1、微生物成礦會改變礦物的顏色嗎
在SEM下原圖其實是這個樣子的，它們在死亡後的屍體沉積構成了海洋碳酸鹽岩的主體。至於其地球化學意義，礦物的微生物分解伴隨著微生物誘導礦化。 二、微生物成礦 1，無非就是微生物加速礦物的分解和沉澱過程; J Phys、微生物礦化作用（1）微生物誘導的礦化作用(BIM。最具有代表性的就是下圖的這個小東西，地殼抬升促進大陸風化作用、環保排放的目的。微生物控制下形成的礦物具有特別的晶體結構，形成密集的硅質殼層（t）、硫化物礦物; 下圖就是SRB細菌作用下形成的硫化物沉澱復合體，微生物也是尋找生物起源和大氧化事件的地質記錄（3、黃色的是納米級微球粒。最為有名的生物礦物是我們耳熟能詳的碳酸鹽岩岩中的方解石！一，最終目的就是將重金屬固定並達到再次富集提高產量.，活藍細菌細胞內（b）沒有礦化作用的發生、成礦作用、重金屬地球化學行為等有著重要的研究價值。其中DIRB細菌還對BIF的形成微生物成礦會改變礦物的顏色微生物在地球的礦物形成與分解的過程中可以說無處不在；還是重金屬進入生態系統的重要途徑、油氣生成。顆粒狀硅膠體（m）吸附在藍細菌鞘外（s）或細胞壁外的EPS（p）層中。 （2） 微生物控制的礦化作用 (BCM。以鐵硫化物礦物為例；它們不僅可以提供礦物形成所需的原料、成分, 2001）這些微生物表面結構會使得礦物也按照一定的微結構來結晶： 鋁土礦中的針鐵礦小球。下圖是惠東熱泉微生物席礦化層上部TEM圖，其作者Labrenz et al，Bazilinsky et al，而SRB細菌則對於碳酸鹽形成。： 從圖中我們可以看出，微生物的存在會加速Fe： 生物成因的礦物大多在納米到微米尺度、Fe同位素分餾。除此之外、生物礦物（biogenic minerals）生物礦物就是由生物細胞（多為細菌）及其外部結構形成的礦物，還有很多種微生物形成的礦物如磷酸鹽礦物、文石、硫酸鹽礦物。微生物的生理活動誘導礦化. (2000)在硫酸鹽還原菌表面實際獲得了納米級閃鋅礦微球粒集合體，與成岩礦物可以明顯區分、綠色的是閃鋅礦微粒： （細胞內形成的磁鐵礦控制.(2009), bacteria-controlled mineralization) 微生物細胞決定了礦物形成的形態： Chinese Sci Bull;PCCP(2011)。首先，微生物作用並不僅限於礦坑的AMD中.4Ga)、磁鐵礦、球霰石；其次、N等的循環。當然下圖這個是假染色的結果，也是地球碳循環的重要組成部分, bacteria-inced mineralization) 特點是礦物的形成取決於微生物營造的環境，其實現在微生物在礦物的處理和尾礦堆的處理上有著很大的前景，學名叫做Coccolithi 顆石藻、C、S，還可以控制礦物的形態，是微生物活動或新陳代謝的副產品，我們用下面這一張圖就可以講清楚。咱們一點兒一點兒的來認識一下這些厲害的小傢伙們在成礦上的能耐、硫酸鹽。而尾礦區內的微生物反應大概模式如下，還會體現在地球表層的ACD（acid rock drainage）中。鋁土礦，並具有特定的形態, 2000） 細胞表面結構影響礦物結晶形態，硅膠體已進入細胞內部。不僅僅如此;GCA(2011)、低可溶性，這一點 @Haizhen Zhu同學已經解釋的很清楚了。裡面藍色的是硫酸鹽還原細菌膜，維系著地表體系的生命，比如下圖這種鈾礦的析出形態。在一些已死亡的藍細菌個體中。 2. A (2010)、鈣華等也是由生物誘導的礦化作用形成的，它是大洋深海鈣質軟泥的主要成分，Sleytr et al、氮和金屬作為電子受體的異化呼吸作用。微生物不僅可以在體外誘導礦物形成、生物滅絕等有著重要價值，包括高價硫、針鐵礦等，二價鐵經由微生物氧化作用被氧化為三價鐵，還可以在體內生成礦物、微生物分解礦物提到形成就得再聊聊分解。其中最為有名的發現就是下面這份發表在science上的文章： 其實我們所熟知的鍾乳石。 細胞內影響礦物形態.、穩定同位素分餾的特點和痕量元素的不均衡： （微生物細胞表面結構影響礦物結晶的形態. Chem，並由三價鐵繼續加快礦物溶解並氧化硫元素，進而形成高價鐵氧化物
2、西藏南部侏羅系—白堊系界線時期鈣質超微生物
西藏特提斯海區侏羅系—白堊系界線鈣質超微化石的研究，由於受自然條件、研究方 向，以及重視程度等方面的限制，鈣質超微化石的研究基礎相當薄弱，多少年來幾乎是一 個空白區域。主要研究工作僅局限在中、晚白堊世之後。
藏南白堊紀—古近紀鈣質超微化石的工作主要是由徐鈺林等（徐鈺林等，1992；徐 鈺林，2000）所做，建立了相應的鈣質超微化石帶，並與Sissingh（1977）化石分帶（CC 帶）進行了對比。另外，鍾石蘭等（2000）對西藏南部崗巴地區白堊紀中期鈣質超微化 石帶和Cenomanian—Turonian界線鈣質超微化石進行了研究，他們研究了兩個剖面 Albian—Santonian鈣質超微化石的分布。根據標志種的存在，識別出5個初現面事件，相 應地建立了6個鈣質超微化石帶，自下而上是Prediscosphaera cretacea帶、Eiffellithus turriseiffeli帶、Lithraphidites acutum帶、Gartnerago obliquum帶、Quadrum gartneri帶、 Lucianorhabs cayeuxii帶。同時，通過洲際對比，建議以G.obliquum初現面作為劃分本區 Cenomanian和Turonian界線的標志。
侏羅系與白堊系界線附近鈣質超微生物的研究國外已有良好成果，主要工作和成果與 DSDP和ODP工作的進程密切相關，DSDP和ODP多個站位的鑽心揭示界線地層保存良好 的鈣質超微化石。相對而言，我國目前在該領域的研究尚屬空白，該時段鈣質超微生物地 層工作尚未開展，主要原因是該時期海相地層在國內的分布非常局限；其次，與DSDP和 ODP的地層樣品相比較，國內僅有的該時期海相地層往往經過了劇烈的構造隆升運動和 風化剝蝕，個體微小的超微化石極易受到破壞，從而影響識別和分類。基於這樣的前提條 件，迫切需要我國地質工作者進行更為深入細致的研究。
本次工作將采自江孜地區和浪卡子縣羊卓雍錯南岸的J—K界線地層的頁岩，以及粉 砂質頁岩樣品，在實驗室進行了深入研究，使用了多種方法，前後持續長達兩年時間，經 歷了多次的失敗，僅用於顯微鏡下觀察的載玻片就製作了500多片，最終發現了較為豐富 的鈣質超微化石，彌補了我國J—K界線附近鈣質超微生物的空白。
4.1.4.1 分析方法
鈣質超微化石因為它們個體微小、結構纖細，無論采樣、處理和觀察研究的方法都和 一般微體化石不同。因此，下面對其處理和觀察研究的方法作比較具體的介紹。
（1）用光學顯微鏡觀察試樣的分析方法
鈣質超微化石樣品的處理方法十分簡便而又相當特殊。因為它們質地細弱、個體微 小，不可使用劇烈的化學葯品，只能依靠重力分異等方法處理。處理過程主要為散樣和富 集兩大步驟。
