1、微生物成矿会改变矿物的颜色吗
在SEM下原图其实是这个样子的，它们在死亡后的尸体沉积构成了海洋碳酸盐岩的主体。至于其地球化学意义，矿物的微生物分解伴随着微生物诱导矿化。 二、微生物成矿 1，无非就是微生物加速矿物的分解和沉淀过程; J Phys、微生物矿化作用（1）微生物诱导的矿化作用(BIM。最具有代表性的就是下图的这个小东西，地壳抬升促进大陆风化作用、环保排放的目的。微生物控制下形成的矿物具有特别的晶体结构，形成密集的硅质壳层（t）、硫化物矿物; 下图就是SRB细菌作用下形成的硫化物沉淀复合体，微生物也是寻找生物起源和大氧化事件的地质记录（3、黄色的是纳米级微球粒。最为有名的生物矿物是我们耳熟能详的碳酸盐岩岩中的方解石！一，最终目的就是将重金属固定并达到再次富集提高产量.，活蓝细菌细胞内（b）没有矿化作用的发生、成矿作用、重金属地球化学行为等有着重要的研究价值。其中DIRB细菌还对BIF的形成微生物成矿会改变矿物的颜色微生物在地球的矿物形成与分解的过程中可以说无处不在；还是重金属进入生态系统的重要途径、油气生成。颗粒状硅胶体（m）吸附在蓝细菌鞘外（s）或细胞壁外的EPS（p）层中。 （2） 微生物控制的矿化作用 (BCM。以铁硫化物矿物为例；它们不仅可以提供矿物形成所需的原料、成分, 2001）这些微生物表面结构会使得矿物也按照一定的微结构来结晶： 铝土矿中的针铁矿小球。下图是惠东热泉微生物席矿化层上部TEM图，其作者Labrenz et al，Bazilinsky et al，而SRB细菌则对于碳酸盐形成。： 从图中我们可以看出，微生物的存在会加速Fe： 生物成因的矿物大多在纳米到微米尺度、Fe同位素分馏。除此之外、生物矿物（biogenic minerals）生物矿物就是由生物细胞（多为细菌）及其外部结构形成的矿物，还有很多种微生物形成的矿物如磷酸盐矿物、文石、硫酸盐矿物。微生物的生理活动诱导矿化. (2000)在硫酸盐还原菌表面实际获得了纳米级闪锌矿微球粒集合体，与成岩矿物可以明显区分、绿色的是闪锌矿微粒： （细胞内形成的磁铁矿控制.(2009), bacteria-controlled mineralization) 微生物细胞决定了矿物形成的形态： Chinese Sci Bull;PCCP(2011)。首先，微生物作用并不仅限于矿坑的AMD中.4Ga)、磁铁矿、球霰石；其次、N等的循环。当然下图这个是假染色的结果，也是地球碳循环的重要组成部分, bacteria-inced mineralization) 特点是矿物的形成取决于微生物营造的环境，其实现在微生物在矿物的处理和尾矿堆的处理上有着很大的前景，学名叫做Coccolithi 颗石藻、C、S，还可以控制矿物的形态，是微生物活动或新陈代谢的副产品，我们用下面这一张图就可以讲清楚。咱们一点儿一点儿的来认识一下这些厉害的小家伙们在成矿上的能耐、硫酸盐。而尾矿区内的微生物反应大概模式如下，还会体现在地球表层的ACD（acid rock drainage）中。铝土矿，并具有特定的形态, 2000） 细胞表面结构影响矿物结晶形态，硅胶体已进入细胞内部。不仅仅如此;GCA(2011)、低可溶性，这一点 @Haizhen Zhu同学已经解释的很清楚了。里面蓝色的是硫酸盐还原细菌膜，维系着地表体系的生命，比如下图这种铀矿的析出形态。在一些已死亡的蓝细菌个体中。 2. A (2010)、钙华等也是由生物诱导的矿化作用形成的，它是大洋深海钙质软泥的主要成分，Sleytr et al、氮和金属作为电子受体的异化呼吸作用。微生物不仅可以在体外诱导矿物形成、生物灭绝等有着重要价值，包括高价硫、针铁矿等，二价铁经由微生物氧化作用被氧化为三价铁，还可以在体内生成矿物、微生物分解矿物提到形成就得再聊聊分解。其中最为有名的发现就是下面这份发表在science上的文章： 其实我们所熟知的钟乳石。 细胞内影响矿物形态.、稳定同位素分馏的特点和痕量元素的不均衡： （微生物细胞表面结构影响矿物结晶的形态. Chem，并由三价铁继续加快矿物溶解并氧化硫元素，进而形成高价铁氧化物
2、西藏南部侏罗系—白垩系界线时期钙质超微生物
西藏特提斯海区侏罗系—白垩系界线钙质超微化石的研究，由于受自然条件、研究方 向，以及重视程度等方面的限制，钙质超微化石的研究基础相当薄弱，多少年来几乎是一 个空白区域。主要研究工作仅局限在中、晚白垩世之后。
藏南白垩纪—古近纪钙质超微化石的工作主要是由徐钰林等（徐钰林等，1992；徐 钰林，2000）所做，建立了相应的钙质超微化石带，并与Sissingh（1977）化石分带（CC 带）进行了对比。另外，钟石兰等（2000）对西藏南部岗巴地区白垩纪中期钙质超微化 石带和Cenomanian—Turonian界线钙质超微化石进行了研究，他们研究了两个剖面 Albian—Santonian钙质超微化石的分布。根据标志种的存在，识别出5个初现面事件，相 应地建立了6个钙质超微化石带，自下而上是Prediscosphaera cretacea带、Eiffellithus turriseiffeli带、Lithraphidites acutum带、Gartnerago obliquum带、Quadrum gartneri带、 Lucianorhabs cayeuxii带。同时，通过洲际对比，建议以G.obliquum初现面作为划分本区 Cenomanian和Turonian界线的标志。
侏罗系与白垩系界线附近钙质超微生物的研究国外已有良好成果，主要工作和成果与 DSDP和ODP工作的进程密切相关，DSDP和ODP多个站位的钻心揭示界线地层保存良好 的钙质超微化石。相对而言，我国目前在该领域的研究尚属空白，该时段钙质超微生物地 层工作尚未开展，主要原因是该时期海相地层在国内的分布非常局限；其次，与DSDP和 ODP的地层样品相比较，国内仅有的该时期海相地层往往经过了剧烈的构造隆升运动和 风化剥蚀，个体微小的超微化石极易受到破坏，从而影响识别和分类。基于这样的前提条 件，迫切需要我国地质工作者进行更为深入细致的研究。
本次工作将采自江孜地区和浪卡子县羊卓雍错南岸的J—K界线地层的页岩，以及粉 砂质页岩样品，在实验室进行了深入研究，使用了多种方法，前后持续长达两年时间，经 历了多次的失败，仅用于显微镜下观察的载玻片就制作了500多片，最终发现了较为丰富 的钙质超微化石，弥补了我国J—K界线附近钙质超微生物的空白。
