Метан в морях Восточной Арктики

Далее показано, что продукция СН₄ в водном столбе на шельфе моря Лаптевых и Восточно-Сибирского моря маловероятна по целому ряду причин. Во-первых, в изученных районах этих морей водная толща является аэробной средой (насыщение О₂?40%), поэтому продукция СН₄ может иметь место исключительно в анаэробных микрозонах взвеси (пеллеты) на нижней границе пикноклина, которые обнаружены в морях с высокой/умеренной первичной продукцией. Во-вторых, в изученном районе первичная продукция резко ограничена недостатком света (светопроницаемость в некоторых районах составлет не более 40 см) и в среднем на 1-2 порядка ниже, чем в типичных морских экосистемах. В-третьих, глубина пикноклина в морях, где зарегистрирован феномен продукции СН₄ в водном столбе, обычно составлет 100-150 м. Это позволяет достаточному для поддержания метаногенеза количеству органического вещества аккумулироваться в анаэробных микрозонах (пеллеты). В МВА глубина пикноклина изменяется от 2-3 м до 20 м, а на значительной площади Восточно-Сибирского моря стратификация вообще отсутствует.

Это означает, что в условиях МВА создание подходящих условий и накопление достаточного количества субстрата для продукции СН₄ в водном столбе маловероятно. Исключение может составлять Чукотское море, которое в настоящем исследовании было изучено в наименьшей степени. Аэробная продукция метана в водном столбе МВА в данной работе не обсуждается, т.к. вопрос о возможности такой продукции до сих пор остается дискуссионным (Е. Damm, 2009, личное сообщение). В любом случае, максимальные концентрации растворенного СН₄, которые могут ассоциироваться с продукцией СН₄ вводном столбе не могут превышать 9 nM (Ward et al., 1993; Sasakawa et al., 2006). Из этого следует, что этот источник пренебрежимо мал в условяих МВА, где концентрации растворенного СН₄ летом достигают 970 nM, и зимой 20000 nM (Shakhova et al., 2010; Semiletov, 1999).

Для идентификации возможных источников СН₄ был выполнен изотопный анализ углерода (д¹³С-СН₄) и водорода (дD-СН₄) метана. Кроме того, был выполнен изотопный анализ благородных газов (³Не/⁴Не) с целью подтверждения гипотезы о проницаемости подводной мерзлоты для мантийных газов. Данные показали, что изотопная формула СН₄ в изученном районе наилучшим образом характеризует смесь различных источников, в числе которых могут быть как биогенные, так и термогенные (Рис. 9). Диапазон изменчивости д¹³С-СН₄ составил (-68.3‰):(-50.9‰), в то время как для дD-СН₄ он составил (-196.1‰):(-47.5‰).

Характерная особенность распределения изотопных характеристик в водном столбе состояла в отсутствии тенденции к утяжелению изотопной формулы СН₄ при его движении к поверхности воды. Напротив, самые легкие значения как для д¹³С-СН₄ так и для дD-СН₄ регистрировались в поверхностном слое воды, при этом концентрации растворенного СН₄ в поверхностном слое воды на этих станциях были максимальными (до 5 µМ), а во льду регистрировались массивные включения пузырей (Рис. 7). Самым тяжелым значениям д¹³С соответствовали самые тяжелые значения д¹³С-СН₄ и более низкие, хотя и высокие, концентрации растворенного СН₄ (?970 nM).

Рис. 9. Диаграмма, характеризующая взаимосвязь д¹³С-СН₄ и дD-СН₄ в изотопной формуле метана в МВА (по Whiticar, 1999).

Рис. 10. Изотопная формула растворенного СН4, проанализированная с использованием методики «keeling plots» (соотношение изотопных данных и 1000/концентрация метана в газовой фазе): а) данные по д¹³С-СН4; б) данные по дD-СН4.

В результате анализа изотопных данных, выполненых по методике “Keeling plot”, было также показано, что разнообразие полученных данных не может быть достоверно обьъяснено процессами окисления растворенного СН₄. В случаях, когда окисление является ведущим процессом, определяющим динамику изотопных характеристик, все разнообразие значений укладывается в линейный тренд. В действительности, полученные значения в линейный тренд не укладывались, а выделялись в отдельные группы (Рис. 10). Следовательно, разнообразие изотопных характеристик растворенного СН₄ определяется вкладом различных источников.

В Главе 4 представлен методических подход и даны количественные оценки эмиссии СН₄ в МВА. В Разделе 4.1 проанализированы данные о содержании СН₄ в приводном слое атмосферы по данным летней экспедиции 2005 г и вертолетной съемки 2006 г. На основе данных 2005 г показано, что концентрации СН₄ в приводном слое атмосферы по маршруту движения судна резко возросли при выходе из Карского моря в море Лаптевых. Средняя концентрация атмосферного СН₄ в Карском море составила 2.1±0.02 ррм, в море Лаптевых среднее значение возросло до 2.97±0.15 ррм, а в Восточно-Сибирском море составило 2.66±0.09 ррм. Резкие всплески концентраций достигали в море Лаптевых 8.2 ррм, а в Восточно-Сибирском море - 6.4 ррм (Рис. 11).

Рис. 11. Динамика концентраций СН4 в приводном слое атмосферы: а) при движении судна по маршруту Северного морского пути (2005 г); б) во время вертолетной съемки до высоты 1800 м от поверхности моря (2006 г).

Данные, полученные в результате вертолетной съемки, свидетельсвуют об увеличение атмосферных концтраций СН₄ до высоты 1800 м; увеличение достигало 5-10% от величины средней концентрации для данных широт (1.85 ррм). На основе летних измерения 2005 г было также показано, что области повышенных концентраций атмосферного СН₄ коррелируют с областями плюмов растворенного СН₄ (Рис.12).