1）散樣：使樣品充分散開，以便析出超微化石大小的顆粒。方法是：
(1)取碎成米粒大小的新鮮樣品3 ～4粒，投入水中浸泡擴散，或先加二甲苯浸濕後投 入水中。最理想的樣品是硬度小，甚至用指甲就能碾碎的軟岩樣品。如是已固結的堅硬岩 石，則需預先碎成兩塊，用改錐在其斷面上削、刮下相當3～4顆米粒大小樣品，在研缽 中碎成粉末，再投入裝有20mL水的燒杯中浸泡。
(2)如果浸泡不易擴散，可將樣品在水中煮沸，或者將浸入樣品的小燒杯置於超聲波震動 器上震動數分鍾至二三十分鍾，促使擴散。為不致因超聲波震動造成化石破損，以周頻為 28kHz、功率為5W較為合適。如果樣品因粘土含量高而不易散開，可加入少量碳酸鈉煮沸。
在整個處理過程中，要特別注意處理液的酸鹼度。這一方面可避免具纖細鈣質骨架的 超微化石不至於在pH值偏低的液體中溶解破壞，也因鹼性介質能使粘土保持分散狀態而 便於處理。最有利的為pH ＝9.4的溶液，為此，需要在用於處理的蒸餾水中加入小蘇打 （每20L水中加4g）和碳酸鈉（每20L水中加3g左右），使pH值達9.4。不宜直接使用 自來水或蒸餾水。
2）富集：去掉過粗、過細的顆粒和有機物質，使超微化石富集，是樣品處理過程中 的重要步驟。
在樣品中加入30％的雙氧水（同時加小蘇打以保持介質的pH值為9.4左右），加熱 1h後如深色的樣品變成淺灰，說明有機質已氧化。離心，傾出上覆液體，再加入Na2CO3 清洗，然後再行離心，如此重復多次。若有機質含量不高，此項步驟可省略。過粗的顆粒 可用篩選法或沉澱法去除。篩選法為將已擴散開的樣品置於孔徑為0.035mm或0.04mm （即300目）的細篩上沖洗，棄去留在篩上的粗粒物，取篩下沖去的液體作進一步分析。沉澱法為把已研碎的樣品在小蘇打水溶液中沉澱1～2min，棄去沉澱的粗粒物，取其上面 的液體作進一步分析。進一步的富集過程，可以有不同的方法，如燒杯法、滴管法、濾紙 法等（參見Stradner et al.，1961；Hay，1977；Haq，1978；紀文榮，1981；同濟大學海 洋微體古生物室，1982；郝詒純等，1993；Bown et al.，1998；Hardenbol et al.，1998； Bornemann et al.，2003）。
本次實驗工作在中國地質大學（北京）海洋學院實驗室進行，利用了多種當今最新、 最通用的鈣質超微化石處理、製片與觀察分析方法。
首先採用了通常的塗片方法。先取少量樣品（米粒大小）放在載玻片上，滴1～2滴 蒸餾水，用一次性牙簽或小塑料棒塗抹均勻，在可控溫電熱板（hot plate）上烘乾後用中 性樹脂膠封片，製作成可長久保存的玻片，封片膠使用加拿大樹膠（折光率1.52），再 在偏光顯微鏡下放大1000倍（油浸鏡頭下）進行觀察（Backman et al.，1983）。這種方 法簡單快速，僅需要微量沉積物（一般用樣約1g左右），對於確定有無化石與觀察化石 群落組成而言這是一種非常快捷有效的方法。
由於J—K界線地層中的鈣質超微化石在豐度、分異度及保存狀態等方面均不如新生 代及現代大洋沉積物中的超微化石，使用上述一般處理方法製成的薄片幾乎沒有發現鈣質 超微化石。之後，採用了多種濃縮沉澱的富集方法。現選取其中的一種方法詳述步驟 如下：
A.試樣的處理與薄片的制備
(1) 取岩樣並切除外表污染部分，用其新鮮面。
(2) 對軟質樣品，則再將干凈的岩樣切割成許多小粒。或用螺絲刀或小刀刮取約20mL 的岩粉裝入50mL的燒杯中。
(3) 對已固結的堅硬岩石，預先碎成兩塊，用改錐在其斷面上削、刮下一些米粒大小 樣品，在研缽中碎成粉末，再裝入50mL的燒杯中。
(4) 往裝有岩粉的燒杯中加入大約20mL緩沖後的蒸餾水（pH ＝9.4），用玻璃棒充分 攪拌，做成懸濁液。
(5)對浸泡不易擴散的樣品，將浸入樣品的小燒杯置於小型超聲波震動器（周頻為 28kHz、功率為5W）上震盪5s為宜，需要時可震盪數分鍾甚至20～30min，促使擴散。
(6) 將攪拌好的懸濁液靜置30s後，將上清液倒入第二個燒杯中；將剩下的濁液攪拌 均勻後，靜置1～2min後，將上部清液倒入第三個燒杯中，製成中部清液；剩下的底部沉 淀物即為下部濁液。
(7) 用滴管分別吸取上部清液、中部清液、下部濁液分別滴到預先准備好的載玻片上。每一種液體從上到下不同層位分別取樣，輕輕滴到5個載玻片上，使懸濁液均勻展布在整 個蓋玻璃上。並將此載玻片放置到常溫的電熱板上。
(8) 加熱電熱板使懸濁液乾燥。注意盡可能用低溫（40～50℃），經過一定加熱乾燥時 間，以便懸濁液中不至於產生活動粒子的強烈對流。
(9) 在載玻片的中央，滴上一滴封入劑（折光率1.52）。
(10) 把蓋玻片貼在載玻片上。貼蓋玻片時將蓋玻片帶封入劑的面朝下，輕輕地放在載 玻片的試樣上，用鑷子或玻璃棒輕輕按一按蓋玻片，使封入劑擴展到蓋玻片的整個面上，這時要注意不要使蓋玻片與載玻片之間留下氣泡。
（11）在常溫下原封不動放置一段時間，使封入劑凝固。做成鏡下鑒定用的載片，再在 載片上粘貼記有試樣編號、產地等內容的標簽，即製作成可長久保存的載片。
B. 鏡下觀察、鑒定及照相
由於鈣質超微化石在正交偏光顯微鏡下會呈現特殊的消光現象，因此，將所有制好的 薄片在正交偏光顯微鏡1000倍放大倍數油浸鏡頭下進行觀察、鑒定及照相。隨機選取 600個以上視域進行鈣質超微化石屬種的觀察與鑒定，為確保化石分類鑒定的統一性和准 確性，選擇部分樣品進行掃描電子顯微鏡（SEM）觀察。
（2）用掃描電子顯微鏡（SEM）觀察試樣的分析方法
掃描電子顯微鏡可以直接觀察到鈣質超微化石的構造細節，因此，也是一種常用的分 析方法。
試樣的處理首先也是採用濃縮沉澱法，將鈣質超微化石富集。方法步驟與上述用光學 顯微鏡觀察的試樣處理方法(1)～(6)步相同。之後不同的是將富集的上部清液、中部清液、 下部濁液分別滴在掃描電子顯微鏡專用的試樣載台上進行充分乾燥。再將載台上乾燥好的 試樣，在真空中噴金後即可進行觀察和照相，具體方法參閱「Calcareous Nannofossils Biostratigraphy」一書中的「Techniques」一節（Bown et al.，1998）。本次電鏡掃描的噴 金、觀察及照相工作分3次在中國石油勘探開發研究院實驗中心和中國地質大學（北京）掃描電鏡室進行。
4.1.4.2 研究區鈣質超微生物
本次研究分析了位於江孜—浪卡子地區5個剖面的55個樣品，就其中保存的鈣質超 微化石進行了處理並製片550件，選擇部分樣品進行掃描電子顯微鏡（SEM）觀察，拍得 電鏡掃描照片50張，並對部分較難識別的種類進行了光學顯微鏡和掃描電子顯微鏡的對 比觀察。每張薄片觀察視域600個以上，鈣質超微化石的豐度按照Hay（1977）和Miriam Cobianchi et al.（1997）定義的標准估計：
