Жизнь на сероводороде и метане

НАУКИ О ЗЕМЛЕ 

Жизнь на сероводороде и метане 

ЖИЗНЬ НА СЕРОВОДОРОДЕ И МЕТАНЕ 

А.Ю. Леин 

Алла Юльевна Леин, доктор геолого-минералогических наук, профессор, главный научный 

сотрудник Института океанологии им. П.П. Ширшова РАН. Руководитель проекта 00- 

05-64082. 

Первые публикации статей см.: Природа. 2000. № 5. С.47-55 (в соавторстве с Л.И. Москалевым, Ю.А. 

Богдановым, А.М. Сагалевичем); Там же. 2001. № 12. С.48-54 (в соавторстве с Н.В. Пименовым и Н.В. Ульяновой) 

Гидротермальные системы океана и жизнь 

Прошло более ста лет со времени открытия процесса бактериального хемосинтеза [1] и 

почти четверть века со дня первого визуального наблюдения горячих гидротермальных проявлений 

с уникальными биологическими сообществами на дне океана [2]. Выяснилось, что 

рифтовые экосистемы целиком зависят от геотермальной, а не солнечной энергии [3]. 

Эти два открытия, разделенные во времени ровно на 90 лет, свидетельствовали об огромной 

геохимической роли хемоавтолитотрофных (и метанотрофных) микроорганизмов, 

способных синтезировать органическое вещество, используя углекислоту (и/или метан) в качестве 

единственного источника углерода, а восстановленные минеральные соединения (H 2 , 

H 2 S, S, S 2 O 3 2– , SO 2 , NH 3 , Fe 2+ , Mn 2+ и др.) — в качестве источника энергии. В 1984 г. внимание 

исследователей океана привлекли сходные с рифтовыми биологические сообщества, развивающиеся 

у выходов метановых (и сероводородных) газовыделений и флюидов на активных и 

пассивных континентальных окраинах океана и даже во внутренних морях, например в Черном. 

Поля подобных образований получили название «сипы» (от англ. seep — просачиваться). 

Позднее было предложено фауну, обитающую вокруг выходов низкотемпературных гидротермальных 

источников на активных и пассивных континентальных окраинах, называть фауной 

холодных высачиваний, или сиповой, в отличие от гидротермальной рифтовой фауны, 

обитающей возле высокотемпературных источников. 

Рис 1. Подводный вулкан Пийпа. Отбор проб с помощью сачка и манипуляторов глубоководного обитаемого 

аппарата «Мир». Хорошо различимы грибовидные колонии мягких кораллов Anthomastus sp. и 

раковины симбиотрофных двустворчатых моллюсков Calyptogena sp. Глубина 489 м. 

1



В основе пищевых цепей рифтовых и сиповых животных лежит главным образом органическое 

вещество, синтезированное в процессе бактериального хемосинтеза и метанотрофии. 

При этом микроорганизмы могут быть свободно живущими, прикрепленными (в виде 

бактериальных обрастаний и матов), а также эндо- и экзосимбионтами (рис. 1,2). 

Практически одновременно российскими и западными исследователями был открыт 

третий после фото- и хемосинтеза метанотрофный синтез органического вещества за счет использования 

углерода метана [4]. Это было неожиданно для большинства геохимиков, морских 

геологов и биоокеанологов. 

Международным сообществом ученых при поддержке правительств ведущих стран мира 

были начаты беспрецедентные по своим масштабам исследования гидротермальных систем 

океана. С 1977 по 1999 г. в океане обнаружено чуть менее 100 активных и множество реликтовых 

гидротермальных полей. 

Сейчас наступает пора осмысления накопленных фактов и их типизации. Предлагаемая 

читателям статья — одна из таких попыток. 

Начнем с того, что рассмотрим гидротермальные системы открытого океана и континентальных 

окраин в составе общей гидротермальной системы Мирового океана (рис. 3). 

Открытый океан. Гидротермальная циркуляция морской воды через изверженные породы 

океанической коры в «горячих точках», рифтовых зонах срединно-океанических хребтов 

и в задуговых спрединговых центрах приводит к физической, химической и биологической 

эволюции коры и океанов. В этом процессе преобладает адвективный перенос* масс вещества, 

растворов и тепла между глубинными слоями земной коры (а в некоторых случаях 

даже верхней мантии) и гидросферой. 

