Содержание к диссертации
Введение
Глава 1. Микроорганизмы цикла метана 12
1.1. Метанобразующие микроорганизмы 15
1.1.1 История исследования микробного метаногенеза 15
1.1.2 Свойства метанобразующих микроорганизмов 16
1.1.3 Метаболизм метанобразующих микроорганизмов 17
1.1.4 Распространение и численности метаногенов в различных экосистемах 18
1.2. Метанокисляющие микроорганизмы 22
1.2.1 История открытия метанотрофии 23
1.2.2 Свойства метанотрофов 23
1.2.3 Распространение и численности метанотрофов в различных экосистемах 25
1.3. Анаэробное метанокисление 28
Глава 2. Источники поступления метана в атмосферу 31
2.1 Континентальные источники 31
2.2 Океанический метан 33
2.2.1 Основные источники метана в морских экосистемах 34
2.2.2 Микробная биогеохимия цикла метана глубоководной зоны океана 36
2.2.3 Метан шельфовых зон и мелководных сипов 37
Глава 3. Биогеохимия цикла метана в Черном море 39
3.1 История образования и особенности Черного моря 39
3.2 Гидрометеорология, гидрология и гидрохимия Черного моря 40
3.3 Источники метана в Черном море 42
3.3.1 Метановые газовыделения (сипы) 43
3.3.2 Грязевые вулканы и глубоководные сипы 43
3.3.3 Газовые гидраты 44
3.4 Биогеохимические и микробиологические исследования в Черном море 45
3.5 Биогеохимические исследования цикла метана в Черном море 49
Глава 4. Материалы и методы исследований 53
4.1 Характеристика территории и объектов исследований54
4.2 Условия, районы и сроки отбора материала для исследования 55
4.3 Методы отбора проб для исследований 59
4.4. Определение физико-химических параметров среды обитания 62
4.4.1. Общие параметры (глубина, соленость, tC, рН, Eh, Ог и H2S) 62
4.4.2. Концентрация метана , 63
4.4.3. Общая щелочность 64
4.4.4. Содержание сульфатов 64
4.4.5. Содержание ацетата 64
4.5. Определение общей численности микроорганизмов и численности отдельных физиологических групп: метаногенов, метанотрофов, сульфатредукторов 65
4.6. Методы определения интенсивности микробных процессов 66
4.6.1. Образование метана (хемолитотрофное и гетеротрофное) 67
4.6.2. Микробное окисление метана (аэробное и анаэробное) .- 69
4.6.3. Микробная (темновая) ассимиляция углекислоты 73
4.6.4. Бактериальный автотрофный ацетогенез 76
Глава 5. Континентальный склон и глубоководная часть моря 79
5.1. Характерные биогеохимические зоны района исследований 82
5.2. Физико-химические измерения и определение численности и активности микроорганизмов в исследованной акватории 84
Глава 6. Концентрация метана и его распределение 89
6.1. Водная толща 89
6.2. Донные осадки 106
Глава 7. Микробное образование метана в водной толще и донных осадках Черного моря 109
7.1. Метаногенез в аэробной зоне водной толщи 109
7.2. Метаногенез в анаэробной водной толще 115
7.3. Образование метана в донных осадках 128
Глава 8. Микробное окисление и трансформация метана в водной толще и донных осадках Черного моря 130
8.1. Окисление метана в аэробной водной толще 131
8.2. Микробное окисление метана в анаэробной водной толще 134
8.3. Микробное окисление метана в донных осадках 143
Глава 9. Распределение углерода метана при его микробном (аэробном и анаэробном) окислении 144
9.1. Вклад микробных процессов окисления и трансформации метана в продукцию органического вещества глубоководной зоны Черного моря 144
9.2. Изучение качественного и количественного состава образованного из углерода метана растворенного органического вещества 153
Глава 10. Влияние микробных процессов на круговорот метана в Черном море 165
10.1. Анаэробная водная толща 165
10.2. Баланс метана в анаэробной зоне Черного моря 181
10.3. Продукция и потребление метана в аэробной зоне Черного моря 182
10.4. Продукция и состав растворенного органического вещества
образуемого при микробной трансформации углерода метана 185
Выводы 187
Список литературы 188
- Метанобразующие микроорганизмы
- Микробная биогеохимия цикла метана глубоководной зоны океана
- Гидрометеорология, гидрология и гидрохимия Черного моря
- Условия, районы и сроки отбора материала для исследования
Введение к работе
Актуальность проблемы Исследования, результаты которых представлены в настоящей работе, относятся к микробной экологии и биогеохимии водоемов и посвящены количественной оценке микробных процессов круговорота метана на примере крупнейшего на планете водоема с анаэробной водной толщей - Черного моря Этот меромиктическии водоем является в тоже время и самым большим в мире водным резервуаром растворенного метана (Леин и Иванов, 2005)
Изучение микробных процессов образования и окисления метана в биосфере представляет большой интерес для специалистов разного профиля по нескольким причинам Во-первых, метан, наряду с углекислотой и сероводородом, является одним из основных конечных продуктов микробного разложения органического вещества в анаэробных условиях Во-вторых, метан - важнейший энергетический источник, причем, по мнению геологов, до 30% промышленных запасов метана имеют микробное происхождение (Claypool and Kaplan, 1972) В-третьих, метан обладает в 26 раз большим парниковым эффектом по сравнению с углекислотой
Цикл метана является одним из геохимически важных звеньев глобального круговорота углерода Основные процессы трансформации углерода в этом цикле (за исключением термокаталитического образования, сжигания и фотохимического окисления) осуществляются исключительно специфическими группами микроорганизмов