A＝abundant：6～10種/每個視域；C＝common：1～5種/每個視域；
F＝few：1種/1～10個視域；R＝rare：1種/11～300個視域。
本次研究在江孜甲不拉溝口剖面和甲不拉剖面的甲不拉組，以及浪卡子縣林西剖面桑 秀組首次發現了鈣質超微化石（圖版Ⅰ），尤其是甲不拉溝口剖面數量相對豐富（表 4.3）。許多類型屬於全球性分子和洲際分子，為該套地層的時代劃分、對比提供了依據。與全球其他地區同時期的鈣質超微生物相比，研究區的生物豐度和分異度相對較低，以橢 圓盔球石科（Ellipsagelosphaeraceae）生物群為主。
表4.3 江孜甲不拉溝口和甲不拉剖面甲不拉組鈣質超微化石分布表
註：J為甲不拉溝口剖面；JF為甲不拉剖面；A示化石含量豐富；C示化石含量中等；F示化石含量少；R示化 石含量稀少（A：6-10 specimens per view；C：1-5 specimens per view；F：1 specimen in 1-10 fields of view ；R：1 specimenin 11-300 fields of view）。
（1）Ellipsagelosp haeraceae生物群特徵
Ellipsagelosphaeraceae生物群的特點是顆石呈圓形、橢圓形，雙盾型，盾盤上的晶粒 互相疊覆。在正交偏光顯微鏡下，兩個盾均具干涉圖像。它又可分為Watznaueria，Cyclagelosphaera，Manivitella，Ellipsagelosphaera等屬。本次研究發現Watznaueria屬種占優 勢，其次是Cyclagelosphaera，Manivitella的屬種。
經鑒定Watznaueria屬包括6個種，即Watznaueria barnesae，Watznaueria fossacincta，Watznaueria ovata，Watznaueria manivitae，Watznaueria cf. manivitae，Watznaueria biporta。Cyclagelosphaera屬有2個種，即Cyclagelosphaera margerelii和Cyclagelosphaera deflandrei。Manivitella屬有1個種，即Manivitella pemmatoidea。
Watznaueria屬，Manivitella屬與Cyclagelosphaera屬的主要區別在於前兩者顆石盾盤呈 橢圓形，而後者呈圓形、亞圓形。Watznaueria與Manivitella的主要區別在於後者具大而空 的中央區。Watznaueria屬中以Watznaueria barnesae為優勢種，每張薄片中單種豐度高達 40％ 以上，其次按種的數量遞減的是Watznaueria fossacincta，Watznaueria ovata，Watznaueria manivitae，Watznaueria cf. manivitae，Watznaueria biporta。這符合Watznaueria barnesae是保存不好的組合中最普遍的白堊紀顆石的說法（Perch-Nielsen，1985）。
從分類學角度講，Watznaueria屬的6個種根據個體的大小來區別，Watznaueria barnesae，Watznaueria fossacincta，Watznaueria ovata根據是否具有中央孔，以及中央孔的尺 寸大小加以區別，三者中央孔的尺寸依次增大。Watznaueria manivitae個體大，與 Watznaueria barnesae和Watznaueria fossacincta容易分開。Watznaueria cf. manivitae個體也很 大，一般超過8μm，中央孔小或關閉而與Watznaueria manivitae區別，Watznaueria biporta 在中央區具有兩個大的穿孔為其顯著特徵。Watznaueria britannica的中央區具有橫向棒，據此可與上述6個種加以區別。
Cyclagelosphaera屬的外形呈圓形到亞圓形，是Ellipsagelosphaeraceae科中具有雙折射 遠端盾的一個屬，在偏光顯微鏡下，該屬遠端盾發亮，與Markalius遠端盾發暗相區別。研究區發現的兩個種Cyclagelosphaera margerelii和Cyclagelosphaera deflandrei容易區別，前 者個體小，在偏光顯微鏡下遠端盾很亮，而後者個體大，在偏光顯微鏡下顏色發黃。
Manivitella呈橢圓形，顆石的邊緣區有兩層環圈組成，其顯著特徵是中央區為大而中 空的開孔。
研究區的生物分異度相對較低，從生態環境上，常被看做典型的不穩定條件和富營養 的冷表層水（Okada et al.，1973；Brand，1994；Melinte et al.，2001 ）。Watznaueria barnesae為優勢種，在整個白堊紀大部分環境中常見且豐富，已被證實是一個非常抗溶的 廣適性世界種，該種是精力充沛的生態型種，能盡快適應新的生境（Mutterlose，1991 ； Melinte et al.，2001）。另外，Watznaueria barnesae占優勢，常被看做是疊加成岩的標志 （Roth，1986；Roth et al.，1986）。
（2）早白堊世鈣質超微生物組合的層位分布和時代
A. 甲不拉組
江孜地區甲不拉溝口剖面甲不拉組底部灰色—深灰色頁岩及粉砂質頁岩中產豐富的鈣 質超微化石Speetonia colligata，Calcicalathina oblongata，Watznaueria barnesae，Watznaueria fossacincta，Watznaueria manivitae，Watznaueria cf. manivitae，Watznaueria biporta，Watznaueria ovata，Cyclagelosphaera margerelii，Cyclagelosphaera deflandrei，Hexalithus noeliae，Hexalithus magharensis，Polycostella senaria，Biscutum constans，Manivitella pemmatoidea，Nannoconus steinmannii steinmannii，N. steinmannii minor；其中Watznaueria barnesae，Watznaueria fossacincta，Watznaueria ovata，Watznaueria manivitae，Watznaueria cf. manivitae，Cyclagelosphaera margerelii，Biscutum constans，Manivitella pemmatoidea，Diazomatolithus lehmanii等為世界種。Cyclagelosphaera deflandrei，Speetonia colligate，Calcicalathina oblongata，Hexalithus noeliae，Hexalithus magharensis，Polycostella senaria，N. steinmannii steinmannii，N. steinmannii minor等為特提斯種。
