地球科学学科前言丛书·深部地下生物圈
第一章 深地生物圈基本概念和特征
第一节 定义
目前国际公认的深地生物圈是指陆地及海底表面以下不直接以阳光为能量来源的黑暗生物圈，主要由微生物构成。最早系统地提出“深地生物圈”概念的是美国康奈尔大学天体物理学家 Thomas Gold。1992 年，Gold 在《美国国家科学院院刊》（PANS）上发表了一篇题为“既深又热的生物圈”（The deep， hot biosphere）的文章。在这篇文章及随后的同名书中（Gold，1992），Gold 认为微生物很可能广泛地生活在地下环境中，存在于岩石颗粒的孔隙中。此外， 他推测，这种生命很可能存在于地下几千米的深地环境，直至地下温度太高无法生存为止。Gold 假设，深地生命的能量来源主要是化学能，而不是光合作用能量；支撑地下生命的营养物质和能量由深层水体和岩石（包括氧化和还原型的矿物）本身提供。Gold 推测，这种当时鲜为人知的深地生物圈，其生物总量与地表生物总量相当。他认为深地生物最可能生活在有（或产生）氢气（H2）、甲烷（CH4）和水（H2O）的地方，这些地方是孕育生命最有利的场所（Gold， 1992）。Gold 同时敏锐地意识到“这种类似深地生命可能广泛地分布在宇宙中”。此外，他也假设，用于支持深地环境生命活动的烃类和其衍生物均来源于地质过程（Gold，1992；Colman et al.，2017）。
第二节 地质环境及物理化学因素对深地生物圈的影响
一、微生物生境
地壳是覆盖于地幔上部的固体圈层，其中陆壳厚度为 30～50km，而洋壳厚度为 5～10km。陆壳由多种多样的岩浆岩、变质岩和沉积岩组成，这些岩石在几百万年至几十亿年的地质历史时期不断被风化和重塑。在地壳表层，风化的岩石矿物和有机物组成了多种类型的土壤，并为各种各样的微生物生长提供了合适的生境和空间。土壤层以下统称为地下（subsurface），这里曾经一度被认为没有微生物，但是目前估算其中的生物量已经达到 1016～1017g，占地球生物总碳量的 2%～19%（Whitman et al.，1998，Kallmeyer et al.，2012； McMahon and Parnell，2014；Magnabosco et al.，2018）。微生物广泛生存在地下多种生境中，从浅部疏松的沉积物到深部几千米高温高压的岩石裂隙都有存在。微生物的生理与代谢多样性使得它们可以利用各种化学能和碳源进行生长，进而驱动碳和其他元素的地球循环。例如，细菌在烃类的合成分解中都扮演重要角色，而烃类又是人类需要的重要能源，也是二氧化碳（CO2）地质封存的潜在产物，其所在地下空间还是存储高辐射核废料的场所。虽然我们正在逐步刷新着对地下环境的认识，但是需要意识到人类所采集的样品和研究的范围只占深地微生物生境的一小部分。
二、陆地深地环境
前人对陆地深地环境进行了细致的分类，包括沉积盆地、冻土、盐类沉积、洞穴、冰盖和坚硬岩石等（Heim，2011）。所有这些环境中都发现了土著微生物，包括南极的冰层和冰川以下寡营养的湖泊水体（Karl et al.，1999； Christner et al.，2014）、埋藏于深部的石盐包裹体（Schubert et al.，2009）、冻土层中高盐流体（Gilichinsky et al.，2003）、洞穴（Sarbu et al.，1996）及基岩等生境。在所有环境中，生命所需要的必要元素就是水。虽然地下水资源量巨大，但是水的生物可利用性还与岩石或沉积物的孔隙率和渗透性有密切关系。
1.沉积环境
沉积环境影响了沉积物的物理性质。例如，水流搬运的砾石、碎石、沙子可以形成透水性强的沉积物，而湖泊中心所沉积的泥土或黏土的渗透率却很低。因此，浅层和深层沉积物的物理和化学性质可以完全不同，其渗透率和孔隙率取决于砾石和细小颗粒物之间的相对比例（Kamann et al.，2007）。在海洋环境中，从陆地搬运来的沉积颗粒物在近岸水域形成巨厚松散沉积物，沉积速率可以超过 100m/a（Kallmeyer et al.，2012），而在大洋中心沉积速率却低于 1m/a（如南太平洋和北太平洋中心）（Roy et al.，2012）。
通常疏松沉积物中有大量相连通的孔隙，流动的空隙水和有机物可以为微生物生长提供理想环境（Krumholz et al.，1997；Lin et al.，2012b）。在更深处，成岩作用（压实作用、矿物溶解重结晶和胶结作用）导致沉积物空隙率和渗透率减小。尽管如此，微生物仍然可以存活于各种岩性的沉积地层中。美国新墨西哥州一亿年前的白垩纪页岩，由于其中的孔隙度有限，只存在极少量的微生物活动痕迹；而孔隙度较大的砂岩中显示了更强的微生物活动痕迹。这是因为维持微生物生活的有机物可以从孔隙度较低的页岩中扩散到孔隙度高的砂岩中（Fredrickson et al.，1997；Krumholz et al.，1997）。虽然在地质历史时期，沉积岩在成岩过程中可能经历了一系列的变化，但除非是像板块俯冲那种剧烈的构造变化，一般不会毁灭其中的所有微生物。因此，沉积岩中的微生物中至少有一部分是几百万年前随矿物和有机物一起沉积的微生物演变而来的后代（Fredrickson et al.，1997）。蒸发盐岩沉积也是沉积系统的一部分，这类沉积通常达到几百米厚度。海水蒸发可以形成这类沉积，很多物理和气候条件可以催化这一过程的发生，如有限的水流输入、缺乏降雨、高温、低湿度及高风速（McGenity et al.，2000）。海水平均每蒸发 1000m 可以形成 14m 的蒸发盐，且主要为石盐沉积（Schreiber，1986）。微生物能否在古老的石盐中长期存活仍然存在争议。有研究数据显示，嗜盐细菌和古菌可在石盐的流体包裹体中生存（Schubert et al.，2009）。
