«УГЛЕВОДОРОДНЫЕ ГАЗЫ В ПОВЕРХНОСТНЫХ ДОННЫХ ОСАДКАХ ЮГО-ВОСТОЧНОЙ ЧАСТИ БАЛТИЙСКОГО МОРЯ ...»

Абиогенный метан. О механизмах формирования абиогенного метана известно немного (Horita, Berndt, 1999). Согласно неорганической (карбидной) образовываться глубоко в недрах Земли, где в условиях высоких температур и давлений протекает реакция вида:

Al4C3 + 12H2O 3CH4 + 4Al (OH) В дополнение к гипотезе Менделеева была предложена реакция Фишера – катализаторов:

Абиогенный метан образуется за счет взаимодействия воды и горной катализируемо-поверхностной полимеризации, метаморфизма графитокарбонатных вмещающих пород, и других реакций изменения пород, таких как серпенитизация. Метан, образующийся таким путем, не имеет крупных скоплений.

Классификация метана исключительно по его происхождению некоторыми авторами считается узкопрофессиональной (Федоров, 2007). Так, например, в работе (Зорькин и др., 1986) выделяются следующие типы метанообразования:

нефтепродуктов, а также синтеза из углекислоты и водорода);

органо-термокатагенный и органо-термокаталитический (в условиях высоких температур и давлений из рассеянного ОВ в породах, из углей и горючих сланцев, из нефти в глубокопогруженных залежах);

органо-радиационно-химический (из ОВ под действием радиоактивных излучений);

органо-механический (при воздействии процессов тектогенеза и землетрясений);

метаморфизации ОВ осадочных пород и в результате синтеза в верхней мантии на основе углекислоты и воды);

космогенный (в результате захвата при аккреции из протопланетного облака в процессе формирования Земли).

Дифференцировать газы различного происхождения весьма трудно.

Преобладание микробного метана определяется на основе данных изотопного состава углерода и водорода. Кроме того, существует методика определения происхождения метана по его соотношению к сумме его гомологов. Биогенный газ является сухим газом, который характеризуется преобладанием метана, термогенный, напротив, может содержать значительные количества «влажных газов» (этан, пропан, бутан).

удерживаемым породами, и большая их часть, исключая массивные залежи соли, способствуют медленному просачиванию метана. Накапливаясь в толще осадков высокопродуктивных зон, термогенный и микробный метан благодаря молекулярной диффузии или в виде пузырьков свободного газа мигрирует вверх к поверхности осадка. Иногда метан прорывается к поверхности дна, образуя в поверхностных илах геоакустические аномалии, покмарки, флюидные прорывы (метановые сипы) и т.д. (Дмитриевский, Валяев, 2002).

Несмотря на то, что метан непрерывно образуется на океанических окраинах, накопление свободного газа (т.е. образование пузырьков) происходит не повсеместно. Пузырьки газа образуются на таких горизонтах осадка, где концентрация метана превышает насыщение при гидростатическом давлении окружающей среды. Глубина таких горизонтов, а, следовательно, и концентрации насыщения метаном, зависит от глубины моря.

В глобальном масштабе около 10% метана, образованного в осадках, высвобождается на поверхность дна (Judd et al., 2002). Это подразумевает, что большая часть метана расходуется до того, как достигнет поверхности. В приповерхностных горизонтах морских осадков, где отсутствует кислород, окислителем для метана служит сульфат (Рисунок 3). Окисление метана происходит при участии консорциума микроорганизмов: анаэробных метанотрофных архей и сульфатредуцирующих бактерий (Hoehler et al., 1994;

Boetius et al., 2000).

Рисунок 3 – Схема анаэробного окисления метана в осадках Если свободный газ не достигает поверхности, а растворяется в поровых водах на глубине, то метан диффундирует вверх в сульфатную зону, где его окисление проходит одновременно с процессом сульфатредукции. В большей части морских осадков пересекающиеся профили метана и сульфата позволяют очень четко выделить зону перехода от сульфатных к метановым илам (Niewohner et al.,1998), в которой протекают анаэробное окисление метана (АОМ) и судьфатредукция (СР) (Рисунок 4).

Рисунок 4 – Типичное положение профилей метана и сульфата в верхних метанокисляющие бактерии (Гальченко, 2001): большая часть метана окисляется до CO2, а меньшая – включается в состав клеточной биомассы и внеклеточные органические экзометаболиты.

Более 90% метана потребляется в первых метрах осадка и хорошо коррелируется с процессом сульфат-редукции. При высоком содержании метана в осадочных отложениях микроорганизмы не успевают полностью окислить метан как в анаэробных, так и в аэробных условиях. Выход метана на поверхность морского дна в основном происходит в результате 1) накопления свободного газа в шельфовых осадках, 2) вертикального подъема потока, особенно вдоль тектонически активных зон океанических равнин, но так же и на «пассивной»

равнине, 3) разрушения газогидратов на континентальном склоне. Для Балтийского моря наиболее важны первые два механизма.

В 1952 г. был описан сейсмический профиль, на котором залегание слоев было замутнено тем, что сейчас называется «акустическая мутность». С тех пор вывод о присутствии газа в осадках, а так же выделение определенных типов газонасыщенных осадков в большинстве случаев делается на основании анализа сейсмоакустических записей. Несколько ученых, в частности Андерсон и Хамптон (Gregory, 1976; Anderson, Hampton, 1980; Anderson et al., 1998), посвятили большую часть своих исследований изучению влияния газа на акустическую среду донных осадков. Однако необходимо отметить, что нет единой, общепринятой в мировом сообществе классификации донных осадков, содержащих повышенные концентрации газа.

Пузыри, как в осадке, так и в воде, влияют на акустические и механические свойства среды: происходит ослабление звука, рассеивание акустической энергии, распространение скорости звука меняется, сопротивление воды и осадка заметно уменьшается. Величина ослабления зависит в основном от соотношения размера пузырей относительно длины акустической волны, достигая наибольших значений, когда акустическая частота согласуется с резонансной частотой пузырей. Геоакустический ответ ГНО соотносится с количеством пузырьков, их размером и формой, а также геотехническими свойствами вмещающих осадков.

Для фиксирования пузырьков газа в воде диапазон 1-100 кГц является наиболее подходящим. Прибор с частотой 3,5 кГц наиболее подходит для записи пузырей диаметром 13-16 мм, а 12,5 кГц – для диаметра 4-14 мм (Рисунок 5).

Рисунок 5 – Частота резонанса пузырей как функция радиуса пузыря газа Три диагональные линии показывают типичные резонансные частоты в мелководных песках (точечная линия), илах (пунктир) и морской воде (сплошная линия). Закрашенные зоны соответствуют характерным рабочими частотам бумера, пингера и гидролокатора бокового обзора (Wilkens, Richardson, 1998).

Голубая линия соответствует частоте использованного в работе эхолота Simrad Хотя резонансный эффект от пузырей возможен во всех типах осадков, наиболее выражен он будет в тех, которые характеризуются низким сопротивлением сдвигу, т.е. мягких тонких осадках. Так, акустическая мутность более характерна для илов, нежели для песков или гравия.

На высокочастотных сейсмоакустических профилях различаются следующие основные типы проявлений ГНО:

Акустическая мутность (называемая также акустическое экранирование, затемнение, пятно) проявляется в затухании (поглощении и рассеивании) акустической энергии в результате ее хаотического отражения пузырьками (Рисунок 6). Эти отражения похожи на темное пятно, которое затемняет отражения от слоев осадка. Разные авторы представляют различные термины (одеяло, занавесь и т.д.), описывающие акустическую мутность разных форм.

Соответствие зон акустической мутности местам распространения ГНО многократно подтверждалось геологическим и геохимическим опробованием, поэтому является практически неоспоримым. Акустическая мутность наиболее часто проявляется в пластичных тонких осадках, однако подобный эффект могут вызвать слои гравия, раковин или торфа.

Рисунок 6 – Пример изображения акустической мутности, покмарка и усиления отражения на сейсмоакустическом профиле Усиление отражения (называемое также яркое отражение) проявляется четким, более темным отражением на определенном участке слоя (Рисунок 6).

Данные структуры интерпретируются как небольшие скопления газа в, возможно, тонких, относительно пористых слоях осадка. Иногда усиленные отражения находятся отдельно от акустической мутности, предполагая, что газ мигрирует вбок от нее, а между ними присутствует слой более крупного или проницаемого материала. Непроницаемость акустической мутности означает, что невозможно определить мощность газонасыщенного слоя, однако слой усиленного отражения, появляющийся на отличных от мутности глубинах, может дать ответ.