Актуальность количественных оценок роли микроорганизмов в круговороте метана в Черном море особенно возросла после того, как на дне моря были обнаружены струйные выделения метана из донных осадков (Поликарпов и др, 1989, Dimitrov, 1989, Егоров и др, 2003) и действующие грязевые вулканы (Ivanov, Limonov, Weenng, 1996, Шнюков, 1999) Количество выявленных и закартированных метановых сипов на сегодняшний день, достигает нескольких сотен Поэтому очевидно, что эти многочисленные метановые источники играют существенную роль в балансе метана водной толщи Черного моря, а также в поступлении метана в атмосферу, по крайне мере, в мелководной части моря, где выход пузырей метана наблюдается визуально (Русанов и ДР,2004)
Состояние вопроса. К началу наших исследований изучение анаэробных микробных процессов в Черном море было ориентировано главным образом на продукцию сероводорода сульфатредуцирующими бактериями На сотнях станций были получены данные по распределению восстановленных соединений серы в водной толще и донных осадках (Скопинцев, 1975, Сорокин, 1968), довольно подробно исследовано распределение сульфатредукторов (Крисе, 1953, Сорокин, 1968), определены скорости сульфатредукции в воде и осадках (Сорокин, 1962, Леин и Иванов, 1990, Lem and Ivanov, 1991), доказано микробное происхождение сероводорода и его производных с использованием анализа стабильно-изотопного состава серы сероводорода и сульфатов (Виноградов и др , 1962, Sweeney and Kaplan, 1980)
Опубликованная к началу 90-х годов информация о распределении метана и микробных процессах его круговорота в Черном море была значительно менее подробная Достаточно сказать, что сведения о распределении метана в водной толще моря ограничивались тремя зарубежными публикациями (Atkinson and Richards, 1967, Hunt, 1974, Scranton, 1977) Несколько более детально было исследовано распределение метана
в придонной воде и донных осадках трех районов Черного моря болгарский шельф (Большаков и др, 1984) и конусы выноса рек Кызыл-Ирмак и Дунай (Троцюк и др , 1987, Берлин и др , 1987) Результаты изучения биогеохимической деятельности метаногенов и метанотрофов в осадках Черного моря были опубликованы в единственной работе, проведенной в болгарском секторе Черного моря (Иванов и др , 1984) Было показано, что процессы метаногенеза и окисления метана происходят во всей толще исследованных донных осадков вплоть до максимальной глубины отбора (325 см) Авторы получили первые количественные оценки скоростей круговорота метана и рассчитали баланс этих процессов для осадков шельфа, континентального склона и глубоководной впадины болгарского сектора Черного моря Проведенные ими эксперименты с радиоактивно меченым метаном не только подтвердили результаты зарубежных исследователей о возможности микробного анаэробного окисления метана (Alperm, Reeburgh, 1984), но и показали, что в донных осадках микроорганизмами окисляется до 30% метана, образующегося при микробном метаногенезе (Иванов и др, 1984) Таким образом, к началу работ по теме диссертации в литературе имелись лишь единичные публикации по содержанию метана и активностям микробных процессов его продукции и окисления в глубоководной водной толще и осадках Черного моря
Цель работы - Количественная оценка микробных процессов образования и окисления метана в водной толще и донных осадках глубоководной зоны Черного моря Для достижения цели работы были поставлены следующие задачи
Исследовать вертикальное и горизонтальное распределение метана и физико-химические параметры в глубоководной зоне Черного моря
Получить количественные характеристики микробных процессов продукции (в аэробной и анаэробной зоне) и потребления метана (с учетом перехода углерода метана в С02, биомассу и внеклеточное растворенное органическое вещество) радиоизотопным методом
3 Оценить влияние микробных процессов на баланс метана в Черном море
4 Определить вклад микробных процессов трансформации метана в продукцию
органического вещества в глубоководной зоне Черного моря
5 Оценить потоки метана на границах вода - осадки и вода - атмосфера, основываясь на
данных по распределению содержания метана и интенсивностям его микробного
образования и окисления
Научная новизна. 1) По единой методике проведены комплексные широкомасштабные исследования активности микробных процессов цикла метана и его распределения в глубоководной акватории Черного моря 2) Радиоизотопным методом доказано, что в анаэробной водной толще Черного моря интенсивность микробного потребления метана превышает его продукцию 3) Дисбаланс в микробном цикле метана покрывается за счет поступления метана из многочисленных метановых сипов и грязевых вулканов, но не из донных осадков 4) Впервые экспериментально показаны принципиальные различия в составе растворенного органического вещества, образующегося из углерода метана при его аэробной и анаэробной трансформации микроорганизмами 5) Впервые экспериментально доказан процесс значимой микробной продукции метана в аэробной водной толще Черного моря
Практическая значимость. Сформирована наиболее полная база данных по распределению метана и активности микробных процессов цикла метана в Черном море для составления биогеохимических, экологических и климатологических моделей и
