Микробиологическое и биохимическое преобразование органических веществ

1

МИКРОБИОЛОГИЧЕСКОЕ И БИОХИМИЧЕСКОЕ ПРЕОБРАЗОВАНИЕ ОРГАНИЧЕСКИХ ВЕЩЕСТВ

Бактериальное и биохимическое преобразование ОВ начинается при отмирании живых организмов, т.е. в толще воды, и может проходить принципиально различными путями. ОВ осадков в окислительных условиях может полностью окислиться до керогена и углекислоты. В субокислительных и слабовосстановительных условиях из рассеянных ОВ бактерии генерируют углеводородные газы (УВГ), в основном метан (СH4), частью захоранивающийся в виде газогидратов. В (резко)восстановительных условиях в осадках с концентрированными ОВ образуются низкокипящие углеводороды (УВ), в частности пентан (С5; +36.6оС) и гексан (С6; +68.8оС), и относительно небольшое количество УВГ (С1-С4) [Жижченко, 1977].

Рис. 35. Углеводороды нижней части цианобактериального мата оз. Gavish Sabha (по [Hypersaline …, 1985]): 1 -- n-Dodecane; 2 -- n-Tridecane; 3 -- 2,6,10-trimethyldodecatetraene; 4 -- n-Tetradecane; 5 -- Pentadecane (branched); 6 -- Pentadecane (branched); 7 -- n-Pentadecane; 8 -- 8-methylpentadecane; 9 -- 2-methylpentadecane (iso); 10 -- n-Hexadecane; 11 -- 8-methylhexadecane; 12 -- n-Heptadecenes; 13 -- n-Heptadecane; 14 -- 2,6,10,14-tetramethylpentadecane (pristane); 15 -- 6-methylheptadecane; 16 -- 5-methylheptadecane; 17 -- 4-methylheptadecane; 18 -- 6,10-dimethylheptadecane; 19 -- n-Octadecane; 20 -- 2,6,10,14-tetramethylhexadecane (phytane); 21 -- Phytene isomer?; 22 -- Phytene isomer; 23 -- Phytene isomer; 24 -- 8-methylnonadecane 9-methylnonadecane 7-methylnonadecane 6-methylnonadecane; 25 -- Phytadiene isomer; 26 -- Phytadiene isomer; 27 -- 7,10-dimethyloctadecane; 28 -- 6,10-dimethyloctadecane; 29 -- n-Nonadecane; 30 -- Phytadiene isomer Phthalate ester; 31 -- 7-methyleicosane; 32 -- 6-methyleicosane; 33 -- n-Eicosane; 34 -- n-Heneicosane; 35 -- n-Docosane; 36 -- n-Tricosane; 37 -- n-Tetracosane; 38 -- n-Pentacosane; 39 -- n-Hexacosane; 40 -- Alkene: hydrogenated squalene isomer?; 41 -- n-Heptacosane; 42 -- Tetrahydrosqualene; 43 -- Hydrogenated squalene isomer; 44 -- Dihydrosqualene, n-octacosane; 45 -- Dihydrosqualene isomer; 46 -- Squalene; 47 -- n-Nonacosane; 48 -- Mixture of sterenes and steradienes; 49 -- n-Hentriacontane

Доля УВ ряда С3-С14 в океанических осадках ничтожна, а доминируют в основном твердые УВ (С15) [Геодекян и др., 1985]. Только черноморские илы (QIVkl-vt) отличаются от покрывающих (QIVnv) и подстилающих (QIVdj) осадков повышенным (0.0073-0.2302/0.0507%) содержанием битумоидов ХБ(А) и УВ (0.0018-0.0564/0.0139%) [Нефтегазо-генетические …, 1984].

Образцы современных карбонатных глин оз. Карачи (270 г/л) содержат 10% УВ/Сорг, состоящих исключительно из н-алканов и цикланов [Селиванов, 1991]. Эвапоритовые отложения Средиземного моря (о. Сардиния, скв. DSDP-134, забой 360 м) и Мексиканского залива (купол Челленджер, скв. DSDP-2, 136 м) содержат высокие концентрации битумоидов, легких УВ и УВГ - на три порядка выше фоновых (А.Т.) [Троцюк, 1982: 127]. Это в значительной степени совпадает с оценкой продуцирования липидов морской и эвапоритовой экосистем и их захоронением в осадках. В УВ мессинских эвапоритов (современные температуры 40-45оС) отмечено примерно равное соотношение изо- и н-алканов, а в спектре УВГ - повышенное (9%) содержание гомологов метана. Т.о. отсутствие признаков накопления диагенетической нефти в изученных бурением разрезах Мирового океана [Троцюк, 1982: 196] является еще одним подтверждением эвапоритовой гипотезы, поскольку даже в составе организмов отмечаются структурные компоненты нефти.

