Роль микроорганизмов в глобальных циклах элементов

Интенсивное развитие промышленности и сельского хозяйства в годы, последовавшие за окончанием Второй мировой войны, сопровождалось растущим из года в год потреблением всех видов природных ресурсов (полезных ископаемых, пресной воды, лесных ресурсов, целинных почв и т. д.) с одновременным ухудшением условий окружающей среды, особенно в крупных городах и индустриальных областях нашей планеты. Впервые за всю историю цивилизации люди начали понимать, что ресурсы планеты и ее биосферы не безграничны и их потребление необходимо контролировать и по возможности возобновлять.

К сожалению, классические методы прямого учета и количественной оценки специализированных групп микроорганизмов на элективных питательных средах не дают информации о реальной геохимической деятельности микроорганизмов в природных условиях, поскольку на питательных средах вырастают не только активные микробы, но и все жизнеспособные формы, включая споры и покоящиеся клетки. Современные молекулярно-биологические методы также не позволяют количественно оценивать активность микроорганизмов в условиях in situ. Поэтому для количественной оценки специализированных физиологических групп микроорганизмов в биогеохимические процессы круговорота биогенных элементов (углерода, серы, кислорода, азота), были разработаны специальные методы и подходы, основанные на детальном изучении геохимических условий в природных экосистемах, населенных микроорганизмами, а также методики, основанные на использовании радиоактивных и стабильных изотопов.

Детальный анализ распределения субстратов и метаболитов специфических физиологических групп микроорганизмов позволяет в ряде случаев получить ценную информацию о геохимической активности микроорганизмов в природных условиях. Так, например, при анализе послойного распределения метана по профилю заболоченной почвы или анаэробного озерного ила можно составить представление о продукции метана метаногенами и о процессах микробного окисления части этого метана. Анализируя изменение содержания сульфата и сероводорода в подземном водоносном горизонте от области «питания» до области «разгрузки», можно получить довольно полное представление о масштабах процесса сульфатредукции в изучаемых подземных водах.

Более полную информацию о природных микробиологических процессах получают при проведении краткосрочных экспериментов с изолированными природными образцами (озерная, морская и подземная вода, образцы почвы, грунта и донных осадков), к которым добавляют радиоактивно меченные субстраты, используемые теми или иными физиологическими группами микроорганизмов.

Данными методами определяют содержание специфического субстрата (Л/, мг/кг или мг/л), радиоактивность добавленного меченого субстрата (/?, имп/мин на 1 л или 1 кг) и радиоактивность метаболитов (г, имп/мин), образовавшихся за время краткосрочной инкубации (/, ч) изолированного образца, населенного микроорганизмами. Расчет продукции метаболитов (Р) осуществляют по формуле Р = Mr/Rt (мг на 1 л или 1 кг природного образца за 1 ч).

Разработанные отечественными микробиологами методы количественной оценки геохимической активности микроорганизмов с использованием меченых соединений углерода и серы широко используются во всем мире для количественной оценки активности фотои хемоавтотрофных бактерий, метаногенов, метанотрофов, сульфатредукторов, аэробных и анаэробных серных и тионовых бактерий.

Полезную информацию о природных микробиологических процессах дает также изучение соотношения стабильных изотопов серы, углерода, азота, кислорода и водорода в различных природных соединениях (органические вещества, серные и углеродсодержащие газы и минералы), образуемых и потребляемых микроорганизмами.