прогнозов Показано отсутствие существенного влияния глубинного метана на аэробную зону и атмосферу Источником атмосферного метана, поступающего с акватории Черного моря, являются не только мелководные осадки и струйные газовыделения из холодных сипов, но и метан, образующийся в анаэробных микронишах аэробной зоны
Личный вклад соискателя. Работы по теме диссертации проводились соискателем с 1989 года В цикле исследований, составляющих диссертационную работу, соискателю принадлежит решающая роль в выборе направления исследований, разработке экспериментальных подходов и обобщении полученных результатов Соискатель принимал непосредственное участие во всех экспедиционных отборах проб и их лабораторных обработках, а также в обсуждении полученных материалов, в том числе вошедших в диссертацию В научных работах, выполненных в соавторстве, личный вклад соискателя заключался в непосредственном участии во всех этапах исследования - от постановки задач и проведения экспериментов, до обсуждения и литературного оформления полученных результатов
Апробация работы. Материалы диссертации доложены и обсуждены на международных и российских конференциях, симпозиумах, семинарах и рабочих совещаниях на международном симпозиуме EROS по северо-западному шельфу Черного моря (Стамбул 1996, Турция, Испра 1998, Италия), на международной научной конференции «Автотрофные микроорганизмы к 75-летию со дня рождения акад РАН Е Н Кондратьевой» (Москва 2000), на Всероссийской конференции по развитию концепции микробной экологии в XXI веке, посвященной 100-летию со дня рождения член-корр РАН С И Кузнецова (Москва 2000), на 6-ой международной конференции по газам в морских осадках (Санкт-Петербург 2000), на 2-й международной конференции по соленым озерам (оз Шира, п Жемчужный 2002, Хакасия), на международном совещании НАТО "Past and Present Water Columne Anoxia" (Октябрь 2003, Севастополь), на международной конференции "Methane m sediments and water column of the Black Sea Formation, transport pathways and the role within the carbon cycle" (Май 2005, Севастополь), на Международном рабочем совещании «Происхождение и эволюция биосферы» (Новосибирск, 2005), на 2-м Байкальском Микробиологическом Симпозиуме с международным участием (Сентябрь 2007, Иркутск), на семинарах Института морской микробиологии Макса Планка (Бремен 2002, 2004, Германия), а также на семинарах лимнологического центра Института защиты окружающей среды и технологий (EAWAG) Швейцарии (Цюрих, Каштаниенбаум, 1997,2001,2002,2004)
Публикации. Основные материалы, обсуждаемые в диссертации, содержатся в 22 печатных работах, приведенных в конце автореферата из них 13 научных статей в реферируемых журналах 9 тезисов конференций
Благодарности. Автор выражает искреннюю признательность своему научному руководителю академику М В Иванову Автор особо благодарен В Ф Гальченко, Н В Пименову, А Ю Леин, А С Саввичеву, А М Большакову, за помощь в освоении методов и осмыслении полученных результатов Выражаю искреннюю благодарность С К Юсупову, С Б Гулину, М Б Гулину, В Н Егорову, Н А Стокозову, Ю Г Артемову, И Н Мицкевич, ЛЕ Дулову, ЕЕ Захаровой и многим другим, за плодотворное сотрудничество и помощь в получении и обработке материалов Автор приносит благодарность и признательность всем хорошим людям, с кем волею судьбы довелось общаться и сотрудничать в научно-образовательной, экспедиционно-полевой и
гражданской сферах жизни Особо благодарен всем моим родным и близким, за то, что они были и есть в моей жизни
Объем и структура диссертации. Материалы диссертации изложены на 212 страницах, включая 42 рисунка и 31 таблицу Диссертационная работа состоит из разделов "Введение", "Обзор литературы" (Главы 1-3), "Экспериментальная часть" (включающая "Объекты и методы исследований" (Глава 4), "Результаты исследований" (Главы 5-9) и "Обсуждение результатов" (Глава 10)), "Выводы" и "Список литературы" (285 наименований, из них 106 на английском языке)
Метанобразующие микроорганизмы
"Воспламеняющийся воздух" - метан, выделяющийся из озер, болот и влажных почв, был известен давно. Однако природу этого газа стали связывать с деятельностью микроорганизмов лишь в начале двадцатого века.
В начале прошлого столетия, Омелянским (1906) была обнаружена способность микроорганизмов продуцировать метан при брожении масляной кислоты, целлюлозосодержащих веществ и различных соединений белковой природы. Изучая микроорганизмы ответственные за анаэробное разложение целлюлозы, он разделил их на водородобразующие и метанобразующие, но не выделил в чистые культуры (Омелянский, 1953). Примерно в это же время Зенген сообщил о выделении накопительной культуры метанобразующих бактерий, растущих на ацетате (Sohngen, 1910). Он также нашел, что формиат и водород в присутствии углекислоты могли служить в качестве субстратов для метанобразования.
Следующий этап изучения метанобразующих бактерий связан, прежде всего, с работами Баркера и его сотрудников (Barker, 1956). Используя радиоактивные изотопы, были получены первые сведения по биохимии метанобразования. Также было установлено, что некоторые культуры, способные образовывать метан путем восстановления ССЬ молекулярным Нг, не использовали ни солей уксусной кислоты, ни метиловый спирт.