В Разделе 4.2 дана характеристика существующего до настоящего времени подхода к оценке потоков СН₄ в системе «водная поверхность-атмосфера» в Мировом океане, который основан на однокомпонентных моделях, включающих количественную оценку диффузионного транспорта СН₄, в результате которого создается градиент на разделе поверхностей и поток, пропорциональный скорости ветра, направляется из более насыщенной среды в сторону менее насыщенной. Все известные до настоящего времени расчеты основаны на экспериментально установленных параметризациях, которые были получены в лабораторных условяих и протестированы в глубоководных районах Мирового океана (Wanninkhof, 1992), где существуют условия газообмена, принципиально отличающиеся от МВА. В результате проведенного в настоящей работе исследования, был сделан вывод о недостаточности однокомпонентного подхода в расчетах потоков СН₄, поскольку такая модель не может адекватно описать все характерные особенности распределения СН₄ в водной толще, выявленные в МВА.

Предложенная концептуальная модель потоков СН₄ в системе водная поверхность/атмосфера в МВА включает 3 основных структурных блока, описывающих наиболее характерным особенности пространственно-временного распределения растворенного СН₄ (Рис. 13): сезонный блок, транспортный блок и территориальный блок.

Рис. 12. Концентрации СН₄ в приводном слое атмосферы (а) вдоль разреза, показанного на рис. (б) в виде пунктирной линии красного цвета; на панели (б) представлены концентрации СН₄ в поверхностном слое воды (сентябрь 2005 г).

Рис. 13. Концептуальная модель ежегодной эмиссии СН₄ в МВА

В результате комбинации парамертов из разных блоков были получены 6 компонентов, количественная оценка которых легла в основу расчета ежегодной эмиссии СН₄ в атмосферу региона.

В Разделе 4.3 показано, что для количественной характеристики территориального компонента была выполнена статистическая обработка данных, в ходе которой были обоснованы статистические параметры для выделения областей плюмов. Было показано, что ~90% полученных данных по растворенному СН₄ удовлетворительно описывается экспоненциальной кривой, в то время как ~10% случаев рост значений опережает экспоненту. После разделения данных на две коллекции (Рис.14), каждая из них хорошо описывалась кривой лог-нормального распределения, наиболее типичного для биогеохимических данных. Первая коллекция, включающая 90% данных легла в основу расчета потоков для фоновых районов (F_ф), вторая коллекция, составляющая 10% данных, характеризующихся максимальными значениями концентраций растворенного СН₄, послужила основой для расчета потоков из областей плюмов (F_пл). Расчет средних концентраций растворенного СН₄ в каждой коллекции осуществлялся на базе основных статистик лог-нормального распределения.

Рис. 14. Распределение данных, полученное на основании экспоненциальной кривой.

Раздел 4.4 посвящен количественной характеристике транспортного блока заключала в себе выделение вклада диффузионного (F_д) и пузырькового (F_пп) транспорта растворенного СН₄ в водном столбе. Пространственное распределение диффузионных потоков представлено на Рис.3, г (описание метода в Разделе 2.4). Среднее значение диффузионного потока в фоновых районах составило 3.67 мг/м²/сут, для районов плюмов среднее значение составило 11.8 мг/м²/сут. Было показано, что концентрации СН₄ в приводном слое атмосферы, хотя в основном и коррелируют с аномалиями растворенного СН₄ в поверхностном слое воды, тем не менее не могут быть объяснены существующими потоками, расчитанными на основе диффузионного переноса. Кроме того, динамика атмосферных концентраций, включающая резкие повторные всплески (до 8.2 ррм) и снижения концентраций (в течение нескольких секунд) также не характерна для районов, где преобладает диффузионный транпорт метана в водном столбе. Напротив, такая динамика характерна для районов Мирового океана, гда преобладает или играет существенную роль пузырьковый перенос. Таким образом, суммарный поток интегрирует вклад диффузионных потоков и пузырькового переноса. Для выделения вклада пузырькового переноса, были выполнены расчеты суммарных потоков метана в атмосферу на основе прямых (in situ) измерений атмосферных концентраций СН₄ и турбулентных потоков атмосферного воздуха (eddy covariance method). Разница между расчетными суммарными потоками и расчетными диффузионными потоками была отнесена за счет пузырькового переноса. Дополнительно для отдельных районов была расчитана минимальная мощность донного источника, необходимая для формирования зарегистрированных концентраций СН₄ в приводном слое атмосферы (Шахова и др., 2009 в; Юсупов и др., 2010). Тестирование расчетных данных было выполнено в полевых условиях путем прямых измерений пузырькового потока с помощью погружаемого сонара в сентябре 2009 г (см. Раздел 4.5).

В Разделе 4.5 описан подход к количественной оценке сезонного блока эмиссии. В основу предложенного подхода положены данные летних (2005 г) и зимних (2007 г) измерений в заливе Буор-Хая и в районе к востоку от дельты реки Лены. Максимальные летние концентрации СН₄ в этом районе достигали 298 nM и 651 nM соответственно в придонном и поверхностном слое воды. В зимнее время подо льдом максимальные концентрации составили в придонном слое - 2.5 µМ, а в поверхностном - 5.0 µМ. Увеличение максимальных зимних концентраций по сравнению с максимальными летними составило 8-10 раз (Шахова и др., 2009 а,б; Шахова и др., 2008). В зимнее время эмиссия метана ограничена присутствием льда, и метан, накопленный подо льдом, представляет собой сумму диффузионного и пузырькового потока, уменьшенную на величину аэробного окисления СН₄ в водном столбе. Так как продолжительность безледного и ледового периода составляет соответственно 100 и 265 дней, нереализованный поток метана, основанный на диффузионном транпорте, должен составлять величину в 2.65 раз превышающую летний диффузионный поток. Остальная часть превышения может быть отнесена за счет нереализованного пузырькового потока, ограниченного льдом.