Лабораторные эксперименты с чистыми культурами микроорганизмов (рис. 2.5) показали, что продукты метаболизма заметно обогащаются легкими стабильными изотопами, а в остаточном субстрате происходит накопление тяжелых стабильных изотопов. Наиболее изотопно легкие метаболиты накапливаются при использовании первых порций субстрата (рис. 2.5, Л, В) и при медленной удельной скорости потребления субстрата (рис. 2.5, Б). Кроме того, величина эффекта фракционирования стабильных изотопов при прочих равных условиях выше на небольших моле;

Рис. 2.5. Закономерности фракционирования стабильных изотопов углерода в экспериментах с чистыми культурами микроорганизмов:

А — потребление С0₂ и образование СН₄ автотрофными метаногенами (по оси абсцисс — время культивирования, ч; по оси ординат — С, мг); Б — изменение величины Д^|3С новообразованного метана и остаточной С0₂ (по оси абсцисс — потребление С0₂, % от исходного содержания; по оси ординат — Д^{, 5}С, %о); В — зависимость величины фракционирования изотопов углерода от скорости метаногенеза при использовании одноуглеродных (С|) и двууглеродных субстратов (С₂) (по оси абсцисс — скорость метаногенеза, 10‘¹⁰ мл СН₄ на клетку в час; по оси ординат — величина Д¹³С, %о); Г — изменение величины Д^{, 3}С метильной и карбоксильных групп ацетата и остаточного бикарбоната в зависимости от доли потребленного бикарбоната в процессе ацетогенеза чистой культурой Sporomusa sp/taeroides (по оси абсцисс — потребление HCOj, %; по оси ординат — Д^|3С, %о) кулах субстрата (рис. 2.5, В) и зависит от количества ступеней ферментативного синтеза метаболита (рис. 2.5, В).

Изотопный состав химических соединений измеряется на специализированных изотопных масс-спектрометрах и выражается в промиллях, т. е. тысячных частях, показывающих относительное обогащение (положительные величины Д¹³С или A³⁴S, %о) или обеднением (отрицательные величины Д^|3С и A^S) тяжелым изотопом по сравнению с соотношением изотопов ^{, 2}С и ^{, 3}С и ³²S и ³⁴S в стандартах, где оно принято за нулевое.

Небольшие величины фракционирования стабильных изотопов (в пределах долей промиллей и единиц промиллей) наблюдаются и при таких физико-химических процессах, как диффузия, растворение газа в жидкости, кристаллизация из растворов. Однако эти величины не идут ни в какое сравнение с масштабами фракционирования, проходящего при процессах метаболизма (рис. 2.5, Г).

Важно подчеркнуть, что изотопный состав минералов, органических веществ и газов микробного происхождения не изменяется с момента образования этих соединений, поэтому по изотопному составу можно судить не только о современных микробных процессах, но и процессах, происходивших в геологическом прошлом нашей планеты.

В последней трети XX в. были проведены многочисленные исследования скоростей природных биогеохимических процессов, позволившие создать физические модели глобальных циклов биогенных элементов (рис. 2.6 и 2.7). Модели состоят из оценок запасов тех или иных элементов в различных геосферах (атмосфере, гидросфере, почве, литосфере) и потоков вещества (стрелки на рис. 2.6 и 2.7) между основными резервуарами.

На рис. 2.6 приведена схема глобального цикла серы. Основные потоки, соединяющие четыре главных природных резервуара (атмосферу, почву, литосферу и гидросферу), не связаны с деятельностью живых организмов. Исключение составляет процесс сульфатредукции в восстановленных донных осадках Мирового океана. Результаты экспериментальных определений скорости процесса бактериальной сульфатредукции в различных зонах океана, полученные с помощью методики краткосрочных экспериментов с добавкой Na₂³⁵S0₄, приведены в табл. 2.1. Из таблицы следует, что максимальные скорости сульфатредукции, достигающие первых десятков миллиграммов серы на кубический дециметр осадка в сутки, обнаруживаются в донных отложениях шельфа, где оседают максимальные количества свежего органического вещества из речного стока и зоны фотосинтеза. По мере удаления от берега и увеличения глубины морского бассейна скорость сульфатредукции снижается, а в осадках подножия континентального склона измеряется уже долями микрограмма на дециметр кубический в сутки.

Рис. 2.6. Резервуары и основные потоки глобального биогеохимического цикла серы (цифры в скобках — количество серы в тераграммах в год)

Рис. 2.7. Резервуары (в прямоугольниках) и потоки глобального геохимического цикла углерода (цифры в скобках — количество углерода в.