Внутриосадочное сводообразование, выраженное во «вспучивании»

отдельных слоев под покмарком. Часто считается, что эти структуры являются артефактами, вызванными разницей в сейсмической скорости в воде и осадке, находящихся над структурой. Однако так как скорость звука в воде обычно меньше, чем в осадке, ожидаемый эффект выражался бы в проседании слоев.

Кроме того, описываемые структуры часто встречаются вместе с вертикальными нарушениями, которые могут быть вызваны миграцией газа вверх.

Прогибание – эффект, наблюдаемый у когерентных отражений, расположенных ниже толщи ГНО (Рисунок 7). Если толща ГНО достаточно мощная, чтобы создать значительную разницу, это производит впечатление прогибания осадков, однако, это лишь артефакт. Наличие газа в вышележащих слоях уменьшает акустическую скорость, следовательно, время прохождения акустического пульса туда-назад увеличивается, тогда как слои осадков остаются горизонтальными. Противоположный эффект, «вспучивание», может быть связан с наличием зоны с высокими акустическими скоростями.

Газовый столб (труба) – вертикальная зона, проявляющаяся на двумерных и трехмерных сейсмических записях, которая тем или иным образом подверглась нарушению современной или прошлой миграцией газа (Рисунок 7).

Пока точно неизвестно, что вызывает образование такой структуры, вероятно, вовлекаются небольшой объем газа с незначительно перемещенными осадками.

Плоские горизонтальные пятна – когерентное отражение, появляющееся на границе газ-вода в углеводородном резервуаре. Вызывается контрастом импеданса между газо- и водонасыщенными осадками, чаще всего имеет горизонтальное простирание, за исключением эффекта «прогибания» из-за вышележащего газа.

Рисунок 7 – Пример изображения прогибаний (выделены прямоугольниками), газового столба (показан длинной стрелкой) и скоплений газа (обозначены стрелками) на сейсмоакустическом профиле Акустическое затемнение и колоннообразные нарушения – особенности, характеризующиеся отсутствием отражений, в общем связанные со всеми, перечисленными выше, но не являющиеся индикаторами присутствия свободного газа. Такая акустическая прозрачность встречается вблизи поверхности дна, обычно имеет вертикальное распространение; в некоторых случаях напоминает тонкое колоннообразное нарушение. Это явление достаточно распространено на высокоразрешающих сейсмических профилях в районах присутствия газа. Часто в процессе обработки данных такие структуры пропускают, принимая их за артефакт акустической записи, либо просто не придавая им значение. На самом деле, они могут являться важным свидетельством современного или прошлого присутствия флюида в осадке. Однако, вызывать такой эффект могут и другие причины (миграция жидких флюидов, соляные диапиры, газогидраты).

Таким образом, акустические методы остаются наиболее эффективным практическим методом обследования больших площадей морского дна и оценки наличия газа. Методы акустической съемки позволяют распознать газ в донных отложениях и являются наиболее общей формой доказательства существования ГНО. Другими способами определения наличия ГНО являются видеокамеры, геохимические зонды, пробоотбор осадка, тогда как высачивания поверхностного газа могут быть изучены методом спутниковой или аэрологической лазерной флюоресценции.

Особое место в классификации типов ГНО занимают покмарки – кратерообразные понижения на поверхности дна, образованные за счет выхода флюида из осадка в водную толщу (Рисунок 6). Обычно подводные покмарки широкие (до 300 м в диаметре) и мелководные (до глубин 600 м), характеризующиеся пологими склонами и относительно плоским дном. На размер покмарка влияет гранулометрический тип осадка: чем крупнее размерность частиц осадка, тем меньше размер покмарка. Мягкие илистые осадки обладают идеальными характеристиками для образования покмарков.

Покмарки могут представлять собой изолированные единичные структуры или покрывать поля, превышающие по площади десятки квадратных километров (Lammers et al., 1995). Размеры покмарка помимо гранулометрического состава осадка зависят от объема, величины избыточного давления и состава флюида резервуара, служащего источником для зарождающегося кратера (Hovland, Judd, 1988). Независимо от типа его происхождения, кратер может увеличиваться в размерах из-за обрушения внутренних стенок (Prior et al., 1989; Grieve, Pesonen, 1992). Покмарки – важные осадочные образования, так как они представляют прямые доказательства миграции флюидов и дают ключ к определению возможных путей их миграции (Heggland, 1998); могут характеризоваться эпизодическими и, подчас, катастрофическими выбросами флюидов (Hovland, Judd, 1988), то есть представляют геологическую опасность для донных сооружений и конструкций (Hovland et al., 2002).

Были предложены несколько механизмов образования, в том числе: 1) высачивание газа (напр., Nelson et al., 1979; Hovland, 1981; Prior et al., 1989;

Solheim, Elverhoi, 1993; Baraza, Ercilla, 1996); 2) выход поровых вод (напр., Harrington, 1985; Soter, 1999); 3) выход грунтовых вод (напр., King, MacLean, 1970; Whiticar, Werner, 1981; Whiticar, 2002); 4) разложение газогидратов (напр., Paull et al., 1995); и 5) таяние водного льда (напр., Paull et al., 1999).

На примере Северного моря выделяются следующие виды покмарков (Judd, Hovland, 2007):

распространенные (Рисунок 8а);

комбинированные – образуются при соединении двух или нескольких отдельных круглых покмарков (Рисунок 8б). Могут представлять собой группу соединенных покмарков или слиться в единую структуру сложной формы;

ассиметричные – характеризуются одним крутым склоном, другим – покатым. На профилях локатора бокового обзора обычно имеют отчетливый длинный «хвост» (Рисунок 8в);

симметричных, простираются прямой линией диной до нескольких сотен метров, обычно заканчиваются единичным круглым более крупным покмарком (Рисунок 8г). Расстояние между отдельными покмарками в цепочке соответствует размерам покмарков. Иногда цепочки расходятся радиально в разные направления от одного крупного покмарка. Могут сливаться в один длинный узкий покмарк;

вытянутые покмарки и желоба – имеют удлиненную по сравнению с округлыми форму. Внутри желобов отсутствует верхняя часть осадка, обнажая более древние слои. Наблюдается внешняя схожесть с бороздами от ледника;

узелковые – небольшие (менее 5 м) понижения, расположенные отдельно, в группах или рядом с более крупным покмарком (Рисунок 8г);

близлежащими;

покмарк-спутник – небольшой покмарк, находящийся рядом с большим по размеру.

Рисунок 8 – типы покмарков Северного моря (по Judd, Hovland, 2007).

а) округлые; б) комбинированные; в) ассиметричные; г) цепочки покмарков и Кроме того, выделяются покформы – покмарко-подобные структуры на дне, не связанные с присутствием газа в осадке (Iglesias et al., 2010). Они характеризуются отсутствием прерывания в отражении слоев осадка и индикаторов газа под структурой, что говорит о том, что при их формировании перемещения осадка не происходило. Причиной их образования могут быть обрушения, проседания, эрозия осадка, и лишь в отдельных случаях выход флюидов. Покформы могут иметь различную морфологию – вытянутые, круглые, неправильной формы. Таким образом, можно сделать вывод, что только по морфологии нельзя судить о том, что та или иная структура является покмарком, а не покформой. Общий термин «покформа» может быть использован для обозначения структур, морфологически похожих на покмарки.

Различают три механизма выделения метана из донных отложений в водную толщу: диффузионный (для растворенных газов, не деформирующий осадок) и конвективный (с газовыми пузырьками, потенциально образующий покмарки), а так же адвективный (с выходом грунтовых вод). Вклад каждого из них в формирование общего газового потока может быть различным.

Метан, как в растворенном, так и в свободном виде, начинает стремиться вверх по разрезу к поверхности дна. Большая часть метана до того, как достигнет поверхности, окисляется в переходной сульфат-метановой зоне (Iversen, Jrgensen 1985). Iversen (1995) рассчитал, что 87-99% от всего метана, образованного в донных осадках, окисляется в приповерхностном слое осадков до того, как достигнет дна. Однако из данных, приведенных в литературном обзоре, видно, что во многих случаях наблюдается выход газа в водную толщу, например, в районах распространения грубообломочных осадков, где плавучесть метана превышает капиллярные силы в порах осадка. Для тонких осадков плавучесть газа не является достаточным условием для выхода пузырей газа на поверхность дна, так как в илах быстрому проходу метана к поверхности препятствует достаточно мощная сульфат-метан транзитная зона. Теоретически, плавучесть газа и капиллярные силы пор осадка полностью не исключают выход газа из тонкодисперсных осадков.

С увеличением глубины моря (т.е. ростом гидростатического давления) происходит увеличение растворимости метана, что ведет к большим временным затратам для достижения такой концентрации метана, при которой превышается его растворимость и образуется свободный газ. Рост концентрации метана со временем и глубиной зависит от скорости метанообразования и скорости диффузии растворенного метана. Если бы только эти параметры контролировали глубину залегания свободного газа, то в исследованном районе она была бы одинакова. Однако диффузия газа может идти также и по микротрещинам в осадке, что объясняет движение газа в тонких осадках.