2.岩浆岩和变质岩环境
变质岩可由任何岩石类型变质而成，而岩浆岩是由岩浆冷却而成。岩浆岩和变质岩的孔隙率和渗透率远低于沉积岩。这两种岩石的形成过程中所经历的高温高压会毁灭其中所有的微生物，岩石中较低的孔隙度和渗透率严重限制了微生物的生存空间（Pedersen，2000）。在这两种岩石中，微生物主要聚集在条件合适的裂隙之中（Haveman et al.，1999；Chivian et al.，2008；Sahl et al.，2008）。已报道的地下深部岩浆岩中微生物丰度为每毫升 104～105 个细胞，远低于沉积系统中的微生物丰度（Pedersen，1997；Itavaara et al.，2011）。地下深部水岩反应所产生的氢气可以作为微生物生存的能量来源（Lollar et al.， 1993；Stevens and McKinley，1996；Lin et al.，2005）。
三、海洋地下环境
海洋约覆盖了地球表面的 71%，海水以下存在大量形态各异的生态环境， 如海洋沉积物、洋壳、热液喷口和冷泉等。这些环境构成了地球上生物最大的栖息地（Schrenk et al.，2010）。海洋深地生物圈主要指在海床以下，生活在沉积物和岩石及流体当中的生物。其中热液喷口和冷泉被认为是地球深部和上层海洋连接的通道，是研究深地生物圈的理想窗口。海洋深地生物圈虽然深埋海底，但不是一个孤立的系统，而是与水圈有着非常紧密的联系，从而影响生物地球化学过程，包括碳循环、营养物质循环、能量流及气候。
1.海洋沉积物
海洋沉积物覆盖了几乎整个海底，厚度从新形成洋壳的几厘米到大陆边缘和深海沟的几千米不等（Fry et al.，2008）。关于海洋深地生物圈的有限认识目前主要来自于海洋沉积物。
2.洋壳
洋壳中的岩石体积约是海洋沉积物总体积的 5 倍（Orcutt et al.，2011b）。在全球大洋中，洋中脊广泛分布，总长度达 8 万 km；炽热的岩浆沿着洋中脊不断涌出，形成新的洋壳。洋壳主要由基性岩和超基性岩构成，洋壳中流体的体积能占到全球海水的 2%，是地球上最大的含水系统（Johnson and Pruis，2003）。玄武岩是洋壳的主要岩石类型，含有丰富的还原性的铁、锰和硫化物矿物，为微生物提供了相当可观的能量和营养源。同时，顶层 500m 左右的洋壳岩石孔隙多且渗透性强（Fisher，2005），是微生物潜在的栖息地；流经洋壳的流体（来源于周围的底层海水）也可以为微生物带来氧气（O2）、硝酸盐和有机碳等营养成分（Lin et al.，2012a）。
3.热液喷口
洋中脊的总长度为 8 万 km，大量在洋壳中被加热的流体沿着洋中脊不断渗出（Johnson and Pruis，2003；Wheat et al.，2003；Edwards et al.，2005）。这些高温液体与岩浆岩相互作用形成与周围海水化学性质迥异的还原度高且富含金属离子的液体；高度还原性的热液与周围低温海水之间的化学不平衡导致一系列的化学反应，沉淀出许多新的矿物，形成热液烟囱和矿物堆积体。热液口喷出的高温液体被海水冷却，形成金属矿床，为微生物活动提供理想生境；化学反应产生的大量还原性物质为微生物的生长提供能量，是化能驱动的热液生态系统的基础（Reysenbach et al.，2000）。化学物质的多样性和动态变化导致了古菌和细菌的高度多样性。
4.海底冷泉
冷泉生态系统于 1979 年首次被发现于美国加利福尼亚州 Borderland 的圣克莱门特断裂带（Lonsdale，1979）。1983 年在佛罗里达州的 Escarpment 也发现了相似的生态系统，并被确认为冷泉生态系统（Paull et al.，1984）。冷泉是由深部沉积物中甲烷或者其他有机质流体向海底渗漏或者喷发而形成的独特环境（Tyler and Young，2001）。由于冷泉流体的主要成分是甲烷，冷泉也被称为甲烷渗漏。冷泉流体的温度接近周围海水的温度。冷泉是由不同的地质活动（如板块俯冲、底辟作用、重力压缩或者水合物）的分解所形成的。冷泉主要分布在不同地质板块交界的大陆架边缘，其渗漏甲烷的主要来源是深部沉积物中水合物的分解。全球的冷泉大部分分布于太平洋板块周围，是海底常见的生态系统。冷泉向上渗漏释放的有机质能够为海底大陆架边缘沉积物中的化能合成生态系统提供物质和能量。大陆架边缘沉积物的物理化学环境［包括温度、盐度、pH、氧气、二氧化碳、硫化氢（H2S）、铵盐及其他的无机挥发物质和金属物质等］变化大，限制了化能合成生物的生长。但是冷泉周围环境因子变化梯度连续且条件相对温和，为各种生物提供了适宜的栖息地（Levin，2005）。与热液口类似，冷泉区生物量远高于周边海域，但是多样性不高。
四、深度、温度和压力对深地微生物的影响
1.生物量随深度变化的规律