Таким образом было расчитано, что диффузионный летний поток из фоновых областей составляет 0.69Ч10¹² г-СН₄, а из областей плюмов 0.24Ч10¹² г-СН₄, составляя в сумме 0.93Ч10¹² г-СН₄. Расчитанный турбулентный поток их фоновых областей составил в период открытой воды 1.56Ч10¹² г-СН₄, таким образом разница между турбулентным потоком и диффузионным летним потоком, отнесенная за счет пузырьковых потоков, составила 0.87Ч10¹² г-СН₄. Пузырьковый поток в областях плюмов, равный 0.39Ч10¹² г-СН₄ расчитан как разница между турбулентным потоком (0.63Ч10¹² г-СН₄) и диффузионным потоком (0.24Ч10¹² г-СН₄). Таким образом, суммарный летний поток составил 2.19Ч10¹² г-СН₄. При расчете потенциальной зимней эмиссии было принято, что в зимнее время соотношение вклада дифузионного и пузырькового транпорта остается таким же, как и в летнее время. Нереализованный зимний диффузионный поток, составляющий 2.42Ч10¹² г-СН₄ складывался из потока из фоновых областей равного 1.8Ч10¹² г-СН₄ и потока из областей плюмов равного 0.62Ч10¹² г-СН₄. Пузырьковый поток добавил бы в фоновых областях дополнительно 2.2Ч10¹² г-СН₄, а в областях плюмов 1.17Ч10¹² г-СН₄. Суммарная зимняя эмиссия составила 5.79Ч10¹² г-СН₄. Таким образом, потенциальная ежегодная эмиссиия, суммирующая диффузионные и пузырьковые потоки, составляет 7.98Ч10¹² г-СН₄.

Количественная оценка пузырьковой эмиссии СН₄, была выполнена на основе данных, полученных с помощюю многолучевого акустического сонара, размещенного на погружаемой платформе (лэндере) (Leifer et al., 2009). Особенностью использованной методики является то, что сонар работает в двух режимах (3.5 и 200 кГц), а также в вертикальной моде измерений, что, во-первых, позволяет получить трехмерную картину восходящего движения акустических пузырьков и, во-вторых, позволяет отличить движение пузырьков от движения живых морских объектов (Рис. 15).

Рис. 15. Данные, полученные многолучевым акустическим сонаром: а) вид калибровочной кривой; б) трехмерное изображение движения пузырьков из дна до поверхности воды (сентябрь 2009 г.)

Достоинством метода является также и то, что калибровка прибора может осуществляться как в лабораторных условиях, так и в режиме реальных полевых исследований. В ходе выполненных измерений в радиусе действия сонара (площадь ~700 м², глубина погружения 15 м) были обнаружены 4 холодных сипа, поток СН₄ из которых достигал поверхности моря. Минимальный поток СН₄, расчитанный на основе выполненных измерений, составил 44 г-СН₄ м² сут.

В Разделе 4.6 обсуждается возможная роль антропогенного фактора в усилении эмиссии СН₄ в МВА. Показано, что при анализе динамики атмосферных концентрации, регистрируемых в режиме постоянных измерений (HAFMA DLT-100), превышения концентраций на изученном участке пути достигали 0.2 ррм (10%) и были статистически достоверными (Р?0.95). При этом было выделено три типа кривых всплеска: тип 1 - незначительные (1-3%), равномерные во времени и симметричные в пространстве повышения концентраций атмосферного метана; тип 2 - симметричная кривая всплеска, отражающая плавное повышение концентраций до достижения максимального уровня (8-10%) и последующее такое же плавное снижение концентраций до исходного уровня, регистрируемая продолжительность всплеска составляет 20-30 минут (Рис. 16а); тип 3 - ассиметричная кривая всплеска, характеризующаяся резким, в течение 1-2 секунд, повышением концентраций до максимального уровня (8-10%), многократным повторением подобных повышений и последующим относительно плавным (несколько секунд) снижением концентраций до исходного уровня (Рис. 16,б; Шахова и др., 2009в).

Рис. 16. Пример кривых 2-го и 3-го типов, описывающих всплески атмосферных концентраций СН4: а) плавный рост и симметричное плавное снижение, время всплеска до 30 минут; б) кратковременные резкие всплески.

Характерным отличием всплесков 2-го типа было то, что они были получены в основном при равномерном движении судна на глубинах, превышающих 20 м. Симметричный характер кривых позволил предположить, что судно входило в области повышенных атмосферных концентраций СН₄, а затем выходило из них. Продолжительность движения судна в таких областях (до Ѕ часа) свидетельствует о том, что размеры пересекаемых облаков аномальных концентраций достигали нескольких километров в диаметре - при скорости движения судна 10 морских узлов (16 км в час) диаметр облака мог достигать 8 км. Поскольку в ходе предыдущих исследований в данном районе были зарегистрированы не только экстремально высокие концентрации СН₄ в водной толще как в летний так и в зимний период, но также были обнаружены скопления пузырей большого диаметра, включенные в состав морского льда, было высказано предположение о формировании в этом районе мощных полей пузырьковой эмиссии, обеспеченной потоками метана из донных залежей, предположительно связанной с разрушением мелководных газогидратов.

Рис. 17. Результаты вейвлет-анализа (преобразование типа «Морле»), выполненные для всплесков 3-го типа.

Анализ кривых 3-го типа показал, что появление серии коротких всплесков, следует по времени за моментом запуска двигателя и резкого набора судном скорости непосредственно после дрейфа на мелководье (глубины ?15 м) с последующим движением по ветру. Сопоставление данного обстоятельства и формы кривой всплеска позволило выдвинуть гипотезу о том, что причиной возникновения всплеска атмосферного СН₄ могло явиться само судно. Для анализа всплесков 3-го типа было применено вейвлет-преобразование данных с использованием вейвлета «Морле». Установлено существование ярко-выраженной периодичности: области более высоких величин энергии колебаний (более темные оттенки красного на Рис. 17) были сосредоточены в определенных интервалах периодов (частот), которые по времени соответствовали повторяющимся коротким всплескам концентраций атмосферного СН₄. Мощность таких единичных источников, расчитанных на основе простой боксовой модели, может достигать от 0.7 г-СН₄/сек до 2.1 г-СН₄/сек, что соизмеримо с мощностью эмиссии СН₄ из грязевых вулканов и геологических источников, в том числе из разрушающихся газогидратов. Таким образом, результаты анализа подтверждают гипотезу о том, что на мелководных участках ВСШ антропогенный фактор может являться одним из значимых факторов, усиливающих залповую эмиссию СН₄ в атмосферу.