Присутствие стеранов и их УВ (н-парафинов и олефинов) отмечено в диатомеях [Баженова, Бурлин, 1985], причем УВ современных диатомовых осадков вполне сравнимы со спектром диатомовых опок, находящихся в зоне ПК2-ПК3 (МГУ) с температурой менее 100оС (см. рис. 32). Из нижней части цианобактериального мата оз. Gavish Sabha были детектированы 49 УВ (рис. 35). Это может указывать либо на их биосинтез, либо на значительную скорость первичного преобразования ОВ в рапных водоемах. Судя по термопатии галофитов, их ферменты особенно активны при +1-37оС и разрушаются при +80оС. Ферментативная деструкция биополимеров на 9-13 порядков выше, чем при химических реакциях [Корнеева, 2000], что позволяет объяснить приуроченность части месторождений газа и нефти в сотнях метров под поверхностью за счет биохимического преобразования ОВ. Карбоновые кислоты в нефтях [Севостьянов, 1999] показывают, что они могут быть компонентом НУВ без какого-либо изменения.

Считается, что в системе планктон - осадки Мирового океана уменьшаются главным образом белковые компоненты (в 100-200 раз), а концентрация липидов и углеводов изменяется мало (2-4 и 1.5-2 раза) [Геодекян и др., 1985]. Между тем, морские диатомовые илы содержат мизерные количества ОВ (Сорг.=0.573-0.112) [Троцюк, 1982], хотя в диатомовых водорослях только липоиды занимают от 5 до 38% биомассы [Баженова, Бурлин, 1985]. Избирательное потребление липидов в морской воде связано, вероятнее всего, с нефтеокисляющими бактериями. В морской и речной воде НУВ (и очевидно липиды) за счет бактериального разложения деградируют от нескольких до 150 суток, причем природная популяция морских микроорганизмов в слое воды 1 м способна переработать ~1000 т НУВ/км2/год [Нельсон-Смит, 1976; Артюхова, Носов, 1987]. Это минимум на два порядка выше продукции морских липидов в километровых толщах воды. Однако непременным условием существования нефтеокисляющих ценозов являются окислительные условия среды, нехарактерные рапным водоемам.

Рис. 36. Условия существования бактерий (по [Волков, 1984]): 1 - сульфатредуцирующих; 2 - тионовых; 3 - железобактерий; 4 -- денитрифицирующих; 5 - гетеротрофных анаэробов

Существование бактериальных ценозов в воде и ДО определяется Eh, рН [Волков, 1984] и соленостью. Величина рН в воде сульфатного класса изменяется от 8.6-7.8 (50-180 г/л) до 7.8-7.1 (180-280 г/л). Eh закономерно снижается от +300 до ~0 mv на границе раздела вода--грунт и достигает -200 mv в поверхностном слое осадка [Страхов, 1962]. Указанные условия благоприятны практически для всех основных групп бактерий морского генезиса, имеющих геохимическое значение (рис. 36). Тем не менее, в рапе 250 г/л микробиологическое разложение ОВ и сульфатредукция приближаются к нулю [Страхов, 1962]. В рапе 220-260 г/л развивается исключительно низкое разнообразие бактериальных форм [Пельш, 1936; Гусев, 1990]. При 100-180 г/л в ДО были отмечены аэробные, анаэробные и сульфатредуцирующие бактерии. Количество (ОЧБ) аэробных бактерий в слое 0-110 см уменьшается с 210+10х106 до 25+5х106/г сырого осадка [Страхов, 1962]. Т.о. аэробное преобразование остатков организмов и фекалий консументов в водной толще и ДО рапных водоемов кратковременно. Серосодержащие белковые соединения минерализуются с участием аэробных бактерий и лучистых грибов [Воронихин, 1953]. При рН 5-9 анаэробы и факультативные гнилостные анаэробы также используют серосодержащие ОВ [Волков, 1984].