对大洋钻探沉积物的研究表明，微生物广泛分布于大洋深海的各种沉积环境中。其中，以海底热泉、冷泉和天然气水合物为代表的高能区微生物的丰度比较高，而在深海盆寡营养区的沉积物中微生物的丰度相对较低。在不受海底热泉、冷泉和天然气水合物等地质化学过程影响的大部分海域，沉积物中微生物的丰度随水深增加而降低，这主要与真光层新生产的有机质输出和水深等因素有关（Parkes et al.，1994）。
微生物在沉积物中的垂直分布大致遵循Parkes 等提出的经验公式：log（细胞数）=7.98-0.75log（米数）。这表明随着沉积深度的增加，微生物丰度呈对数线性减少。在表层 1m 的沉积物中，微生物细胞丰度为每立方厘米 109 个细胞；而在深度 500m 的沉积物中，细胞丰度降低到每立方厘米 106 个细胞。沉积物有机碳的含量和可降解程度也是影响微生物分布特征的重要因素，其他的影响因素还包括沉积物孔隙度、地质年龄和地球化学特征（Parkes et al.，2000； Colwell et al.，2004）。深地生物圈微生物对全球生物量和有机碳的贡献可能要比 Parkes 等（2000）估算的要大。海底沉积物的厚度可能超过 10km，在这种极大深度下， 温度很可能成为影响微生物分布的最终因素。在海底热泉、冷泉和天然气水合物富集区，生物地球化学过程格外活跃。在不同沉积深度，生物能源和地球化学特征分布不均匀，导致了这些特殊地区微生物的分布一般不遵循 Parkes 归纳的对数线性变化规律（Parkes et al.，2000）。
2.温度的影响
温度是地球上影响生命活动的一个极其重要的环境因素。海洋深地生物圈具有很大的温度变化范围。绝大部分深海大洋表层沉积物终年维持在 2 左右， 在此环境中生长的主要是嗜冷微生物。许多研究发现，海洋嗜冷细菌可以通过产生 -3 多聚不饱和脂肪酸来适应低温和高压的环境（Bartlett，1999）。
随着沉积深度和洋壳深度的增加，环境温度以 30 /km 的速率递增。尽管科研人员已经在热液口烟囱体中发现能够在 113 生存的细菌（Blochl et al.，1997），但是在深地生物圈中是否存在如此耐高温的生物目前还不清楚。如果按照 30 /km 的温度梯度计算，113 相当于深地 4km 的温度。由于目前人类还未获得如此深的样品，因此无法确定在如此大深度是否存在微生物活动。尽管如此，在大洋深部沉积物和部分洋壳中存在着活跃的嗜热和极端嗜热微生物是毋庸置疑的。由于具有更大的温度梯度，现代海底热液活动中心是分离嗜热和极端嗜热微生物的最佳地点（Takai et al.，2001）。科研人员推测极端嗜热微生物可能是地球上最早出现的生命形式；由于在深海热泉发现了超嗜热自养微生物生态系统（hyperthermophilic subsurface lithoautotrophic microbial ecosystem， HyperSLiME），上述推测得到了进一步的支持（Takai et al.，2004）。
对低温或高温适应的研究是许多海洋深地生物圈研究的基础。目前的研究结果表明，嗜冷微生物具有多种适应机制，主要包括增加多聚不饱和脂肪酸以维持细胞膜的流动性和功能性，以及产生嗜冷酶以提高细胞的低温代谢活力。与此相反的是，嗜热和极端嗜热微生物会通过增加膜脂的脂肪酸饱和度和产生新型结构醚脂或其二聚体的含量，来保持细胞膜结构在高温下的稳定性和功能。嗜热和极端嗜热微生物的主要适应机制包括产生嗜热或极端嗜热酶和小分子量相容性溶质，以及有助于高温下变性蛋白重新折叠的嗜热体分子伴侣蛋白。此外，产生相容性溶质、特殊 DNA 结合蛋白（如极端嗜热古菌的碱性组蛋白）和逆促旋酶是嗜热和极端嗜热微生物的主要 DNA 热稳定机制（刘志恒， 2002）。
3.压力的影响
全球海洋平均水深 3.8km，最深处约 11km。在水柱中，静水压力与深度存在着线性关系，即每增加 10m 水深，增加 1 个大气压。因此，深海海底具有巨大的静水压力。在这种环境下，所有生活在海底的深地微生物均具有压力适应能力，这也使得海底沉积物是分离嗜压微生物的极佳环境（Bale et al.，1997）。海洋嗜压微生物通常包括广域古菌界（Euryarchaeota）和泉古菌界（Crenarchaeota）的一些古菌类群，以及细菌域中的 变形菌纲 （ -Proteobacteria）（Delong et al.，1997；Bartlett，1999）。但是随着隶属于 变形菌纲（ -Proteobacteria）的嗜压深栖脱硫弧菌（Desulfovibrioprofundus）的发现，科研人员意识到海洋深地生物圈可能存在着大量的 变形菌纲以外的嗜压细菌（Bale et al.，1997；Barnes et al.，1998）。事实上，目前已发现的嗜压细菌和古菌与非嗜压的海洋微生物在系统发育关系上是非常密切的，这表明微生物对压力选择的应对可能并不需要出现进化上的新种系（Bartlett，2002）。如前所述，随着沉积深度的增加，温度以 30 /km 的速率增加，因此在海底数千米以下的沉积物和洋壳中可能生存着既嗜热又嗜压的微生物。在细胞膜分子机理水平上，嗜压微生物对高压的适应类似于嗜冷微生物对低温的适应，高压环境常常有助于合成更多的单聚和多聚不饱和脂肪酸，以调节细胞膜的组成和流动性（Bartlett，1999；Bartlett，2002）。
五、深地微生物常见的特征和数量
1.“超微”微生物