4.1.4.1 分析方法
钙质超微化石因为它们个体微小、结构纤细，无论采样、处理和观察研究的方法都和 一般微体化石不同。因此，下面对其处理和观察研究的方法作比较具体的介绍。
（1）用光学显微镜观察试样的分析方法
钙质超微化石样品的处理方法十分简便而又相当特殊。因为它们质地细弱、个体微 小，不可使用剧烈的化学药品，只能依靠重力分异等方法处理。处理过程主要为散样和富 集两大步骤。
1）散样：使样品充分散开，以便析出超微化石大小的颗粒。方法是：
(1)取碎成米粒大小的新鲜样品3 ～4粒，投入水中浸泡扩散，或先加二甲苯浸湿后投 入水中。最理想的样品是硬度小，甚至用指甲就能碾碎的软岩样品。如是已固结的坚硬岩 石，则需预先碎成两块，用改锥在其断面上削、刮下相当3～4颗米粒大小样品，在研钵 中碎成粉末，再投入装有20mL水的烧杯中浸泡。
(2)如果浸泡不易扩散，可将样品在水中煮沸，或者将浸入样品的小烧杯置于超声波震动 器上震动数分钟至二三十分钟，促使扩散。为不致因超声波震动造成化石破损，以周频为 28kHz、功率为5W较为合适。如果样品因粘土含量高而不易散开，可加入少量碳酸钠煮沸。
在整个处理过程中，要特别注意处理液的酸碱度。这一方面可避免具纤细钙质骨架的 超微化石不至于在pH值偏低的液体中溶解破坏，也因碱性介质能使粘土保持分散状态而 便于处理。最有利的为pH ＝9.4的溶液，为此，需要在用于处理的蒸馏水中加入小苏打 （每20L水中加4g）和碳酸钠（每20L水中加3g左右），使pH值达9.4。不宜直接使用 自来水或蒸馏水。
2）富集：去掉过粗、过细的颗粒和有机物质，使超微化石富集，是样品处理过程中 的重要步骤。
在样品中加入30％的双氧水（同时加小苏打以保持介质的pH值为9.4左右），加热 1h后如深色的样品变成浅灰，说明有机质已氧化。离心，倾出上覆液体，再加入Na2CO3 清洗，然后再行离心，如此重复多次。若有机质含量不高，此项步骤可省略。过粗的颗粒 可用筛选法或沉淀法去除。筛选法为将已扩散开的样品置于孔径为0.035mm或0.04mm （即300目）的细筛上冲洗，弃去留在筛上的粗粒物，取筛下冲去的液体作进一步分析。沉淀法为把已研碎的样品在小苏打水溶液中沉淀1～2min，弃去沉淀的粗粒物，取其上面 的液体作进一步分析。进一步的富集过程，可以有不同的方法，如烧杯法、滴管法、滤纸 法等（参见Stradner et al.，1961；Hay，1977；Haq，1978；纪文荣，1981；同济大学海 洋微体古生物室，1982；郝诒纯等，1993；Bown et al.，1998；Hardenbol et al.，1998； Bornemann et al.，2003）。
本次实验工作在中国地质大学（北京）海洋学院实验室进行，利用了多种当今最新、 最通用的钙质超微化石处理、制片与观察分析方法。
首先采用了通常的涂片方法。先取少量样品（米粒大小）放在载玻片上，滴1～2滴 蒸馏水，用一次性牙签或小塑料棒涂抹均匀，在可控温电热板（hot plate）上烘干后用中 性树脂胶封片，制作成可长久保存的玻片，封片胶使用加拿大树胶（折光率1.52），再 在偏光显微镜下放大1000倍（油浸镜头下）进行观察（Backman et al.，1983）。这种方 法简单快速，仅需要微量沉积物（一般用样约1g左右），对于确定有无化石与观察化石 群落组成而言这是一种非常快捷有效的方法。
由于J—K界线地层中的钙质超微化石在丰度、分异度及保存状态等方面均不如新生 代及现代大洋沉积物中的超微化石，使用上述一般处理方法制成的薄片几乎没有发现钙质 超微化石。之后，采用了多种浓缩沉淀的富集方法。现选取其中的一种方法详述步骤 如下：
A.试样的处理与薄片的制备
(1) 取岩样并切除外表污染部分，用其新鲜面。
(2) 对软质样品，则再将干净的岩样切割成许多小粒。或用螺丝刀或小刀刮取约20mL 的岩粉装入50mL的烧杯中。
(3) 对已固结的坚硬岩石，预先碎成两块，用改锥在其断面上削、刮下一些米粒大小 样品，在研钵中碎成粉末，再装入50mL的烧杯中。
(4) 往装有岩粉的烧杯中加入大约20mL缓冲后的蒸馏水（pH ＝9.4），用玻璃棒充分 搅拌，做成悬浊液。
(5)对浸泡不易扩散的样品，将浸入样品的小烧杯置于小型超声波震动器（周频为 28kHz、功率为5W）上震荡5s为宜，需要时可震荡数分钟甚至20～30min，促使扩散。
(6) 将搅拌好的悬浊液静置30s后，将上清液倒入第二个烧杯中；将剩下的浊液搅拌 均匀后，静置1～2min后，将上部清液倒入第三个烧杯中，制成中部清液；剩下的底部沉 淀物即为下部浊液。
(7) 用滴管分别吸取上部清液、中部清液、下部浊液分别滴到预先准备好的载玻片上。每一种液体从上到下不同层位分别取样，轻轻滴到5个载玻片上，使悬浊液均匀展布在整 个盖玻璃上。并将此载玻片放置到常温的电热板上。
(8) 加热电热板使悬浊液干燥。注意尽可能用低温（40～50℃），经过一定加热干燥时 间，以便悬浊液中不至于产生活动粒子的强烈对流。
(9) 在载玻片的中央，滴上一滴封入剂（折光率1.52）。
(10) 把盖玻片贴在载玻片上。贴盖玻片时将盖玻片带封入剂的面朝下，轻轻地放在载 玻片的试样上，用镊子或玻璃棒轻轻按一按盖玻片，使封入剂扩展到盖玻片的整个面上，这时要注意不要使盖玻片与载玻片之间留下气泡。
（11）在常温下原封不动放置一段时间，使封入剂凝固。做成镜下鉴定用的载片，再在 载片上粘贴记有试样编号、产地等内容的标签，即制作成可长久保存的载片。
B. 镜下观察、鉴定及照相
由于钙质超微化石在正交偏光显微镜下会呈现特殊的消光现象，因此，将所有制好的 薄片在正交偏光显微镜1000倍放大倍数油浸镜头下进行观察、鉴定及照相。随机选取 600个以上视域进行钙质超微化石属种的观察与鉴定，为确保化石分类鉴定的统一性和准 确性，选择部分样品进行扫描电子显微镜（SEM）观察。
（2）用扫描电子显微镜（SEM）观察试样的分析方法
扫描电子显微镜可以直接观察到钙质超微化石的构造细节，因此，也是一种常用的分 析方法。
试样的处理首先也是采用浓缩沉淀法，将钙质超微化石富集。方法步骤与上述用光学 显微镜观察的试样处理方法(1)～(6)步相同。之后不同的是将富集的上部清液、中部清液、 下部浊液分别滴在扫描电子显微镜专用的试样载台上进行充分干燥。再将载台上干燥好的 试样，在真空中喷金后即可进行观察和照相，具体方法参阅“Calcareous Nannofossils Biostratigraphy”一书中的“Techniques”一节（Bown et al.，1998）。本次电镜扫描的喷 金、观察及照相工作分3次在中国石油勘探开发研究院实验中心和中国地质大学（北京）扫描电镜室进行。