Так, например, в газонасыщенных осадках пролива Каттегат в верхних нескольких десятках сантиметров полностью отсутствует метан, что говорит о его полном окислении в сульфат-метан транзитной зоне (Laier, Jensen, 2007). Лишь в некоторых местах наблюдаются метановые сипы, свидетельствующие о поступлении метана по тектонически ослабленным зонам из глубинных горизонтов. Таким образом, диффузионный поток метана в верхних горизонтах осадка практически полностью отсутствует, однако наблюдается пузырьковый (адвективный) поток газа.

Поведение газа в воде еще недостаточно изучено. Интенсивность и направление газообмена в водной толще определяется градиентом концентрации на границе «пузырь-вода». Углекислый газ, метан и другие УВ газы перемещаются из поднимающихся пузырей в воду, тогда как азот, кислород и другие растворенные в воде газы переходят внутрь пузырей (Clark et al., 2010).

Немногочисленные исследования (напр., Leifer, MacDonald, 2003) предполагают, что оба эти процесса изменяются в зависимости от величины потока. Величина газообмена, а, следовательно, и потеря метана, изменяется прямо пропорционально глубине и обратно пропорционально интенсивности сипа.

Интенсивность газообмена зависит от размера пузырей, и наблюдения показывают, что размеры пузырей сильно отличаются в зависимости от мощности сипа. Так, мощные сипы выпускают пузыри, размеры которых лежат в широком диапазоне, включая крупные пузыри. Тогда как небольшие сипы характеризуются меньшим размером пузырей. Модельные расчеты показывают, что проходя из осадка вверх по водной толще большие пузыри растворяются быстрее, чем маленькие (Leifer, Culling, 2010).

Поднятие газа в водной толще может быть зафиксировано такими высокочастотными акустическими системами, как эхолот, локатор бокового обзора или донный профилограф. Однако газ в водной толще может появляться как из высачиваний из морского дна, так и внутри плавательного пузыря у рыб.

Акустически крайне сложно распознать источник газа. За время наблюдения были выявлены некоторые закономерности, которые помогают в определении источника акустического затемнения на записи. Исследования свидетельствуют о том, что чаще всего косяки рыб рассеяны и имеют горизонтальное простирание (Рисунок 9) (Judd, Hovland, 1992). Некоторым видам рыб (например, шпроту) присуще формирование вертикального косяка, но он не имеет геометрической относительно постоянной формы. В отличие от рыб, непрерывные сипы образуют столб пузырей, который поднимается более или менее вертикально в водной толще, хотя течения могут вызывать небольшие отклонения. Вывод о том, что вертикальные столбы в водной толще представляют собой именно плюмы пузырей, был неоднократно подтвержден визуальными наблюдениями и эмпирическими методами во многих частях океана.

Рисунок 9 – Пример изображения газовых факелов и косяков рыб на акустическом изображении (http://planetearth.nerc.ac.uk) На мелководье столбы газа в воде могут достигать поверхности воды, но чаще плюмы начинают постепенно исчезать по мере восхождения (Рисунок 10).

Это происходит из-за растворения пузырей (или прохождения через них акустического луча). Отдельные столбы могут быть представлены пузырями, которые дают обнаружимый сигнал только при резонансе. Необходимо учитывать и существующую связь между размером пузырей и частотой акустического источника. Сила отражения существенно меняется по мере изменения размера пузырей при подъеме к поверхности. Альтернативным объяснением невозможности фиксирования столба пузырей может являться периодичность его образования. Так, пульсирующие сипы очень сложны для обнаружения.

Рисунок 10 – Примеры газовых плюмов из покмарка в водную толщу:

а) Северное море (Judd, Hovland, 2007), б) Гданьский бассейн, Балтийское море (экономическая зона Польши), в) Балтийское море (Baltic Gas, 2011), д) Северный 1.1.4 Распространение газонасыщенных осадков в Мировом океане В 60-е годы прошлого столетия произошло открытие гидротермальных выходов и покмарков, которые свидетельствовали об интенсивных высачиваниях газа из морского дна. С тех пор ведутся регулярные исследования динамического процесса обмена флюидами между поверхностью дна и слоем придонной воды, значение которых велико не только для морской геологии, но и для химии и биологии океана.

Развитие в 1960-е годы технологий, использующих локаторы бокового обзора и буксируемые фотокамеры позволило провести обширное детальное картирование поверхности морского дна, а параллельное появление высокоразрешающей сейсмики расширило границы картирования до донных осадков и коренных пород. Позже распространение многолучевых эхолотов, различных автономных подводных приборов способствовало более быстрому и детальному изучению особенностей морского дна. Геологические структуры, ранее представлявшие единичные случаи, теперь обнаруживались во многих частях Мирового океана. В 1970 г. было дано определение покмарка как кратерообразного углубления морского дна, связанного в основном, с высачиваниями газа и/или флюида из поверхностных осадков (King, MacLean, 1970).

Наиболее полно и детально покмарки описаны в книгах А. Джадда и М.

Ховланда (Hovland, Judd, 1988; Judd, Hovland, 2007). Авторы собрали наиболее полные сведения об известных в Мировом океане типах ГНО и описали их во многих части Мирового океана. Особое внимание при этом было уделено Северному морю и шельфу Шотландии. Балтийское море в книге представлено бухтой Экернфьорде и Стокгольмским архипелагом.

Газонасыщенные осадки в Мировом океане распространены практически повсеместно, однако, большая их часть сосредоточена на континентальном шельфе (Рисунок 11, Fleischer et al., 2001). На карте прослеживается приуроченность ГНО к Северному полушарию, в частности шельфу Европы и Северной Америки. Возможно, это объясняется тем, что в южных странах исследования шельфа проводятся не столь интенсивно, как в развитых странах, а не отсутствием ГНО на дне морей и океанов. Кроме того, необходимо учитывать, что за последнее десятилетие было выполнено много исследований в различных районах Мирового океана, которые могут пополнить карту 2001 года.

Рисунок 11 – Распространение ГНО в Мировом океане (Fleischer et al., 2001).

Цифрами указаны источники литературы, на основании которых была построена Сегодня известно, что покмарки встречаются в широком спектре геологических условий (напр., Hovland, Judd 1988; Fleischer et al., 2001;

Mazurenko, Soloviev, 2003), включая мелководные бухты и заливы (напр., Knebel, Scanlon, 1985), континентальный шельф (напр., Nelson et al., 1979; Fader, 1991), континентальные поднятия и склоны (e.g. Paull et al., 2002), углеводородные провинции (напр., Hovland, 1981, Tjelta et al., 2007) и зоны развития газогидратов (напр., Vaular et al., 2010), а также озера и дельты рек (Nelson et al., 1979, Manley et.al., 2004).

Различные проявления высачиваний флюидов наблюдаются в Мировом океане повсеместно: в Баренцевом и Норвежском морях и фьордах Норвегии, Скагерраке и Каттегате, водах Испании и Греции, дельте р. Нигер и Нил, Адриатическом и Черном морях, на Великих озерах и озере Байкал, на шельфе Индии и Южно-Китайского моря, в водах Австралии и Новой Зеландии, в западной части Тихого океана, в том числе в Охотском море, на шельфе Американского континента. Несмотря на, казалось бы, обширную информацию по распространению покмарков и других видов высачиваний на морском дне, все еще существуют районы, где исследования с использованием современных методов и оборудования либо не проводились вообще, либо не опубликованы.

Факторами, определяющими распространение покмарков, являются:

стабильное дно, характеризующееся отсутствием крупномасштабной активной эрозии или осадконакопления;

подходящий для их формирования тип осадка.

Из-за большого влияния на формирование покмарков гранулометрического типа осадков их распространение часто ограничивается зонами с относительно тонкими осадками.

Несмотря на то, что большая часть метана в осадках находится в твердом состоянии (метановые газогидраты) и глубже шельфовой зоны океана (Kvenvolden, Rogers, 2005; Dickens, 2011), континентальный шельф и внутренние моря также служат резервуарами для растворенного и свободного метана (Fleischer et al., 2001; Regnier et al., 2011). В осадках шельфа благодаря значительному поступлению органического вещества (напр., Jrgensen, Kasten 2006; Krumins et al., 2013) сульфат обычно потребляется в первых верхних метрах осадка, приводя к относительно высоким скоростям метаногенеза ниже переходной сульфат-метановой зоны (напр., Hinrichs, Boetius, 2002). Вследствие того, что метановые резервуары на шельфе в основном расположены ближе к границе «осадок-вода», чем на склоне океана (Regnier et al., 2011), эти акватории более чувствительны к изменениям условий среды в вышележащей толще воды, вызванным, например, изменениями климата или эвтрофикацией (Mogolln et al., 2013).