Смит и Хангейт, (Smith and Hungate, 1958) успешно применив анаэробную технику культивирования, выделили метанобразующий микроорганизм Methanobacterium ruminantium. Техника анаэробного культивирования Хангейта (Hungate, 1969), основанная на выполнении всех операций по приготовлению питательных сред, инокулированию и выращиванию микроорганизмов в атмосфере инертных газов, очищенных от кислорода, явилась идеальной для получения чистых культур метанобразующих бактерий. С некоторыми модификациями (Balch and Wolfe, 1979), эта техника широко распространилась в практике микробиологических исследований.
Метаногены являются строгими облигатными анаэробными организмами, требующими низкий окислительно-восстановительный потенциал для роста от -300 до -500 мВ (Taylor, 1982). Показано, что их рост полностью подавляется при наличии в газовой фазе кислорода от 0,004 до 0,1% (Paynter and Hungate, 1968; Hungate, 1969). Считалось, что метанобразующие микроорганизмы быстро погибают при контакте с воздухом (Жилина, 1972). Однако впоследствии было показано, что существуют чистые и накопительные культуры метаногенов, устойчивые к кислороду (Zehnder and Wuhrmann, 1977, Sorlini et al., 1983, Kiener and Leisinger, 1983).
Хотя кислород и является потенциальным ингибитором роста метаногенов, в условиях низкого окислительно-восстановительного потенциала он не препятствует их широкому распространению в природе (СИ. Кузнецов и др., 1985). Имеются данные о присутствии жизнеспособных клеток метаногенов в природных кислородсодержащих водах с высоким окислительно-восстановительным потенциалом (Беляев, 1988; Намсараев, 1993).
У подавляющего большинства описанных видов метаногенов оптимальная температура развития составляет 30-40С (Balch et al., 1979). Но есть и термофильные виды с оптимумом от 50 до 85С (Zeikus et al., 1980; Беляев, 1984, 1988; Намсараев, 1993; Бонч-Осмоловская и др., 1999). Тем не менее, в естественных условиях основные места обитания и активной деятельности метанобразующих микроорганизмов находятся совсем в другом температурном диапазоне, от 0 до + 20С (Заварзин, 1995,1997).
Большинство описанных видов чистых культур развиваются при нейтральных значениях рН среды, в области 6 -8 (Кондратьева, 1983). Крайние значения рН, при которых отмечен рост метаногенов в природных экосистемах, составляют рН 3, в кислых болотах, и рН 9,7 в щелочном Большом Содовом озере, в штате Невада (Кузнецов и др., 1985).
Также описаны виды метаногенов, которые для оптимального роста требуют повышенной концентрации NaCl (Жилина, 1983).
В качестве источников углерода для биосинтетических целей метанобразующие бактерии используют узкий круг соединений. Энергию для роста они получают в процессе образования метана из ограниченного набора субстратов, включающего Н2+СО2, формиат, ацетат, метанол и метилированные амины. Концентрация этих соединений в природных экосистемах обычно очень низка. Развитие метаногенов зависит от образования этих веществ микроорганизмами более высокого трофического уровня, с которыми метаногены вступают в тесные физические и трофические ассоциации.
Многие из изученных видов метаногенов не нуждаются для роста в каких-либо органических соединениях. Они способны расти на синтетических средах, содержащих Нг и СОг, при этом СОг служит не только для акцептирования электронов при окислении Нг , но и единственным источником углерода. Для роста других культур в атмосфере Нг и СОг требуется внесение в среду органических веществ. Это могут быть некоторые витамины группы В, ацетат, пируват и другие низкомолекулярные соединения.
Большинство изученных видов метаногенов способны утилизировать водород и углекислоту. Показано, что некоторые метаногены используют эти вещества в качестве единственных источников углерода и энергии (Zender et al., 1982). В случае, когда синтез метана происходит из СОг и Нг, процесс протекает с выходом энергии в соответствии со следующим уравнением: 4Н2+С02 - СН4+ 2 Н20 (-139,2 кДж/моль СН4 при рН 7)
Следует отметить, что Нг в этом процессе служит только донором электронов, а источником протонов в молекуле метана является вода (Daniels et al., 1980).
Микробная биогеохимия цикла метана глубоководной зоны океана
Вместе с тем, в последние годы появились две группы новых факторов, касающихся транспорта метана из донных отложений к поверхности морей не в виде растворенного метана, а в виде пузырьков газообразного метана (Иванов и др., 1992).
Деструкционные процессы в шельфовой зоне происходят, главным образом, в донных осадках, куда органическое вещество в значительных количествах поступает из фотического слоя водной толщи. Активные процессы разложения органического вещества приводят к быстрому исчерпанию кислорода, поэтому доля восстановленных осадков в шельфовой зоне резко возрастает. Следствием этого является активизация анаэробных микробных процессов и, в частности, метанобразования (Беляев и др., 1981; Леин и др., 1982; Иванов и др., 1984). Однако процессы образования и окисления метана в этих зонах, как правило, хорошо сбалансированы и метанокисляющие микроорганизмы служат эффективным биологическим фильтром на пути эмиссии метана из водной толщи в атмосферу (Иванов и др., 1984). В мелководных заливах интенсивность микробного образования метана может на порядок и более превышать скорость этого процесса в осадках шельфа. При этом малая глубина водоемов благоприятствует «проскакиванию» пузырьков метана из осадков в водную толщу и далее непосредственно в атмосферу.