Рис 2. Друзы мидий Bathymodiolus aff. puteoserpentis вокруг выхода низкотемпературного гидротермального 

источника на гидротермальном поле Логачев. Глубина 3000 м. 

В предлагаемой классификации в рифтовых зонах срединно-океанических хребтов выделяются 

две циркуляционные системы — над внутрикоровыми магматическими камерами и 

глубинная. Последняя открыта лишь после исследований при помощи глубоководных аппаратов 

«Мир» в Атлантике на гидротермальном поле Логачев (1995 и 1998 гг.). Флюиды глубинной 

циркуляционной системы отличаются от обычных относительно высоким содержанием 

СН4, его гомологов и нефтяных углеводородов. 

* Перенос вещества из глубины к поверхности в результате тектонического горизонтального смещения масс 

океанической коры вдоль срединно-океанических хребтов. 

2



Вторая группа флюидов активных окраин океана рождается в осадочных толщах зон 

субдукции и на внутренних склонах глубоководных желобов под действием различных геологических 

факторов. В составе флюидов из аккреционных призм зон субдукции присутствует 

значительно больше СН 4 , чем во флюидах других гидротермальных систем активных континентальных 

окраин. 

Преимущественно метановые флюиды формируются также в гидротермальных системах 

пассивных континентальных окраин, связанных с грязевым вулканизмом и расположенных в 

районах лавинной седиментации в океане. 

Флюиды в этом случае образуются при смешении морской воды и метаморфизованных 

вод погребенных осадков, содержащих восстановленные соединения, и в первую очередь СН 4 

и различные углеводороды, которые, как правило, возникают в результате высокотемпературного 

синтеза из захороненного в осадках органического вещества планктонного происхождения. 

Заканчивая описание нашей классификации, важно подчеркнуть еще раз, что в открытом 

океане и в задуговых спрединговых центрах флюиды обогащены H 2 S, Н 2 и металлами. Температура 

этих растворов превышает 360°С. 

На дне континентальных окраин, в гидротермальных системах, связанных с осадочными 

отложениями, температура флюидов на выходе колеблется в пределах 0,01—50°С, редко достигая 

100°С. В составе этих растворов преобладает СН 4 и его гомологи, присутствуют H 2 , H 2 S, 

NH 4 . Содержание металлов не значительно. 

Рассмотренная классификация гидротермальных систем и закономерное распределение 

связанных с ними главных компонентов газового состава флюидов важны для оценки роли 

«первичной» и «вторичной» бактериальной продукции в океане. 

Процессы хемосинтеза и метанотрофии с образованием первичной бактериальной продукции 

происходят у выходов флюидов в «горячих точках», рифтовых зонах и в задуговых 

спрединговых центрах за счет энергии окисления восстановленных эндогенных соединений. 

В процессах вторичного бактериального синтеза органического вещества участвуют восстановленные 

соединения, поступающие из осадочных пород и возникающие в процессе преобразования 

захороненного в этих породах органического вещества планктонного генезиса. В 

течение 1986—1999 гг. (с перерывами) определялись величины первичной бактериальной 

продукции на активных гидротермальных полях рифтовых зон Тихого океана (гора Осевая, 

хребет Хуан-де-Фука); во впадине Гуаймас (Калифорнийский залив), бассейнах Манус и Лау 

(задуговой спрединговый центр Юго-Западной Пацифики) и на четырех полях в рифтовых 

зонах Атлантического океана (районы 14°45’с.ш., 26°с.ш., 29°с.ш., 36°с.ш.). 

Пробы для исследования отбирали с помощью подводных обитаемых аппаратов «Пайсис-4 

и -11», глубоководных обитаемых аппаратов «Мир-1 и -2» и комплекса «Rozett». 

На различных индивидуальных полях величина первичной бактериальной продукции 

варьировала [5] от 20 до 300 мг С×м –2 ×сут –1 , составляя в среднем около 150 мг С×м –2 ×сут –1 . 