Липиды минерализованных (30-100 г/л) пелоидов Тамбуканского озера обладают бактерицидными и бактериостатическими свойствами, которые возможно придают им антибиотики (типа пенициллина), синтезируемые бактериями и плесенями на основе белков [Воронихин, 1953], тогда как химическая деструкция липоидов в пресноводных сапропелях замедляется антиоксидантами [Юрина и др., 1998]. Выраженные бактерицидные и лечебные свойства характерны не только пелоидам рапных лиманов и озер, но и нафталанской нефти ПТ, которая содержит полициклические УВ, подобные пигментам, стеринам и гормонам. Тамбуканский пелоид сформирован преимущественно донными зелеными водорослями Rhizoclonium hieroglyphicum, артемиями и личинками мухи Ephydra sp., не отличающимися высоким содержанием липидов, а особенности его состава объясняются бактериальной деструкцией белков. За счет бактериального преобразования белков при анаэробной деструкции ОВ доля липидов в пелоидах может увеличиваться на порядок по отношению к образующим их организмам. Это объясняет преобладание липидов в пелоидах других соленых озер (см. [Воронихин, 1953]).

Интенсивность и полнота бактериального преобразования ОВ зависит не только от состава и обилия бактериальных ценозов, но и происхождения ОВ. Основными причинами низкой преобразованности ОВ сланцев, сформировавшихся из донных цианобактериальных матов в фотической зоне эвапоритовых или лагунных палеоводоемов, являются наличие у цианобактерий защитных капсул, прижизненное и посмертное выделение ими токсических веществ, предохраняющее колонии от использования консументами и бактериального разложения. Вследствие этого первичное изменение ОВ шло только путем аутоферментации, а деструкции подверглось только низкомолекулярное ОВ, диффундировавшее через плотный и толстый полисахаридный фильтр слизистой капсулы [Горленко, Жмур, 1989; Горленко и др., 1989, 1990]. Основным путем преобразования липидов телоальгинитов при аутоферментации была их полимеризация, свойственная, например, куронгиту и балхашиту [Клесмент и др., 1985]. Необходимо подчеркнуть, что формирование этих сланцев проходило в современных эвапоритовых бассейнах Азии и Австралии. В отличие от клеток вольвоксовых, цианобактерии и в нефтях нередко имеют хорошую сохранность (см. рис. 6-9). Бактериальное преобразование ОВ цианобактерий зависит, вероятно, от их видовой принадлежности. Например, пелоиды Мойнакского озера сформированы почти исключительно бентосной Chlorogloea sarcinoides, причем ее бактериальное разложение в бассейнах грязелечебницы занимает 1-3 года [Воронихин, 1953].

В анаэробном разрушении ОВ можно выделить две стадии. На первой гетерогенная группа анаэробных бактерий (первичные анаэробы) подвергает ферментативному гидролизу и брожению белки, липиды и полисахариды с образованием низших карбоновых кислот, спиртов, альдегидов, кетонов, CO2 и H2 [Волков, 1984]. Все продукты первичного преобразования ОВ, включая низшие карбоновые кислоты, хорошо растворимы в воде. В опытных условиях в бедные ОВ (Сорг. 0.02-0.57%) отложения за 14 месяцев мигрировало 7.6-21.8% от исходного количества (Сорг. 7.26-9.8%) в морском растительном детрите. Благодаря этому современные песчаные осадки содержат в 8 раз больше УВ, чем контактирующие с ними органогенные илы. В песках содержится больше нефтеподобных ОВ, чем в глинах, не только на стадии раннего диагенеза [Жижченко, 1959], но в катагенезе [Витенко и др., 1985]. На миграцию растворенных ОВ в современных морских осадках указывает также их повышенное содержание в поверхностных слоях и наддоной воде [Волков, 1984]. Миграция водорастворимых ОВ проходит и в диагенезе, и в катагенезе (см. [Барс и др., 1986]). Так, в аргиллитах баженовской свиты процесс генерации УВ из твердых ОВ сопровождался вытеснением межкапиллярной воды в результате разуплотнения пород при повышении порового давления над геостатическим. При этом миграция водорастворимых ОВ и УВ могла проходить по густой сети трещин преимущественно горизонтального направления [Зубков и др., 1986]. Вероятно, латеральная миграция проходила и при выделении межпоровой воды при дегидратации глинистых пород (см. ниже). В других типах пород и коллекторов могла преобладать вертикальная миграция ОВ. В результате этого концентрации ОВ в открытых порах намного ниже, чем в закрытых. В первых доминируют безазотистые ОВ, а во вторых - азотсодержащие компоненты и нелетучие фенолы [Барс и др., 1986]. Все это позволяет представить генезис нефти без гипотетической стадии образования и миграции микронефти из рассеянного ОВ. Молекулярная нефть, очевидно, может подвергаться более интенсивному химическому и бактериальному окислению, чем ее скопления. Кислород, концентрация которого в выбросах грязевых вулканов достигает 1.7%, может окислить не только H2S, но и микронефть в подземных водах [Севостьянов, 1999]. Процессы бактериального преобразования УВ в зонах температур до ~85-110oC могут превалировать над химическими, как это наблюдается в диагенезе.