В Главе 5 показано, что состояние подводной мерзлоты является ведущим фактором геологического контроля современной эмиссии СН₄ в МВА. В разделе 5.1 освещается история изучения подводной мерзлоты в МВА и формирования подходов к моделированию современного состояния подводной мерзлоты. Показано, что вопрос о состоянии подводной мерзлоты в МВА до настоящего времени является предметом научных дискуссий, поскольку результаты моделирования подводной мерзлоты противоречивы, а данные натурных наблюдений ограничены. Существует три точки зрения по вопросу о современном распространении подводной мерзлоты в МВА. Баранов (1958), Григорьев (1962), Арэ (1976) допускали возможность распространения подводной мерзлоты до изобаты 100 м, в то же время, предполагая возможное развитие таликов в зонах влияния теплых атлантических, тихоокеанских вод и речного стока крупных сибирских рек.

Развивая их взгляды, Романовский (1993) выделяет два основных типа криолитозоны: криолитозону внутренней части шельфа (прибрежно-шельфовую) и криолитозону внешней части шельфа (океаническая криолитозона). В результате моделирования современного состояния подводной мерзлоты, Романовский (2005) приходит к выводу о стабильности прибрежно-шельфовой криолитозону до изобаты 50-70 м. В то же время, он рассматривает возможность формирования сквозных таликов в рифтовых зонах. Другой крайней точки зрения придерживается Говоруха (1968). Он считает, что распространене подводной мерзлоты на Российском арктическом шельфе ограничено и встречается она лишь в узкой прибрежной полосе. От приведенных точек зрения отличаются взгляды Данилова и Жигарева (1977). По мнению этих авторов, распространение подводной мерзлоты на восточноарктическом шельфе ограничено; в море Лаптевых она распространена до 35 км от береговой черты, в Восточно-Сибирском море и Чукотском морях - от десятков до первых сотен метров. Для открытого шельфа моря Лаптевых характерно распространение островной (современной и реликтовой) подводной мерзлоты, а в Восточно-Сибирском и Чукотском морях она практически отсутствуют. Мнение этих авторов разделяли Неизвестнов (1981) и Соловьев (1981, 1983).

Несмотря на различия во взглядах, все авторы сходятся во мнении о том, что сплошная мерзлота наиболее вероятно существует в прибрежной полосе и в районах, прилегающих к островам, поскольку эти районы подвергались наиболее длительному промерзанию при обнажении шельфа в ходе регрессии океана. В то же время, результаты натурных наблюдений показали, что даже эта точка зрения требует дополнительного осмысления, поскольку противоречит результатам бурения. Например, при бурении в проливе Дмитрия Лаптева, где наиболее предположительно, мерзлота должна быть сплошной, в одном из кернов, наиболее приближенном к береговой черте о. Большой Ляховский, мерзлая зона бурением не была вскрыта до глубину 53-63 м от уровня моря. При бурении до глубины 86 м в проливе Санникова по трансектам от острова Малый Ляховский до Земли Бунге и вблизи юго-восточной оконечности Земли Бунге ни в одной из 10 скважин мерзлота не была вскрыта. В проливе Геденшторма мерзлые породы были вкрыты всеми шестью скважинами, однако толщина слоев, находящихся в мерзлом состоянии сильно варьировала - от 7 м до 88.8 м.

Моделируя подводную мерзлоту, российские геологи традиционно используют модель, основанную на представлениях об изменении положения береговой линии. Это изменение определяется тремя основными факторами: гляцио-эвстатическими колебаниями уровня Мирового океана (глобальный фактор), тектоническими движениями дна и побережий, а также термоабразией берегов (локально-региональные факторы, Соловьев и др. 1987). Развитие криолитозоны Арктического шельфа в позднем кайнозое определялось в основном неоднократной сменой субаэральной и субаквальной обстановок. Заключительный этап развития криолитозоны Арктического шельфа начался со времени последней трансгрессии 18-19 тыс. лет назад. Он характеризуется постепенной сменой субаэральной обстановки на субмаринную и деградацией (частичной или полной) подводной мерзлоты. При изменении термобарических условий подводная мерзлота проходит в три этапа: на первом этапе, длительностью от сотен до нескольких тысяч лет, подводная мерзлота претерпевает трансформации, направленные на выравнивание температуры в ее пределах с новыми граничными условиями, которыми являются температуры фазовых переходов морской воды различной солености. На втором этапе мерзлая толща начинает деградировать снизу - за счет отепляющего влияния глубинного теплового потока и сверху - за счет растворяющего влияния морской воды. На третьем этапе происходит замещение мерзлых толщ немерзлой криолитозоной (Соловьев и др. 1987).

В разделе 5.2 описан алгоритм модели, разработанный российскими учеными, основанный на представлениях о гляцио-эвстатических колебаниях уровня Мирового океана. Колебание уровня океана оказывает влияние на формирование термобарической, в частности, мерзлотной обстановки на шельфе. Палеогеографический сценарий для последних 400 тыс. лет был восстановлен на основе реконструкции климата по палеоклиматическим данных, полученным из ледяных кернов. Кривая палео-температур отражает смену климатических циклов и колебания уровня океана в ходе трансгрессиий/регрессиий. В алгоритме, предложенном Романовским и др. (1998; 2000; 2001; 2004; 2005), который является наиболее полным, были использованы кривые гляциоэвстатических колебаний для временных отрезков от 400 тыс. лет до 120 тыс лет, от 120 тыс. лет до 20 тыс. лет, и от 20 тыс. лет до настоящего времени.

Важнейшими факторами при моделировании современного состояния подводной мерзлоты являются геотермические условия Арктического шельфа и температура придонного слоя воды, на основании которых определяют глубину проникновения годовых колебаний температуры, коэффициенты температуропроводности и теплопроводности. На шельфе МВА геотермические исследования проводились в районе Новосибирских островов и на шельфе Восточно-Сибирского моря. В результате этих исследований плотность глубинного теплового потока была установлена в пределах от 64 мВт/м² до 124 мВт/м². Тем не менее, при моделировании традиционно используются более консервативные величины предполагаемого потока в пределах от 40 до 75 мВт/м². Среднегодовые температуры придонного слоя воды основывалась на данных натурных наблюдений и принималась в пределах от -0.5?С до -2.0?С. При этом предполагалось, что минерализация поровой воды подводной мерзлоты соответствует минерализации пресного осадка и что таяние подводной мерзлоты под влиянием слабо-отрицательных температур морской воды невозможно. Дальнейшее улучшение алгоритма привело к включению температуры фазового перехода в системе мерзлые породы/талые породы равной -2?С (Романовский и др., 2005), а также к учету в алгоритме модели неравномерности протекания трансгрессии в зависимости от неотектонического строения шельфа, особенностей формирования и разрушения ледового комплекса, формирования озерного термокарста, а также термоабразии берегов (Гаврилов и др., 2006).