Балтийское море относится к типу внутренних шельфовых морей (HELCOM, 2010). Небольшие глубины моря свидетельствуют о том, что оно целиком лежит в пределах материковой отмели. Береговая линия сильно изрезана, образует многочисленные заливы и бухты, в том числе самые крупные в Балтийском море лагуны – Куршский и Вислинский заливы.

Балтийское море занимает депрессию тектонического происхождения, являющуюся структурным элементом Балтийского щита и его склона. Основные неровности дна моря обусловлены блоковой тектоникой и структурноденудационными процессами.

В Балтийское море впадает около 250 крупных и малых рек. В связи с неравномерным расположением устьев рек на берегах моря речной сток неодинаков в его разных районах: больше половины материкового стока поступает в восточные районы моря.

Ограниченный водообмен с Северным морем и значительный речной сток обуславливают в целом низкую соленость и ее уменьшение с запада на восток (Михайлов, 1983). Кроме сезонных колебаний солености Балтийскому морю, в отличие от других крупных морей Мирового океана, свойственны ее значительные межгодовые изменения, которые зависят от неравномерного притока североморских вод (так называемых затоков) через датские проливы, за счет которых происходит освежение глубинных вод. Следовательно, при их больших поступлениях глубинные и придонные слои Балтийского моря хорошо вентилируются, а при малых количествах соленых вод, втекающих в море, во впадинах создаются застойные явления вплоть до образования здесь сероводорода. Водной толще, за исключением мелководных районов, свойственна двухслойная структура, обусловленная проникновением сюда соленых каттегатских вод. В верхних горизонтах весной формируется слой больших градиентов солености за счет распреснения поверхности моря материковым стоком, а летний прогрев создает резкий термоклин.

Потребление кислорода в глубинных водах выше, чем его поступление из поверхностных вод, что приводит к постепенному ухудшению их кислородного режима. Когда растворенный кислород почти исчерпан, бактерии начинают использовать для дыхания другие акцепторы электронов. В морских водоемах – это, прежде всего, сульфат, поскольку его концентрация существенно выше по сравнению с нитратом. Энергия, образующаяся при восстановлении сульфата или нитрата, используется бактериями для разложения органического вещества (Экологические проблемы …, 2002). При больших затоках североморских вод происходит вентиляция придонного слоя, а при малой величине затока во впадинах у дна создаются анаэробные условия (Гидрометеорология и гидрохимия …, 1992).

По мнению Thieen et al. (2006) Балтийское море представляет «природную лабораторию» по изучению образований газа в осадках в условиях изменяющихся химических и физических условий. Этому способствуют богатые органическим веществом поверхностные осадки, значительная изменчивость солености, периодические смены аэробных и анаэробных условий придонной воды.

Газонасыщенные осадки найдены во многих районах Балтийского моря: в Кильской бухте (Werner, 1978), бухте Экернфьорде (Christopher et al., 1999;

Martens et al., 1999; Jensen et. al., 2002), Гданьском (Блажчишин и др., 1987) и Борнхольмском бассейнах (Rosa, 1986), в южной части Готландской впадины и в северной части Балтийского моря (Блажчишин, 1998; Floden, Soderberg, 1994), в Финском заливе (Корнеев и др., 2005; Иванова и др., 2011; Жамойда и др., 2013).

Впервые акустические аномалии в Балтийском море были описаны в 1952 г.

в бухте Экернфьорде, а покмарки зафиксированы еще до 1966 г., однако в то время подобные структуры интерпретировались как воронки от торпед (Judd, Hovland, 2007). В 70-80-х годах прошлого столетия Ф. Вернер и М. Вайтикар, выявив при изучении покмарков повышенные концентрации метана, установили, что существует связь между акустическими аномалиями и содержанием газа в осадках (Werner, 1978; Whiticar, 1978).

Распространение органического вещества и диагенетические процессы в поверхностных осадках были изучены во впадинах Балтики, характеризующихся застойными условиями (напр., Lein et al., 1981; Леин и др., 1982; Геодекян и др., 1991). Газонасыщенные осадки западной части Балтики детально изучались М.

Вайтикаром и Ф. Вернером (Whiticar, Werner, 1981). Более поздние исследования, включающие анализ акустических особенностей, содержания и процесса окисления метана, выполнялись М. Ричардсоном и А. Дэвисом (Richardson, Davis, 1998). О связи таких объектов, как акустическая мутность и покмарки с микробиальным метаногенезом в Балтийском море говорится в ряде работ (Wever, Fiedler, 1995; Wever et al., 1998; Martens et al., 1999; Whiticar, 2002).

Смешанное (микробиальное и термогенное) происхождение газов для донных осадков мелководной акватории Швеции было показано в работе П. Сёдерберга и Т. Флодена (Sderberg, Flodn, 1992), основанной на результатах бурения скважины на глубину 412 м. Вклад термогенного газа, образовавшегося в кембрийских и меловых породах, в газонасыщенных осадках или покмарках глубоководных зон северной центральной части Балтики и Готландской впадины, обсуждался во многих работах (Schlter et al.,1997; Endler,1998; Winterhalter, 2001;

Rempel and Schmidt-Thom, 2004). Распространение ГНО изучалось в Арконской впадине, представляющей своеобразную буферную зону между мелководными западными и глубоководными восточными бассейнами Балтики (Леин, 1983, 1986; Геодекян и др., 1991; Schmaljohann et al., 1998, Thieen et al., 2006).

В 2002-2005 гг. был реализован международный европейский проект Metrol (Изучение высачиваний метана в океанических осадках), целью которого было исследование механизмов образования и окисления метана в морских осадках юго-западной части Балтийского моря (Борнхольмский и Арконский бассейны, Мекленбургская бухта) (www.metrol.org).

В ходе проекта впервые была определена роль мощности богатых органикой голоценовых илов как основного контролирующего фактора для образования метана в осадках. Мощность этих осадков определяется различными факторами, среди которых основным является ледниковый рельеф бассейна в позднем плейстоцене. В районах с высокими скоростями осадконакопления, подобные плейстоценовые бассейны способны накапливать мощные голоценовые отложения, продуцирующие большое количество метана. Такие бассейны в Западной Балтике послужили местом для крупного натурного эксперимента, который позволил определить критическую для образования свободного газа мощность голоценовых осадков. Так, для Борнхольмского бассейна она составила 8 м, что было сопоставимо с наблюдениями в бухте Орхус. Образование газа и его накопление зависит не только от поступления органического углерода, но и от подстилающих региональных геологических структур, которые определяют пространственную неоднородность в распределении газа.

контролирующий как отложение и размыв осадков, так и переотложение и перенос первичных осадков. Современные отложения голоценовых илов, производящих метан, не всегда служат местом первичного накопления, а являются результатом переотложения или перемещения осадков. Так, в Борнхольмском бассейне газонасыщенные голоценовые осадки наблюдались в частности на внешних склонах каналов, выработанных течениями, что подтверждает вывод о необязательной зависимости наличие газа в осадках с современными процессами седиментации.

В районах с высоким уровнем поступления органики, значительные скорости метаногенеза приводят к перенасыщению поровых вод метаном и формированию пузырей газа. Так же было выявлено, что чем глубже залегает газовый фронт в осадке, тем ниже величина потока метана и сульфата. Результаты проекта позволили картировать «горячие точки» и подсчитывать потоки метана по сейсмическим данным (Рисунок 12).

Рисунок 12 – Предварительная карта распространения газонасыщенных осадков в Балтийском море, построенная по акустическим данным в 2002 г.

Розовым цветом показаны зоны распространения ГНО (www.metrol.org) Считается, что аномально высокие уровни концентраций метана в донных осадках благодаря своему влиянию на изменение климата и уровня моря могут являться угрозой для населения прибрежных территорий в последующие 100 лет (Best et al., 2006). В зонах, где газонасыщенные горизонты осадков залегают близко к поверхности, значительное поступление органического углерода может привести к усилению метаногенеза над и в переходной сульфат-метановой зоне.

Это, в свою очередь, приведет к поднятию этой зоны к поверхности дна, что за длительный период приведет к периодическому или даже постоянному выходу метана и сероводорода в водную толщу. Такой сценарий представляет долгосрочное экологическое влияние эвтрофикации на поверхность осадков и водную толщу. Этот процесс сейчас наблюдается в Арконском бассейне, что подтверждает влияние процесса эвтрофикации на образование метана.