Величина вторичной бактериальной продукции реально измерена в районе метанового 

сипа грязевого вулкана Хаакон Мосби в Норвежском море и составила более 

10 мг С×м –2 ×сут –1 . В среднем примерно 23% от количества окисленного СН 4 приходится на 

вторичную бактериальную продукцию. С учетом площади активного сипа было рассчитано 

[6], что вне поверхности дна кальдеры грязевого вулкана окисляется более 100 тыс. м 3 СН 4 в 

год. 

Бактериальная продукция на дне океана представляет собой дополнительное органическое 

вещество, количество которого сопоставимо или даже превышает количество планктонного 

органического вещества, достигшего дна. Добавим, что весь этот материал «свежий», не 

прошедший деструкционных преобразований в водной толще. 

3



Рис 3. Гидротермальные системы океана и главные компоненты газового состава гидротермальных 

флюидов. 

4



Рис 4. Размещение биологических сообществ на активных гидротермальных полях в Мировом океане. 

Числами обозначены районы гидротермальных проявлений: в открытом океане — рифтовые зоны 

(1—29), горячие точки (30); на активных континентальных окраинах — задуговые спрединговые центры 

(31—41), мелководные вулканы островных дуг (42—48), аккреционные призмы зон субдукции и 

внутренние склоны глубоководных желобов (49—63); на пассивных континентальных окраинах — грязевые 

вулканы (64—74). 

1 — хребет Кольбенсей, 2 — Менез-Гвен, 3 — Лаки-Страйк, 4 — Рейнбоу, 5 — Брокен-Спур, 6 — ТАГ (Трансатлантический 

геотраверс), 7 — Снейк-Пит, 8 — Логачев, 9 — Аденский залив, 10 — рифт Таджура, 11 — тройственная 

точка Родригес, 12 — плато Амстердам-Св.Павел, 13 —хребет Эксплорер, 14 — хребет Хуан-де- 

Фука, 15 — хребет Горда, 16 — п-ов Палос Вердес, 17 — бассейн Гуаймас, 18 — Сонорский край бассейна Гуаймас, 

19—28 ВТП (Восточно-Тихоокеанское поднятие): 19 — 21°с.ш., 20 — 13°с.ш., 21 — 11°с.ш., 22 — 9°— 

10°с.ш., 23 — 4°с.ш., 24 — 7°ю.ш., 25 — 17°—19°ю.ш., 26 — 21°— 22°ю.ш., 27 — 23°ю.ш., 28 — 26°ю.ш., 29 — Галапагосский 

спрединговый центр, 30 — вулкан Лоихи, 31 — вулкан Пийпа, 32 — трог Окинава, 33 — трог Огасавара, 

34 — Марианский трог, 35 — банка Эсмеральда, 36 — бассейн Манус, 37 — о. Новая Британия, залив 

Бленч, бухта Матупи, 38 — бассейн Северное Фиджи, 39 — бассейн Лау, 40 — кальдера Брадерс-Арк, 41 — юг 

дуги Кермадек, 42 — мыс Палинуро, 43 — мыс Мессина и о. Вулькано, 44 — о. Милос, бухта Палеохори, 45 — 

Восточное средиземноморье, вершина дома Наполи, 46 — о. Янкича, бухта Кратерная, 47 — о. Кунашир, Горячий 

Пляж, 48 — о. Кюсю, залив Кагосима, 49 — аккреционная призма о. Барбодос, 50 — аккреционная призма 

Макран, 51 — о. Хонсю, залив Сагами, 52 — Японский и Курильский желоба, 53 — аккреционная призма Нанкай, 

54 — каньон Тенриу, восточная часть трога Нанкай, 55 — гора Эдисон, 56 — Алеутский желоб, 57 — Орегонская 

аккреционная призма, 58 — разлом Сан-Клементе, 59 — залив Монтерей, 60 — мексиканская часть Центрально-Американского 

желоба, 61 — Коста-Риканская аккреционная призма Центрально-Американского желоба, 

62 — Северная часть Перуанского желоба, 63 — центральная часть Чилийского желоба, 64 — хребет 

Вестнеса, 65 — Хаакон Мосби, 66 — Лаврентийский веер, 67 — континентальный склон Северной Каролины, 68 

— каньон Аламинос Мексиканского залива, 69 — континентальный склон Луизианы, Мексиканский залив, 70 — 

Флоридский эскарп, 71 — Гвинейский залив, 72 — бассейн Дерюгина, 73 — о. Парамушир, 74 — континентальный 

шельф Северной Калифорнии. 