Особое внимание стоит обратить на районы с повышенным антропогенным загрязнением, где происходит нарушение в нормальном протекании биогеохимических процессов круговорота метана. В местах антропогенного загрязнения мелководных осадков органическим веществом, скорость процесса метанобразования многократно возрастает и может достигать 10 г С метана на 1 м2 в сутки. Так, например, исследования, проведенные в дельте Дуная, показали, что в этом районе скорости образования СН4 достигают экстремальных величин - до 1-3 мл СЕ /кг ила в сутки (Леин и др., 1997; Русанов и др., 2002). А из-за малых глубин метан не успевает окислиться и в больших количествах поступает в атмосферу, несмотря на то, что численность метанокисляющих микроорганизмов может достигать значительных величин (до 10 клеток на мг ила) (Иванов и др., 1984; Гальченко и др., 1988а).
В 1989 году, в северо-западной части (Поликарпов и др., 1989) и в болгарском секторе (Dimitrov, 1989) Черного моря, обнаружены метановые сипы, с многочисленными карбонатными постройками. Из этих построек, через каналы периодически выделялся метан (Иванов и др., 1991; Русанов и др., 1994; Пименов и др., 1997; Леин и др., 2002а, б; Пименов и Гальченко, 2006). К настоящему времени метановые сипы выявлены практически по всей периферии Черного моря, вплоть до глубин 2000м (Егоров и др., 2003). Аналогичные метановые сипы обнаружены во многих частях Мирового океана: в Охотском море, на континентальном склоне у тихоокеанского побережья штата Орегон, у берегов Японии, в Мексиканском заливе. В формировании карбонатных построек метановых сипов основную роль играет микробное метанокисление (Иванов и др., 1991; Русанов и др., 1994; Леин и др., 2002а, б; Пименов и Гальченко, 2006). Даже минимальная величина потока метана из активного сипа превышает на 3 порядка величины биогенного метанообразования в осадках шельфа и континентального склона (Иванов и др., 1992; Леин, 2005). Из-за малых глубин струи этого метана лишь частично окисляются метанотрофными бактериями. Поток метана, обусловленный разгрузкой метановых сипов только на дне северозападной и западной частей Черного моря, оценивается величиной около 2,5 х 109 м3 в год (Егоров и др., 2003). А поток метана в атмосферу с акватории Черного моря составляет 2-Ю х 1010 молей в год (Dimitrov, 2002).
Следует отметить, что в последние годы резко увеличилось количество сообщений об обнаружении метановых сипов, газогидратов и грязевых вулканов в различных районах океана, что свидетельствует о глобальном характере этого явления (Дмитриевский и Валяев, 2002; Пименов, 2006). Таким образом, из всего сказанного выше, можно сделать вывод о том, что только метан газовыделений и биогенный метан прибрежного мелководья может достигать атмосферного резервуара парниковых газов. Причем поток этого метана будет возрастать, если будет продолжаться загрязнение прибрежных участков океана. Тем не менее, краткий обзор литературных данных по процессам окисления и образования метана в морских экосистемах свидетельствует о том, что известные на сегодняшний день балансовые расчеты образования и поступления метана в атмосферу сильно занижены, причем это касается не только мелководных сильно загрязненных районов, но и глубоководных зон Мирового океана. Известны исследования, в которых содержание метана в поверхностных слоях открытого океана достигало 40 мкл л" (Scranton and Farrington, 1977; Kiene, 1991). Наличие необычных концентраций метана наблюдали в водах, находящихся под влиянием течений с континентов, а также загрязненных выбросами с морских судов. Были высказаны предположения об автохтонном, биогенном генезисе этого метана, особенно в открытом океане (Brooks et al., 1977; Sieburth, 1987).
Считается, что эмиссия метана из океанов и морей, по разным оценкам (Hanson and Hanson, 1996), составляет около 2% от общей, так как образуемые в анаэробных осадках восстановленные газы успевают окисляться при подъеме на поверхность. Однако концентрация метана в атмосфере несоизмеримо мала по сравнению с экосистемами, в которых складываются благоприятные условия в пользу метаногенеза. Такие экосистемы вызывают повышенный интерес к изучению у биогеохимиков, экологов и микробиологов. В первую очередь это меромиктические водоемы, крупнейшим из которых является Черное море.
Черное море это не только самый крупный на нашей планете меромиктический водоем, водная толща которого глубже 100-150 метров заполнена бескислородными водами, содержащими сероводород. Это еще и самый большой на нашей планете водный резервуар растворенного метана. Его концентрация возрастает от 10 нМ в верхних 100 м, до 11 мМ ниже 600 м. А общее содержание, по некоторым оценкам (Reeburgh et al., 1991; Hanson and Hanson, 1996), составляет порядка 96 Тг.
Черное море - уникальный природный морской бассейн, почти полностью отделенный от океана, является меромиктическим водоемом с крупнейшим в мире объемом бескислородной воды, обогащенной сероводородом. Лишь 10-13% поверхностной черноморской воды (Сорокин, 1982) обогащено кислородом. Глубже 100-150 м (87-90% объема) отсутствуют всякие формы жизни, за исключением микроорганизмов. Средняя глубина верхней границы залегания сероводорода составляет 131 м при максимальной глубине Черного моря 2245 м и средней глубине-1270 м (Скопинцев, 1975; Безбородое, 1988).