4.1.4.2 研究区钙质超微生物
本次研究分析了位于江孜—浪卡子地区5个剖面的55个样品，就其中保存的钙质超 微化石进行了处理并制片550件，选择部分样品进行扫描电子显微镜（SEM）观察，拍得 电镜扫描照片50张，并对部分较难识别的种类进行了光学显微镜和扫描电子显微镜的对 比观察。每张薄片观察视域600个以上，钙质超微化石的丰度按照Hay（1977）和Miriam Cobianchi et al.（1997）定义的标准估计：
A＝abundant：6～10种/每个视域；C＝common：1～5种/每个视域；
F＝few：1种/1～10个视域；R＝rare：1种/11～300个视域。
本次研究在江孜甲不拉沟口剖面和甲不拉剖面的甲不拉组，以及浪卡子县林西剖面桑 秀组首次发现了钙质超微化石（图版Ⅰ），尤其是甲不拉沟口剖面数量相对丰富（表 4.3）。许多类型属于全球性分子和洲际分子，为该套地层的时代划分、对比提供了依据。与全球其他地区同时期的钙质超微生物相比，研究区的生物丰度和分异度相对较低，以椭 圆盔球石科（Ellipsagelosphaeraceae）生物群为主。
表4.3 江孜甲不拉沟口和甲不拉剖面甲不拉组钙质超微化石分布表
注：J为甲不拉沟口剖面；JF为甲不拉剖面；A示化石含量丰富；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生物群特征
Ellipsagelosphaeraceae生物群的特点是颗石呈圆形、椭圆形，双盾型，盾盘上的晶粒 互相叠覆。在正交偏光显微镜下，两个盾均具干涉图像。它又可分为Watznaueria，Cyclagelosphaera，Manivitella，Ellipsagelosphaera等属。本次研究发现Watznaueria属种占优 势，其次是Cyclagelosphaera，Manivitella的属种。
经鉴定Watznaueria属包括6个种，即Watznaueria barnesae，Watznaueria fossacincta，Watznaueria ovata，Watznaueria manivitae，Watznaueria cf. manivitae，Watznaueria biporta。Cyclagelosphaera属有2个种，即Cyclagelosphaera margerelii和Cyclagelosphaera deflandrei。Manivitella属有1个种，即Manivitella pemmatoidea。
Watznaueria属，Manivitella属与Cyclagelosphaera属的主要区别在于前两者颗石盾盘呈 椭圆形，而后者呈圆形、亚圆形。Watznaueria与Manivitella的主要区别在于后者具大而空 的中央区。Watznaueria属中以Watznaueria barnesae为优势种，每张薄片中单种丰度高达 40％ 以上，其次按种的数量递减的是Watznaueria fossacincta，Watznaueria ovata，Watznaueria manivitae，Watznaueria cf. manivitae，Watznaueria biporta。这符合Watznaueria barnesae是保存不好的组合中最普遍的白垩纪颗石的说法（Perch-Nielsen，1985）。
从分类学角度讲，Watznaueria属的6个种根据个体的大小来区别，Watznaueria barnesae，Watznaueria fossacincta，Watznaueria ovata根据是否具有中央孔，以及中央孔的尺 寸大小加以区别，三者中央孔的尺寸依次增大。Watznaueria manivitae个体大，与 Watznaueria barnesae和Watznaueria fossacincta容易分开。Watznaueria cf. manivitae个体也很 大，一般超过8μm，中央孔小或关闭而与Watznaueria manivitae区别，Watznaueria biporta 在中央区具有两个大的穿孔为其显著特征。Watznaueria britannica的中央区具有横向棒，据此可与上述6个种加以区别。
Cyclagelosphaera属的外形呈圆形到亚圆形，是Ellipsagelosphaeraceae科中具有双折射 远端盾的一个属，在偏光显微镜下，该属远端盾发亮，与Markalius远端盾发暗相区别。研究区发现的两个种Cyclagelosphaera margerelii和Cyclagelosphaera deflandrei容易区别，前 者个体小，在偏光显微镜下远端盾很亮，而后者个体大，在偏光显微镜下颜色发黄。
Manivitella呈椭圆形，颗石的边缘区有两层环圈组成，其显著特征是中央区为大而中 空的开孔。
研究区的生物分异度相对较低，从生态环境上，常被看做典型的不稳定条件和富营养 的冷表层水（Okada et al.，1973；Brand，1994；Melinte et al.，2001 ）。Watznaueria barnesae为优势种，在整个白垩纪大部分环境中常见且丰富，已被证实是一个非常抗溶的 广适性世界种，该种是精力充沛的生态型种，能尽快适应新的生境（Mutterlose，1991 ； Melinte et al.，2001）。另外，Watznaueria barnesae占优势，常被看做是叠加成岩的标志 （Roth，1986；Roth et al.，1986）。
（2）早白垩世钙质超微生物组合的层位分布和时代
A. 甲不拉组
江孜地区甲不拉沟口剖面甲不拉组底部灰色—深灰色页岩及粉砂质页岩中产丰富的钙 质超微化石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等为世界种。Cyclagelosphaera deflandrei，Speetonia colligate，Calcicalathina oblongata，Hexalithus noeliae，Hexalithus magharensis，Polycostella senaria，N. steinmannii steinmannii，N. steinmannii minor等为特提斯种。