5



Рассуждения о малых площадях, занимаемых гидротермальными полями, и о «несущественном» 

вкладе первичной бактериальной продукции в общий баланс органического вещества 

в океане верны только в общих чертах. Не следует забывать, что протяженность срединно-океанических 

хребтов составляет 60— 65 тыс. км, а их площадь соизмерима с общей площадью 

всех материков. Непрерывно осуществляемая, по крайней мере последние 200 млн. 

лет, разгрузка эндогенных флюидов на такой территории и развитие вокруг этих источников 

биологических сообществ дают весьма существенный вклад в накопление автохтонного органического 

вещества в открытом океане. Другая зона развития гидротерм — континентальные 

окраины — имеет протяженность около 350 тыс. км. Иными словами, области, где сконцентрированы 

гидротермальные системы, охватывают примерно 1/3 площади дна Мирового 

океана [7]. 

Масштабность процессов бактериального синтеза органического вещества в океане 

можно проиллюстрировать картой-схемой, на которую нанесены практически все известные 

на сегодняшний день активные гидротермальные поля в Мировом океане (рис. 4). Читатели 

«Природы» первыми увидели эту сводку глобального распространения современных оазисов 

жизни на дне океанов. 

Схема распределения рифтовой и сиповой фауны в таком объеме с привязкой к гидротермальным 

системам океана составлена впервые. Каждому значку на карте соответствует 

географическое название района. Советские, а затем российские научные экспедиции проводили 

исследования на 20 активных полях. 

Проводившиеся 23 года исследования гидротермальной фауны позволили установить, 

что число относящихся к ней видов многоклеточных животных приближается к 500. Подавляющее 

большинство из них относится к пяти основным типам: членистоногим (35%), моллюскам 

(34%), кольчатым червям (23%), кишечнополостным (3%) и погонофорам (3%). 

Высочайшая концентрация биомассы рифтовых и сиповых сообществ, превышающая 50 

кг на 1 м 2 , не свойственна обычным сообществам животных океанского дна. Почти все виды, 

обитающие на активных гидротермальных полях (~95%), характерны лишь для зон гидротермалей 

Мирового океана. Из 207 родов облигатны 47%, из 141 семейства — 18%. 

В рифтовых сообществах зарегистрировано вдвое больше видов (475), чем в сиповых 

(211), хотя доля симбиотрофно питающихся* приблизительно одинакова (около трети). 

Имеющиеся к настоящему времени материалы по гидротермальным системам в корне 

изменили представление о природе Мирового океана в целом, и в частности об источниках 

органического вещества в нем. Можно сказать, что со времени открытий, сделанных на научно-исследовательском 

судне «Челенджер», океанология не обогащалась за столь короткий 

срок таким количеством неоспоримых фактов. Полученные в последнее время данные доказывают, 

что глобальный вынос флюидов из недр Земли активно происходит не только на суше, 

но и на огромной площади в океане. 

Обнаружение многочисленных современных активных, а позднее реликтовых гидротермальных 

полей на дне океана привело к смене концепции «океан стока» на концепцию «активный 

океан». Одна из главных особенностей активного океана — жизнь на сероводороде и 

метане. Жизнь, открытая не в лабораторных пробирках, а в масштабе планеты Земля. 

* Симбиотрофным принято называть особый тип питания животных за счет жизнедеятельности бактерий 

внутри или на поверхности тканей животных. 

6



Черноморские «кораллы» — продукт минерализации микробных матов 

На границе континентальной и океанической коры и в некоторых других приконтинентальных 

участках морей и океанов происходит разгрузка метана из нижележащих отложений, 

сопровождающаяся образованием аутигенных (сформировавшихся на месте, in situ) карбонатов, 

которые после довольно быстрого прекращения выделений метана остаются единственными 

«свидетелями» этого явления. Итак, если обнажить дно на глубинах до 1—1,5 км, можно 

увидеть невысокую (0,3—0,5 м) зубчатую прерывающуюся на многие километры карбонатную 

стену, окружающую континенты. 