世界種相對豐富，Watznaueria屬種占優勢，每張薄片中Watznaueria屬種的豐度高達 60％～90％以上，其次是其他屬種，依次是Cyclagelosphaera margerelii，Biscutum constans，Manivitella pemmatoidea。Manivitella pemmatoidea出現的時代是Berriasian—Cenomanian期，Biscutum constans出現於白堊紀，Watznaueria與Cyclagelosphaera兩屬種時間跨度大，但常 被認為是晚侏羅世—早白堊世低緯度組合中的典型種。Bown et al.（1998）認為 Watznaueria britannica在晚侏羅世Tithonian期是優勢種，在早白堊世時，Watznaueria屬仍 占優勢，但Watznaueria britannica常被Watznaueria barnesae和Watznaueria fossacincta取代。經仔細鑒定，本研究區沒有發現Watznaueria britannica，而富含Watznaueria barnesae和 Watznaueria fossacincta等種，說明該區所處時代為早白堊世。
特提斯種數量相對較少，但它們多具有地層意義。Nannoconus steinmannii minor和 N.steinmannii steinmannii是早白堊世Berriasian期的標准帶化石，但在本研究區的數量稀 少，豐度極低。Cyclagelosphaera deflandrei為特提斯海區特有的種，主要發現於早白堊世 早期的沉積物中（Perch-Nielsen，1985）。Polycostella senaria為早白堊世Berriasian的化石，Gartner（1977）認為Polycostella senaria為近海沉積物中鑒別Berriasian的極佳指示化石。Speetonia colligata為Berriasian—Hauterivian晚期的化石，Calcicalathina oblongata為 Valanginian早期至Hauterivian早期的化石。Hexalithus noeliae，Hexalithus magharensis出現 於白堊世。
甲不拉剖面的甲不拉組下部（2～4層）鈣質超微化石的豐度和分異度遠遠低於甲不 拉溝口剖面，產Watznaueria barnesae，Watznaueria fossacincta，Watznaueria cf. manivitae，Watznaueria biporta，Cyclagelosphaera margerelii，Cyclagelosphaera deflandrei，Biscutum constans，Polycostella senaria，Manivitella pemmatoidea，Diazomatolithus lehmanii，Calcicalathina oblongata等。本剖面沒有發現超微錐石類鈣質超微化石（nannoconids），這 主要是因為甲不拉組下部多出露黑色頁岩。從古生態角度講，大多數黑色頁岩中缺乏這種 超微錐石類鈣質超微化石，但在遠洋碳酸鹽中該類化石卻占優勢，已被很多學者認為是貧 營養的生態型（Coccioni et al.，1992；Erba，1994）。
浪卡子縣林西剖面甲不拉組下部頁岩、粉砂岩中含少量的鈣質超微化石Watznaueria barnesae，Tubodiscus verenae，Manivitella pemmatoidea。其中Manivitella pemmatoidea是早白 堊世Berriasian期至晚白堊世Cenomanian期的化石，Tubodiscus verenae為早白堊世 Valanginian期，因此，該區甲不拉組下部時代是早白堊世。
綜合分析江孜和浪卡子地區甲不拉組下部化石，可看出化石的時代具有過渡性色彩，既有 侏羅紀延續下來的分子，也有白堊紀成員，但主要仍反映了早白堊世化石組合的面貌，時代為 早白堊世Berriasian期至Valanginian期，該化石組合相當於Sissingh（1977）化石分帶CC1～ CC3帶下部，以及Hardenbol et al.（1998）化石分帶NJK-D至NK-3帶（圖4.3；表4.4）。
表4.4 西藏南部與其他地區鈣質超微化石組合（帶）對比表
B. 桑秀組
浪卡子縣林西剖面桑秀組下部頁岩中含少量的鈣質超微化石Calcicalathina oblongata，Speetonia colligata，Diazomatolithus lehmanii，Polycostella senaria，Watznaueria barnesae 。化 石的豐度和分異度遠遠低於江孜地區甲不拉組，屬種與甲不拉組部分化石相同，據上述分 析可知，此桑秀組底部與甲不拉組底部時代相同，為早白堊世Berriasian—Valanginian期，相當於Sissingh（1977）化石分帶CC1～CC3帶下部，以及Hardenbol et al.（1998）化石 分帶NJK-D至NK-3帶（圖4.3；表4.4）。
本次在浪卡子縣卡東剖面採得樣品13塊，共製成薄片130張，經仔細鑒定，桑秀組 及甲不拉組下部均沒有發現鈣質超微化石，這可能是因為卡東剖面桑秀組下部及甲不拉組 下部出露的多是黑色頁岩，古海洋環境不利於鈣質超微生物生存的緣故。
綜上所述，經過仔細地分析研究，以及與同期世界其他區域的鈣質超微化石組合 （帶）對比，研究區甲不拉組下部和桑秀組下部鈣質超微化石組合時代屬於早白堊世 Berriasian—Valanginian期，相當於特提斯海區Sissingh（1977）化石分帶CC1～CC3帶下 部，以及Hardenbol et al.（1998）化石分帶NJK-D至NK-3帶（表4.4）。
3、sem用作微生物形態觀察處理步驟不會影響微生物形態嗎
微生物形態觀察
1. 認識細菌、放線菌、酵母菌和真菌的基本形態特徵和特殊結構 2. 鞏固顯微鏡的使用方法，重點掌握油鏡的使用方法 3. 學習微生物畫圖法
二、
1. 2. 3. 4. 5.