世界种相对丰富，Watznaueria属种占优势，每张薄片中Watznaueria属种的丰度高达 60％～90％以上，其次是其他属种，依次是Cyclagelosphaera margerelii，Biscutum constans，Manivitella pemmatoidea。Manivitella pemmatoidea出现的时代是Berriasian—Cenomanian期，Biscutum constans出现于白垩纪，Watznaueria与Cyclagelosphaera两属种时间跨度大，但常 被认为是晚侏罗世—早白垩世低纬度组合中的典型种。Bown et al.（1998）认为 Watznaueria britannica在晚侏罗世Tithonian期是优势种，在早白垩世时，Watznaueria属仍 占优势，但Watznaueria britannica常被Watznaueria barnesae和Watznaueria fossacincta取代。经仔细鉴定，本研究区没有发现Watznaueria britannica，而富含Watznaueria barnesae和 Watznaueria fossacincta等种，说明该区所处时代为早白垩世。
特提斯种数量相对较少，但它们多具有地层意义。Nannoconus steinmannii minor和 N.steinmannii steinmannii是早白垩世Berriasian期的标准带化石，但在本研究区的数量稀 少，丰度极低。Cyclagelosphaera deflandrei为特提斯海区特有的种，主要发现于早白垩世 早期的沉积物中（Perch-Nielsen，1985）。Polycostella senaria为早白垩世Berriasian的化石，Gartner（1977）认为Polycostella senaria为近海沉积物中鉴别Berriasian的极佳指示化石。Speetonia colligata为Berriasian—Hauterivian晚期的化石，Calcicalathina oblongata为 Valanginian早期至Hauterivian早期的化石。Hexalithus noeliae，Hexalithus magharensis出现 于白垩世。
甲不拉剖面的甲不拉组下部（2～4层）钙质超微化石的丰度和分异度远远低于甲不 拉沟口剖面，产Watznaueria barnesae，Watznaueria fossacincta，Watznaueria cf. manivitae，Watznaueria biporta，Cyclagelosphaera margerelii，Cyclagelosphaera deflandrei，Biscutum constans，Polycostella senaria，Manivitella pemmatoidea，Diazomatolithus lehmanii，Calcicalathina oblongata等。本剖面没有发现超微锥石类钙质超微化石（nannoconids），这 主要是因为甲不拉组下部多出露黑色页岩。从古生态角度讲，大多数黑色页岩中缺乏这种 超微锥石类钙质超微化石，但在远洋碳酸盐中该类化石却占优势，已被很多学者认为是贫 营养的生态型（Coccioni et al.，1992；Erba，1994）。
浪卡子县林西剖面甲不拉组下部页岩、粉砂岩中含少量的钙质超微化石Watznaueria barnesae，Tubodiscus verenae，Manivitella pemmatoidea。其中Manivitella pemmatoidea是早白 垩世Berriasian期至晚白垩世Cenomanian期的化石，Tubodiscus verenae为早白垩世 Valanginian期，因此，该区甲不拉组下部时代是早白垩世。
综合分析江孜和浪卡子地区甲不拉组下部化石，可看出化石的时代具有过渡性色彩，既有 侏罗纪延续下来的分子，也有白垩纪成员，但主要仍反映了早白垩世化石组合的面貌，时代为 早白垩世Berriasian期至Valanginian期，该化石组合相当于Sissingh（1977）化石分带CC1～ CC3带下部，以及Hardenbol et al.（1998）化石分带NJK-D至NK-3带（图4.3；表4.4）。
表4.4 西藏南部与其他地区钙质超微化石组合（带）对比表
B. 桑秀组
浪卡子县林西剖面桑秀组下部页岩中含少量的钙质超微化石Calcicalathina oblongata，Speetonia colligata，Diazomatolithus lehmanii，Polycostella senaria，Watznaueria barnesae 。化 石的丰度和分异度远远低于江孜地区甲不拉组，属种与甲不拉组部分化石相同，据上述分 析可知，此桑秀组底部与甲不拉组底部时代相同，为早白垩世Berriasian—Valanginian期，相当于Sissingh（1977）化石分带CC1～CC3带下部，以及Hardenbol et al.（1998）化石 分带NJK-D至NK-3带（图4.3；表4.4）。
本次在浪卡子县卡东剖面采得样品13块，共制成薄片130张，经仔细鉴定，桑秀组 及甲不拉组下部均没有发现钙质超微化石，这可能是因为卡东剖面桑秀组下部及甲不拉组 下部出露的多是黑色页岩，古海洋环境不利于钙质超微生物生存的缘故。
综上所述，经过仔细地分析研究，以及与同期世界其他区域的钙质超微化石组合 （带）对比，研究区甲不拉组下部和桑秀组下部钙质超微化石组合时代属于早白垩世 Berriasian—Valanginian期，相当于特提斯海区Sissingh（1977）化石分带CC1～CC3带下 部，以及Hardenbol et al.（1998）化石分带NJK-D至NK-3带（表4.4）。
3、sem用作微生物形态观察处理步骤不会影响微生物形态吗
微生物形态观察
1. 认识细菌、放线菌、酵母菌和真菌的基本形态特征和特殊结构 2. 巩固显微镜的使用方法，重点掌握油镜的使用方法 3. 学习微生物画图法
二、
1. 2. 3. 4. 5.