О широком распространении полей метановых газовыделений на дне океана нам уже 

доводилось писать в «Природе» [8, 9]. Все известные метановые сипы встречаются на дне 

бассейнов с нормальным кислородным (аэробным) режимом и заселены бентосными микроорганизмами 

и животными. Только в Черном море обнаружены карбонатные постройки на 

активных метановых сипах, образующиеся в бескислородных (анаэробных) условиях [10]. 

Первые визуальные наблюдения с борта подводной лаборатории «Бентос-300» в декабре 

1990 г. показали, что поля газовыделений приурочены к вершинной части пологих поднятий 

(гряд), осложняющих стенки Днепровского каньона на глубинах от 60 до 260 м. В последующих 

экспедициях в октябре 1993 г. и в июне 1994-го на научно-исследовательском судне 

«Профессор Водяницкий» удалось достать с помощью трала (рис. 5) карбонатные постройки 

и микробные маты с глубин от 180 до 590 м [11]. 

По морфологии карбонатные постройки делятся на плитообразные, поднятые с глубин 

60—160 м, и коралловидные (древовидные), встречающиеся на больших глубинах (рис. 6) в 

строго анаэробных условиях сероводородного заражения (концентрация H 2 S — 140 мкМ/л). 

Плитообразные постройки площадью до 3 м 2 представляют собой осадочные отложения, 

сцементированные микрокристаллическим Mg-кальцитом (CaCO 3 — 30—40%; MgCO 3 — 7— 

10%; SrCO 3 — 0,2%), а в поверхностном слое еще и арагонитом (другой полиморфной модификацией 

СаСО 3 ). В формирующихся в водной толще небольших коралловидных наростах на 

плитах основной минерал уже арагонит. 

Рис 5. Район метановых сипов в Днепровском каньоне (cеверо-западная часть Черного моря). Оконтурены 

места отбора проб с подводной биологической лаборатории «Бентос-300» (декабрь 1990 г.) и 

с борта научно-исследовательского судна «Профессор Водяницкий» (октябрь 1993 г., июнь 1994 г.) 

при помощи донного трала. 

Коралловидные постройки состоят практически из мономинерального арагонита (CaCO 3 

— 96—98%; MgCO 3 — 0,3%; SrCO 3 — 0,5—1,5%), представляющего собой оолитовые, с радиально-лучистым 

строением, образования и шестоватые, призматические, пирамидальные или 

7



игольчатые агрегаты (рис. 7). Характерны также двойниковые и тройниковые срастания кристаллов. 

Mg-кальцит и арагонит — типичные минералы многих известных аутигенных карбонатных 

образований в океане. Но столь определенно выраженная коралловидная морфология построек, 

состоящих из мономинерального арагонита и растущих в условиях анаэробного заражения, 

встречена только в Черном море. Значения δ 13 С и δ 18 О Mg-кальцита и арагонита лежат 

в области, характерной для аутигенных карбонатов, образующихся при окислении метана 

(рис. 8). 

Каков же механизм образования черноморских «кораллов»? 

Наблюдения с «Бентос-300» и исследования телеробота «Minirover» показали, что массовое 

скопление вертикально растущих построек, напоминающих деревья в лесу, приурочено 

к глубинам 188—236 м. Высота их достигает 3,5 м, диаметр у основания — 1,5 м. Постройки 

выступают из чашеобразных углублений в осадках, верхушки увенчаны полыми розетковидными 

отростками и мелкими губчатыми черными наростами, под тонким покровом которых 

обнажаются ярко-розовые желеподобные микробные маты. При надавливании пробоотборником 

из таких «губок» в течение 30—60 с выделялись пузыри газа. Сначала появлялись отдельные 

пузырьки (со средним диаметром 10 мм), переходящие затем в сплошной поток и постепенно 

затухающие [12]. Толщина слоя микробных матов достигает 5—6 см. Характерный 

розовый цвет внутренней части обусловлен присутствием в мембранах микроорганизмов цитохрома 

C, а вот каротиноиды и хлорофилл в клетках микроорганизмов отсутствуют [13]. 