Метаболиты первичных анаэробов служат субстратом метанобразующим гетеротрофам и хемоавтотрофам (реакция 1-5) и сульфатредуцирующим бактериям (вторичным анаэробам). При этом сульфатредукция (6-8) является основным процессом не только анаэробной минерализации ОВ, но и метаморфизации иловых вод. Бактериальному разложению подвергаются низкомолекулярные карбоновые кислоты, простейшие сахара, спирты, ацетаты, а выделение H2S происходит только после того, как в осадках восстановлено все реакционноспособное железо. Фиксация углекислоты (8) энергетически на 2 порядка более выгодна, чем при фотосинтезе. Диффузия газов из ДО в придонную воду и существование на поверхности осадка нейтральных (Eh~0) или слабовосстановительных условий способствует развитию фотоавтотрофов, а в более глубоководных частях водоемов - хемоавтотрофов (тионовых (10-12) и метанокисляющих (13) бактерий) [Волков, 1984].

(1) CO2 + 4H2 CH4 + 2H2O

(2) [CH2O] + 4H2 CH4 + 2H2O

(3) HCOOH4H2+CO2CH4+3CO2+H2O

(4) CH3COOHCH4+CO2

(5) C6H12O62C3COOH+4H2+2CO23CH4+3CO2+2H2O

(6) 2[Сорг. CH2O] + SO42- S2- + 2CO2 + H2O

(7)2[CH2O]+SO42-H2S+2HCO3-

(8) 2CO2 + 2H2 2[CH2O] +O2

(9) 2H2S+СO22So+H20+[CH2O]

(10) H2S+СO2+2H20SO42+2H-+2[CH2O]

(11) 2So + 3O2 + 2H20 2H2SO4

(12) S2-+2FeOOH SO42 + 2Fe2+ + 2H+

(13) CH4 + CO2 2[CH2O]

Образующаяся бактериальная масса также захоранивается в осадке. При испарении воды и увеличении плотности рапы в поровые воды эвапоритовых бассейнов возвращаются растворенные ОВ, что отличает их от морских осадков, где растворенные ОВ разгружаются в придонную воду. Этим можно объяснить обогащение ОВ от современных (Сорг.=4.6…14.9/8.03%) к ископаемым в слое 0-10 см (Сорг.=4.6…16.1/8.43%) и 10-100 см (Сорг.= 4.2…20.6/13.23%) бактериальным матам оз. Solar Lake [Hypersaline …, 1985: 386]. В результате сложных биохимических реакций разложения ОВ в иловую воду переходят бактериальный CH4, органические (C, N, P, J)орг. и минеральные соединения HCO3-, NH4+, HPO42-, J-, CO2, H2S и, а также формируются глины и аутигенные фосфаты. При выведении сульфатов из состава поровых вод увеличиваются щелочность и роль (би)карбонат ионов. Образование аутигенных CaCO3 вновь сдвигает равновесие катионного обмена и способствует продолжению этого процесса. Параллельно этому происходит быстрый катионный обмен с глинами и медленный обмен Mg и Na иловых вод на Ca осадка [Волков, 1984]. Эффективность катионного обмена SO42- резко возрастает при росте минерализации с 35 до ~200 г/л [Страхов, 1962]. Сульфатредукция в первых десяти сантиметрах осадков эвапоритового оз. Solar Lake снижается на 1-2 порядка, а в 100 см от поверхности зафиксировано ее практически полное прекращение [Волков, 1984]. Этот этап характеризуется увеличением значений Eh до положительных значений и наблюдается, например, в осадках Сиваша на глубине от 0.5 до 5.0 м. Это, конечно, не означает присутствия кислорода в осадках, но отражает процесс преобразования пирита в гидротроилит (FeS+So=FeS2). Последний на 4 порядка менее растворим, что ведет к уменьшению в растворе ионов, способных легко отдавать электроны [Стащук и др., 1964]. В условиях высоких скоростей накопления осадков первичное преобразование ОВ в результате сульфатредукции (во время которой разлагается наиболее лабильное белковое ОВ) занимает всего 500-2500 лет.