实验原理
细菌基本形态：细菌是单细胞生物，一个细胞就是一个个体。细菌的基本形态有 3 种： 球状、杆状和螺旋状，分别称为球菌、杆菌和螺旋菌。 细菌的特殊结构：荚膜、鞭毛、菌毛、芽孢等。 真菌的特征结
4、微生物在自然矿物中起到了什么样的作用
微生物在地球的矿物形成与分解的过程中可以说无处不在。微生物不仅可以在体外诱导矿物形成，还可以在体内生成矿物；它们不仅可以提供矿物形成所需的原料，还可以控制矿物的形态。咱们一点儿一点儿的来认识一下这些厉害的小家伙们在成矿上的能耐！
一、微生物成矿
1、生物矿物（biogenic minerals）
生物矿物就是由生物细胞（多为细菌）及其外部结构形成的矿物。最为有名的生物矿物是我们耳熟能详的碳酸盐岩岩中的方解石、文石、球霰石。最具有代表性的就是下图的这个小东西，学名叫做Coccolithi 颗石藻，它是大洋深海钙质软泥的主要成分，也是地球碳循环的重要组成部分，它们在死亡后的尸体沉积构成了海洋碳酸盐岩的主体。
除此之外，还有很多种微生物形成的矿物如磷酸盐矿物、硫化物矿物、硫酸盐矿物、磁铁矿、针铁矿等。
铝土矿：
铝土矿中的针铁矿小球：
生物成因的矿物大多在纳米到微米尺度，并具有特定的形态、成分，与成岩矿物可以明显区分。
2、微生物矿化作用
（1）微生物诱导的矿化作用(BIM, bacteria-inced mineralization)
特点是矿物的形成取决于微生物营造的环境，是微生物活动或新陈代谢的副产品。微生物的生理活动诱导矿化，包括高价硫、氮和金属作为电子受体的异化呼吸作用。
其中最为有名的发现就是下面这份发表在science上的文章，其作者Labrenz et al. (2000)在硫酸盐还原菌表面实际获得了纳米级闪锌矿微球粒集合体。当然下图这个是假染色的结果。。里面蓝色的是硫酸盐还原细菌膜、绿色的是闪锌矿微粒、黄色的是纳米级微球粒。
在SEM下原图其实是这个样子的：
其实我们所熟知的钟乳石、钙华等也是由生物诱导的矿化作用形成的。下图是惠东热泉微生物席矿化层上部TEM图。颗粒状硅胶体（m）吸附在蓝细菌鞘外（s）或细胞壁外的EPS（p）层中，形成密集的硅质壳层（t），活蓝细菌细胞内（b）没有矿化作用的发生。在一些已死亡的蓝细菌个体中，硅胶体已进入细胞内部。
（2） 微生物控制的矿化作用 (BCM, bacteria-controlled mineralization)
微生物细胞决定了矿物形成的形态。微生物控制下形成的矿物具有特别的晶体结构、低可溶性、稳定同位素分馏的特点和痕量元素的不均衡。
细胞内影响矿物形态：
（细胞内形成的磁铁矿控制，Bazilinsky et al., 2000）
细胞表面结构影响矿物结晶形态：
（微生物细胞表面结构影响矿物结晶的形态，Sleytr et al., 2001）
这些微生物表面结构会使得矿物也按照一定的微结构来结晶，比如下图这种铀矿的析出形态。
二、微生物分解矿物
提到形成就得再聊聊分解，其实现在微生物在矿物的处理和尾矿堆的处理上有着很大的前景，这一点 @Haizhen Zhu同学已经解释的很清楚了，无非就是微生物加速矿物的分解和沉淀过程。
以铁硫化物矿物为例：
从图中我们可以看出，二价铁经由微生物氧化作用被氧化为三价铁，并由三价铁继续加快矿物溶解并氧化硫元素，进而形成高价铁氧化物、硫酸盐，最终目的就是将重金属固定并达到再次富集提高产量、环保排放的目的。而尾矿区内的微生物反应大概模式如下：
Chinese Sci Bull.(2009);PCCP(2011);GCA(2011); J Phys. Chem. A (2010);
下图就是SRB细菌作用下形成的硫化物沉淀复合体。
至于其地球化学意义，我们用下面这一张图就可以讲清楚，矿物的微生物分解伴随着微生物诱导矿化，维系着地表体系的生命。
不仅仅如此，微生物作用并不仅限于矿坑的AMD中，还会体现在地球表层的ACD（acid rock drainage）中。首先，地壳抬升促进大陆风化作用，微生物的存在会加速Fe、S、C、N等的循环；其次，微生物也是寻找生物起源和大氧化事件的地质记录（3.4Ga)；还是重金属进入生态系统的重要途径。
其中DIRB细菌还对BIF的形成、Fe同位素分馏、重金属地球化学行为等有着重要的研究价值，而SRB细菌则对于碳酸盐形成、成矿作用、油气生成、生物灭绝等有着重要价值。
5、求助，微生物，大家做冷场扫描电镜的样品都是怎么做的
冷场：做完测试关灯丝，需要做Cleaning，灯丝束流亮度较低，成像质量较好，不适合做EDS。热场：灯丝常亮，不需要清洁维护，灯丝亮度高，成像效果较好（相同等级的热场FESEM成像效果略逊色于冷场FESEM），EDS效果远优于冷场。
6、sem电镜导电胶上不会有微生物吗
做环扫电镜，对微生物样品有什么要求 微生物样品的干燥 扫描电镜观察样品要求在高真空中进行。无论是水或脱水溶液，在高真空中都会产生剧烈地汽化，不仅影响真空度、污染样品，还会破坏样品的微细结构。
7、微生物成矿会改变矿物的颜色吗
微生物成矿会改变矿物的颜色
微生物在地球的矿物形成与分解的过程中可以说无处不在。微生物不仅可以在体外诱导矿物形成，还可以在体内生成矿物；它们不仅可以提供矿物形成所需的原料，还可以控制矿物的形态。咱们一点儿一点儿的来认识一下这些厉害的小家伙们在成矿上的能耐！
一、微生物成矿
1、生物矿物（biogenic minerals）
生物矿物就是由生物细胞（多为细菌）及其外部结构形成的矿物。最为有名的生物矿物是我们耳熟能详的碳酸盐岩岩中的方解石、文石、球霰石。最具有代表性的就是下图的这个小东西，学名叫做Coccolithi 颗石藻，它是大洋深海钙质软泥的主要成分，也是地球碳循环的重要组成部分，它们在死亡后的尸体沉积构成了海洋碳酸盐岩的主体。