В 2008-2011 гг. был реализован еще один европейский проект Baltic Gas (Балтийский газ, (http://balticgas.au.dk/), который, по сути, явился продолжением картирование распространения и потоков метана в Балтийском море;

сопоставление сейсмо-акустического картирования и геохимического профилирования; моделирование динамики метана в Балтике в прошлом, настоящем и будущем; определение существующих и перспективных «горячих точек» эмиссии метана. Автор являлась одним из участников проекта.

Газонасыщенные осадки в юго-восточной части Балтийского моря На акваторию Гданьского бассейна (юго-восточная часть Балтийского моря), составляющую около 5 % от площади Балтийского моря, приходится > % общего речного стока Балтики (Нефть и окружающая среда…, 2012).

Максимальная соленость на горизонте 100 м составляет 13,8 PSU, минимальная – 6,9 PSU (Дроздов, Смирнов, 2008); средняя величина на поверхности – 7,4 PSU (Дубравин, 2012).

Гданьский бассейн расположен в юго-восточной части Балтийского моря в районе максимального погружения Балтийской синеклизы, образованной в докембрийском кристаллическом фундаменте (глубина 4-5 км) на северозападной периферии Восточно-Европейской платформы, заполненной палеозойскими отложениями. Неотектонические движения в регионе были вызваны гляциоизостазией, связанной с динамикой ледникового покрова Скандинавии. Общее опускание во время неоген-четвертичного периода составило 100-150 м. Скорость современного опускания оценивается приблизительно в 1 мм в год (Додонов и др., 1976).

Рельеф Юго-Восточной части Балтики представляет собой поверхность ледниковой аккумуляции, сформированную последним (валдайским) оледенением. В общем виде субаквальный рельеф Гданьского бассейна Балтийского моря является равнинным, но достаточно сложным (Нефть и окружающая среда…, 2012) (Рисунок 13).

Рисунок 13 – Гданьский бассейн Балтийского моря (Нефть и окружающая среда…, 2012). Пунктирной линией показана граница Гданьского бассейна Гданьская впадина — крупная отрицательная форма рельефа, выраженная субгоризонтальной равниной с максимальной глубиной около 110 м. Это чашеобразная котловина, вытянутая в субмеридиональном направлении. С юга и востока Гданьская впадина окаймляется прибрежным мелководьем (до глубин 30– 35 м), узким в Гданьском заливе и значительно расширяющимся к северу от Самбийского полуострова.

В геологическом строении дна Балтийского моря участвуют отложения всех систем: от архея до кайнозоя. Выделяются два структурных этажа: нижний – фундамент платформы, и верхний – платформенный чехол (Атлас…, 2010). На субчетвертичную поверхность района выходят породы верхнего девона, перми, триаса, юры, мела и палеогена (Рисунок 14).

метаморфические и магматические образования архейского, нижне- и средне протерозойского и проблематично верхнепротерозойского возраста (Геология и геоморфология Балтийского моря, 1991). Породы докембрийского кристаллического фундамента расположены на глубинах от 2200 до 4500 м.

Поверхность фундамента местами нарушена разломами, имеющими в основном субширотное и северо-западное простирание.

Наиболее древними осадочными образованиями платформы являются вулканогенно-терригенные породы (туфопесчаники, туфогравелиты, песчаники и алевролиты с прослоями глин), мощностью 100-150 м, относимые к верхнему протерозою (Опытно-производственные работы…, 1978).

Отложения кембрийской системы распространены повсеместно, но на дочетвертичную поверхность выхода не имеют. Литологически они представлены толщей переслаивающихся песчаников, алевролитов и глин, залегающих в породах протерозоя или непосредственно на кристаллическом фундаменте.

Возможная мощность кембрийских отложений – от 200 до 300 м. На среднекембрийский нефтегазоносный комплекс приходится весь объем промышленных запасов углеводородов и все открытые в регионе месторождения углеводородов (Десятков и др., 2006).

Рисунок 14– Геологическая карта дочетвертичных образований российского сектора Юго-восточной части Балтийского моря (Атлас…, 2010) Моренные отложения последнего ледникового периода перекрыты голоценовыми илами, накопленными в Иольдиевом море, Анциловом озере и Литориновом море (напр., Kostecki and Janczak-Kostecka, 2012).

Четвертичные отложения распространены практически повсеместно (Рисунок 15). Наиболее подробно они описаны в работах А.И. Блажчишина (1998) и Е.М. Емельянова (Emelyanov, 2002). Мощность четвертичных осадков варьируется до 50-60 м, из которых на долю голоценовых осадков приходится 15м (Mojski, 1995; Emelyanov, 2002).

Ледниковые отложения в пределах акватории практически сплошным слоем перекрывают дочетвертичные образования. Морена обнажается на прибрежном мелководье у Куршской косы и на северо-западе российского сектора. Отложения представлены супесями и суглинками с включениями гальки, гравия, валунов.

Мощность морены может достигать 35 м. Плащеобразно перекрывают морену ледниково-озерные отложения, сформировавшиеся в Южно-Балтийском Ледниковом озере, и представленные ленточными глинами, суглинками и супесями (мощность до 10 м). Гляциолимний обычно перекрыт маломощным слоем покровных песков. Для большей части разреза характерны полосчатые глины с ленточными прослоями. Мощность около 16 м.

Нижнеголоценовые осадки Анцилового озера выходят на поверхность в северо-западной части площади, где они перекрыты маломощным слоем песков, и представлены глинами. Их особенностью является присутствие вкраплений гидротроилита. Мощность достигает 8 м.

Озерно-ледниковые отложения перекрыты песками различной зернистости (мощность не более 2 м) и относятся к среднему голоцену.

В наиболее глубоких частях Гданьской впадины распространен средневерхнеголоценовый ил тонскослоистой текстуры, мощностью до 10 м. Морские флювиальные отложения верхнего голоцена состоят из супесчаного ила.

Мощность до 2 м.

Рисунок 15 – Геологическая карта четвертичных отложений российского сектора Юго-восточной части Балтийского моря (Атлас…, 2010) Скорость современной седиментации в Гданьской впадине составляет от 1, до более чем 2 мм/год (Mojski, 1995), а, например, в «ложбине Пранемана»

значения скорости современного осадконакопления составили 1,0-1,3 мм/год (Maeika et al., 2004).

Донные осадки юго-восточной части Балтийского моря образовались главным образом за счет материала, принесенного с суши. Ветровые и волновые нагоны при очень сильных ветрах мобилизуют и перемещают огромные количества наносов береговой зоны. Преобладание в общем балансе осадочного вещества продуктов абразии берегов и эрозии дна, а не речных выносов, является важной отличительной чертой Гданьского бассейна (Емельянов, 1987). Одна из причин этого – Вислинская и Куршская лагуны являются естественными «ловушками» осадочного материала, поставляемого реками. В результате различной активности гидродинамических процессов в водной толще осуществляется механическая и химическая сепарация осадочного вещества.

Таким образом, у берега на малых глубинах накапливаются пески, мористее — крупные алевриты (Рисунок 16). На глубинах 40–80 м осадочный (алевритовопелитовый) материал практически не откладывается и проходит транзитом, чтобы опуститься на дно в Гданьской впадине. Районы, расположенные глубже 80 м изобаты, являются ареалами преобладающей разгрузки тонкодисперсных речных выносов. Сюда поступает подавляющее большинство алеврито-пелитовой фракции взвешенного вещества, сорбировавшего органическое вещество, которое прошло мощный трансформирующий геохимический барьер «река-море»

(Емельянов, 1998).

Алевропелитовые (глинистые) отложения, к которым, в основном, приурочено распространение газонасыщенных осадков, представлены глинистыми алевритами, алевритовыми пелитами и пелитами. Значительно распространены глинистые алевриты, иногда с существенной примесью тонкозернистого песчаного материала, сменяя вниз по склону Гданьской впадины на глубинах 80–90 м более крупнозернистые отложения. Алевритовые пелиты Рисунок 16 – Литологическая карта поверхности морского дна российского развиты в районах современной бассейновой (нефелоидной) аккумуляции Гданьской впадины, как правило, на глубинах моря от 90–95 м, что примерно соответствует батиметрическому положению нижней границы галоклина. Илы, расположенные на склоне Гданьской впадины, отсортированы заметно хуже, чем в ее центре. Это связано с уменьшением влияния на гранулометрический состав мелкоалевритовой и алевритовой фракций по мере увеличения глубины бассейна и удаления от береговых источников осадочного материала.

Пелиты слагают поверхность наиболее глубокой части Гданьской впадины.

Характерные фациальные признаки илов Гданьского бассейна — слабая отсортированность, высокая влажность и низкая плотность, периодическое сероводородное заражение, большие запасы органического вещества (3–5 % Сорг) и активные диагенетические процессы, направленные на сульфатредукцию (Емельянов, 1987). Для донных илов Гданьской впадины характерны также повышенные концентрации метана. На поверхности дна они наблюдаются в форме покмарков и акустических аномалий («окон»), создаваемых скоплениями пузырьков газа.