Рис 6. Карбонатные постройки с полей метановых сипов в Днепровском каньоне. Вверху — фрагмент 

карбонатной плиты (с глубины 180—200 м), состоящей из отложений новоэвксинского времени с обломками 

раковин Dreissena rostriformis, сцементированных микрокристаллическим Mg-кальцитом 

(слева) и коралловидная арагонитовая постройка (с глубины 230 м) высотой 30 см; внизу — фрагмент 

верхушки арагонитовой постройки (с глубины 236 м), в левом нижнем углу видна ниша, в которой был 

газовый шар, обросший микробными матами. 

Внешняя часть мата, контактирующая с сероводородной водой, содержит тонкодисперсный 

черный гидротроилит (FeS·nН 2 О). Поскольку содержание сероводорода в воде возрастает 

с глубиной, наиболее мощный черный слой (до 2 см) характерен для матов с глубин 

590 м. 

Вместе с карбонатными с глубины 198 м тралом были подняты практически мономинеральные 

пиритовые (FeS 2 ) постройки (рис. 9,10) [14]. 

8



Радиоизотопные исследования (по 14 С) показали, что в свежих микробных матах происходят 

активные процессы сульфатредукции и анаэробного окисления метана. Установлено 

также, что в микробном сообществе коралловидных построек доминируют организмы, морфологически 

сходные с метанобразующими археями — самыми древними обитателями Земли. 

При окислении углерод метана расходуется на образование углекислоты карбонатов и 

продуктов жизнедеятельности микроорганизмов. 

Рис 7. Текстурно-структурные особенности аутигенных карбонатов: а — микрокристаллический 

Mg-кальцит, цементирующий зерна окатанного терригенного кварца из плиты; б — фрагмент коралловидной 

верхушки, сложенной радиально-лучистым арагонитом и биомассой желеподобного микробного 

мата; в — призматические и г — шестоватые кристаллы арагонита; д — иголка арагонита, 

растущая из микробного мата; е — радиально-лучистый арагонит. 

То, что именно углерод метана составляет основу органического углерода микробных 

матов, следует из соотношения легкого 12 С и тяжелого 13 С изотопов в метане и органическом 

веществе бактериальных обрастаний арагонитовых построек. Значения δ 13 С углерода СН 4 

черноморских сипов лежат в интервале от –60 до –70‰. Значения δ 13 С органического углерода 

микробных матов колеблются от –61,2 до –83,8‰, т.е. они обеднены тяжелым изотопом даже 

больше, чем метан, за счет окисления которого они живут. Относительно тяжелый углерод, 

образующийся при микробном окислении метана, концентрируется в карбонатах. Здесь следует 

подчеркнуть, что имеются многочисленные геохимические доказательства микробного 

потребления (окисления) метана в анаэробных морских отложениях, базирующиеся на химических 

анализах СН 4 в вертикальных разрезах осадков, экспериментах по определению скорости 

окисления метана с радиоизотопами (по 14 С) и на результатах анализа стабильных изото- 

9



пов углерода метана и карбонатов. Весь вопрос в том, что до сих пор не выделены чистые 

культуры микроорганизмов, способных окислять метан в анаэробных условиях. 

Рис 8. Изотопный состав углерода и кислорода карбонатов и органогенного материала. Слева — 

изотопный состав углерода (δ 13 С) и кислорода (δ 18 О) из: магнезиального кальцита карбонатных плит 

(1); арагонита коралловидных построек (2); раковинного материала с примесью магнезиального кальцита 

(3). Справа — значения δ 13 С углерода из розовых желеобразных микробных матов (1) и арагонитовых 

построек (2). 

Некоторые исследователи, основываясь на аномальном изотопном составе углерода и 

кислорода аутигенных карбонатов, объясняют окисление СН 4 в анаэробных условиях деятельностью 

сульфатредуцирующих бактерий, использующих для этого кислород сульфатиона 

морской (иловой) воды по реакции 

Предполагается, что углерод аутигенных карбонатов заимствуется из метана (и следовательно, 

обеднен изотопом 13 С по сравнению с углеродом седиментационных карбонатов), а 

кислород — из сульфатиона морской воды. Однако величины δ 18 О карбонатов и черноморской 

воды с растворенным в ней сульфатом сильно различаются. И эти соединения нельзя 

рассматривать в качестве доноров кислорода при анаэробном окислении метана по уравнению 

(1), называемому сульфатзависимым окислением метана. 