除了水以外，深地环境裂缝孔隙的大小和连通性是制约深地微生物的一个重要因素（Fredrickson and Fletcher，2001）。例如，与孔隙 0.2～15 m 的深地岩心相比，孔隙小于 0.2 m 的岩心几乎检测不到微生物的活性（Fredrickson etal.，1997）。为了适应生存空间的限制，不少微生物的体积变小。通过从瑞士硬岩实验室收集的 143～448m 地下水样品宏基因组测序和电镜观察分析，结果表明，细胞长度小于 0.22 m 的微生物占样品总生物量的 50%。此外，63% 的这些“超微”微生物的基因组要比正常的参考基因组小 37%（Wu et al.，2016）。同样，在波罗的海海底 60m 深处采集的样品中，微生物细胞体积仅仅为 0.07～0.095 m3，地表微生物要比这些深地微生物至少大 10 倍（Braun etal.，2016）。因此，“超微”微生物和它们同样“微型化”的基因组很可能是为适应深地有限的空间、寡营养和低能量环境所导致的结果（Braun et al.，2016； Wu et al.，2016）。
2.缓慢的代谢
由于生物降解和成岩作用，有机质含量随沉积深度的增加逐渐减少，同时其生物可利用性也越来越低。这些因素导致微生物代谢速率随沉积深度增加变得越来越低。在全球尺度上，边缘海深地生物圈的微生物年呼吸速率大约为上覆海洋表面真光层年生产率的 1%；而在大洋区，该比例下降到 0.01% 甚至更低。这说明，海洋深地生物圈中的大部分微生物都是不活跃的或只具有极低的代谢速率（Parkes et al.，2000；D’Hondt et al.，2002）。但是甲烷水合物等物质的局部不均匀分布可以改变微生物的垂直分布规律，如甲烷高浓度带往往是整个沉积地层中微生物代谢最活跃的区域。由于地球化学反应过程可产生非生物成因甲烷，深部沉积物中有可能出现以甲烷为能量的微生物代谢活跃带（Parkes et al.，2000）。
同样，与大陆地表微生物相比，大陆深地环境微生物的代谢要慢许多。大陆地表微生物碳代谢速率通常为每克细胞 0.1～10fmol C/d（即每克细胞每天代谢 10-3～10-1 g 碳），而早期预测和检验结果显示深地微生物碳代谢率仅为每克细胞 10-5～10-3fmol C/d（即每克细胞每天代谢 10-7～10-5g 碳）（Jorgensen， 2011；Morono et al.，2011）。因此，地表微生物的代谢速率通常要比深地微生物的代谢速率至少快 100 倍。另外，如按每克细胞 10-5fmol C/d 的代谢速率推算，深地微生物细胞平均每 1000 年才分裂一次（Jorgensen，2011）。最新的模型也预测，死亡微生物氨基酸在深地的平均周转率达数千年之久（Braun et al.， 2017）。深地微生物缓慢的代谢也是适应深地低能量的结果（Jorgensen，2011； Morono et al.，2011；Braun et al.，2017）。
第三节 能量及转换
一、微生物介导的氧化还原反应
生物科学最重要的研究主题之一是能量的流动和氧化还原化学反应所介导的能量转换。除了光合微生物外，其他微生物几乎能够从含有能量的所有物质（包括有机物质和无机物质）获得能量用于生长和代谢（Nealson，1997）。同样重要的是微生物的呼吸能力，只要氧化剂的氧化还原电位能够提供微生物生长和代谢所需要的能量，微生物就可以利用这些氧化剂作为呼吸的电子受体（Richardson，2000）。正是这种广谱摄取能量和呼吸的能力，使得微生物能够在地球的各个角落生长，包括深地环境。微生物介导的能量产生主要受制于与氢（H）、碳（C）、氮（N）、氧（O）、硫（S）、锰（Mn）和铁（Fe）元素相关的电子传递反应。图 1-1 显示了与这些元素相关的氧化还原反应尺度及每个反应产生的能量。图中的电子活性（ 0）或负对数电子活性定义如下：
0=-log{ }= +1/n log{ 氧化活性 }/{ 还原活性 } （1-1） 其中，“氧化活性”和“还原活性”分别是指氧化剂的氧化活性和还原剂的还原活性，n 是指电子的数量（Fredrickson and Fletcher，2001）。在图 1-1 中，氧化还原反应最强的氧化剂在最上方，而最强的还原剂在最下方。这张图清晰地显示，从热动力学的角度，氧化有机碳为二氧化碳是可以和还原氧气、硝酸盐、氧化锰、氧化铁和硫酸盐耦合起来的。图 1-1 同时标出微生物氧化有机碳和还原电子受体所产生的吉布斯自由能。从这些变化值可以看出，根据热力学上最有利的反应，氧化有机碳可按次序先还原氧气，然后依次递减到甲烷的发酵（Stumm and Morgan，1996）。同样地，深地微生物能量产生过程也受制于这些电子传递反应。
图 1-1 封闭水体系统中微生物介导的有机质氧化反应和与有机质氧化耦合的还原反应
［修改自 Fredrickson 和 Fletcher（2001）］
注：按照 递减或热力学可行性增加的顺序依次进行：先还原氧气，然后是硝酸盐和四价锰等。除了氧还原外，其他反应常见于深部地下
二、氢气作为深地微生物生长的能量和电子来源
在美国能源部“地下科学研究计划”资助下，美国能源部西北太平洋国家实验室地质学家 Todd O. Stevens 和 James P. McKinley 首次在华盛顿州玄武岩地下水中发现能够以氢气作为能量来源的自养微生物群落（Stevens andMcKinley，1996）。他们发现华盛顿州玄武岩地下水中含有 60 mol/L 的氢气。稳定同位素标记证实，水中的微生物群落以自养微生物为主。室内实验证明，