При снижении концентрации SO42- основным процессом деструкции ОВ становится метаногенез. Деструкция захороненного в осадках ОВ проходит по этому пути, а сульфатредукция имеет подчиненное значение [Бонч-Осмоловская и др., 1987]. Это соответствует аксиоме о «разобщении» процессов газо- и нефтеобразования и фактам «низкотемпературного» накопления нефти в ряде месторождений [Михайлов, 1999]. Сходство состава эвапоритовых газов и газовых месторождений дают основания считать возможным процесс полного преобразования ОВ в УВГ путем анаэробной бактериальной деструкции. Процессы бактериальной биодеградации нефти в залежах [Иванов, 1999], принципиально сходные процессы микробиологического и предположительно кинетического фракционирования изотопов углерода в системе Сорг. - СН4 - нефть (см. рис. 20), делают такое предположение вполне вероятным. Наличие битумов в галите купола Индер свидетельствует, что эти процессы прекращаются в аэробных условиях.

Приуроченность гидрокарбонатно-натриевых вод (с преобладающими ионами Na, Cl, SO4, HCO3 CO3 и Ca) к «молодым» НГБ и хлоркальциевых (Na, Cl, Ca, Mg, HCO3 и CO3) к «зрелым» [Севостьянов, 1999] является результатом метаморфизации рапы глинистым материалом и сложных обменных процессов в результате микробиальной сульфатредукции и метанобразования, которые очевидно протекают в водах «молодых» НГБ. При этом сульфатредукторы могут потреблять низкомолекулярные ОВ промежуточных этапов метанобразования (реакция 5) или выступать в роли анаэробных бродильщиков.

Изучение современных термофильных анаэробных прокариот показало [Слободкин и др., 1999], что бактерии могли обеспечить не только замкнутый цикл углерода и энергии в первичных экосистемах Земли, но и деструкцию биополимеров при pH 3.0-8.5 и температуре 55~85oC (рис. 37). Отдельные формы метанобразующих бактерий отмечены при 110оС, а их температурный оптимум - 98oC. Сообщества термофильных метаногенов и водород-продуцирующих гипертермофильных археев-бродильщиков могут перерабатывать органические вещества со значительными скоростями. При увеличении pH отмечается уменьшение термофильности бактерий. В слабоминерализованных водах развитие сульфатредукторов в кислой среде отмечается при 73-66оС [Бонч-Осмоловская и др., 1987], а в щелочной - ниже 54оС [Юрков и др., 1991].

Рис. 37. Продуцирование (А) и деструкция (В) органических веществ термофильными анаэробными прокариотами (по [Слободкин и др., 1999])

Исследование анаэробных бактериальных сообществ гипергалинных вод и нефтяных месторождений скорее исключение, чем правило. Однако обнаруженные в них формы функционально не отличаются от других местообитаний, а бактериальные сообщества гидротермальных систем существуют в рассолах 10-500 г/л [Слободкин и др., 1999]. Среди термофильных метоногенов пластовых вод нефтяных месторождений в настоящее время известны только представители родов, выделенные из других биотопов. Отдельные виды сульфатредукторов способны существовать в глубоководных желобах при давлении до 1000 атм. [Волков, 1984], а некоторые анаэробы существуют в морских гидротермах срединно-океанических хребтов [Слободкин и др., 1999]. Это позволяет надеяться, что анаэробные прокариоты способны существовать в широком термобарическом градиенте. Можно ожидать не просто переживание бактериями неблагоприятных условий в верхней части осадочных чехлов, но и их адаптацию к ним, подобно тому, как происходило приспособление предков галофитов к жизни в эвапоритовых бассейнах.