Обращает на себя внимание сходство значений δ 18 О аутигенных карбонатов и бикарбоната 

придонной воды. Принципиальная возможность использования кислорода бикарбоната 

при анаэробном окислении метана обоснована Д. Уалентайном и В. Рибургом [15]. Они предполагают, 

что реакция (1) может идти по пути окисления метана до ацетата с участием ацетокластических 

метаногенов и с последующим окислением ацетата сульфатредуцирующими 

бактериями: 

CH 4 + HCO 3 

– 

= CH3 COO – + H 2 O, CH 3 COO – + SO 4 

2– 

= 2HCO3 

– 

+HS 

– 

. 

Суммарное уравнение этих двух реакций выглядит так же, как и уравнение (1): 

– 

CH 4 + SO 4 

2– 

→ HCO3 

– 

+ HS – + H 2 O. 

10



Рис 9. Образцы сульфидных руд. Глубина 198 м. Сверху вниз — массивные ру ды; полая пиритовая 

трубка с желтым охристым налетом; фрагмент суль фидной трубы с внутренним каналом. 

Однако источник кислорода (HCO 3 

– 

) и промежуточный продукт окисления метана 

(CH 3 COO) существенно иные. 

Итак, углерод арагонита состоит из изотопно-легкого углерода, образовавшегося при 

окислении метана, и изотопно-тяжелого — морской воды. 

Микробиологи различных лабораторий мира отрицали возможность окисления СН 4 в 

процессе восстановления сульфата, поскольку эта реакция энергетически не выгодна для чистых 

культур сульфатредуцирующих бактерий. Вместе с тем в природных экосистемах работают, 

как правило, сообщества (консорциумы) микроорганизмов, способные создавать специфические 

динамические условия для существования процессов, которые не происходят в лабораторных 

пробирках. 

11



В последние годы при исследовании анаэробных природных экосистем получен ряд совершенно 

уникальных молекулярно-биологических и изотопных доказательств деятельности 

микробного консорциума, участвующего в процессе окисления метана. Так, при изучении 

микробных сообществ метановых сипов вблизи побережья штата Орегон в матах определены 

агрегаты метаногенных архей и сульфатредуцирующих бактерий. Ранее в лабораторных экспериментах 

было установлено, что при избытке метана в сфере реакции метаногенные микроорганизмы 

могут осуществлять и обратный процесс [16], т.е. окислять метан с образованием 

углекислоты и водорода: 

СН 4 + 2Н 2 О→ СО 2 + 4Н 2 . 

Новообразованный водород — прекрасный субстрат для большинства микроорганизмов — 

может потребляться как метаногенами, так и сульфатредуцирующими бактериями. 

Экстремально легкий изотопный состав органического углерода микробных сообществ 

(δ 13 С = –83‰), покрывающих коралловидные черноморские постройки, согласуется с результатами 

экспериментальных работ в области органической химии, которые показали, что липиды 

микроорганизмов, окисляющих метан, обеднены изотопом 13 С (δ 13 С= –130‰) [17]. Не 

так давно подобные изотопно-легкие (δ 13 С= –100±30‰) липидные биомаркеры — изопренои- 

12



ды и их ненасыщенные производные, принадлежащие метанобразующим археям, — были обнаружены 

и в черноморских микробных сообществах [18]. 

Приведенные факты позволяют сделать вывод о том, что черноморские коралловидные 

арагонитовые постройки, формирующиеся за счет анаэробного окисления метана, — по существу 

чистый продукт минерализации микробного сообщества. Уникальность этого явления 

интересна еще и тем, что впервые в природе удалось увидеть и изучить микробные маты, живущие 

за счет окисления метана в строго анаэробных условиях. Не вызывает сомнения, что в 

недалеком будущем черноморские метановые сипы станут классическим объектом исследования 

детальных механизмов окисления метана в бескислородной среде, поскольку, по 

имеющимся на сегодняшний день оценкам, анаэробное окисление метана — явление глобальное. 

Согласно последним данным при анаэробных условиях в морских осадках окисляется до 

94 Тг/год (1Тг = 10 6 т) метана, что составляет около 20% ежегодного глобального потока метана 

в атмосферу [19]. 