мегатоннах в год) В полном соответствии с законами биологического фракционирования стабильных изотопов находится и изотопный состав восстановленных серных соединений из донных осадков разных зон океана. В глубоководных осадках с очень медленной скоростью сульфатрсдукции и небольшой долей потребления сульфата, имеющего во всем океане A^MS, близкую к +20%о, восстановленные соединения серы (H₂S, гидротроилит, пирит и другие сульфидные минералы) обеднены тяжелым изотопом серы до A³⁴S = -56%о. В осадках шельфа с высокой скоростью процесса сульфатредукции и почти полным потреблением сульфата поровых вод значения A³⁴S восстановленной серы обычно положительные, а остаточный сульфат очень сильно обогащен изотопом ³⁴S (A³⁴S — до +50%о).

Экспериментальные определения скорости процесса бактериальной сульфатредукции в Мировом океане.

Суммарная продукция восстановленной серы в осадках океана достигает 492 Мт серы в год (см. табл. 2.1). Таким образом, годовая продукция микробного сероводорода почти в три раза превышает суммарную годовую добычу всех видов серосодержащего сырья (169 Мт, см. рис. 2.5), используемого человечеством.

Основная часть микробного сероводорода, образующегося в восстановленных донных осадках, окисляется в верхних горизонтах осадков или в придонной воде, однако около 111 Мт восстановленной серы ежегодно связывается с металлами и выводится из глобального круговорота в виде сульфидов, главным из которых является дисульфид железа — пирит (см. рис. 2.6).

Полученные экспериментальным путем оценки глобальной продукции микробного сероводорода позволяют рассчитать и количество органического углерода, потребляемого анаэробными сульфатредукторами в осадках Мирового океана. Эти цифры, рассчитанные по реакции SO²" + 2С_орг —> S²' + 2С0₂, также приведены в табл. 2.1. Как будет видно при рассмотрении глобального цикла углерода, на долю сульфатредуцирующих бактерий приходится потребление более 10% органического вещества, поступающего из зоны фотосинтеза в донные осадки.

Главным отличием глобального цикла углерода (см. рис. 2.7) от цикла серы (см. рис. 2.6) является ведущая роль в реакциях цикла живых организмов, в первую очередь фотосинтезирующих организмов, продуцирующих органическое вещество из С0₂, и микроорганизмов, разлагающих органику и возвращающих С0₂ в круговорот углерода.

В континентальном секторе за счет совокупной деятельности беспозвоночных животных и микроорганизмов (органотрофных бактерий и мицелиальных грибов) ежегодно минерализуется порядка 50—55 Гт (гигатонн) органического углерода листового опада. Еще от 3 до 6 Гт органического углерода почвы и торфа также минерализуется микроорганизмами.

Из 43 Гт органического углерода, фиксируемого в процессе фотосинтеза в Мировом океане, около 40 Гт минерализуется в водной толще, причем участие микроорганизмов в этом процессе оценивается в 70 —75%. Кроме того, из 3 Гт органического углерода, достигающих поверхности донных осадков океана, более двух третей минерализуется донной микрофлорой, при этом аэробные органотрофы окисляют 1,9 Гт органического углерода, сульфатредукторы минерализуют 0,37 Гт, метаногены — 0,04 Гт (см. табл. 2.1).

На рис. 2.7 приведены также цифры, характеризующие вклад индустриального общества в потоки углерода на нашей планете. Суммарная оценка выброса в атмосферу углерода в виде С0₂ за счет сжигания всех видов ископаемого топлива (каменный уголь, нефть, газ) составляет 5 —6 Гт в год.

Таким образом, геохимическая активность микроорганизмов, метаболизирующих природные органические вещества, более чем на порядок величин превышает минерализующую активность шестимиллиардного населения Земли.

Систематические наблюдения за изменением химического состава атмосферы, организованные с середины прошлого века, и изучение состава газовых пузырьков в ледниках Антарктиды и Гренландии, позволяющие судить об изменении химического состава атмосферных газов за последние 300 — 400 лет, показали, что в атмосфере Земли нарастающим темпом увеличивается содержание так называемых парниковых газов, в первую очередь С0₂ и СН₄.