В разделе 5.3 анализируются работы, направленные на дальнейшее развитие принципов, заложенных российскими учеными, а также на улучшение понимания динамики и современного состояния подводной мерзлоты. Так, в работах Taylor и др. (1996), было показано, что минерализация мерзлого грунта играет определяющее значение в развитии процессов термокарста. В работах Хименкова и Брушкова (2006) было показано, что степень минерализации поровой воды осадка не только определяет температуру фазового перехода мерзлого грунта в талое состояние, но также определяет объемную долю незамерзшей воды в составе мерзлого грунта. В дальнейших работах было показано, что при промерзании зернистых засоленных грунтов (соленость ? 2 г/л) незамерзшая вода накапливается в центре порового пространства, формируя канальцы в структуре замерзшего грунта (Arenson and Sego, 2006). Вместе с пузырьками воздуха, включенными в состав мерзлых пород, система канальцев незамерзшей воды создает своеобразную транспортную сеть, обеспечивающую движение жидкостей и углеводородов внутри мерзлоты. Данный феномен был описан в работе (McCarthy et al., 2004), где авторам удалось заснять на камеру движение углеводородов внутри мерлого грунта (песчаник и гравий) на Барроу (Аляска, США).

Амплитуды годовых колебаний температур в арктических регионах максимальны, поэтому мерзлые грунты подвергаются разрушающему влиянию соответствующих сжатий и расширений (thermal contraction), что приводит к локальным разрывам сплошности мерзлых пород и формированию обширной сети трещин и расщелин (Cramer and Franke, 2005). Этот механизм объясняет формирование клиновидных форм льдообразования, широко распространенных на арктическом побережье (Романовский, 1974; Фартышев, 1993; Григорьев и Куницкий, 2000). С точки зрения цикла СН₄, возможность существования разветвленной сети трещин в структуре мерзлых пород означает наличие благоприятных условий для формирования путей миграции газов и газосодержащих геофлюидов (Biggar et al., 1998).

Поскольку мелководный шельф МВА выполняет роль эстуария Великих Сибирских рек, среднегодовые температуры воды в мелководных районах шельфа значительно отличаются от температур в глубоководной части морей, достигая на достаточно обширных территориях слабо-положительных значений. Мощное дополнительное отепляющее воздействие на мерзлоту могут также оказывать водные горизонты дренажной системы мерзлоты. Контакт c относительно теплыми водами над-, внутри- и подмерзлотных горизонтов и их проникновение в мерзлотные горизонты является фактором, ускоряющим процесс деградации мерзлоты. Было показано, что интенсивная деградация подводной мерзлоты происходит и в районах, находящихся вне отепляющего влияния рек. Достоверным подтверждением вышесказанного являются результаты бурения, выполенные к западу от дельты реки Лены в районе, удаленном от влияния рифтовых зон. В одном из кернов, полученном на расстоянии 12 км от м. Мамонтов Клык, температура мерзлоты начиная с глубины 10 м была зарегистрирована в пределах от ?1.0?С до ?1.4?С, что соответствует температурам фазовых переходов минерализованных осадков в немерзлое состояние; в результате до глубины более 70 м были обнаружены талые осадки (Rachold et al., 2007). Кроме того, было показано, что крышка подводной мерзлоты имеет тенденцию к заглублению с ростом глубины водного столба, что также подтверждает ранее высказанное мнение об эффективном тепловом воздействии морской воды (Григорьев, 2008).

Отдельное внимание было уделено изучению дестабилизирующего влияния на подводную мерзлоту разрушающихся мелководных шельфовых газгидратов. Согласно термобарическим условиям, формирование зоны стабильности шельфовых газгидратов с необходимостью происходит при образовании многолетне-мерзлых пород во время осушения шельфа МВА. Этому способствует благоприятная обстановка гидратоносности, которая обуславливается многокилометровой мощностью осадочного чехла, относительной стабильностью осадочных бассейнов, высокой долей органического углерода в осадках, а также может быть связана с восходящей миграцией газа по разломам и обогащением придонных отложений диагенетическим газом (Соловьев и др., 1987). После затопления континентальной окраины в период трансгрессии, газгидраты перемещаются в нестационарную термобарическую обстановку, поскольку происходит резкое изменение температурных условий (увеличение температуры на 7-12°С), что является более значимым фактором по сравнению с ростом давления за счет повышения высоты водного столба. В результате, стабильность газгидратов нарушается и верхняя граница зоны стабильности газгидратов постепенно смещается вниз (Романовский и др., 2005).

Газ из разрушенных газгидратов накапливается между нижней границей мерзлоты и верхней границей зоны стабильности газгидратов (Delisle, 2000). Таким образом формируется газовый фронт, который представляет собой мощное скопление газа, находящегося под давлением, что позволяет ему двигаться как в вертикальном, так и в горизонтальном направлении (Рис. 18). В результате тектонического движения плит, сейсмичности, а также под давлением восходящего газового фронта могут происходить разрывы сплошности мерзлоты и формирование каналов утечки газа. Вслед за утечкой газа и последующим изменением давления происходит осадка мерзлого грунта, что регистрируется как эндогенная сейсмичность, которая, в свою очередь, способствует дальнейшей дестабилизации подводной мерзлоты и выходу дополнительных количеств газа (Osterkamp & Harrison, 1985).

Рис. 18. Результаты интерпретации сейсмических данных, подтверждающие формирование путей миграции газовых фронтов в донных отложениях МВА: а) латеральное движение газа; б) вертикальное движение газа (Shakhova et al., 2010).