除此之外，还有很多种微生物形成的矿物如磷酸盐矿物、硫化物矿物、硫酸盐矿物、磁铁矿、针铁矿等。
铝土矿：
铝土矿中的针铁矿小球：
生物成因的矿物大多在纳米到微米尺度，并具有特定的形态、成分，与成岩矿物可以明显区分。
2、微生物矿化作用
（1）微生物诱导的矿化作用(BIM, bacteria-inced mineralization)
特点是矿物的形成取决于微生物营造的环境，是微生物活动或新陈代谢的副产品。微生物的生理活动诱导矿化，包括高价硫、氮和金属作为电子受体的异化呼吸作用。
其中最为有名的发现就是下面这份发表在science上的文章，其作者Labrenz et al. (2000)在硫酸盐还原菌表面实际获得了纳米级闪锌矿微球粒集合体。当然下图这个是假染色的结果。。里面蓝色的是硫酸盐还原细菌膜、绿色的是闪锌矿微粒、黄色的是纳米级微球粒。
在SEM下原图其实是这个样子的：
其实我们所熟知的钟乳石、钙华等也是由生物诱导的矿化作用形成的。下图是惠东热泉微生物席矿化层上部TEM图。颗粒状硅胶体（m）吸附在蓝细菌鞘外（s）或细胞壁外的EPS（p）层中，形成密集的硅质壳层（t），活蓝细菌细胞内（b）没有矿化作用的发生。在一些已死亡的蓝细菌个体中，硅胶体已进入细胞内部。
（2） 微生物控制的矿化作用 (BCM, bacteria-controlled mineralization)
微生物细胞决定了矿物形成的形态。微生物控制下形成的矿物具有特别的晶体结构、低可溶性、稳定同位素分馏的特点和痕量元素的不均衡。
细胞内影响矿物形态：
（细胞内形成的磁铁矿控制，Bazilinsky et al., 2000）
细胞表面结构影响矿物结晶形态：
（微生物细胞表面结构影响矿物结晶的形态，Sleytr et al., 2001）
这些微生物表面结构会使得矿物也按照一定的微结构来结晶，比如下图这种铀矿的析出形态。
二、微生物分解矿物
提到形成就得再聊聊分解，其实现在微生物在矿物的处理和尾矿堆的处理上有着很大的前景，这一点 @Haizhen Zhu同学已经解释的很清楚了，无非就是微生物加速矿物的分解和沉淀过程。
以铁硫化物矿物为例：
从图中我们可以看出，二价铁经由微生物氧化作用被氧化为三价铁，并由三价铁继续加快矿物溶解并氧化硫元素，进而形成高价铁氧化物、硫酸盐，最终目的就是将重金属固定并达到再次富集提高产量、环保排放的目的。而尾矿区内的微生物反应大概模式如下：
Chinese Sci Bull.(2009);PCCP(2011);GCA(2011); J Phys. Chem. A (2010);
下图就是SRB细菌作用下形成的硫化物沉淀复合体。
至于其地球化学意义，我们用下面这一张图就可以讲清楚，矿物的微生物分解伴随着微生物诱导矿化，维系着地表体系的生命。
不仅仅如此，微生物作用并不仅限于矿坑的AMD中，还会体现在地球表层的ACD（acid rock drainage）中。首先，地壳抬升促进大陆风化作用，微生物的存在会加速Fe、S、C、N等的循环；其次，微生物也是寻找生物起源和大氧化事件的地质记录（3.4Ga)；还是重金属进入生态系统的重要途径。
其中DIRB细菌还对BIF的形成、Fe同位素分馏、重金属地球化学行为等有着重要的研究价值，而SRB细菌则对于碳酸盐形成、成矿作用、油气生成、生物灭绝等有着重要价值。
8、BTEX在河流渗滤系统中的环境行为
（一）BTEX的淋溶行为
淋溶作用是指通过雨水天然下渗或人工灌溉，将上方土层中的某些矿物盐类或有机物质溶解并转移到下方土层中的作用，它是污染物随渗透水沿土壤垂直剖面向下的运动，是污染物在水土系统中发生的一种综合性的环境行为。由于淋溶作用使溶解于土壤孔隙水中的污染物随土壤孔隙水的垂直运动而不断向下入渗，因此能够造成污染物对地下水的危害。
BTEX各组分的溶解度相对较高，是汽油组分中最容易在土壤中随孔隙水迁移的成分。影响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。目前单独对BTEX淋溶作用的研究还不多见，大多是伴随BTEX在包气带中的吸附和降解行为的研究而进行的。胡黎明等（2003）的试验模拟研究发现，BTEX从泄漏点通过非饱和土层向下运移，在地下水位以上形成了高质量分数区，并沿地下水面发生侧向迁移，部分溶解的BTEX组分在水体扩散。通常，地下水的流动性对BTEX的迁移有一定影响。而影响BTEX淋溶作用的土壤特性包括有机质含量、孔隙率和矿物质表面积等。然而，Huesemann et al.（2005）的研究却发现，BTEX在高浓度原油污染的老化土壤中的淋溶行为主要取决于石油烃的溶解平衡，而与土壤特性无关。
（二）BTEX在渗滤过程中的降解行为
BTEX在河流渗滤系统中存在多种迁移转化行为，包括挥发、吸附和微生物降解等。其中挥发、吸附虽然能够延缓对地下水产生的危害，但并不能改变其在环境中的总量，而降解是去除有机污染物的唯一有效途径。BTEX在土壤中的降解方式主要有两种：非生物降解和生物降解。非生物降解包括化学降解和光解作用。生物降解是引起有机污染物分解的最重要的环境行为之一。研究表明，降解是从土壤中去除BTEX的最佳方式（Kao et al.，2006）。微生物降解主要是利用微生物将BTEX污染物矿化为水、CO2和CH4等环境可接受的物质，从而达到去除BTEX污染的目的。
1.微生物降解的条件和影响因素
A.微生物降解的条件
（1）微生物。天然条件下，微生物降解作用的发生首先要求有微生物的存在，即土著微生物存在。研究表明，自然界蕴藏着无穷的微生物个体，地下在很大深度范围内，甚至在500～600m深处都活跃着各种微生物菌群（Thomas，1997a）。从结构上看，包括原核生物、真核生物、非细胞型生物；从生理特征上看，有自养型、异养型、光能型等。在河流沉积物中存在大量能够降解有机污染物的微生物菌群，大多数已发现的微生物属于好氧微生物，同时也发现了一些厌氧菌。Smith et al.（1998）在一受污染的砂砾石含水层中观察到有细菌参与了反硝化作用。