Аномалии в распределении углеводородных газов в придонной воде и осадках в российском секторе Балтики были изучены сотрудниками Института океанологии им. П.П. Ширшова АН СССР в 1973, 1978 и 1986 гг. в 16, 26а и рейсах НИС «Академик Курчатов» (Геодекян и др., 1979; Геохимия вод и донных осадков..., 1997), а также в экспедиции на немецком научно-исследовательском судне (НИС) «А. Гумбольдт» (Блажчишин и др., 1987).

Наиболее важные и полные исследования были выполнены в 44-ом рейсе НИС «Академик Курчатов» (Геодекян, Троцюк, 1990), однако работы были ограничены несколькими полигонами (Рисунок 17). В 90-тые годы прошлого столетия систематические геофизические и геохимические исследования зон распространения покмарков прекратились. Исследования в серии экспедиций в Балтийском море показали, что повышенные содержания метана в придонной воде обусловлены высачиваниями газосодержащих потоков, приуроченных к покмаркам.

Рисунок 17 – Схема полигонов геохимических и геоакустических исследований, проведенных в 44-ом рейсе НИС «Академик Курчатов», 1986 г.

Детальные исследования, проведенные в 1986 г. (Геохимия вод и донных осадков…, 1997) показали следующее:

1. Газовые потоки отчетливо проявляются в виде акустических аномалий, в специфической картине дна (углубления, кратеры и др.), литологии и химии донных осадков. Потоки из недр метана, бензола и других углеводородов приводят к активизации биогеохимических процессов в верхних слоях осадочной толщи, протекающих при активном участии микроорганизмов. Усиление процессов сульфатредукции ведет к синтезу специфического по составу органического вещества, образованию сероводорода и его производных (сульфаты, пирит и др.). Изменения окислительно-восстановительной обстановки, газового состава осадков часто являются следствием этих процессов и хорошим их индикатором.

2. Распределение метана по длине колонок свидетельствует о снижении его потока снизу вверх из-за потребления метана на процессы анаэробного метаноокисления. Характер связи акустических аномалий и покмарков с особенностями состава органического вещества и его газовой составляющей позволил рекомендовать их использование для диагностики зон генерации углеводородов в осадочном чехле Балтийского моря.

3. В составе выделенной газовой фазы доминирует метан, следующим по относительному количеству компонентом газонасыщенных осадков является углекислый газ. Наиболее высокие его концентрации во вскрытых колонками осадках четвертичного возраста зарегистрированы в зонах геоакустических аномалий и покмарках. Вне их концентрация метана резко уменьшается и на значительном удалении становится на несколько порядков ниже.

4. Геоакустические аномалии в придонных слоях осадков являются прямым отражением их газонасыщенности. Появление этих аномалий в зонах нарушения подчетвертичного осадочного чехла, также вызвано скоплением газа.

5. В самых верхних частях разрезов колонки при приближении к границе осадок-вода концентрации метана в пределах геоакустических аномалий и покмарков резко снижаются, происходит их уменьшение на 3-4 порядка. Можно предполагать, что следующий снизу поток метана почти полностью потребляется (окисляется) в приповерхностных слоях осадков, а зона, где происходит этот процесс, отвечает так называемой зоне анаэробного метаноокисления.

6. Аномально высокие концентрации метана в покмарках приурочены к верхним частям осадочного разреза. Изотопный состав углерода в метане из проб осадков покмарка показывает его утяжеленный состав – -49,3 – -55,5‰. Можно предполагать, что наряду с сингенетичным бактериальным метаном накапливается и метан из флюидного потока, поступающий из осадочных недр.

7. Образование покмарков и ГНО можно, по-видимому, объяснить миграцией газовых флюидов из осадочного чехла в воду, при которой газ, поступающий к поверхности дна, выносит в водную толщу частицы неконсолидированных тонкозернистых осадков (илы, глины), образующие взвесь, часто рассеиваемую подводными течениями. Нельзя исключать и вариант быстрой разгрузки газа, возможно, эксплозивного характера. Несомненно, процесс образования покмарков и сами формы газовой разгрузки лимитируются целым рядом факторов, среди которых следует назвать тектонику, которая определяет пути проникновения флюидных потоков из глубинных слоев осадочного чехла, скорость седиментации, типы осадков и придонную гидродинамику.

8. В зонах геоакустических аномалий без покмарков разгрузка газов, видимо, происходит в более рассеянной форме или путем латеральной миграции вдоль базальных границ.

Выводы. Таким образом, к началу работы над диссертацией отечественными и зарубежными исследователями накоплен большой фактический и теоретический материал по метану в донных осадках морей и связанными с ним процессами. Европейскими исследователями проводились работы в Балтике, однако они не затрагивали российский сектор моря. Изучение юго-восточной части Балтики советскими учеными, ограниченное несколькими небольшими полигонами, прекратилось в конце 80-х годов прошлого столетия. Отсутствие исследований цикла метана в Куршском и Вислинском заливах делает первостепенной задачу изучения данного углеводорода в высокопродуктивных, подверженных сильному антропогенному воздействию лагунах. На современном этапе важной задачей представляется оценка количества метана, поступающего из донных осадков в воду на всей акватории российского сектора Юго-Восточной Балтики. Сопоставление различных типов осадка по данному показателю позволит выделить наиболее активные участки.

ГЛАВА 2. МАТЕРИАЛЫ И МЕТОДЫ ИССЛЕДОВАНИЙ

Геоакустические исследования с целью выявления и оконтуривания ГНО в Юго-Восточной Балтике впервые проводились в 44 рейсе НИС «Академик Курчатов» в 1986 г (Геодекян, Троцюк, 1990). Оригиналы акустических записей данной экспедиции не сохранились, однако в рейсовом отчете можно найти копии акустических изображений некоторых особо интересных участков в районах распространения газонасыщенных осадков, а так же координаты пробоотбора осадков для комплексного анализа.

После этого судовым однолучевым эхолотом ELAC (частота 35 кГц) и портативным однолучевым эхолотом EA 400SP (частота 38 и 200 кГц) попутно были получены данные в нескольких экспедициях НИС «Профессор Штокман» и НИС «Шельф», а также судовым параметрическим эхолотом-седиментографом ATLAS PARASOUND (18-23,5 кГц) на НИС «Академик Иоффе» и «Академик Сергей Вавилов» (Таблица 1). Навигационные данные, включая координаты местоположения судна, были получены различными судовыми навигационными системами, точность которых составляет 2-9 м. Все указанные на Рисунке рейсы были просмотрены для обнаружения записей ГНО, однако признаки, характеризующие ГНО, были обнаружены не на всех записях.

Таблица – Материалы фондовых и оригинальных геоакустических исследований в Юго-Восточной Балтике Эхолотные записи судового эхолота ELAC представлены на бумажных носителях, а привязка к географическим координатам дана в цифровом виде. В ходе обработки бумажной записи с нужных точек снималось время, которому в файле с навигационной информацией соответственно находилась географическая привязка точки. Каждой точке присваивалось примечание, в котором было указано, что именно она обозначает (начало или конец аномалии, покмарка и др.).

Таким образом, отдельно для каждого рейса формировался единый файл в формате Excel, содержащий следующую информацию: судно и номер рейса, географические координаты, дата, время, глубина (не для всех рейсов соответствует действительности, так как временами навигационная система давала сбой при записи глубины дна), примечание. Данный файл преобразовывался в формат.dbf для последующей работы с пакетом ArcMap.

Записи эхолота EA 400SP полностью представлены в цифровом виде.

Классификация типов газонасыщенных осадков производилась визуально.

Рисунок 18 – Карта покрытия российского сектора Юго-Восточной Балтики имеющимися в АО ИО РАН геоакустическими профилями. PSH – НИС «Профессор Штокман», AI – НИС «Академик Иоффе», ASV – НИС «Академик проанализированы, результатом чего явилась карта распространения ГНО, построенная с использованием пакета ArcMap 9.2. С использованием этого же программного обеспечения были посчитаны площади распространения различных типов осадков. Данные по распределению различных типов осадков были взяты из Атлас… (2010), в том числе были использованы карты распределения крупных (размер частиц >0,05 мм) и тонких (размер частиц 0,7 и n=2 для ф 300, сухой газ) содержанием гомологов метана. В сухом газе преобладает метан (98,8%), в жирном – до 50% составляют этан, пропан, бутан и высшие углеводороды (Судо М., Судо Р., 2013). Чаще всего сухой газ являться признаком его бактериального генезиса. Однако, хорошо известно, что сухой газ образуется также при воздействии высоких температур на органическое вещество в зоне апокатагенеза (зона газогенерации) или при генерации его преимущественно из гумусового ОВ (Блинова, 2006).