Результаты исследования экосистемы черноморских метановых сипов подводят черту 

длительным поискам загадочных микроорганизмов, способных окислять метан в анаэробных 

условиях. 

В заключение надо добавить несколько печальных фраз, касающихся наших неосуществленных 

планов. Мы не смогли собрать 5 л метана, чтобы померить его возраст (по 14 С), не 

определили δD и концентрации 3 Не в составе газа, дающие более точную информацию о генезисе 

метана. Прошло более 10 лет со времени первой подводной экспедиции на черноморские 

сипы. За эти годы мы не смогли осуществить задуманное. Минувшим летом в районе Черного 

моря должна была работать немецкая комплексная экспедиция с подводным обитаемым аппаратом 

«Jago». Доступные для него глубины — 400 м, т.е. как раз те, на которых обнаружены 

выходы СН 4 и карбонатные постройки. За это время появились новые пробоотборники, новые 

приборы, способные работать in situ. Желая успеха немецким коллегам, мы можем только сожалеть, 

что открытые еще советскими учеными метановые сипы и коралловидные карбонатные 

постройки, расположенные в нескольких милях от восточной оконечности Крыма, будут 

детально изучать не российские и не украинские исследователи. 

ЛИТЕРАТУРА 

1. Vinogradsky S.N. // Botanische Zeitung. 1887. №45. S.489—610. 

2. Lonsdale P. // Deep—Sea Res. 1997. V.24. P.857—863. 

3. Jannasch H.W., Wirsen C.O. // Bio Science. 1979. V.29. P.592—598. 

4. Гальченко В.Ф., Галкин С.В., Леин А.Ю. и др. // Океанология. 1988. Т.28. С.1020. 

5. Леин А.Ю., Гальченко В.Ф., Пименов Н.В., Иванов М.В. // Геохимия. 1993. №2. С.252—268. 

6. Леин А.Ю., Пименов Н.В., Саввичев А.С. и др. // Геохимия. 2000. №3. 

7. Fisher A.T. The Quantitative Hydrogeology of Igneous Oceanic Crust: Properties, Driving Forces, and 

Fluxes // Complex Conference on Multiple Platform Exploration. Vancover, 1999. Р.112. 

8. Иванов М.В., Пименов Н.В., Русанов И.И. и др. Роль анаэробных бактерий в экосистемах Черного 

моря // Природа. 1998. №6. С.97—102. 

9. Леин А.Ю., Москалев Л.И., Богданов Ю.А., Сагалевич А.М. Гидротермальные системы океана и 

жизнь // Природа. 2000. №5. С.47—55. 

10. Иванов М.В., Поликарпов Г.Г., Леин А.Ю. и др. // Докл. АН СССР. 1991. Т.320. С.1235—1240. 

11. Methane gas seep explorations in the Black Sea (MEGASEEBS), Project report, Berichte aus dem Zentrum 

fьr Meeres und Klimaforschung, Hamburg, 1998. 

12. Молисмология Черного моря / Под ред. Г.Г.Поликарпова. Киев, 1992. 

13. Пименов Н.В., Русанов И.И., Поглазова М.Н. и др. // Микробиология. 1977. Т.66. С.421—428. 

14. Леин А.Ю., Егоров В.Н., Пименов Н.В. и др. // ДАН. 1995. Т.340. №5. С.676—680. 

15. Walentine D.L., Reeburgh W.S. // Environmental Microbiology. 2000. V.2. №5. Р.477—484. 

16. Zehnder A. J. B., Brock T. D. // J. Bacteriol. 1979. №39. P.420—432. 

17. Elvert M., Suess E., Whiticar M.J. // Naturwissenschaften. 1999. Bd.86. S.295—300. 

18. Thiel V., Peckmann J., Richnow H.H. et al. // Marine Chemistry. 2001. V.73. P.97—112. 

13



19. Tyler S.C., Bilek R.S., Sass R.L., Fisher F.M. // Global Biochem. Cycles. 1997. V.11. P.323—348. 

14

Жизнь на сероводороде и метане

You also want an ePaper? Increase the reach of your titles

Delete template?

Save as template?