白云石(CaMg(CO₃)₂)是斜方晶系的碳酸盐岩, 属于三方或六方晶系。理想状态下, 白云石是由相同数量的Ca²⁺和Mg²⁺组成(Ca²⁺︰Mg²⁺=50︰50)的有序的碳酸盐矿物(Tucker and Wright, 1990)。原生白云石, 最初是由Golsmith和Graf(1958)在人工合成白云石的过程中提出的, 是指富钙、低有序度的钙镁碳酸盐(钙白云石), 其在成分上是介于镁方解石和理想白云石之间的一种过渡性矿物。人工合成的白云石和现代沉积的白云石在成分和晶体结构有序性方面都比较类似。多数天然形成的白云石, 也并不是化学计量的, 而是含有过量的Ca²⁺, Ca²⁺︰Mg²⁺值达到58︰42(Tucker and Wright, 1990)。在白云石的成熟化过程中, 天然形成的白云石会逐渐向有序、化学计量的白云石转化(Land, 1985; Hardie, 1987; Vasconcelos and McKenzie, 1997)。

白云石广泛发育于古代地层中, 而在全新世沉积物中却非常罕见(Warren, 2000)。常温常压(常温25, ℃、常压1 atm)条件下, 实验室不能沉淀出白云石矿物晶体(Land, 1998; Wright, 1999; Warthmann et al., 2000; van Lith et al., 2003a; Wright and Wacey, 2005; Wacey et al., 2007), 其原因众说纷纭, 尚无定论, 这即为困扰沉积学家长达2个世纪之久的“ 白云石问题” 。白云石的形成主要受控于反应动力机制(Morrow, 1982; Morse, 2003), 因此, 自然界中白云石如何打破动力学障碍而沉淀出来成为解决“ 白云石问题” 的关键。早在20世纪中期, 前人就已经在厌氧生物实验中发现了白云石晶体的沉淀(Nadson, 1928; Neher and Rohrer, 1959)。Vasconcelos和McKenzie(1997)通过对巴西Lagoa Vermelha潟湖现代白云石的研究, 正式提出了“ 微生物白云石模式” (Microbial dolomite model), 强调了硫酸盐还原菌新陈代谢活动对白云石(钙白云石)沉淀过程的直接促进作用, 即“ 硫酸盐还原模式” 。随后, 地质学家根据实验室研究结果相继提出了“ 甲烷厌氧氧化模式” (Hinrichs et al., 1999)、“ 产甲烷模式” (Roberts et al., 2004)和“ 细菌有氧氧化模式” (Sá nchez-Romá n et al., 2008)。微生物白云石模式在发展过程中也受到部分学者质疑(如: Gregg et al., 2015), 而微生物的介导作用是唯一被证实的能在地表条件下促使原生白云石沉淀的机理(Bontognali et al., 2010), 且Zhang等(2012a, 2012b)提出在常温条件下多糖类有机物、溶解的硫化物对无序白云石的沉淀也具催化作用, 其与微生物白云石的形成机制可能具有相似性, 这均为解决原生白云石沉淀问题开拓了思路。

湖相白云岩是白云石研究领域中的特殊一类, 尽管发育规模较小, 但形成机制的多样性并不亚于海相白云石(Last, 1990)。总体上, 湖相白云石成因机理可分为2种: 原生沉淀和次生交代。而在众多湖相白云石实例研究中, 并无充分证据证明白云石是原生成因还是次生交代成因(Bowen et al., 2008)。黄成刚等(2016)对湖相白云石的成因模式进行了总结, 包括原生生物成因模式、准同生交代成因模式、热液交代成因模式和热液喷流型原生白云石化成因模式, 并认为原生生物成因模式属于白云石化模式的一类。

表1

Table1

表1(Table1)