За вековую историю изучения выяснены важные вопросы формирования и функционирования меромиктической системы Черного моря. Происхождение сероводородной зоны тесно связано со специфическими чертами геологического прошлого черноморской котловины.
В начале четвертичного периода (0,6-1 млн. лет назад) на месте современного Черного моря существовал солоноватоводный бассейн - Чаудинское, а позже Древнеэвксинское озеро (Скопинцев, 1975; Сорокин, 1982). В середине четвертичного периода этот бассейн (Карангатское море) соединялся через пролив Босфор со Средиземным морем, и его воды были более солеными,
чем в настоящее время. Около 10-20 тыс. лет назад связь через Босфор прекратилась, вследствие общего понижения уровня Океана в период последнего оледенения. Море вновь стало солоноватоводным - Новоэвксинское озеро. Позднее (7-12 тыс. лет назад), в результате потепления климата и начавшегося таяния ледников, вновь поднимается уровень вод в Океане, и восстанавливается связь черноморской котловины со Средиземным морем. Поступление средиземноморских вод в Новоэвксинское озеро привело к его постепенной трансформации в водоем другого типа, получивший название Древнечерноморского бассейна. Глубинные слои моря стали заполняться более солеными и плотными средиземноморскими водами. В совокупности с мощным речным стоком, распресняющим поверхностные горизонты Черного моря, это обусловило возникновение в нем плотностной стратификации и замедленного вертикального водообмена (Скопинцев, 1975; Сорокин, 1982).
Появление сероводорода в Черном море совпадает по времени с возникновением Древнечерноморского бассейна. Это доказывается тем, что в древнечерноморских донных отложениях содержание продуктов превращения сероводорода близко к тому, что установлено для илов современного происхождения. В более древних грунтах новоэвксинского периода сероводород отсутствует и содержание продуктов его превращения низкое (Волков, 1964).
Современные черты Черного моря сформировались около 3 тысяч лет назад. Оно расположено между 40 и 47 северной широты и между 27 и 42 восточной долготы. Основная котловина находится в зоне депрессии между двумя Альпийскими поясами складчатости, которые образуют на юге Понтийские горы, а на северо-востоке - Кавказские. Северное (исключая Крым) и западное побережья относительно низкие. На севере Черное море соединено с Азовским, на юге с Мраморным и затем Средиземным. Площадь поверхности моря равна 420 тыс. км2. Бассейн имеет относительно крутые береговые склоны с наклоном 4-6 . Общий объем воды оценивается в У 537 тыс. км , причем 90% составляют безкислородные сероводородсодержащие глубинные воды (Сорокин, 1982).
Гидрометеорология, гидрология и гидрохимия Черного моря
Главными гидрометеорологическими факторами, определяющими формирование и изменчивость показателей экологической среды, являются климат, водный, солевой и тепловой балансы моря и динамика его вод. Наличие мелководных и глубоководных районов, соотношение объемов вод активной верхней и относительно «застойной» нижней частей моря, значительный шельф северо-западного района, который по характеру процессов может рассматриваться какэстуарно-шельфовый водоем, создают своеобразие термохалинной структуры вод моря (Зайцев, 1983).
Температурный режим Черного моря соответствует водоему умеренного пояса. Существенное влияние на климат моря оказывает Атлантический океан. Летом наблюдается устойчивая погода с большим числом ясных дней. В холодное время года над морем отмечаются устойчивые и сильные восточные и северо-восточные ветры, определяющие сравнительно холодную и сухую погоду. Зимой поверхностные воды его северо-западного и северо-восточного районов охлаждаются до 0 С, а в мелководных участках шельфа и в бухтах образуется ледовый покров. Поверхностные воды глубоководных районов моря зимой охлаждаются до 5-9 С, а летом прогреваются до 23-27 С. Ниже термоклина, в глубоководной зоне, температура постоянна и составляет порядка 7-8 С (Киткин, 1953; Колесников, 1953).
Водный и солевой баланс Черного моря близок к равновесию. Наибольшее влияние на формирование гидрологического и гидрохимического режимов оказывает водообмен между Черным и Мраморным морями через Босфор. Поверхностные течения носят характер циклонического круговорота, охватывающего все море по периферии кольцевым течением (Книпович, 1932; Чередилов, 1967). В центре циклонических областей поверхности полей температуры и солености воды, концентрации в ней кислорода, сероводорода и биогенов образуют купола, выгибающиеся в их центрах к поверхности. Верхняя граница сероводородной зоны в центре области циклонического круговорота поднимается до глубины 100-120 метров, а на ее окраинных участках находится, обычно, на горизонтах 150-170 метров (Добржанская, 1967; Сорокин, 1982). Сероводород присутствует в воде анаэробной зоны преимущественно (до 90%) в виде гидросульфидного иона SH , остальная часть в виде сульфидного иона S2 (Сорокин, 1982).