В разделе 5.4 обсуждается алгоритм моделирования современного состояния подводной мерзлоты, улучшенный путем объединения идей российских и зарубежных ученых. Первостепенное внимание было уделено влиянию локально-региональных факторов (термокарст, сложное строение осадочных толщ, определяющее степень минерализации осадочных толщ и долю незамерзшей воды, присутствие/отсутствие ледового комплекса в составе осадочных толщ). Предполагается, что в период, предшествующий затоплению и сопровождающий затопление на приморской равнине шло активное развитие процессов термокарста, сопровождавшийся формированием множества термокарстовых озер. Процесс затопления протекал в разное время с разной скоростью; наименьшие скорости сопровождали затопление прибрежных районов МВА. В работах Burn (2002) показано, что среднегодовые температуры таликов термокарстовых озер на момент их затопления могли варьировать в пределах от +0.5?С до +4?С. В ходе затопления одновременно с охлаждением осадочных толщ происходила их минерализация (Osterkamp, 1999). В результате в таликах затопленных озер могли создаваться условия для их дальнейшего развития после затопления.

Засоленные мерзлые породы считаются наиболее сложной из всех известных систем криолитозоны. По многим свойствам они занимают положение между мерзлыми и немерзлыми породами. Определяющее влияние на механические свойства грунтов оказывает незамерзшая вода, содержание которой определяется засоленностью, типом и температурой грунтов. Температура начала замерзания грунта при прочих равных условиях определяется засоленностью. Установлено например, что при засолении суглинистого грунта до 1.0% в диапазане температур от ?2.8?С до ?6.5?С содержание незамерзшей воды увеличивается на 22.3%, в результате чего температура начала замерзания грунта снижается до ?3.0?С (Брушков и Хименков, 2006).

Рис. 19. Результаты моделирования случаев А (а) и Б (б): А - донные отложения не минерализованы, геотермальный топок 50 мВт/м²; Б - донные отложения минерализованы, геотермальный поток тот же (Шахова и др., 2009б).

Основные параметры модели, дополняющие существующий алгоритм модели, описанный в Романовский и др. (2005) включали: минерализацию осадка (35‰ для поровой воды морских осадков и 3‰ для поровой воды пресных осадков), долю незамерзшей воды в составе осадков в соответствии с кривой незамерзшей воды, представляющей собой функцию температуры для осадков разной минерализации; сложное строение осадочной толщи, включающей слои едомного комплекса на глубинах 0-15 м для случаев А и Б, и на глубинах 0-15 м, 50-65 м и 100-115 м для случаев В и Г. В ходе моделирования современного состояния подводной мерзлоты в проливе Дмитрия Лаптева были рассмотрены 4 возможных случая. Случай А воспроизводил граничные условия алгоритма модели, изложенные в работе (Романовский и др., 2005).

Рис. 20. Результаты моделирования случаев В (а) и Г (б): В - высоко-минерализованные донные отложения всключают прослои низко-минерализованных отложений, геотермальный поток 50 мВт/м²; Г - то же, но геотермальный поток 60 мВт/м² (из Шахова и др, 2009б).

В ходе моделирования были воспроизведены результаты, полученные авторами данной работы, согласно которым в проливе Дмитрия Лаптева существует сплошная мерзлота толщиной в несколько сотен метров (?600 м, Рис.19а). Случай Б воспроизводил граничные условя и случая А за исключением одного: минерализация донных отложений, за исключением верхних 15 м, были принята равной минерализации морских донных отложений (Рис. 19б). Случай В (Рис. 20а) воспроизводил условиях случая Б, за исключением минерализации верхних слоев донных отложений от 0 до 15 м, от 50 до 65 м и от 100 до 115 м, которые принимались состоящими из низко-минерализованных (пресные) осадков. Случай Г (Рис. 20б) воспроизводил условия случая В, однако тепловой поток был принят равным 60 мВт/м². Для тестирования результатов моделирования были использованы данные бурения в проливе Дмитрия Лаптева, двухлетние данные измерения концентраций растворенного СН₄ в проливе Дмитрия Лаптева, а также данные измерений концентраций СН₄ в приводном слое атмосферы (Рис. 12). Показано, что наличие в кернах осадочных слоев различной температуры, равно как и одновременное присутствие мерзлых пород и охлажденных пород, свидетельствует о сложной структуре осадочных толщ.

Устойчивое обнаружение аномально высоких концентраций растворенного СН₄ в водном столбе в проливе Дмитрия Лаптева, в частности на тех станциях, которые были выполнены в наибольшей близости к юго-восточному побережью о-ва Большой Ляховский (именно там, где был обнаружен керн, полностью состоящий из немерзлых охлажденных пород), свидетельствует о возможности формирования сквозного талика в соответствии с данными моделирования (случай Г, рис. 20б), допускающей утечку СН₄ из донных залежей.

Равномерное распределение растворенного СН₄ в водном столбе (глубина менее 9 м) без явно выраженного максимума и градиента концентраций, свидетельствует о преобладании пузырькового переноса СН₄ в границах водного столба (Shakhova et al., 2010). Регистрация высоких концентраций СН₄ в приводном слое атмосферы (до 6 ррм) является подтверждением залповых выбросов СН₄ в атмосферу (Шахова и др., 2009 а,б). Таким образом было показано, что данные натурных наблюдений хорошо согласуются в результаты моделирования, полученными с использованием улучшенного алгоритма моделирования.