粉碎后的玄武岩和厌氧水反应可产生氢气。并且，粉碎后的玄武岩和地下水本身就能够支持微生物生长。Stevens 和 McKinley 将这一观察到的微生物系统称为“地下岩石自养微生物生态系统”。这一结果不仅首次证明在深地生活着不依赖光合作用的化能无机自养微生物（Stevens and McKinley，1996），同时也验证了 Gold 的“深地氢气能为微生物生长提供能量来源”的假说（Gold， 1992）。
作为一个能被微生物利用的主要还原剂，氢气为微生物生长和代谢提供能量和电子。深地环境水岩相互作用的三个地质过程可产生氢气（Colman et al.， 2017）：①花岗岩辐射分解岩石裂隙中的水（Freund et al.，2002；Blair et al.， 2007；Sherwood Lollar et al.，2007；Lollar et al.，2014）；②玄武岩和橄榄岩中含铁矿物催化水的还原（Sleep et al.，2004）；③硅酸盐矿“物理机械 - 化学自由基”机制介导的水裂解反应（Telling et al.，2015）。这些地质过程可产生足够的氢气来支持深地微生物的生长。
与上述广泛存在的地质过程产氢气相呼应的是地质微生物所表现出来的氢气代谢能力。大约 30% 的微生物种群拥有氢气代谢能力。微生物氢代谢是依靠 [ 铁铁 ]- 氢化酶、[ 镍铁 ]- 氢化酶或 [ 铁 ]- 氢化酶催化完成的（Peters etal.，2015）。分析地下环境微生物群落基因组发现，其 [ 铁铁 ]- 氢化酶和 [ 镍铁 ]- 氢化酶基因的丰度要比地表微生物基因组中 [ 铁铁 ]- 氢化酶和 [ 镍铁 ]- 氢化酶基因的丰度高近 10 倍。所有这些结果均显示了氢气在深地微生物代谢中的重要性（Colman et al.，2017）。更重要的是，高浓度的氢气可通过 Fisher-Tropsch 合成过程来驱动二氧化碳的氢化作用（Studier et al.，1968）。例如，高温时，橄榄石的水合反应和产生的氢气能用来催化二氧化碳到甲酸盐的还原反应，甲酸盐可再平衡转变为一氧化碳（McCollom and Seewald，2001）。与 [ 铁铁 ]- 氢化酶和 [ 镍铁 ]- 氢化酶基因丰度分布结果相似，地下微生物基因组也富集了在厌氧环境中利用甲酸盐和一氧化碳的基因，如甲酸脱氢酶基因和依赖镍的一氧化碳脱氢酶基因。但是，与地表微生物群落基因组相比，地下微生物群落基因组依赖钼的一氧化碳脱氢酶基因却没有富集（Colman et al.，2017）； 这可能是由于很多地下环境缺氧和富含硫酸盐，极大地限制了钼的利用率（Helz et al.，1996）。
产甲烷古菌可能是现有生命中新陈代谢最原始的一群微生物，它们能以氢气为能量和电子来源将二氧化碳还原固定为甲烷（Russell and Martin，2004）。产甲烷古菌利用一种被称为乙酰辅酶 A 的还原途径固定二氧化碳，催化这一途径的是一些依赖镍或铁的酶，最重要的就是乙酰辅酶 A 合成酶。相对于地表微生物群落基因组，乙酰辅酶 A 合成酶的基因也在地下微生物群落基因组中丰度较高。乙酰辅酶A 合成酶介导的途径涉及的一些中间产物（如一氧化碳和甲酸盐），也是二氧化碳非生物氢化反应的产物。同时，催化二氧化碳非生物还原的矿物也常富含铁和镍。根据这一现象，科学家们提出一个假设，因为铁和镍广泛分布在深地环境并可被微生物利用，所以，那些产甲烷菌乙酰辅酶 A 途径中依赖镍或铁的酶， 如一氧化碳脱氢酶、乙酰辅酶A 合成酶及[ 铁铁]- 氢化酶和[ 镍铁]- 氢化酶， 均起源于地下环境（Russell and Martin，2004；Colman et al.，2017）。
第四节 物种多样性及功能多样性
一、物种多样性
除了不依赖光合作用外，深地生物圈还有高温、高压、高盐和普遍厌氧的特性（Edwards et al.，2012）。在这样的条件下，生活着种类丰富的微生物。已知的微生物以细菌和古菌为主。从南非和日本矿井样品中已检测到的古菌有深古菌门（Bathyarchaeota）、Hadesarchaea 和曙古菌门（Aigarchaeota）（Teske and Sorensen，2008；Nunoura et al.，2011；Baker et al.，2016）。另外，从美国爱达荷州和南非的深钻井液样品中也发现大量嗜热的产甲烷古菌（Chapelle et al.，2002； Moser et al.，2005）。同样地，大陆深地环境中还发现大量的细菌，包括产水菌门（Aqui？cae）、厚壁菌门（Firmicutes）、 变形菌纲、硝化螺旋菌门（Nitrospira）及其他变形菌门和野生门类（Takai et al.，2002；Hirayama et al.，2005；Moser et al.，2005；Chivian et al.，2008；Takami et al.，2012；Labonte et al.，2015；Hug et al.，2016）。相似的微生物种群同样生活在海洋深地环境中，除了这些微生物外，古丸菌目（Archaeoglobales）、热球菌目（Thermococcales）和厌氧甲烷氧化古菌（Anaerobic Methanotrophic Archaea，ANME）的古菌及热袍菌门（Thermotogae）、绿弯菌门（Chloro？