Наиболее специфические черты Черного моря, как меромиктического водоема, проявляются в распределении в водной толще растворенного кислорода и сероводорода, и, как следствие этого, в распределении окислительно-восстановительного потенциала. В соответствии с этими факторами и общей гидрологической структурой Черного моря выделяются три основных зоны: кислородная, промежуточная (переходная) и глубинная сероводородная. Кислородная зона занимает верхние слои до глубин 100-120 м, а на периферии 150-180 м. Ей соответствует окислительно-восстановительный потенциал +350 - +450 мВ, что близко к его значениям в морских бассейнах с нормальным кислородным режимом. Концентрация кислорода менее 0,8 мг/л в центральной части моря, может быть найдена уже на глубине 70м , тогда как в шельфовой - не выше 150 м. Переходная зона расположена в слоях сосуществования кислорода и сероводорода у нижней границы хемоклина (в среднем 100-160 м). В этой зоне наиболее интенсивно происходят процессы химического и биологического окисления восстановленных соединений, которые образуются в сероводородной зоне за счет микробного анаэробного распада органического вещества. Поэтому в переходной зоне наблюдается очень высокий градиент окислительно-восстановительного потенциала, величина которого варьирует от +150 до -50-мВ. Концентрация кислорода и сероводорода в пределах промежуточной зоны составляет в среднем 0,05 - 0,3 мг/л (Гололобов, 1979; Сорокин, 1970, 1982; Безбородов и Еремеев, 1993). Ниже переходной зоны до самого дна простирается анаэробная сероводородная зона. Ее верхняя граница соответствует слою, где окислительно-восстановительный потенциал снижается до -40 - -50 мВ, а концентрация сероводорода возрастает до 0,3 мг/л. При такой концентрации сероводорода, кислород в воде практически отсутствует. Величина Eh снижается до минимальных значений (- 200 мВ) на глубинах 250-300 метров и остается на этом уровне до дна. Концентрация H2S возрастает до глубины 1500 метров и затем стабилизируется на уровне 9,5 мг/л, а в районах напротив Батуми и Новороссийска, а также восточнее Босфора, может достигать 12 мг/л (Сорокин, 1970; Рябинин и Кравец, 1980).
Ионный состав солей, растворенных в черноморской воде, близок к солевому составу Мирового океана. Общая соленость составляет 10-22%о.
Современный метан образуется в результате жизнедеятельности метанобразующих архей. Однако проблема черноморского метана не ограничивается исключительно процессами современного микробного метанобразования.
Кроме метана, образующегося в настоящее время в анаэробной водной толще и донных осадках, в общий пул черноморского метана необходимо включить также метан, поступающий из сипов (метановых газовыделений), грязевых вулканов и метан газовых гидратов. По современным представлениям холодные метановые сипы условно можно разделить на три группы: 1 -высачивания диагенетического метана микробного происхождения из молодых плейстоцен-четвертичных осадочных отложений; 2 - метановые сипы подводных грязевых вулканов пассивных окраин океана с преобладанием в них метана смешанного термогенного и биогенного происхождения; 3 - метановые сипы активных конвергентных окраин с преобладанием метана термогенного генезиса (Леин, 2004).
Условия, районы и сроки отбора материала для исследования
Голоценовые черноморские осадки имеют сложную слоистую структуру, связанную с особенностями процессов седиментации и диагенеза. В большинстве исследованных колонок анаэробные условия зафиксированы уже в поверхностном слое осадков. В ряде станций открытого шельфа верхние 0,5-3 см были окисленными. Поэтому необходимо было использовать пробоотборники, не нарушающие структуры верхнего слоя осадков.
Донные осадки отбирали коробчатым дночерпателем "Вохсогег" (Германия) и донными пробоотборниками "Трайпод" (США) и "Multycorer" (Германия). Все эти приборы позволяют отбирать верхние горизонты донных осадков до глубины 30-50 см практически без нарушения их структуры. Особенно важно, что при отборе не нарушается жидкий поверхностный слой осадка ("наилок") на контакте с придонной водой. Кроме этого, возможен также отбор и исследование "незамутненного" наддонного слоя воды.
Для отбора проб донных осадков применяли также дночерпатель "Океан". Им, как правило, отбирали окисленные терригенно-карбонатные отложения и "ракушняки" открытого континентального шельфа, на глубинах от 30-40 до 140-150 метров.
Сразу после подъема донных осадков на борт судна, отбирали пробы на газовый и физико-химический анализ, микробиологию и на определение скоростей ключевых биогеохимических процессов, осуществляемых микроорганизмами. Пробы отбирали в стеклянные трубки, или в 5-ти см3 пластиковые шприцы, с газонепроницаемым резиновым поршнем и обрезанным краем, из центра монолита без нарушения структуры осадков. Затем, без захвата кислорода воздуха, герметично закрывали пробкой "Балч" из газонепроницаемой бутиловой резины. При отборе и разделке проб осадков применяли специальные приспособления для их послойного разделения.
Образцы карбонатных построек с микробными обрастаниями, были собраны в районах метановых сипов на различных глубинах . Для этого потребовались специальные траления с борта НИС "Профессор Водяницкий". Первые арагонитовые коралловидные постройки с микробными матами были подняты во время экспедиции на подводной лодке-лаборатории "Бентос-300". Для этого использовали специально оборудованный ковш с гидравлическим управлением, при визуальном наблюдении за отбором через иллюминатор.