В результате выполненной работы описано новое явление - широкомасштабная эмиссия метана из акватории МВА в атмосферу Арктического региона. На основе результатов многолетних комплексных исследований даны основные качественные характеристики этого явления, а также предложена методология оценки ежегодной эмиссии метана и оригинальные методы количественной оценки ее отдельных компонентов в МВА. Выполненные расчеты показали, что эмиссия метана из МВА соизмерима с эмиссией из остальных шельфовых морей Мирового океана, а значит, играет важную роль в современном цикле метана. Показано, что пространственное распределение метана отличается крайней мозаичностью и не корррелирует с распределением органического углерод в современных осадках, что свидетельствует о вовлечении в современный биогеохимический цикл метана из донных залежей, который поступает в водную толщу через постоянно существующие и/или временно формирующиеся пути миграции. Одним из таких возможных путей миграции могут быть сквозные талики, сформированные в результате деградации подводной мерзлоты под влиянием комплекса различных факторов, в числе которых впервые были учтены такие как минерализация осадков, содержание незамерзшей воды в структуре морзлого грунта, сложное строение осадочных толщ, включающих слои высоко- и низко-минерализованных осадков, а также влияние процессов термокарста, предшествующих затоплению шельфа МВА. Тестирование полученных результатов моделирования данными натурных наблюдений показало правомерность выбранного подхода. В условиях глобального изменения климата, который в Арктическом регионе проявляется как потепление, следует ожидать дальнейшего роста эмиссии метана из МВА. Поскольку шельф МВА чрезвычайно мелководен, значительная часть метана выбрасывается в атмосферу, что существенно увеличивает концентрации метана в приводном слое атмосферы, оказывая влияние на фоновые концентрации метана в атмосфере и, следовательно, на формирование Арктического максимума метана в атмосфере.

Выводы

1) МВА являются источником метана в атмосферу Арктического региона и важной составной частью морского цикла метана, поскольку ежегодная эмиссия метана в атмосферу Арктического региона из МВА соизмерима с суммарной ежегодной эмиссией метана из акватории всех морей Мирового океана.

2) Метан поступает в придонную воду из донных отложений не только в виде растворенного газа (диффузионный транспорт), но также и в форме пузырьков, о чем свидетельствует характер вертикального распределения концентраций в водном столбе, наличие областей экстремально-высоких концентраций; превышение зимних концентраций над летними, превышение поверхностных концентраций над придонными, а также гидро-акустические и геофизические данные, с помощью которых были зарегистрированы мощные выбросы пузырьков из дна в водную толщу.

3) Мощность современной эмиссии метана в МВА, а также ее будущий прирост, в основном зависит от степени вовлечения в современный биогеохимический цикл метана и органического углерода, накопленного в донных отложениях в предыдущие климатические эпохи. Вклады современной продукции в осадках, в водном столбе и латерального переноса из наземных источников не являются значимыми. Количественные характеристики современных потоков метана в МВА и их пространственно-временная изменчивость зависит от наличия газо-проводящих путей в структуре осадочной толщи.

4) Подводная мерзлота является ведущим фактором геологического контроля потоков метана в водную толщу и определяет пространственно-временную изменчивость потоков метана в атмосферу. В результате дестабилизации подводной мерзлоты в донных отложениях МВА формируются газо-проводящие пути, по которым метан поступает водную толщу. Основным механизмом формирования таких путей является развитие восходящих, нисходящих и комбинированных таликов.

5) Результаты моделирования подводной мерзлоты, выполненные с учетом ранее неучтенных факторов, таких как засоленность осадков и, связанное с этим, наличие в структуре мерзлых осадков незамерзшей воды; развитие процессов термокарста, предшествующее затоплению, в частности, развитие под-озерных таликов; а также сложной структуры донных отложений, включающих слои слабо-минерализованных и сильно-минерализованных осадков, и их тестирование данными натурных наблюдений показали, что развитие таликов допускается не только в зонах прямого влияния рифтовых зон, но также в районах, находящихся вне их прямого влияния.

В данной работе не ставилась цель выполнения исследований, направленных на решение более частных, хотя и не менее важных научных задач, касающихся биогеохимических и микробиологических аспектов цикла метана, изучение которых позволит ответить на целый ряд вопросов, которые остались за рамками настоящего исследования. Дальнейшие исследования будут направлены на количественную оценку метанового потенциала МВА, которая включает суммарную оценку количества метана, находящегося в донных залежах в виде ранее синтезированного газа (в форме свободного газа и в форме газгидратов), а также количества С_орг находящегося в подводной мерзлоте в замороженном виде и обеспечивающего необходимый субстрат для метаногенеза при таянии подводной мерзлоты. Для решения этих задач необходимо изучить микробные сообщества, сохраняющие свою жизнеспособность в подводной мерзлоте, современных осадках и в водном столбе, их способность к метаногенезу и метан- окислению при различных условиях, а также процессы и факторы, оказывающие влияние на скорость вовлечения метанового потенциала в современный биогеохимический цикл.

Список публикаций по теме диссертации

Основные статьи (опубликованные или принятые к печати) в реферируемых журналах, рекомендованных ВАК

1. Шахова Н.Е., Семилетов И.П., Бельчева Н.А. Растворенный метан в шельфовых водах Арктических морей. Доклады Академии наук. 2005а. Том 402. №4. С. 529-533.

2. Шахова, Н.Е., Семилетов И.П., Салюк А.Н., Бельчева Н.А., Космач Д.А. Аномалии метана в приводном слое атмосферы на шельфе Восточно-Сибирской Арктики. Доклады Академии Наук. 2007а. Том 414. №6. С. 819-823.

3. Шахова, Н.Е., Семилетов И.П., Бельчева Н.А. Великие сибирские реки как источники метана на Арктическом шельфе. Доклады Академии Наук. 2007б. Том 414. №5. С. 683-685.

4. Шахова Н.Е., Сергиенко В.И., Семилетов И.П., Салюк А.Н., Бельчева Н.Н., Космач Д.А. О роли Восточно-Сибирского арктического шельфа в современном цикле метана и глобальных климатических процессах. Вестник ДВО РАН. 2008а. №4. C. 3-15.

5. Шахова Н.Е., Сергиенко В.И., Семилетов И.П. Вклад Восточно-Сибирского шельфа в современный цикл метана. Вестник РАН. 2009а. т. 79. № 6. С. 507-518.

6. Шахова, Н.Е., Никольский Д.Ю., Семилетов И.П. О современном состоянии подводной мерзлоты на Восточно-Сибирском шельфе: тестирование результатов моделирования данными натурных измерений. Доклады Академии Наук. 2009б. Том 429. №4. С. 541-544.

7. Шахова, Н.Е., Юсупов В.А., Салюк А.Н., Космач Д.А., Семилетов И.П. Антропогенный фактор и эмиссия метана на Восточно-Сибирском шельфе. Доклады Академии Наук. 2009в. Том 429. №3. С. 398-401.