Увеличение концентрации парниковых газов может привести к потеплению климата планеты, что будет сопровождаться таянием ледников и вечномерзлых почв и грунтов, повышением уровня Мирового океана и опустыниванием наиболее плодородных почвенно-климатических зон, в частности зоны русских черноземов.

В связи с проблемой увеличения концентрации парниковых газов усилился интерес к изучению круговорота метана, поскольку, хотя содержание метана в атмосфере значительно ниже, чем содержание С0₂, ежегодный прирост концентрации этого газа в атмосфере в три раза выше, чем концентрации С0₂, и, кроме того, парниковый эффект метана в 23 раза выше, чем парниковый эффект такого же количества С0₂.

Из приведенных в табл. 2.2 данных следует, что основная часть метана, поступающего в атмосферу, имеет микробное происхождение.

Основными источниками микробного метана являются болотные и увлажненные почвы, в том числе поля для выращивания риса, а также растительноядные животные и термиты, у которых метан образуется в пищеварительном тракте.

Приведенные в табл. 2.2 оценки потоков метана микробного происхождения в атмосферу следует рассматривать в качестве минимальных оценок продукции метана в таких анаэробных экосистемах, как болота, увлажненные почвы и донные осадки озер и морей.

Дело в том, что значительная часть метана, образуемого метаногенами в этих экосистемах, не достигает атмосферы, так как на границе аэробных и анаэробных условий существенная часть метана (до 50% и более) окисляется аэробными метанотрофами.

Более того, в последние годы показано, что сообщество пока еще не идентифицированных анаэробных метанотрофов и сульфатредукторов окисляет часть метана в строго анаэробных условиях.

Детали механизма анаэробного окисления метана и взаимодействия компонентов микробного сообщества находятся в стадии изучения и обсуждения, однако сам факт интенсивного анаэробного окисления метана, по крайней мере в морских осадках и анаэробной водной толще, четко регистрируется с помощью краткосрочных экспериментов in situ с добавкой ^{, 4}СН₄ и уже не вызывает сомнений.

Таблица 2.2.

Потоки метана в атмосферу (Мт/год).

Таким образом, если в глобальном цикле серы крупномасштабная геохимическая активность микроорганизмов проявляется лишь на этапе восстановления сульфатов до сероводорода (см. рис. 2.6), то в глобальном цикле углерода их активность сопоставима с активностью фотосинтезирующих организмов, а биогеохимический цикл метана практически полностью зависит от активности микроорганизмов, продуцирующих и потребляющих метан.

Не вызывает сомнения также, что микроорганизмы, в особенности азотфиксаторы и нитрификаторы первой и второй фазы, играют ведущую роль в глобальном цикле азота, а водородокисляющие и углеводородокисляющие бактерии являются основными потребителями водорода, жидких и газообразных углеводородов в аэробных условиях. К сожалению, количественная оценка этих процессов как на экосистемном, так и на глобальном уровне пока сдерживается методическими трудностями. Это же замечание относится и к оценке геохимической деятельности микроорганизмов, участвующих в окислительно-восстановительных реакциях преобразования элементов с переменной валентностью (железо, марганец, уран, технеций и др.). Продолжение этих исследований и осознание, а тем более количественная оценка роли микроорганизмов в крупномасштабных природных процессах круговорота элементов в биосфере — это путь к созданию новых биотехнологий добычи и переработки полезных ископаемых и к разработке эффективных методов очистки окружающей среды, основанных на использовании специфических групп микроорганизмов.

На этом пути уже сделаны первые шаги: разработаны и широко используются в горнодобывающей промышленности биотехнологии бактериально-химического извлечения цветных и благородных металлов (см. 4.4), биогеотехнологические методы повышения нефтеотдачи и многочисленные технологии очистки бытовых и промышленных сточных вод (см. 4.2).