表1 国内外湖相微生物白云石研究实例 Table1 Case studies of lacustrine microbial dolomite at home and abroad 模式 国家/地区 湖盆 年代 湖泊类型 含氧状况 微生物类型 参考文献 科威特 Al-Khiran潟湖 现代 超盐湖 缺氧 硫酸盐还原菌 Gunatilaka et al., 1984 澳大利亚南部 Coorong地区湖泊 全新世中期 超盐湖 缺氧 硫酸盐还原菌 Wright, 1999 巴西 Lagoa Vermelha潟湖 现代 超盐湖 缺氧 硫酸盐还原菌 Vasconcelos and McKenzie, 1997 西班牙 La Roda盆地 上新世早期 盐湖 缺氧 硫酸盐还原菌 Garcí a Del Cura et al., 2001 巴西 Brejo do Espinho湖 现代 超盐湖 缺氧 硫酸盐还原菌 van Lith et al., 2003b 巴西 Rio de Janeiro边缘海潟湖 现代 超盐湖 缺氧 硫酸盐还原菌 Moreira et al., 2004 加拿大西部 Great Plains湖 现代 盐湖 缺氧 硫酸盐还原菌 Last and Ginn, 2005 西班牙东北部 Gallocanta湖 现代 超盐湖 缺氧 硫酸盐还原菌 Corzo et al., 2005 澳大利亚南部 Mini Dolomite湖、 Milne湖、Pellet湖 现代 超盐湖 缺氧 硫酸盐还原菌 Wright and Wacey, 2005 Wacey et al., 2007 西班牙 Madrid盆地、Duero盆地 中新世晚期 盐湖 缺氧 硫酸盐还原菌 Sanz-Montero et al., 2009 西班牙 Hellí n盆地 中新世晚期 盐湖 缺氧 硫酸盐还原菌 Lindtke et al., 2011 阿布达比酋长国 蒸发澙湖 现代 超盐湖 缺氧 硫酸盐还原菌 Bontognali et al., 2012 中国青海 青海湖 现代 咸水湖 缺氧 硫酸盐还原菌 于炳松等, 2007 有氧氧 化模式 有氧 嗜盐需氧细菌 Deng et al., 2010 巴西 Brejo do Espinho湖 现代 正常海水 有氧 嗜盐需氧细菌 Sá nchez-Romá n et al., 2009b 美国加州 Deep Springs湖 现代 盐湖 有氧 需氧细菌 Meister et al., 2011 产甲烷 模式 中国新疆 三塘湖盆地 中二叠世 淡水-咸水湖 缺氧 产甲烷菌 李红等, 2012 李红和柳益群, 2013 中国青海 小柴旦盐湖 现代 盐湖 — 菌、藻类微生物 夏文杰和李秀华, 1986 — 中国河南 南襄盆地泌阳凹陷 古近纪 盐湖 — 菌、藻类微生物 黄杏珍等, 2001 西班牙 Madrid盆地 古近纪 盐湖 — 蓝细菌 Bustillo et al., 2002 注: “ — ” 表示没有相关数据与内容。

表1 国内外湖相微生物白云石研究实例 Table1 Case studies of lacustrine microbial dolomite at home and abroad

在微生物白云石实例研究中, 多数学者侧重于在海底/湖底沉积物的垂向分带中不同微生物群落诱导的白云石化作用(Mazzullo, 2000; Morad, 2009; 李红和柳益群, 2013), 其属于有机准同生白云石化范畴, 即在沉积物沉淀之后、未固结成岩之前发生的白云石化, 形成时间段类似于萨勃哈白云石化(无机准同生白云石化), 都是晶体格架内Mg²⁺置换Ca²⁺的结果, 而非严格意义上的原生沉淀白云石。这与实验室中微生物诱导沉淀的原生白云石在形成机理上存在明显差异。基于上述理论探讨, 结合湖泊底层水与富有机质沉积物交界处含氧条件的分析, 笔者将原生微生物白云石成因机理引入到湖相原生白云石的成因解释中, 系统总结了湖泊底层水中不同微环境下的微生物白云石模式机理, 拟为湖相微生物白云石研究提供一种新视角。

湖相白云石可形成于不同水文地质环境的湖泊系统中(Deelman, 2003)。Last(1990)指出湖相原生白云石主要发育于盐湖或超盐湖环境中。近年来, 随着对微生物白云石研究的深入, 国内外发现了越来越多不同湖泊环境中的微生物白云石实例(表 1)。根据湖水盐度, 湖泊可划分为4种: 盐湖(> 35 g/L)、咸水湖(1~35 g/L)和淡水湖(< 1 g/L)。截至目前, 盐湖的微生物白云石成因主要为硫酸盐还原菌模式, 淡水湖或咸水湖的微生物白云石成因主要为产甲烷模式或细菌有氧氧化模式(表 1)。然而, 湖相微生物白云石的研究主要集中在盐湖环境, 硫酸盐还原成因模式居多, 这可能与微生物白云石模式最早建立在超盐湖环境下(Vasconcelos and McKenzie, 1997)且硫酸盐还原菌具很强的环境适应能力(冯继光和胡宝群, 2008)有关。众多实例研究的微生物白云石并非严格意义上的原生沉淀白云石, 多数侧重于在湖底沉积物的成岩分带中不同微生物群落诱导的白云石化作用。那么地表环境下是否存在类似于实验室中以微生物为媒介形成的原生白云石?答案是肯定的, 因为湖泊底层水存在与实验室中微生物培养基相似的微环境, 能促使白云石沉淀。

湖泊水体可依据盐度和温度进行分层, 不同层中的湖水有着相对独立的化学特征(Gierlowski-Kordesch, 2010)。淡水湖主要按温度分层, 自上而下划分为变温层、斜温层和均温层; 盐湖或咸水湖(半对流湖泊)主要按盐度分层, 自上而下划分为混合层、化跃层和永滞层。尤其在深且窄的湖泊中更 易分层(Garcé s et al., 1995)。根据湖泊底层水含氧条件的差异, 可分为有氧和缺氧2种亚环境, 缺氧亚环境可季节性出现于淡水湖的均温层中, 以及永久性出现于盐湖或咸水湖的永滞层中(Wetzel, 2001; Loeffler, 2007)。通过将多个湖相微生物白云石实例与实验室研究对比表明, 将取自湖泊的细菌置于与湖泊相似的微环境(含氧量、盐度、温度、pH值、Mg/Ca值)中进行实验培养, 所沉淀出的白云石在微形态上与湖水— 沉积物界面附近的白云石非常相似(图 1)。例如, 当水— 沉积物界面为有氧微环境时, 在嗜盐需氧细菌的介导下, 无论在实验室还是湖水— 沉积物界面沉淀出的白云石都具有相似的球粒状形态(图 1-1, 1-2, 1-3, 1-4)(Sá nchez-Romá n et al., 2008, 2009a, 2009b); 而当水— 沉积物界面为缺氧微环境时, 在硫酸盐还原菌介导下, 无论在实验室还是湖水— 沉积物界面沉淀出的白云石都具有相似的次球状形态(图 1-5, 1-6, 1-7, 1-8)(Vasconcelos and McKenzie, 1997; Vasconcelos et al., 2005; Wright and Wacey, 2005)。