8. Шахова, Н.Е., Алексеев В.А., Семилетов И.П. Прогноз эмиссии метана на Восточно-Сибирском шельфе. Доклады Академии Наук. 2010. Том 430. №1.

9. Юсупов В.А., Салюк А.Н., Карнаух В.Н., Семилетов И.П., Шахова Н.Е. Обнаружение областей пузырьковой разгрузки метана на шельфе моря Лаптевых в Восточной Арктике. Доклады Академии Наук. 2010. Том. 430. №1.

10. Shakhova N., I. Semiletov, and G. Panteleev. The distribution of methane on the Siberian Arctic shelves: Implications for the marine methane cycle. Geophysical Research Letters. 2005. Vol.32. L09601. doi.:10.1029/2005GL022751.

11. Shakhova N., I. Semiletov. Methane release and coastal environment in the East Siberian Arctic shelf. Journal of Marine System. 2007. Vol. 66. P. 227-243.

12. Semiletov I, N. Shakhova, V. Romanovsky, I. Pipko, Methane Climate Forcing and Methane Observation in the Siberian Arctic Land-Shelf System. World Resource Review. 2004. Vol. 16. No.4. P. 503-541.

13. Shakhova N., Semiletov I., Leifer I., Rekant P., Salyuk A., and D. Kosmach. Geochemical and geophysical evidence of methane release from the inner East Siberian Shelf. Journal Geophys. Res. 2009JC005602R (в печати).

14. Semiletov, I., I.I. Pipko, I.A. Repina, Shakhova N. Carbonate dynamics and carbon dioxide fluxes across the atmosphere-ice-water interfaces in the Arctic Ocean Pacific sector of the Arctic. Journal of Marine Systems. 2007. Vol. 66. P. 204-226.

15. Belzile C, C. S. Roesler, J. P. Christensen, N. Shakhova, and I. Semiletov. Fluorescence measured using the WETStar DOM fluorometer as a proxy for dissolved matter absorption. Estuarine Coastal and Shelf Science. 2006. Vol. 67. P. 441-449.

16. Cooke M.P., van Dongen B., Talbot H., Shakhova N., Guo L., and O. Gustafsson, Bacteriohopanepolyol biomarker composition of organic matter exported to the Arctic Ocean by seven of the major Arctic rivers. Organic Geochemistry. 2009. Vol. 35. P. 734-741.

Статьи и главы, опубликованные в рецензируемых центральных и иностранных изданиях

17. Шахова Н.Е., Сергиенко В.И., Семилетов И.П., Салюк А.Н., Бельчева Н.Н., Космач Д.А. Состояние вопроса о роли Восточно-Сибирского шельфа в современном цикле метана. В кн.: Изменение окружающей среды и климата (природные и связанные с ними катастрофы). Т.6 (ред. Н.П. Лаверова и др.), ИФХ и БПП РАН. 2008б. С.164-176.

18. Шахова Н.Е., Семилетов И.П. Характерные особенности цикла углерода на мелководном шельфе Восточного сектора Российской Арктики. В кн: Изменение окружающей среды и климата (природные и связанные с ними катастрофы). Т.4 (ред. Н.П. Лаверова и др.). ИФХ и БПП РАН. 2008в. C. 167-181.

19. Шахова Н.Е., Семилетов И.П., Салюк А.Н., Бельчева Н.Н., Космач Д.А. Аномалии метана на шельфе арктических морей России. Дальневосточные моря России, Книга 2: Исследования морских экосистем и биоресурсов (под ред. В.А. Акуличева, В.П.Челомина) Москва: Наука. 2007в. С.353-365.

20. Семилетов И.П., Дударев О.В., Пипко И.И., Салюк А.Н., Шахова Н.Е. Морские исследования в Арктике на рубеже третьего тысячелетия. Исследования морских экосистем и биоресурсов (под ред. В.А. Акуличева, В.П.Челомина) Москва: Наука. 2007. С. 309-324.

21. Shakhova N. and I. Semiletov. Methane hydrates feedbacks. In: Sommerkorn, M. and Hassol, S.J. (eds.) Arctic Climate Feedbacks: Global Implications. WWF International Arctic Programme, Oslo, 2009. P. 81-92.

Избранные тезисы докладов

1. Shakhova, N., I. Semiletov, I.Pipko. Distribution of dissolved methane in the East-Siberian and Laptev seas: the Siberian Arctic. In: 2004 Ocean Sciences Meeting. AGU. Hawaii. April 2004. P.217-218.

2. Shakhova, N., I. Semiletov, V. Romanovsky. Methane Climate Forcing and Methane Release in the Siberian Fresh-Water Systems and Marine Ecosystems. In: Eos Trans.AGU. 85(47). Fall Meet. Suppl. 2004, Abstract B13C-0246.

3. Shakhova, N., I. Semiletov, V. Romanovsky, Methane climate forcing and methane observations in the Siberian and Alaskan Arctic land-shelf system. In: Patterns and Processes on Polar Oceans and Life: Signals and responses from Molecules to System. 11^th Seoul International Conference on Polar Sciences. Korea. Jeju. 8-9 September 2004. P.9.

4. Semiletov, I., A. Makshtas, and N. Shakhova. Carbon Dioxide and Methane sensors: prospective for the greenhouse gases detection in the Arctic Ocean using the ice-tethered platform. In: Arctic Observing Based on Ice-Tethered Platforms. Woods Hole Oceanographic Institution. Woods Hole. 28-30 June 2004. P.15-17.

5. Shakhova, N., I. Semiletov, V. Romanovsky. Methane release in the Siberian and Alaskan fresh-water and marine system. In: International conference: Bridges of science between North America and the Russian Far East. 14-16 September 2004. Vladivostok. Russia. P.35-36.

6. Semiletov, I., N. Shakhova, I.Pipko, V.Romanovsky. Methane Climate Forcing and Methane Observations in the Siberian Arctic Land-Shelf system. In: The 15^th Global Warming International Conference. San Francisco. USA. April 20-22 2004. P.44.

7. Shakhova N., I. Semiletov, N. Belcheva. Dissolved methane in the East-Siberian and Laptev seas. In: 2005 International Research Conference. Paris. June 5-10. P. 112-113.