exi）和胺细菌（Aminecenantes）也存在于海洋深地环境（Cowen et al.，2003；Hara et al.，2005；Huber et al.，2006；Chivian et al.，2008； Roussel et al.，2008；Orcutt et al.，2011a）。 除了原核微生物细菌和古菌外，深地环境中也发现真核生物线虫、扁形动物、环节动物、轮虫、节肢动物、原生动物和真菌。线虫最早是在南非900～3600m 井深的金矿岩缝水中发现的，这些线虫靠吸食岩石表面细菌和古菌的生物膜为生，因而能有效地控制矿井岩石表面微生物膜的生长（Borgonie et al.，2011）。随后，在同一矿井 1400m 岩缝水中也发现扁形动物、环节动物、轮虫、节肢动物、原生动物和真菌，这些真核生物可能是随地表水进入深地环境（Borgonie et al.，2015）。另外在 740m 深的花岗岩裂隙中也发现可能与硫还原细菌互养共生的真菌，这种真菌还可风化花岗岩（Drake et al.，2017）。
二、功能多样性
与物种的多样性相对应的是深地微生物生理功能的多样性。
1.氢气氧化与一系列还原反应相耦合
1）二氧化碳还原
深地寡营养的环境孕育了低能耗的微生物，这里的能量由高还原度和低氧化环境下普遍存在的氧化还原电子对提供（图 1-2）。由于缺乏可利用的有机碳，因此以地下水岩相互作用产生的氢气为能量和电子来源的自养生长是深地微生物常见的能量代谢方式。因为能利用氢气氧化 - 二氧化碳还原的生物常见于低能量梯度的环境，所以产甲烷古菌普遍存在于深地生物圈（Liu and Whitman，2008；Colman et al.，2017）［图 1-2（a）］。
图 1-2 深地微生物功能的多样性
（a）与氢气氧化相耦合的二氧化碳、硫酸盐及硝酸盐还原反应；（b）与甲烷氧化相耦合的硫酸盐、硝酸盐、亚硝酸盐及三价铁还原反应；（c）乙酸化；（d）与硫氧化相耦合的硝酸盐还原反应；（e）与二价铁氧化相耦合的硝酸盐还原反应
2）硫酸盐还原
硫酸盐还原型的古菌和细菌也广泛存在于深地生物圈，这是因为氢气氧化 / 硫酸盐还原这一反应从热力学上讲是可行的，并且氢气和硫酸盐广泛存在于深地环境中（Colman et al.，2017）。虽然在陆地和海洋深地环境硫酸盐来源不同，但其中的微生物均有耦合氢气氧化和硫酸盐还原的功能。在陆地深地环境中，硫酸盐很可能是先由辐射裂解水产生自由基，然后自由基氧化黄铁矿产生的。这一化学过程在维持南非深地微生物群落方面起着关键作用（Lau et al.，2016）。海洋深地环境的硫酸盐最初来源于大陆风化，然后由海水带到深地，成为海洋深地环境的主要电子受体（D’Hondt et al.，2002）。像产甲烷菌一样，自养的硫酸盐还原古菌和细菌也利用乙酰辅酶 A 途径固定二氧化碳，并且以甲酸盐和一氧化碳作为碳源或电子供体（Pereira et al.，2011）。如前所述，在深地微生物群落基因组中富集了与氢气、一氧化碳、甲酸盐和乙酰辅酶 A 途径有关的关键基因（Colman et al.，2017）。这些结果一致表明微生物介导的硫酸盐还原是深地生物圈的特征之一。最近 20 多年的研究证明嗜热硫酸盐还原细菌是深地生物圈的主要成员（Colman et al.，2017）。一个属于厚壁细菌门的自养硫酸盐还原菌 Ca. D.audaxviator 的发现及其基因组表征为研究深地生物圈提供了极有价值的认识。Ca.D.audaxviator 在南非 Witwatersrand 盆地 2800m 深的微生物群落中占主导地位（Lin et al.，2006；Chivian et al.，2008）。基因组重建结果表明，在Ca.D.audaxviator 占主导地位的微生物组中，氢气和甲酸盐氧化与硫酸根还原相耦合所产生的能量很可能用来进行无机碳和氮的固定（Chivian et al.，2008）［图 1-2（a）］。有证据表明，Ca.D.audaxviator 本身包含一个可持续的深地生态系统所必需的基因组机制（Lin et al.，2006）。另外，Ca.D.audaxviator 有相当多的基因水平转移和病毒性感染等特征（Labonte et al.，2015）。例如，Ca.D.audaxviator 的基因组分别有 6 个和 3 个不同的[ 铁铁]- 氢化酶和[ 镍铁]-氢化酶基因。这不仅说明氢气在其新陈代谢中的必要性，还说明水平基因转移（horizontal gene transfer, HGT）在其进化上的重要性（Colman et al.，2017）。在其他深地环境中（如海洋深地）也发现了与 Ca.D.audaxviator 类似的硫酸盐还原细菌（Jungbluth et al.，2013；Lever et al.，2013；Jungbluth et al.，2014）。
瑞士联邦政府计划将核废料长期存放在硬泥黏土岩（opalinus clay rock） 地质构造中。为此，瑞士联邦政府在 Mont Terri 的硬泥黏土岩地质构造中建立了一个地下研究实验室。Mont Terri 实验室对 300m 岩心水中收集的样品进行了宏基因组和宏蛋白组分析，同样发现一个以氢气氧化 - 硫酸盐还原为主的微生物群落。在这个群落中有超过 22 种微生物，它们可分成 6 个功能类群：