Рисунок 37 – Карта распределения соотношений метана к его легким гомологам (C1/C2+) в поверхностных донных осадках юго-восточной части Балтийского моря Метан в верхнем слое (0-50 см) илов. В колонках осадков океанов и морей, в частности в юго-восточной части Балтийского моря, наиболее часто фиксируется два типа распределения метана по вертикали. Для первого характерны низкие концентрации, слабо увеличивающиеся с глубиной (Рисунок 38).

градиентами метана в середине и низах колонок осадков. В отдельных случаях максимум наблюдается в верхних слоях осадков (до 10 см) или отмечается несколько максимумов в толще отложений (Федоров, 2007).

Рисунок 38 – Два типа характерных профилей распределения метана по глубине в донных осадках на примере обычных илов (синяя линия) и илов покмарка (красная линия) юго-восточной части Балтийского моря В осадках Гданьской впадины глубже 80-90 м даже в зимний период практически отсутствует окисленный слой, величины Еh даже в самом верхнем слое 0-0,5 см имеют отрицательные значения (Emelyanov, 2002). Анаэробные условия в осадках способствуют активизации метанобразующих архей, что в свою очередь, приводит к накоплению уже в поверхностном слое осадков значительного количества метана. По нашим данным в поверхностных (0-5 см) песчаных и алеврито-песчаных осадках до глубин моря 60-70 м концентрация метана не превышала 1-2 мкмоль/дм3. Глубже 70 м окисленный слой в осадках уменьшался, а концентрация метана повышалась до 4-5 мкмоль/дм3. Значительное концентрация метана (до 25-30 мкмоль/дм3) отмечалась в осадках Гданьской впадины, где в течение всего года окисленный слой в осадках отсутствовал. Еще большим содержанием метана (более 800 мкмоль/дм3) характеризовались поверхностные мелкодисперсные алеврито-пелитовые осадки, отобранные вблизи одного из покмарков (точка 73/46, Рисунок 39). Таким образом, концентрация метана в обычных илах (горизонт 0-5 см) изменялась в пределах 1-60 мкмоль/дм3, в ГНО – 2-83 мкмоль/дм3, в илах покмарка – 47-1273 мкмоль/дм3, причем максимальное значение было отмечено на периферии покмарка. Четкая тенденция приуроченности повышенных концентраций газа к окраинам покмарка наблюдались в Норвежском желобе (Hovland et al., 2010).

В илах периферии покмарка (точка 6331) получены высокие скорости микробной сульфатредукции и анаэробного окисления метана (Таблица 7). Как известно, анаэробное окисление метана осуществляется консорциумом метанотрофных архей и сульфатредуцирующих бактерий (Hoehler et al., 1994;

Boetius et al., 2000) по уравнению: CH4 + SO42- = 2 НСО3- + HS- + Н2О. На примере газонасыщенных морских осадков подтверждена стехиометрия процесса анаэробного окисления метана 1:1 (Orphan et al., 2001; Valentine, Reeburgh 2000).

В случае осадков из рассматриваемого покмарка кривые скорости анаэробного окисления метана и сульфатредукции в поверхностных осадках станции оказались близкими не только по профилю, но и по абсолютным величинам (Рисунок 40).

Рисунок 39 – А) Суммарная концентрация метана в верхнем (0-50 см) слое осадков вблизи одного их покмарков (моль/м2) в северо-восточной части Гданьской впадины (точки 6330, 6452, 6529, 6331); Б) расположение станций пробоотбора: 1 – газонасыщенные осадки, 2 – покмарки; 3 – точки отбора донных осадков для определения метана, этана и пропана; 4 – точки, для которых был рассчитан диффузионный поток метана из осадка в воду; В) эхолотный профиль Таблица 7 – Концентрация сульфатов, метана и скорости микробиологических процессов в наддоной воде и поверхностных осадках Гданьской впадины (Пименов и др., 2008) глубина, м мкмоль/д мкмоль/дм СН4-окисление, СН4-образование, Сульфатредукция, Донные осадки, см Донные осадки, см Донные осадки, см Рисунок 40 – Профили скоростей АОМ (синяя линяя) и СР (красная линия) в осадках периферии покмарка – точки 6331 (построено по данным Пименов и др., Скорости АОМ на горизонте 15-20 см в осадках покмарка более чем на порядок величин превышали максимальные интенсивности этого процесса, измеренные на точках вне покмарка. На том же горизонте наблюдались повышенные интенсивности сульфатредукции, достигающие наибольшей величины на горизонте 15-20 см (Рисунок 40). Результаты измерения скоростей микробиологических процессов согласуются с данными измерения содержания метана и сульфатов в осадках.

Низкая интенсивность микробного образования метана, измеренная на всех точках, а также значительное превышение скоростей АОМ над скоростями метанообразования (Таблица 7, Рисунок 41), свидетельствуют о том, что высокое содержание метана в поверхностных осадках, определяется потоком метана из более глубоких осадочных отложений. Основная часть метана образуется не в верхних горизонтах, а мигрирует из глубинных слоев (Блажчишин, Егер, 1990).

Необходимо учитывать, что в зоне распространения ГНО мощность голоценовых осадков достигает 20 м (Рисунок 29), а проанализированы были только верхние 30-60 см.

Рисунок 41 – Скорости метаногенеза (пунктирная линия) и метаноокисления (сплошная линия) в илах, отобранных на одной из станций (ст. 6331) периферии покмарка (построено по данным Пименов и др., 2008) Сопоставление интегральных концентраций метана (концентрация метана под квадратным метром осадков) в различных типах донных осадков Гданьской впадины (Рисунок 42) доказывает, что илы покмарков наиболее насыщены метаном, чем просто газонасыщенные или обычные илы той же акватории. При этом наблюдается заметный разброс значений внутри каждого типа илов. Так, например, концентрация метана в обычных илах точки 7421 почти в полтора раза превышает концентрацию в точке 7420, находящейся в пределах геоакустической аномалии, связанной с газонасыщенностью осадка.

Рисунок 42 – Интегральная концентрация метана в верхних 50 см илов Гданьской впадины Балтийского моря. ТО – типовые (обычные) осадки; ГНО – газонасыщенные осадки; ПМ – покмарки (Канапацкий, 2013) Метан в придонной воде. Как известно, ниже галоклина (65-75 м) в Гданьской впадине наблюдается заметный дефицит кислорода (Дубравин, 2012), хотя свободный сероводород в наддонной воде нами обнаружен не был.

Минимальные концентрации кислорода (0,15-0,20 мг/л) отмечались на точках с максимальной концентрацией метана (Пименов и др., 2008). В придонной воде зарегистрировано относительно высокая концентрация метана – до 0,48 мкмоль/л.

Для сравнения – типичные значения концентрации метана в воде на прибрежном мелководье (глубина моря до 50 м) находились в пределах 0,008-0,040 мкмоль/л (Pimenov et. al., 2010). Метановые аномалии были зарегистрированы и над исследованным покмарком (0,20-0,48 мкмоль/л, см. Таблицу 6, точка 6330), при этом повышенная концентрация метана наблюдалось не только непосредственно в придонной воде (10-20 см), но и на удалении от дна до 2-5 м (Рисунок 43).

Рисунок 43 – Концентрация метана в придонной водной толще над покмарком в точке 6330 (красная линия) и негазонасыщенными илами в точке 6300 (синяя В целом, распределение кислорода, метана и сероводорода сильно зависит от вертикальной стратификации плотности, контролируемой распределением солености. Ниже галоклина концентрация кислорода уменьшается с глубиной, тогда как количество метана и сероводорода возрастает в глубинной и придонной водах (Рисунок 44), что говорит о масштабном выбросе метана из осадка в водную толщу (Thieen et al., 2006; Laier, Jensen, 2007). В этом контексте глубоководные бассейны Балтийского моря, в частности, Гданьский, играют важную роль. Они высокими скоростями переноса органического вещества (образованного за счет первичной продукции и береговой эрозии) в глубоководные зоны, где оно частично минерализуется, тем самым понижая концентрацию кислорода в воде (Емельянов, 2002; Reissmann et al., 2009).

Условия отсутствия или дефицита кислорода (О2 4).

Рассматриваемые осадки сформированы в условиях низкоэнергетической среды осадконакопления. Широкий диапазон фракций в пробах (от глинистых до песчаных) и плохая сортировка (Таблица 11) отражают близость источников поступления материала, в частности рек Неман и Дейма (см. Рисунок 51), а также относительно спокойные динамические условия среды осадконакопления, соотношению величин органического углерода и азота (Emelyanov, 2002), а также по изотопному составу углерода органического вещества (Пименов и др., 2013), известно, что в Куршском заливе доминируют осадки терригенного типа.