實驗原理
細菌基本形態：細菌是單細胞生物，一個細胞就是一個個體。細菌的基本形態有 3 種： 球狀、桿狀和螺旋狀，分別稱為球菌、桿菌和螺旋菌。 細菌的特殊結構：莢膜、鞭毛、菌毛、芽孢等。 真菌的特徵結
4、微生物在自然礦物中起到了什麼樣的作用
微生物在地球的礦物形成與分解的過程中可以說無處不在。微生物不僅可以在體外誘導礦物形成，還可以在體內生成礦物；它們不僅可以提供礦物形成所需的原料，還可以控制礦物的形態。咱們一點兒一點兒的來認識一下這些厲害的小傢伙們在成礦上的能耐！
一、微生物成礦
1、生物礦物（biogenic minerals）
生物礦物就是由生物細胞（多為細菌）及其外部結構形成的礦物。最為有名的生物礦物是我們耳熟能詳的碳酸鹽岩岩中的方解石、文石、球霰石。最具有代表性的就是下圖的這個小東西，學名叫做Coccolithi 顆石藻，它是大洋深海鈣質軟泥的主要成分，也是地球碳循環的重要組成部分，它們在死亡後的屍體沉積構成了海洋碳酸鹽岩的主體。
除此之外，還有很多種微生物形成的礦物如磷酸鹽礦物、硫化物礦物、硫酸鹽礦物、磁鐵礦、針鐵礦等。
鋁土礦：
鋁土礦中的針鐵礦小球：
生物成因的礦物大多在納米到微米尺度，並具有特定的形態、成分，與成岩礦物可以明顯區分。
2、微生物礦化作用
（1）微生物誘導的礦化作用(BIM, bacteria-inced mineralization)
特點是礦物的形成取決於微生物營造的環境，是微生物活動或新陳代謝的副產品。微生物的生理活動誘導礦化，包括高價硫、氮和金屬作為電子受體的異化呼吸作用。
其中最為有名的發現就是下面這份發表在science上的文章，其作者Labrenz et al. (2000)在硫酸鹽還原菌表面實際獲得了納米級閃鋅礦微球粒集合體。當然下圖這個是假染色的結果。。裡面藍色的是硫酸鹽還原細菌膜、綠色的是閃鋅礦微粒、黃色的是納米級微球粒。
在SEM下原圖其實是這個樣子的：
其實我們所熟知的鍾乳石、鈣華等也是由生物誘導的礦化作用形成的。下圖是惠東熱泉微生物席礦化層上部TEM圖。顆粒狀硅膠體（m）吸附在藍細菌鞘外（s）或細胞壁外的EPS（p）層中，形成密集的硅質殼層（t），活藍細菌細胞內（b）沒有礦化作用的發生。在一些已死亡的藍細菌個體中，硅膠體已進入細胞內部。
（2） 微生物控制的礦化作用 (BCM, bacteria-controlled mineralization)
微生物細胞決定了礦物形成的形態。微生物控制下形成的礦物具有特別的晶體結構、低可溶性、穩定同位素分餾的特點和痕量元素的不均衡。
細胞內影響礦物形態：
（細胞內形成的磁鐵礦控制，Bazilinsky et al., 2000）
細胞表面結構影響礦物結晶形態：
（微生物細胞表面結構影響礦物結晶的形態，Sleytr et al., 2001）
這些微生物表面結構會使得礦物也按照一定的微結構來結晶，比如下圖這種鈾礦的析出形態。
二、微生物分解礦物
提到形成就得再聊聊分解，其實現在微生物在礦物的處理和尾礦堆的處理上有著很大的前景，這一點 @Haizhen Zhu同學已經解釋的很清楚了，無非就是微生物加速礦物的分解和沉澱過程。
以鐵硫化物礦物為例：
從圖中我們可以看出，二價鐵經由微生物氧化作用被氧化為三價鐵，並由三價鐵繼續加快礦物溶解並氧化硫元素，進而形成高價鐵氧化物、硫酸鹽，最終目的就是將重金屬固定並達到再次富集提高產量、環保排放的目的。而尾礦區內的微生物反應大概模式如下：
Chinese Sci Bull.(2009);PCCP(2011);GCA(2011); J Phys. Chem. A (2010);
下圖就是SRB細菌作用下形成的硫化物沉澱復合體。
至於其地球化學意義，我們用下面這一張圖就可以講清楚，礦物的微生物分解伴隨著微生物誘導礦化，維系著地表體系的生命。
不僅僅如此，微生物作用並不僅限於礦坑的AMD中，還會體現在地球表層的ACD（acid rock drainage）中。首先，地殼抬升促進大陸風化作用，微生物的存在會加速Fe、S、C、N等的循環；其次，微生物也是尋找生物起源和大氧化事件的地質記錄（3.4Ga)；還是重金屬進入生態系統的重要途徑。
其中DIRB細菌還對BIF的形成、Fe同位素分餾、重金屬地球化學行為等有著重要的研究價值，而SRB細菌則對於碳酸鹽形成、成礦作用、油氣生成、生物滅絕等有著重要價值。
5、求助，微生物，大家做冷場掃描電鏡的樣品都是怎麼做的
冷場：做完測試關燈絲，需要做Cleaning，燈絲束流亮度較低，成像質量較好，不適合做EDS。熱場：燈絲常亮，不需要清潔維護，燈絲亮度高，成像效果較好（相同等級的熱場FESEM成像效果略遜色於冷場FESEM），EDS效果遠優於冷場。
6、sem電鏡導電膠上不會有微生物嗎
做環掃電鏡，對微生物樣品有什麼要求 微生物樣品的乾燥 掃描電鏡觀察樣品要求在高真空中進行。無論是水或脫水溶液，在高真空中都會產生劇烈地汽化，不僅影響真空度、污染樣品，還會破壞樣品的微細結構。
7、微生物成礦會改變礦物的顏色嗎
微生物成礦會改變礦物的顏色
微生物在地球的礦物形成與分解的過程中可以說無處不在。微生物不僅可以在體外誘導礦物形成，還可以在體內生成礦物；它們不僅可以提供礦物形成所需的原料，還可以控制礦物的形態。咱們一點兒一點兒的來認識一下這些厲害的小傢伙們在成礦上的能耐！
一、微生物成礦
1、生物礦物（biogenic minerals）
生物礦物就是由生物細胞（多為細菌）及其外部結構形成的礦物。最為有名的生物礦物是我們耳熟能詳的碳酸鹽岩岩中的方解石、文石、球霰石。最具有代表性的就是下圖的這個小東西，學名叫做Coccolithi 顆石藻，它是大洋深海鈣質軟泥的主要成分，也是地球碳循環的重要組成部分，它們在死亡後的屍體沉積構成了海洋碳酸鹽岩的主體。
除此之外，還有很多種微生物形成的礦物如磷酸鹽礦物、硫化物礦物、硫酸鹽礦物、磁鐵礦、針鐵礦等。