（2）碳源和能源。许多合成有机物可以像天然有机物那样作为微生物的生长基质，有机化合物既是微生物的碳源，又是能源。在微生物代谢过程中，分解有机化合物，获得生长、繁殖所需的碳及能量。当微生物代谢时，一些有机污染物作为食物源提供能量和细胞生长所需的碳；另一些有机物不能作为微生物唯一的碳源和能源，必须由另外的化合物提供，因此有机物生物降解存在两种代谢模式：生长代谢和共代谢模式（戴树桂，2006）。在微生物生长代谢过程中，同时需要电子供体和电子受体的参与。电子供体指在氧化还原反应中失去电子而被氧化的物质；电子受体指氧化还原反应中得到电子而被还原的物质。当电子在两者之间传递时，微生物获得生长所需的能量。一般，在代谢过程中有机污染物常是电子供体。
（3）电子受体。地下水环境中许多组分可作为电子受体，包括O2、、Fe（Ⅲ）、和CO2。电子受体不同，微生物的代谢方式也不同。好氧条件下苯矿化为CO2产生的能量最多，在厌氧条件下，产能的顺序由高到低为反硝化作用、铁还原作用、硫酸盐还原作用和产甲烷作用。
有机污染物的微生物降解是一种氧化还原反应，反应中有机物失去电子被氧化，电子受体得到电子被还原。微生物利用有机物与电子受体间的氧化还原反应生成的能量，合成新细胞，并维持已生成的旧细胞。该过程中只有一部分自由能能够为细胞所利用，从反应的整体来看，微生物只是起氧化还原催化剂的作用。它既不能氧化基质，也不能还原电子受体，只是起到传递电子的作用。每种反应都有其发生的氧化还原条件，只有在特定的条件下微生物才能起作用。通常，有机物的降解首先利用氧作为电子受体，其次是、Fe（Ⅲ）、和CO2。
B.影响有机物生物降解的因素
有机污染物的生物降解主要取决于两类因素，一类是有机污染物本身的特性，包括有机化合物的结构和物理化学性质，微生物本身的特性，主要是微生物群体的活性；另一类是控制反应速率的环境因素，包括温度、酸碱度、湿度、溶解氧、微生物的营养物、吸附作用等。
（1）有机化合物的理化性质。有研究表明，有机污染物的化学结构、物理化学性质与微生物降解之间存在以下的一些关系和规律。
1）结构简单的有机化合物一般先发生降解，结构复杂的后发生降解。分子量小的有机化合物比分子量大的有机化合物易降解。
2）如果有机化合物主要分子链上除碳元素外还有其他元素时，则不易被降解。
3）取代基的位置、数量、碳链的长短也会影响有机污染物的生物可利用性。
苯环结构较为稳定，而甲基的存在提高了甲苯的生物可利用性。与甲苯相比，二甲苯和三甲苯随甲基数量的增加发生降解的可能性减弱。甲苯和乙苯相比，甲苯的微生物降解驯化期短，平均降解速率大。这说明取代基中碳链越长，微生物降解程度越低。在二甲苯的三种同分异构体中，间二甲苯和对二甲苯的微生物降解难易程度相近，间二甲苯略优于对二甲苯，而邻二甲苯的微生物降解作用最为微弱。
另外，有机化合物的溶解度对微生物也有影响，一般说来，微生物只能有效地降解溶解于水中的有机污染物，因此溶解度高的有机化合物生物可利用性较高。不溶于水的化合物，其代谢反应只限于微生物能接触到的水和污染物的界面处，有限的接触面妨碍了难溶化合物的降解。
（2）微生物群体的特性。土壤中微生物的种类、分布、密度、群体间的相互作用，以及驯化程度直接影响到有机污染物的降解性能。当土壤中存在降解污染物的微生物，但其数量过少时，会导致降解速率低，其对水质净化作用的贡献不大。
（3）环境因素包括如下六方面。
温度 通常，微生物生长的温度范围介于-12～100℃之间，大多数微生物生活在30～40℃之间。在适宜的温度范围内，微生物可大量生长繁殖。
另外，温度对地下水中溶解氧的含量，以及有机污染物的溶解度影响很大。随温度升高，溶解氧含量降低。天然条件下，地理位置和季节的变化对微生物降解的速度和效率起到了控制作用。
酸碱度 pH值对微生物的生命活动、物质代谢也有较大影响。大多数微生物对pH值的适应范围介于4～10之间，最适值介于6.5～7.5之间。有机污染物的生物降解往往是一个产酸或产碱的过程，过高或过低的pH值对微生物的生长繁殖都不利。这就需要土壤-水环境具有较强的缓冲能力，否则pH值过高或过低都将抑制微生物的生长。
湿度 水是微生物生命活动必需的一种营养成分，也是影响微生物降解的重要因素。湿度的大小影响着氧的含量水平，在包气带中，含水量达到80%～90%时，即气体的体积百分比低于10%～20%时，就从好氧条件转化为厌氧条件。
溶解氧和Eh值 土壤中溶解氧的量和Eh值的大小决定着微生物降解过程中以何种化合物作为电子受体。一般情况下，地下水污染羽中会出现微生物降解作用的分带现象。从污染源到污染羽边缘，氧化性逐渐增强，表现为溶解氧和Eh值增大，生物降解作用也依次从产甲烷作用、硫酸盐还原、铁还原、锰还原和反硝化作用过渡为好氧作用。
微生物的营养物 微生物生长除基质外，还需要氮、磷、硫、镁等营养元素。如果环境中这些营养成分供应不足，就会限制有机污染物的降解。自然环境中，微生物表现出对低营养条件很适应，许多微生物在高营养条件下生长缓慢或根本不生长，在低营养条件下却能够大量繁殖（Ghiores et al.，1985）。
吸附作用 吸附是影响有机污染物在河流渗滤系统中迁移转化的重要环境行为之一，本部分主要讨论吸附作用对微生物降解作用的影响。有机化合物和微生物在土壤颗粒表面都存在吸附现象，也可将细菌看做活的胶体颗粒，它通过分子吸附黏附在颗粒表面。近年来，国内外许多学者将吸附作用与微生物降解作用结合起来开展了大量的研究工作。研究表明，吸附作用阻碍了有机污染物的微生物降解。如果吸附质本身具有抑制作用，它的吸附会降低附着的微生物的活性，但是同时会增加游离微生物的活性。