①以氢气为电子和能量来源固定二氧化碳的自养硫酸盐还原细菌；②能够将乙酸盐氧化为二氧化碳的异养硫酸盐还原细菌；③能够氧化氢气但不能还原硫酸盐的自养细菌；④既不能氧化氢气也不能还原硫酸盐的兼性自养细菌；⑤既不能氧化氢气也不能还原硫酸盐的异养细菌；⑥能氧化氢气但不能还原硫酸盐的异养细菌。在整个生态系统中，能氧化氢气的自养细菌推动着系统的碳循环， 发酵细菌将死亡微生物细胞中的大分子有机物分解成乙酸盐等小分子有机物， 最后异养硫酸盐还原细菌将乙酸盐等小分子有机物氧化为二氧化碳。因此，这些功能各异的细菌能够在深地环境中形成一个仅依靠氢气氧化- 硫酸盐还原反应并在代谢上相互链接的微生物群落（Bagnoud et al.，2016）。
3）硝酸盐还原
在南非矿井中发现的属于曙古菌门（原来被划分为泉古菌门 I 群）的 Ca. Caldiarchaeum subterraneum 可以把氢气和一氧化碳作为电子供体而硝酸盐或氧气作为电子受体进行自养生长（Nunoura et al.，2011）［图 1-2（a）］。同样地，
Hadesarchaea 的成员（原来叫南非金矿中的古菌群）的基因组分析表明，它们也能以氢气或一氧化碳作为能源，与亚硝酸根还原相联系，并且具有通过乙酰辅酶 A 途径进行自养的能力（Baker et al.，2016）。另外，目前研究结果认为，某些特殊地表环境（如热泉）中具有类似功能的古菌是由这些深地古菌进化而来的。因此，系统研究这些深地古菌进化极大地推动了人们对生命进化特别是对古菌进化的认识（Colman et al.，2017）。
2.甲烷氧化耦合的还原反应
深地环境富含甲烷。深地甲烷来源有两个：地质来源和生物来源（Kietavainen and Purkamo，2015）。地质来源主要是蛇纹石化，这是一个水和超基性岩石（如富含镁和铁的橄榄岩）之间的化学反应，反应过程产生的高pH 的流体中含有氢气和甲烷。在高温高压深海热液的环境下，蛇纹石化可产生一定数量的氢气和甲烷（Sleep et al.，2004）。另外，蛇纹石化可产生 Fisher-Tropsch 反应，通过金属催化的二氧化碳还原反应，可产生甲烷和短链的烃类化合物（Berndt et al.，1996）。深地生物来源的甲烷主要是由产甲烷古菌催化合成。产甲烷古菌以氢气为电子和能量来源，以二氧化碳、乙酸、甲醇、甲胺和甲基硫化物为底物合成甲烷（Kietavainen and Purkamo，2015）。在深地，这些甲烷可作为甲烷氧化微生物的能量和电子来源。需要特别强调的是，虽然甲烷氧化与甲烷产生所需要的酶组分与途径相似，但是化学反应方向相反（Moore et al.，2017）。 1）硫酸盐还原在厌氧条件下，微生物介导的甲烷氧化可和硫酸盐还原耦合在一起（Timmers et al.，2017）。目前研究结果显示，这一氧化还原反应过程既可由一种微生物来完成也可由两个不同种类的微生物以互养共生的方式完成。单细胞基因组测序结果证实一个来自大陆深地属于厌氧甲烷氧化古菌 ANME-2d 的Ca.Methanoperendens nitroreducens 拥有几乎完整的厌氧甲烷氧化和异化硫还原所需要的功能基因（Ino et al.，2018）。互养共生的例子，如厌氧甲烷氧化古菌先氧化甲烷，然后将释放的电子传导给硫酸盐还原细菌（Knittel and Boetius，2009）［图 1-2（b）］。厌氧甲烷氧化古菌 - 硫酸盐还原细菌之间的电子传导对这一氧化还原过程至关重要（Skennerton et al.，2017）。与细胞内的电子传递链不同，厌氧甲烷氧化古菌 - 硫酸盐还原细菌之间的电子传导涉及细胞内和细胞外的电子传送，因而这一特殊的电子传导过程也通常被称为微生物的胞外电子传导（Shi et al.，2016）。最新结果均指出细胞色素 c 和微生物纳米导线很可能将电子由厌氧甲烷氧化古菌直接传导给硫酸盐还原细菌（McGlynn et al.， 2015；Wegener et al.，2015；Skennerton et al.，2017）。最重要的是生态学分析和基因组测序结果也均表明，甲烷氧化 - 硫酸盐还原耦合反应是深部地下环境一个普遍存在的生物地球化学过程（Ino et al.，2018）。同时需要特别强调的是，厌氧甲烷氧化微生物，特别是厌氧甲烷氧化古菌，在调节大气甲烷（一个极其重要的温室气体）浓度方面起着至关重要的作用。
2）硝酸盐、亚硝酸盐和金属矿物还原
除硫酸盐外，厌氧甲烷氧化微生物也可利用氧化甲烷后释放的电子还原硝酸盐、亚硝酸盐和金属离子（Timmers et al.，2017）。例如，厌氧甲烷氧化古菌 ANME-2d 可利用硝酸盐为末端电子受体氧化甲烷（Haroon et al.，2013），这种微生物富含细胞色素 c，其中部分细胞色素可参与硝酸盐的还原（Arshad et al.，2015）。亚硝酸盐也可作为间接的末端电子受体，在这一反应中厌氧甲烷氧化细菌（Methylomirabilis oxyfera）先利用亚硝酸盐产生氧气，产生的氧气再用来氧化甲烷（Ettwig et al.，2010）［图 1-2（b）］。Beal 等最早报道甲烷氧化还可以与锰和铁的还原相耦合（Beal et al.，2009）。随后的工作证实，厌氧甲烷氧化古菌可以利用水溶性三价铁为电子受体氧化甲烷（Scheller et al.，2016）。