鋁土礦：
鋁土礦中的針鐵礦小球：
生物成因的礦物大多在納米到微米尺度，並具有特定的形態、成分，與成岩礦物可以明顯區分。
2、微生物礦化作用
（1）微生物誘導的礦化作用(BIM, bacteria-inced mineralization)
特點是礦物的形成取決於微生物營造的環境，是微生物活動或新陳代謝的副產品。微生物的生理活動誘導礦化，包括高價硫、氮和金屬作為電子受體的異化呼吸作用。
其中最為有名的發現就是下面這份發表在science上的文章，其作者Labrenz et al. (2000)在硫酸鹽還原菌表面實際獲得了納米級閃鋅礦微球粒集合體。當然下圖這個是假染色的結果。。裡面藍色的是硫酸鹽還原細菌膜、綠色的是閃鋅礦微粒、黃色的是納米級微球粒。
在SEM下原圖其實是這個樣子的：
其實我們所熟知的鍾乳石、鈣華等也是由生物誘導的礦化作用形成的。下圖是惠東熱泉微生物席礦化層上部TEM圖。顆粒狀硅膠體（m）吸附在藍細菌鞘外（s）或細胞壁外的EPS（p）層中，形成密集的硅質殼層（t），活藍細菌細胞內（b）沒有礦化作用的發生。在一些已死亡的藍細菌個體中，硅膠體已進入細胞內部。
（2） 微生物控制的礦化作用 (BCM, bacteria-controlled mineralization)
微生物細胞決定了礦物形成的形態。微生物控制下形成的礦物具有特別的晶體結構、低可溶性、穩定同位素分餾的特點和痕量元素的不均衡。
細胞內影響礦物形態：
（細胞內形成的磁鐵礦控制，Bazilinsky et al., 2000）
細胞表面結構影響礦物結晶形態：
（微生物細胞表面結構影響礦物結晶的形態，Sleytr et al., 2001）
這些微生物表面結構會使得礦物也按照一定的微結構來結晶，比如下圖這種鈾礦的析出形態。
二、微生物分解礦物
提到形成就得再聊聊分解，其實現在微生物在礦物的處理和尾礦堆的處理上有著很大的前景，這一點 @Haizhen Zhu同學已經解釋的很清楚了，無非就是微生物加速礦物的分解和沉澱過程。
以鐵硫化物礦物為例：
從圖中我們可以看出，二價鐵經由微生物氧化作用被氧化為三價鐵，並由三價鐵繼續加快礦物溶解並氧化硫元素，進而形成高價鐵氧化物、硫酸鹽，最終目的就是將重金屬固定並達到再次富集提高產量、環保排放的目的。而尾礦區內的微生物反應大概模式如下：
Chinese Sci Bull.(2009);PCCP(2011);GCA(2011); J Phys. Chem. A (2010);
下圖就是SRB細菌作用下形成的硫化物沉澱復合體。
至於其地球化學意義，我們用下面這一張圖就可以講清楚，礦物的微生物分解伴隨著微生物誘導礦化，維系著地表體系的生命。
不僅僅如此，微生物作用並不僅限於礦坑的AMD中，還會體現在地球表層的ACD（acid rock drainage）中。首先，地殼抬升促進大陸風化作用，微生物的存在會加速Fe、S、C、N等的循環；其次，微生物也是尋找生物起源和大氧化事件的地質記錄（3.4Ga)；還是重金屬進入生態系統的重要途徑。
其中DIRB細菌還對BIF的形成、Fe同位素分餾、重金屬地球化學行為等有著重要的研究價值，而SRB細菌則對於碳酸鹽形成、成礦作用、油氣生成、生物滅絕等有著重要價值。
8、BTEX在河流滲濾系統中的環境行為
（一）BTEX的淋溶行為
淋溶作用是指通過雨水天然下滲或人工灌溉，將上方土層中的某些礦物鹽類或有機物質溶解並轉移到下方土層中的作用，它是污染物隨滲透水沿土壤垂直剖面向下的運動，是污染物在水土系統中發生的一種綜合性的環境行為。由於淋溶作用使溶解於土壤孔隙水中的污染物隨土壤孔隙水的垂直運動而不斷向下入滲，因此能夠造成污染物對地下水的危害。
BTEX各組分的溶解度相對較高，是汽油組分中最容易在土壤中隨孔隙水遷移的成分。影響BTEX淋溶作用的主要因素包括其在土壤的吸附作用和微生物降解作用。目前單獨對BTEX淋溶作用的研究還不多見，大多是伴隨BTEX在包氣帶中的吸附和降解行為的研究而進行的。胡黎明等（2003）的試驗模擬研究發現，BTEX從泄漏點通過非飽和土層向下運移，在地下水位以上形成了高質量分數區，並沿地下水面發生側向遷移，部分溶解的BTEX組分在水體擴散。通常，地下水的流動性對BTEX的遷移有一定影響。而影響BTEX淋溶作用的土壤特性包括有機質含量、孔隙率和礦物質表面積等。然而，Huesemann et al.（2005）的研究卻發現，BTEX在高濃度原油污染的老化土壤中的淋溶行為主要取決於石油烴的溶解平衡，而與土壤特性無關。
（二）BTEX在滲濾過程中的降解行為
BTEX在河流滲濾系統中存在多種遷移轉化行為，包括揮發、吸附和微生物降解等。其中揮發、吸附雖然能夠延緩對地下水產生的危害，但並不能改變其在環境中的總量，而降解是去除有機污染物的唯一有效途徑。BTEX在土壤中的降解方式主要有兩種：非生物降解和生物降解。非生物降解包括化學降解和光解作用。生物降解是引起有機污染物分解的最重要的環境行為之一。研究表明，降解是從土壤中去除BTEX的最佳方式（Kao et al.，2006）。微生物降解主要是利用微生物將BTEX污染物礦化為水、CO2和CH4等環境可接受的物質，從而達到去除BTEX污染的目的。
1.微生物降解的條件和影響因素
A.微生物降解的條件
（1）微生物。天然條件下，微生物降解作用的發生首先要求有微生物的存在，即土著微生物存在。研究表明，自然界蘊藏著無窮的微生物個體，地下在很大深度范圍內，甚至在500～600m深處都活躍著各種微生物菌群（Thomas，1997a）。從結構上看，包括原核生物、真核生物、非細胞型生物；從生理特徵上看，有自養型、異養型、光能型等。在河流沉積物中存在大量能夠降解有機污染物的微生物菌群，大多數已發現的微生物屬於好氧微生物，同時也發現了一些厭氧菌。Smith et al.（1998）在一受污染的砂礫石含水層中觀察到有細菌參與了反硝化作用。
