнов / Под ред. ак. РАН А.Д. Щеглова. — СПб: Из-во ВСЕ ГЕИ, 1998. — 480 с.
9. Лукин А.Е., Довжок Е.М., Книшман А.Ш. и др. Гелиевая аномалия в нефтегазоносных ви-зейских карбонатных коллекторах Днепровско-Донецкой впадины // Доп. НАНУ, 2012. — № 7. — С. 97—104.
10. Лукин А.Е. Изотопно-геохимические индикаторы углекислой и углеводородной дегазации в Азово-Черноморском регионе // Геол. журн. — 2003. — № 1. — С. 59—73.
11. Лукин А.Е. Литогеодинамические факторы нефтегазонакопления в авлакогенных бассейнах. — К: Наук. думка, 1997. — 225 с.
12. Лукин А.Е. О Днепровско-Донецком средневизейском палеобассейне эвксинского типа // Докл. РАН. — 1995. — Т 344, № 5. — С. 660—664.
13. Лукин А.Е. О природе и перспективах газоносности низкопроницаемых пород осадочной оболочки Земли // Докл. НАН Украины. — 2011. — № 3. — С. 114—123.
14. Лукин А.Е. О происхождении нефти и газа (геосинергетическая концепция природных углеводородно-генерирующих систем) // Геол. журн. — 1999. — № 1. — С. 30—42.
15. Лукин А.Е. Перспективы сланцевой газоносности Днепровско-Донецкого авлакогена // Геол. журн. — 2011. — № 1. — С. 21—41.
16. Лукин А.Е. Природа сланцевого газа в контексте проблем нефтегазовой литологии // Геология и полезн. ископ. Мирового океана. — 2011. — № 3. — С. 70—86.
17. Лукин А.Е. Роль газогидратообразования в формировании нефтегазоносных бассейнов // Геодинамика, тектоника и флюидодинамика нефтегазоносных регионов Украины. Сб. докл. на VII межд. конф. «Крым-2007». Симферополь, 2008. — С. 16—50.
18. Лукин А.Е. Сланцевый газ и перспективы его добычи в Украине. Статья 1. Современное состояние проблемы сланцевого газа (в свете опыта освоения его ресурсов в США) // Геол. журн. — 2010. — № 3. — С. 17—33.
19. Лукин А.Е. Сланцевый газ и перспективы его добычи в Украине. Статья 2. Черносланцевые комплексы Украины и перспективы их газоносности в Волыно-Подолии и Северо-Западном Причерноморье // Геол. журн. — 2010. — № 4 — С. 7—24.
20. Лукин А.Е. Средневизейский эвксинский бассейн в системе Палеотетиса // Геодинамика и нефтегазоносные структуры Черноморско-Каспийского региона. Сб. докл. на IV межд. конф. «Крым-2002». Симферополь, 2003. — С. 154—168.
21. Лукин А.Е., Резников А.И. О строении карбона Днепровско-Донецкого авлакогена // Докл. АН СССР — 1980. — Т 251, № 1. — С. 176—179.
22. Лукин А.Е., Шпак П.Ф., Чепиль и др. О Сребненском средневизейском мегаатолле Днепровско-Донецкой впадины. — Доп. НАН Украши, 1994. — № 8. — С. 101—105.
23. Словарь по геологии нефти и газа / Под ред. К.А. Черникова. — Л.: Недра, 1988. — 679 с.
24. Страхов Н.М. Основы теории литогенеза. — М.: Изд—во АН СССР, 1962. — Т II. — 574 с.
25. Страхов Н.М. Основы теории литогенеза. — М.: Изд-во АН СССР, 1962. — Т III. — 550 с.
26. Травникова Л.Г., Астахов М.И. Изотопно-геохимическая характеристика природных газов Днепровско-Припятской нефтегазоносной провинции // Происхождение и формирование состава природных газов по данным изотопной геохимии. — Л.: ВНИГРИ, 1981. — С. 83—104.
27. Циклическая и событийная седиментация / Под ред. Г. бйнзеля и А. Зейлахера. — М.: Мир, 1985. — 502 с.
28. Шнюков Е.Ф., Старостенко В.И., Гожик П.Ф. и др. О повышенной газоотдаче дна Черного моря // Геол. журн. — 2001. — № 4. — С. 7—14.
29. Шнюков Е.Ф., Щербаков И.Б., Шнюкова Е.Е. Палеоостровная дуга севера Черного моря. — К.:НАНУ, 1997. — 288 с.
30. Юдин В.В. Симферопольский меланж // Докл. Российской АН, 1993. — Т. 333, № 2. — С. 28—31.
31. Юдович Я.Э., Кетрис М.П. Геохимия черных сланцев — Л.: Наука, 1988. — 272 с.
32. Lukin A. Middle Viscan anoxic event// Prace panstwowego inst. geol... Proceedings of the XIII Intern. Congress on Cаrboniferous-Permian. IGCP Project. — P. 51—54.
Статья поступила 10.09.2013
О.Ю. Лукін
ЧОРНОСЛАНЦЕВІ ФОРМАЦІЇ ЕВКСИНСЬКОГО ТИПУ —
МЕГАПАСТКИ ПРИРОДНОГО ГАЗУ
Основні ресурси сланцевого газу пов'язані з чорносланцевими (гідрокарбопелітовими) формаціями евксинського типу. Це відклади задугових басейнів, що визначає форму і літологію газоносних чорносланцево-формаційних тіл — (мега)родовищ (плеїв) сланцевого газу Північної Америки та аналогічних прогнозно-пошукових об'єктів в інших країнах (зокрема в Україні). Ключові слова: чорні сланці, евксинський тип, задугові басейни, нетрадиційний газ
А. Lukin
BLACK SHALE FORMATIONS OF EUXINIC TYPE —
MEGATRAPS OF NATURAL GAS
Shale gas resources is demonstrated to be connected with black shale (hydrocarbopelites) formations of euxinic type. They are the deposits of back-arc basins resulting in shapes and lithological features of gasiferous black shale formation bodies North-American (mega)fields (plays) of shale gas and similar prospecting targets in other countries (and Ukraine among them).
Key words: black shales, euxinic type, back-arc basins, unconventional gas