最新结果显示厌氧甲烷氧化古菌Ca. Methanoperedens nitroreducens 能够与三价铁和四价锰矿物的还原相耦合（Ettwig et al.，2016）。三价铁异化还原细菌希瓦氏菌（Shewanella spp.）和地杆菌（Geobacter spp.）均拥有用于胞外电子传导的通道，这些通道主要由细胞色素 c 构成（Shi et al.，2007；Shi et al.，2016）。许多甲烷氧化古菌也有细胞色素 c，因此，甲烷氧化古菌很可能利用与希瓦氏菌和地杆菌相类似的机制还原含三价铁和四价锰的矿物（McGlynn et al.，2015；Wegener et al.，2015；Shi et al.，2016；Skennerton et al.，2017）。从日本幌延地下研究实验室采集的地下水中也发现富含细胞色素 c 的甲烷氧化古菌，在深地环境这种古菌很可能通过还原三价铁来氧化甲烷（Hernsdorf et al.，2017）［图 1-2（b）］。另外，从理论上推测，耦合甲烷氧化和硝酸盐、亚硝酸盐及金属离子还原的微生物应广泛分布在深地环境当中。这是因为，深地环境储存有丰富的硝酸盐、亚硝酸盐，以及含三价铁和四价锰矿物（Silver et al.，2012；Momper et al.，2017）；从热动力学能量梯度可以看出，与硫酸盐相比，甲烷厌氧氧化微生物可以从硝酸盐、亚硝酸盐，以及含三价铁和四价锰矿物的还原反应中获取更多的能量（图 1-1）。
3.乙酸化
产乙酸微生物也生活在深地环境当中（Aullo et al.，2013）［图 1-2（c）］。因为利用氢气和二氧化碳合成乙酸所释放的能量要比利用氢气和二氧化碳合成甲烷及硫酸盐还原所释放的能量少，所以如果仅考虑热动力学，产乙酸微生物在深地环境无法与产甲烷和硫酸盐还原微生物相竞争。但是，与产甲烷和硫酸盐还原微生物相比，产乙酸微生物能利用更多的底物，这样就避免了直接与甲烷和硫酸盐还原微生物之间的竞争。另外，深地环境产乙酸微生物利用高节能的还原乙酰辅酶 A 途径为其固定二氧化碳及为其代谢提供能量，这种高效率的代谢能力使得产乙酸微生物能够生存在深地的极端环境（Lever，2011；Oren，2012）。因为产乙酸菌能为其他微生物提供有机碳源，所以这类微生物在维护深地微生物群落结构和功能上起着不可替代的作用（Aullo et al.，2013；He et al.，2016）。
4.硫氧化
热动力学计算预测，深地微生物也可通过硫的氧化来获取能量和电子（Osburn et al.，2014）。泛组学结果证实，在南非 1340m 矿井渗漏水中生活着以自养和硫氧化耦合硝酸盐还原细菌为主的微生物群落［图 1-2（d）］。在这个微生物群落里，属于 变形菌纲的硫氧化细菌占整个微生物群落的 28%，而常见于深地环境的产甲烷古菌、硫酸盐还原细菌和厌氧甲烷氧化微生物的比例则均少于整个微生物群落的 5%。最重要的是微生物种间的互养共生是这个深地微生物群落的显著特征。例如，硫氧化细菌产生的硫酸盐可作为硫酸盐还原细菌的末端电子受体，而硫酸盐还原细菌产生的硫化氢、单质硫和硫代硫酸盐可作为硫氧化细菌的电子供体和能量来源。同样地，产甲烷古菌生产的甲烷是厌氧甲烷氧化微生物的电子和能量来源，而厌氧甲烷氧化微生物产生的二氧化碳则是产甲烷古菌、硫氧化细菌和硫酸盐还原细菌的碳源。如前所述，厌氧甲烷氧化微生物和硫酸盐还原细菌可通过元素硫和种间直接电子传导建立互养共生体系（Lau et al.，2016）。因此，这些深地微生物以互养共生的形式建立一个相互交织的代谢网络，通过这个代谢网络，深地微生物有效地将碳、氮和硫的循环耦合在一起。需要特别指出的是，互养共生是地下微生物群落中常见的种间代谢关系，各种微生物通过这种代谢关系相互协同逐步催化多种地球化学反应（Anantharaman et al.，2016）。
5.二价铁氧化
铁是地球丰度排名第四的元素，含铁矿物常见于深地环境。在自然界中， 铁是以二价和三价存在的。含三价铁的矿物可作为微生物厌氧呼吸的末端电子受体，而含二价铁的矿物可为微生物的生长提供电子和能量来源（Shi et al.， 2016；邱轩和石良，2017）。目前已经有人从 714m 深的铁矿井中分离出二价铁氧化微生物——深地海杆菌（Marinobacter subterrani）（Bonis and Gralnick，2015）。热动力学计算结果也推测在 2469m 深的金矿中，二价铁氧化能够支持微生物的生长（Osburn et al.，2014）。同样，宏基因组测序的研究结果也表明深地微生物具有二价铁氧化的能力。例如，宏基因组测序推测海底以下 115m 和 145m 深的玄武岩中可能有铁氧化细菌海杆菌（Marinobacter spp.）的存在（Zhang et al.，2016）。另外，深地超铁镁岩、盐碱含水层和开采后的油气田可作为二氧化碳的封存地。往 400～800m 深以橄榄石 - 拉斑系矿物组合为主的玄武岩注入二氧化碳后，可导致其地下水酸化；酸化的地下水可加快矿物的溶解，从而提高水中的二价铁离子的浓度，最终促进铁氧化微生物的生长（Trias et al.，2017）。需要指出的是，除氧气外，铁氧化微生物还可以还原硝酸盐（Beller et al.，2013；Laufer et al.，2016）［图 1-2（e）］。因此，深地微生物具有铁氧化的功能。