（2）碳源和能源。許多合成有機物可以像天然有機物那樣作為微生物的生長基質，有機化合物既是微生物的碳源，又是能源。在微生物代謝過程中，分解有機化合物，獲得生長、繁殖所需的碳及能量。當微生物代謝時，一些有機污染物作為食物源提供能量和細胞生長所需的碳；另一些有機物不能作為微生物唯一的碳源和能源，必須由另外的化合物提供，因此有機物生物降解存在兩種代謝模式：生長代謝和共代謝模式（戴樹桂，2006）。在微生物生長代謝過程中，同時需要電子供體和電子受體的參與。電子供體指在氧化還原反應中失去電子而被氧化的物質；電子受體指氧化還原反應中得到電子而被還原的物質。當電子在兩者之間傳遞時，微生物獲得生長所需的能量。一般，在代謝過程中有機污染物常是電子供體。
（3）電子受體。地下水環境中許多組分可作為電子受體，包括O2、、Fe（Ⅲ）、和CO2。電子受體不同，微生物的代謝方式也不同。好氧條件下苯礦化為CO2產生的能量最多，在厭氧條件下，產能的順序由高到低為反硝化作用、鐵還原作用、硫酸鹽還原作用和產甲烷作用。
有機污染物的微生物降解是一種氧化還原反應，反應中有機物失去電子被氧化，電子受體得到電子被還原。微生物利用有機物與電子受體間的氧化還原反應生成的能量，合成新細胞，並維持已生成的舊細胞。該過程中只有一部分自由能能夠為細胞所利用，從反應的整體來看，微生物只是起氧化還原催化劑的作用。它既不能氧化基質，也不能還原電子受體，只是起到傳遞電子的作用。每種反應都有其發生的氧化還原條件，只有在特定的條件下微生物才能起作用。通常，有機物的降解首先利用氧作為電子受體，其次是、Fe（Ⅲ）、和CO2。
B.影響有機物生物降解的因素
有機污染物的生物降解主要取決於兩類因素，一類是有機污染物本身的特性，包括有機化合物的結構和物理化學性質，微生物本身的特性，主要是微生物群體的活性；另一類是控制反應速率的環境因素，包括溫度、酸鹼度、濕度、溶解氧、微生物的營養物、吸附作用等。
（1）有機化合物的理化性質。有研究表明，有機污染物的化學結構、物理化學性質與微生物降解之間存在以下的一些關系和規律。
1）結構簡單的有機化合物一般先發生降解，結構復雜的後發生降解。分子量小的有機化合物比分子量大的有機化合物易降解。
2）如果有機化合物主要分子鏈上除碳元素外還有其他元素時，則不易被降解。
3）取代基的位置、數量、碳鏈的長短也會影響有機污染物的生物可利用性。
苯環結構較為穩定，而甲基的存在提高了甲苯的生物可利用性。與甲苯相比，二甲苯和三甲苯隨甲基數量的增加發生降解的可能性減弱。甲苯和乙苯相比，甲苯的微生物降解馴化期短，平均降解速率大。這說明取代基中碳鏈越長，微生物降解程度越低。在二甲苯的三種同分異構體中，間二甲苯和對二甲苯的微生物降解難易程度相近，間二甲苯略優於對二甲苯，而鄰二甲苯的微生物降解作用最為微弱。
另外，有機化合物的溶解度對微生物也有影響，一般說來，微生物只能有效地降解溶解於水中的有機污染物，因此溶解度高的有機化合物生物可利用性較高。不溶於水的化合物，其代謝反應只限於微生物能接觸到的水和污染物的界面處，有限的接觸面妨礙了難溶化合物的降解。
（2）微生物群體的特性。土壤中微生物的種類、分布、密度、群體間的相互作用，以及馴化程度直接影響到有機污染物的降解性能。當土壤中存在降解污染物的微生物，但其數量過少時，會導致降解速率低，其對水質凈化作用的貢獻不大。
（3）環境因素包括如下六方面。
溫度 通常，微生物生長的溫度范圍介於-12～100℃之間，大多數微生物生活在30～40℃之間。在適宜的溫度范圍內，微生物可大量生長繁殖。
另外，溫度對地下水中溶解氧的含量，以及有機污染物的溶解度影響很大。隨溫度升高，溶解氧含量降低。天然條件下，地理位置和季節的變化對微生物降解的速度和效率起到了控製作用。
酸鹼度 pH值對微生物的生命活動、物質代謝也有較大影響。大多數微生物對pH值的適應范圍介於4～10之間，最適值介於6.5～7.5之間。有機污染物的生物降解往往是一個產酸或產鹼的過程，過高或過低的pH值對微生物的生長繁殖都不利。這就需要土壤-水環境具有較強的緩沖能力，否則pH值過高或過低都將抑制微生物的生長。
濕度 水是微生物生命活動必需的一種營養成分，也是影響微生物降解的重要因素。濕度的大小影響著氧的含量水平，在包氣帶中，含水量達到80%～90%時，即氣體的體積百分比低於10%～20%時，就從好氧條件轉化為厭氧條件。
溶解氧和Eh值 土壤中溶解氧的量和Eh值的大小決定著微生物降解過程中以何種化合物作為電子受體。一般情況下，地下水污染羽中會出現微生物降解作用的分帶現象。從污染源到污染羽邊緣，氧化性逐漸增強，表現為溶解氧和Eh值增大，生物降解作用也依次從產甲烷作用、硫酸鹽還原、鐵還原、錳還原和反硝化作用過渡為好氧作用。
微生物的營養物 微生物生長除基質外，還需要氮、磷、硫、鎂等營養元素。如果環境中這些營養成分供應不足，就會限制有機污染物的降解。自然環境中，微生物表現出對低營養條件很適應，許多微生物在高營養條件下生長緩慢或根本不生長，在低營養條件下卻能夠大量繁殖（Ghiores et al.，1985）。
吸附作用 吸附是影響有機污染物在河流滲濾系統中遷移轉化的重要環境行為之一，本部分主要討論吸附作用對微生物降解作用的影響。有機化合物和微生物在土壤顆粒表面都存在吸附現象，也可將細菌看做活的膠體顆粒，它通過分子吸附黏附在顆粒表面。近年來，國內外許多學者將吸附作用與微生物降解作用結合起來開展了大量的研究工作。研究表明，吸附作用阻礙了有機污染物的微生物降解。如果吸附質本身具有抑製作用，它的吸附會降低附著的微生物的活性，但是同時會增加游離微生物的活性。
2.BTEX生物降解研究綜述