Непосредственно после подъема на борт судна, микробные обрастания отделяли от построек, промывали в придонной воде, поднятой пластиковым придонным батометром, помещали по 2-4 мг в 25-и мл пенициллиновые склянки, заполненные придонной водой, и закрывали резиновой пробкой без пузырька воздуха.
Пробы воды из водной толщи отбирали кассетой 10-ти и 12-ти литровых пластиковых батометров, с системой герметичного автоматического закрывания "Go-Flo", установленных на зондирующем комплексе "MARK-Ш" (Рис. 4.2). Отбор производили несколькими сериями. Отдельно отбирали аэробную и анаэробную воду, а также пробы воды из переходной зоны. Пробы воды в кислородсодержащей зоне и из зоны совместного сосуществования кислорода и сероводорода, вместе с прилегающими субаэробными и Зондирующий комплекс с кассетой батометров. субанаэробными слоями (от 0 до 200м), отбирали с дискретностью 2-15 метров. От 200м и до дна шаг отбора составлял 25-100 метров. Отбор придонной воды осуществляли отдельно специальным герметичным пластиковым придонным батометром, срабатывающим в 0,5-1,0 метре от дна. Во время экспедиции на подводной лодке-лаборатории "Бентос-300", пробы воды отбирали через специальный шланг, соединенный с кингстоном. Шланг крепился к внешней штанге освещения с гидравлическим управлением. Это, в сочетании с визуальным наблюдением, позволяло производить прицельный отбор водных образцов.
Пробы воды, на газовый и физико-химический анализы, отбирали сразу же после подъема батометров на борт судна. Затем отбирали образцы воды на микробиологию и для измерения скоростей ключевых биогеохимических процессов, осуществляемых микроорганизмами. Отбор производили в 25-30-ти мл пенициллиновые склянки и/или в склянки емкостью 50 и 100 мл. Для этого использовали достающие до дна склянки стеклянные трубки, соединенные с батометром силиконовым шлангом. Стерильные склянки промывали водой пробы и заполняли доверху с изливом двойного объема, с целью избежания захвата кислорода воздуха. Затем закрывали без пузырька воздуха резиновой газонепроницаемой пробкой и крышкой с отверстием в центре для ввода изотопа и фиксатора.
Все эксперименты с осадками и водой проводили в первые часы после отбора проб, при температурах близких к "in situ".
При изучении активностей биологических процессов в естественных экосистемах, каждому исследователю необходимо знать основные параметры среды обитания организмов, осуществляющих эти процессы. Все исследования проводились нами в комплексных экспедициях с широким кругом задач, поэтому большинство физико-химических и концентрационных измерений (содержание метана и щелочной резерв), необходимых для расчетов интенсивностей биогеохимических процессов, выполнялись нами непосредственно на борту судна.
Измерения глубины, солености и температуры воды производили с помощью зондирующего комплекса "MARK-IH", или СТД-зонда "Катран". Измерения значений рН и Eh в водной толще и донных осадках производили сразу после поднятия проб на борт судна. Для этого мы использовали универсальный рН, Eh -метр WTW320, с датчиком температуры и комбинированными электродами рН и Eh измерений. Содержание в пробах кислорода определяли методом Винклера, а так же с использованием стандартного набора реактивов фирмы "MERCK" (Германия). Содержание в пробах сероводорода определяли йодометрическим титрованием и по общепринятой методике с использованием стандартного набора реактивов фирмы "MERCK" (Германия).
Содержание и распределение метана в водной толще и донных осадках является наиважнейшим концентрационным параметром при изучении метанового цикла в водных экосистемах. Для определения в исследуемых образцах концентрации метана, использовали "head-space" метод отбора проб воды и осадков, по методике фазово-равновесной дегазации (Большаков и Егоров, 1987). Пробы воды с разных горизонтов переливали в специальные склянки одинакового объема, с заранее помещенным в них фиксатором (сухой КОН) для подавления микробных процессов. Отбор проводили сразу после подъема батометров на борт судна. Воду из батометров сливали в склянки через силиконовую трубку, стараясь не создавать турбуленции, приводящей к частичной дегазации. Затем, специальным дозатором из оргстекла, из склянки выдавливали всегда одинаковый объем воды, и закрывали газонепроницаемой пробкой из бутиловой резины. Из осадков, также сразу после их подъема на борт судна, пробы отбирали шприцом (с обрезанным краем) по 2 и 5 мл. Отбор производили в среднем через 2-5 см из центральной части монолита. Затем осадок помещали в склянку с фиксатором, наполняли доверху дегазированной водой и, выдавив стандартный объем воды, закрывали пробкой из бутиловой резины.
Концентрацию метана в образцах определяли как непосредственно на судне, так и в стационарной лаборатории. Часть проб исследовали непосредственно на судне, на хроматографе с пламенно-ионизационным детектором - "ХПМ-4". Другую часть образцов воды и ила транспортировали в ИНМИ РАН и определяли концентрацию метана в стационарной лаборатории, на газовом хроматографе "Хром-5" с пламенно-ионизационным детектором. В нескольких экспедициях, в частности с целью проведения интеркалибровки метода, часть образцов была измерена сотрудниками ИО РАН им. Ширшова, вначале A.M. Большаковым, а затем А.В. Егоровым.