Таблица 11 – Гранулометрический состав осадков Куршского залива, отобранных в 2012 г.

(горизонт, 0,0003 0,005 0,01 0,04 0,05 0,063 0,08 0,1 0,125 0,16 0,2 0,25 осадка* ровка * ГА – глинистые алевриты, А – алевриты, ПА – песчаные алевриты Ветро-волновые и сгонно-нагонные течения, а также агрегация частиц органического вещества, являются основными факторами, воздействующими на водную толщу заливов, в том числе и придонный слой. После штормов вся толща воды становится насыщенной взвешенным веществом, однако в период спокойных погодных условий отложение взвешенного вещества ведет к формированию непосредственно у дна тонкого органогенного наилка (напр., Emeis et al., 2002; Pempkowiak et al., 2002; Ganaoui et al., 2007; Lein et. al., 2013), который наблюдался в Куршском заливе в летний и осенний периоды.

Концентрация метана в этом слое была приблизительно на порядок ниже по сравнению с подстилающими осадками (Таблица 11, Ulyanova et al., 2013). Зимой, когда залив покрывается льдом, наилок в Куршском заливе отсутствовал.

Осенью 2012 г. четко выделялся органогенный наилок, в котором концентрация метана находилась в пределах 2-182 мкмоль/дм3. Вниз по колонке величины метана были слегка повышенными, однако находились примерно на одном уровне с летними значениями; в точке 6 на горизонте 8-12 см было зафиксирована максимальная за период исследований концентрация – мкмоль/дм3.

В феврале 2013 г. концентрация метана в опробованных точках варьировала от 2,3-13 мкмоль/дм3 на поверхностных горизонтах до 750-1669 мкмоль/дм3 на горизонтах 15-25 см.

Рассчитанный диффузионный поток метана из верхнего (1-3 см) слоя осадков в водную толщу значительно различался по сезонам (Таблица 12, Рисунок 53): летом 2011 г. поток был ниже (0,13–0,62 при среднем 0,33 ммоль/(м сут)), чем в сентябре 2012 г. (0,09–2,48 при среднем 0,83 ммоль/(м2 сут)). В феврале 2013 г. были зафиксированы минимальные для всего периода наблюдений величины – 0,002–0,042 ммоль/(м2 сут)).

Таблица 12 – Диффузионный поток метана из поверхностного слоя осадков в придонную воду в Куршском заливе, 2011-2013 гг.

* s – стандартное отклонение; n – количество проб.

Рисунок 53 – Диффузионный поток метана из поверхностного слоя осадков в придонную воду в Куршском заливе по итогам съемок 2011-2013 гг. Желтым Максимальные значения концентрации метана и его потока наблюдались в точках, наиболее близких к устью реки Дейма. Там же, по данным Пименова и др.

(2013) были зафиксированы повышенные концентрации метана, низкие концентрации сульфатов и наибольшее содержание Сорг (6,1-7,9%). Необходимо отметить, что вблизи устья Деймы в точке 5 содержание Сорг возрастало вниз по всей колонке, тогда как в других точках величина Сорг изменялась в пределах 2,6и уменьшалась вниз по колонке. Вероятно, в районе точек 5 и 6 влияние выноса реки (пресной и насыщенной органическим веществом воды), а также повышенный уровень первичной продукции (Aleksandrov, 2010) являются одними из определяющих факторов для процессов цикла метана.

Измеренные в июле 2011 г. скорости процессов (Пименов и др., 2013) показали, что интенсивность метаногенеза (0,01-780 при среднем 284 нмоль/(дм сут)) в Куршском заливе выше, чем в Вислинском, а скорость сульфатредукции – ниже (0,23-12,1 при среднем 5,8 мкмоль/(дм3 сут)). Было выявлено, что основным фактором, определяющим доминирование процессов метаногенеза или сульфатредукции остается концентрация сульфат-ионов в поровой воде.

Использование микроорганизмами сульфата-иона как акцептора энергетически более эффективно, чем использование карбонатов. Поэтому при достаточном количестве в поровой воде сульфат-ионов, обычно доминирует процесс сульфатредукции (Lein et al., 2002). Пресная вода южной части Куршского залива (отсутствие периодических затоков из открытого моря), и, следовательно, низкая концентрация сульфат-ионов в поровой воде донных осадков, а также высокая биологическая продуктивность (Пустельников, 1983; Aleksandrov, 2010; Lange, 2011) обуславливают повышенные скорости микробного метаногенеза и высокие концентрации метана в осадке.

Результаты повторного отбора проб в одних и тех же точках при разных погодных условиях указывают на изменения потока метана под влиянием ветра.

Известно (Чечко, 2011), что небольшие глубины, незначительный твердый сток и особенности конфигурации береговой линии, способствующие наибольшему влиянию западных и северо-западных ветров, – это факторы, вызывающие ветроволновую ресуспензию поверхностных осадков. Так, в период, предшествующий пробоотбору 19 сентября 2012 г., наблюдались в основном ветра южных румбов, тогда как 20-25 сентября были зафиксированы северо-западные ветра, которые могли спровоцировать ресуспензию верхнего слоя осадка и переход метана в придонную воду. Подтверждением этому может служить более высокая величина потока в точках 7 и 8r 25 сентября 2012 г. в отличие от 19 сентября (Таблица 11).

Особый интерес представляют данные, полученные в условиях, когда залив был покрыт льдом в феврале 2013 г. Известно, что на мелководье сезонные изменения придонной температуры воды могут привести к различной глубине прогрева осадочной толщи и влиять на динамику скоростей локальных микробиальных процессов, в том числе метаногенеза и метанокисления (Dale et al., 2008; Treude et al., 2005). Зимнее похолодание воды до 0,5°C в феврале 2013 г.

проявилось в минимальных за период изучения концентрациях метана (на горизонтах 0-10 см, ниже значения сопоставимы с полученными в другие сезоны) и величинах диффузионного потока (среднее 0,023 ммоль/(м2 сут)).

При прогнозировании изменения потока метана необходимо отметить, что высокий уровень эвтрофикации (Куршский и Вислинский заливы характеризуются максимальным уровнем эвтрофикации в Балтийском море) ведет к интенсификации процесса разложения органического вещества, что, в свою очередь, вызовет накопление ОВ и усиление его разложения. Результатом этого станет повышение концентрации метана в осадках водоема и его выход в придонную воду.

Концентрации метана и сульфатов в осадках Вислинского залива были различными (Таблица 13). Летом 2011 г. максимальные величины метана были зафиксированы в алевритовых песках от 242 до 372 мкмоль/дм3 с максимумом на горизонте 17-22 см (точка 1) и в алевритах 528 мкмоль/дм3 на горизонте 40-50 см (точка 4). В точке 1 отмечено и максимальное содержание Сорг (3,43%, горизонт 27-32 см). Минимальная концентрация метана по всей колонке (17,5-19, мкмоль/дм3) выявлена в центральной части залива (точка 3).

Осенью 2012 г. концентрация метана в точках варьировала в пределах 0,7мкмоль/дм3 и в большинстве случаев не превышала 25 мкмоль/дм3. В сентябре 2013 г. были получены значения от 1 до 381 мкмоль/дм3. Южнее г.

Светлого (точка 2) отмечалась максимальная для 2013 г. концентрация метана, уменьшение которой вниз по колонке осадков сопровождалось быстрым исчерпанием сульфатов. Нижний опробованный горизонт точки 4 также мкмоль/дм3 и минимальной концентрацией сульфата – 0,05 мкмоль/дм3.

Таблица 13 – Концентрация метана, сульфатов и органического углерода в осадках Вислинского залива (данные 2011 г. по Пименов и др., 2013) станции/ горизонт, сульфатов, чем осенью 2013 г. (Рисунок 54, см. Таблицу 13). Причиной этого, вероятно, было установление гидрометеорологических условий, способствующих затоку морских вод в залив в осенний период. В 2011 г. во всех отобранных колонках осадки характеризовались постепенным исчерпанием сульфатов с глубиной. Минимальные значения (0,02-1,32 ммоль/дм3) наблюдались на удалении от Балтийского пролива (точка 4), через который в залив поступают соленые морские воды. На остальных точках в июле 2011 г. концентрация сульфатов изменялась в пределах 0,66-2,96 ммоль/дм3. В 2013 г. в целом сульфатов в осадках было больше (6,04-0,05), а в их вертикальное распределение сложнее.

Рисунок 54 – Интегральные концентрации сульфатов в верхних 30 см осадка в Вислинском заливе Балтийского моря. Синие столбцы – лето 2011 г., желтые – осень 2013 г. На точке 9 в 2011 г. пробоотбор не производился Отобранные в Вислинском заливе осадки были представлены алевритами, а также мелкозернистыми, алевроглинистыми и алевритовыми песками (см.