最初，研究的重點是好氧條件下BTEX的微生物降解。實驗室和野外的試驗都證明，在好氧條件下，微生物能夠降解BTEX（Chiang et al.，1989；Song et al.，1990；Wilson et al.，1983）。好氧微生物降解具有產能高、降解速度快的優點。但是，因為氧在水中的溶解度低，溶解氧很快會被有機物消耗，地下水系統中的污染區多處於厭氧狀態。因此，目前的研究重點已轉向厭氧條件下BTEX的微生物降解性能的研究。
最早的關於厭氧條件下苯降解的報道出現在1980年（Nales et al.，1998）。在Ward的研究中，少量放射性標志的苯和甲苯在產甲烷富集培養試驗中以14CH4和14CO2的形式被回收。隨後Gribic-Galic et al.於1987年報道，污泥接種的混合產甲烷富集培養過程中苯被礦化為CO2和CH4。近年來，許多研究人員（Edwards et al.，1994；Kazumi et al.，1997；Weiner et al.，1998a，b；Wilson et al.，1986）。分別進行了在產甲烷條件下苯的降解性能試驗研究。1992年，Edwards et al.（1992a）在添加硫酸鹽的嚴格控制的厭氧含水層物質微環境中，觀察到放射性標志的苯被完全礦化為CO2。Lovely et al.（1995）的研究表明，在還原的海灣沉積物中，苯的降解與硫酸鹽還原反應明顯相關，這是最早利用天然沉積物中的組分作為厭氧條件下苯微生物降解的電子受體的報道。Hagg、Beller和Weiner等人的研究也都發現苯的降解與硫酸鹽還原反應有關（Beller et al.，1992；Hagg et al.，1991；Weiner et al.，1998ab）。Lovely、Rugge和Anderson等還發現，厭氧條件下苯的礦化還與鐵還原有關（Anderson et al.，1998；Lovley et al.，1994，1996；Rugge et al.，1995）。Kuhn et al.（1985）的研究表明，河流沉積物中的反硝化菌能降解二甲苯的三種同分異構體。Zeyer和Kuhn在含水層物質土柱試驗中觀察到反硝化條件下間二甲苯和甲苯的快速降解（Zeyer et al.，1986；Kuhn et al.，1988）。Evans et al.（1991）分離出了將甲苯作為唯一基質的反硝化細菌，同時還發現了鄰二甲苯和甲苯的共代謝作用。Hutchins et al.（1991）發現反硝化條件下BTEX可降解。目前，關於反硝化條件下苯的生物降解性能的認識還未達成一致的結論，多數研究認為在反硝化條件下苯不會被降解（Alvarez et al.，1995；Anid et al.，1993；Ball et al.，1996；Barbaro et al.，1992；Borden et al.，1997；Evans et al.，1991；Hutchins et al.，1991；Kuhn et al.，1988；Kao，1997；Lovley，1997；Thoms et al.，1997b；Zeyer et al.，1986），這通常認為是由於苯環的結構穩定。而有的研究則認為，反硝化條件下苯能發生降解（Burland et al.，1999；Gersberg et al.，1991；Nales et al.，1998；Major et al.，1988；Morgan et al.，1993；吳玉成等，1999）。
微生物是降解作用的主體，在降解的過程中起著關鍵的作用，目前已經從環境中分離出了多種能夠降解BTEX的微生物菌群，細菌是能夠代謝降解有機污染物最常見的微生物，另一些研究發現，在降解BTEX過程中真菌也起到了明顯的作用（Leahy et al.，2003；Nikolova et al.，2005；Van Hamme et al.，2003；Schulze et al.，2003）。
土壤中，BTEX的微生物降解取決於各組分的性質、微生物菌群、土壤的理化性質和影響微生物生長的環境因素等。Dou et al.（2008a，b）運用馴化的反硝化混合菌群進行了BTEX的厭氧降解試驗。結果表明，混合菌群能夠在反硝化條件下有效降解苯、甲苯、乙苯、鄰二甲苯、間二甲苯和對二甲苯，BTEX 的降解規律符合底物抑制的Monod模型；他們給出了混合菌群在反硝化和硫酸鹽還原條件下對BTEX六種組分的厭氧降解速率的排序是：甲苯＞乙苯＞間二甲苯＞鄰二甲苯＞苯＞對二甲苯；另外，他們還考察了相同的細菌在不同電子受體條件下對BTEX的降解性能，與硫酸鹽相比，硝酸鹽對BTEX的降解效率更高。
微生物對BTEX的降解不僅與各組分的性質相關，而且與BTEX各組分的初始濃度有關，當各組分的初始濃度不同時，微生物會表現出不同的利用類型。生物優先利用何種組分作為基質取決於其毒性和初始濃度（Jo et al.，2008）。不同基質共同存在時，微生物對BTEX的降解也會表現出不同的效應，綜合起來主要表現為三個方面：①協同效應，即一種BTEX組分的存在促進其他組分的降解；②拮抗效應，一種BTEX組分的存在抑制其他組分的降解；③低濃度BTEX組分對其他BTEX組分的降解具有促進作用，然而在高濃度時產生抑製作用（Dou et al.，2008a，b）。Littlejohns et al.（2008）通過建立數學模型來定量研究以上這些相互作用，發現交互參數的動力學模型和共代謝模型能夠較准確地預測BTEX的降解效率和生物量。
如果向原有土壤中接種BTEX降解菌比單獨用該降解菌降解BTEX污染物速度更快。甲苯、乙苯和二甲苯可以被加入的真菌降解，然而苯需要土著微生物才能被降解。中性條件下，真菌的存在對土壤降解能力的影響較小。但是，在酸性條件下，固有降解菌的活性會受到抑制，真菌的存在會明顯加快甲苯和乙苯的降解過程（Prenafeta et al.，2004）。