2.BTEX生物降解研究综述
最初，研究的重点是好氧条件下BTEX的微生物降解。实验室和野外的试验都证明，在好氧条件下，微生物能够降解BTEX（Chiang et al.，1989；Song et al.，1990；Wilson et al.，1983）。好氧微生物降解具有产能高、降解速度快的优点。但是，因为氧在水中的溶解度低，溶解氧很快会被有机物消耗，地下水系统中的污染区多处于厌氧状态。因此，目前的研究重点已转向厌氧条件下BTEX的微生物降解性能的研究。
最早的关于厌氧条件下苯降解的报道出现在1980年（Nales et al.，1998）。在Ward的研究中，少量放射性标志的苯和甲苯在产甲烷富集培养试验中以14CH4和14CO2的形式被回收。随后Gribic-Galic et al.于1987年报道，污泥接种的混合产甲烷富集培养过程中苯被矿化为CO2和CH4。近年来，许多研究人员（Edwards et al.，1994；Kazumi et al.，1997；Weiner et al.，1998a，b；Wilson et al.，1986）。分别进行了在产甲烷条件下苯的降解性能试验研究。1992年，Edwards et al.（1992a）在添加硫酸盐的严格控制的厌氧含水层物质微环境中，观察到放射性标志的苯被完全矿化为CO2。Lovely et al.（1995）的研究表明，在还原的海湾沉积物中，苯的降解与硫酸盐还原反应明显相关，这是最早利用天然沉积物中的组分作为厌氧条件下苯微生物降解的电子受体的报道。Hagg、Beller和Weiner等人的研究也都发现苯的降解与硫酸盐还原反应有关（Beller et al.，1992；Hagg et al.，1991；Weiner et al.，1998ab）。Lovely、Rugge和Anderson等还发现，厌氧条件下苯的矿化还与铁还原有关（Anderson et al.，1998；Lovley et al.，1994，1996；Rugge et al.，1995）。Kuhn et al.（1985）的研究表明，河流沉积物中的反硝化菌能降解二甲苯的三种同分异构体。Zeyer和Kuhn在含水层物质土柱试验中观察到反硝化条件下间二甲苯和甲苯的快速降解（Zeyer et al.，1986；Kuhn et al.，1988）。Evans et al.（1991）分离出了将甲苯作为唯一基质的反硝化细菌，同时还发现了邻二甲苯和甲苯的共代谢作用。Hutchins et al.（1991）发现反硝化条件下BTEX可降解。目前，关于反硝化条件下苯的生物降解性能的认识还未达成一致的结论，多数研究认为在反硝化条件下苯不会被降解（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），这通常认为是由于苯环的结构稳定。而有的研究则认为，反硝化条件下苯能发生降解（Burland et al.，1999；Gersberg et al.，1991；Nales et al.，1998；Major et al.，1988；Morgan et al.，1993；吴玉成等，1999）。
微生物是降解作用的主体，在降解的过程中起着关键的作用，目前已经从环境中分离出了多种能够降解BTEX的微生物菌群，细菌是能够代谢降解有机污染物最常见的微生物，另一些研究发现，在降解BTEX过程中真菌也起到了明显的作用（Leahy et al.，2003；Nikolova et al.，2005；Van Hamme et al.，2003；Schulze et al.，2003）。
土壤中，BTEX的微生物降解取决于各组分的性质、微生物菌群、土壤的理化性质和影响微生物生长的环境因素等。Dou et al.（2008a，b）运用驯化的反硝化混合菌群进行了BTEX的厌氧降解试验。结果表明，混合菌群能够在反硝化条件下有效降解苯、甲苯、乙苯、邻二甲苯、间二甲苯和对二甲苯，BTEX 的降解规律符合底物抑制的Monod模型；他们给出了混合菌群在反硝化和硫酸盐还原条件下对BTEX六种组分的厌氧降解速率的排序是：甲苯＞乙苯＞间二甲苯＞邻二甲苯＞苯＞对二甲苯；另外，他们还考察了相同的细菌在不同电子受体条件下对BTEX的降解性能，与硫酸盐相比，硝酸盐对BTEX的降解效率更高。
微生物对BTEX的降解不仅与各组分的性质相关，而且与BTEX各组分的初始浓度有关，当各组分的初始浓度不同时，微生物会表现出不同的利用类型。生物优先利用何种组分作为基质取决于其毒性和初始浓度（Jo et al.，2008）。不同基质共同存在时，微生物对BTEX的降解也会表现出不同的效应，综合起来主要表现为三个方面：①协同效应，即一种BTEX组分的存在促进其他组分的降解；②拮抗效应，一种BTEX组分的存在抑制其他组分的降解；③低浓度BTEX组分对其他BTEX组分的降解具有促进作用，然而在高浓度时产生抑制作用（Dou et al.，2008a，b）。Littlejohns et al.（2008）通过建立数学模型来定量研究以上这些相互作用，发现交互参数的动力学模型和共代谢模型能够较准确地预测BTEX的降解效率和生物量。
如果向原有土壤中接种BTEX降解菌比单独用该降解菌降解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。中性条件下，真菌的存在对土壤降解能力的影响较小。但是，在酸性条件下，固有降解菌的活性会受到抑制，真菌的存在会明显加快甲苯和乙苯的降解过程（Prenafeta et al.，2004）。