图1

Fig.1

	Figure Option ViewDownloadNew Window
	图1 湖相微生物白云石与微生物培养基白云石的微形态对比Fig.1 Micromorphology comparison between lacustrine microbial dolomite and microbial culture medium dolomite

不同亚环境下生活有不同的微生物种类, 有氧亚环境生活有需氧菌, 缺氧亚环境生活有硫酸盐还原菌(SRB)或产甲烷菌。根据湖泊有氧和缺氧2种亚环境以及微生物种类不同及其在白云石形成过程中所发挥的作用, 将湖相微生物白云石模式机理划分为有氧亚环境下的细菌有氧氧化模式, 缺氧亚环境下的硫酸盐还原模式和产甲烷模式。

地表条件下, 白云石的形成过程存在动力学阻碍(Krauskopf, 2010), 主要包括3个方面: (1)镁离子的高水合能(Lippmann, 2012)。低温条件下Mg²⁺以水化合物或络合物的形式存在(Pytkowicz and Hawley, 1974), 不易进入白云石晶格, 因此阻碍了过饱和溶液中白云石的沉淀; (2)碳酸根离子溶度和活度低(Garrels and Thompson, 1962), 不能克服Mg²⁺的水合层而与镁结合(Lippmann, 2012); (3)硫酸根离子对的存在。Mg²⁺常与S O42-结合成中性强离子对MgS O40, 使溶液中Mg²⁺活度降低, 同时MgS O40会被吸附到生长的晶体表面, 减缓白云石的生长速率(Slaughter and Hill, 1991)。

微生物在白云石沉淀过程中起“ 催化作用” (Wacey et al., 2007)。上述3种微生物白云石诱导机制(细菌有氧氧化模式、硫酸盐还原模式以及产甲烷模式)的共同特征是不仅能提高溶液pH值、C O32-浓度和 PCO2, 还能降低S O42-浓度, 同时导致细胞带负电荷, 金属阳离子(Ca²⁺和Mg²⁺)易被吸附到细胞膜和胞外聚合物(EPS)上, 形成有利于白云石沉淀的微环境, 从而使白云石克服低温动力学障碍而发生沉淀。同时, 凝胶状微生物细胞壁、代谢产物或黏膜组织残片等还可以为白云石提供初始成核位点(Roberts et al., 2004; Wright and Wacey, 2005; Sá nchez-Romá n et al., 2008; Kenward et al., 2009)。

3.1 细菌有氧氧化模式

当湖泊底层水与沉积物交界处为有氧条件时, 在需氧细菌参与下会发生有氧氧化作用, 化学反应式为:

2C₃O₃H₇N+5O₂→ 6HC O3-+4H₂O+2N H4++4H⁺(异氧需氧细菌) (1)

需氧细菌的新陈代谢活动及细胞内的反应过程如图2所示。从图2和反应式可以看出, 需氧细菌在降解有机质(含氮有机质)过程中, 会释放出CO₂、N H4+和HC O3-, 从而提高了溶液的碱度、pH值和白云石的反应物溶度, 易于克服白云石沉淀的动力学条件, 最终在细菌细胞周围形成有利于白云石沉淀的微环境。

图2

Fig.2

	Figure Option ViewDownloadNew Window
	图2 需氧菌参与下的白云石沉淀过程(修改自Corzo et al., 2005)Fig.2 Schematic model showing the major processes involved in the precipitation of dolomite by aerobic bacteria(modified from Corzo et al., 2005)

需氧细菌细胞被有效扩散边界层(DBL)包围, 为暗灰色区域, 其周围环境为灰色区域。周围环境的低分子量有机质化合物进入细胞[1], 它们与O₂发生反应生产CO₂[2], 或含氮有机质进入细胞通过代谢释放CO₂和NH₃[3]。[2]和[3]形成的CO₂释放到DBL[4], NH₃反应形成N [5]。电子流(H⁺)通过呼吸链运移到DBL[6], 形成一种穿过细胞膜(CM)的电化学梯度, 并通过ATP合成酶促使H⁺进入, 因此, 在完全受约束的化学计量下(3H⁺: ATP), 这些细胞中H⁺离子流耦合到ATP合成酶中[7]。由于这些过程导致细胞带负电荷, Ca²⁺和Mg²⁺被吸附到细胞膜和外聚合物(EPS)基质上 (van Lith et al., 2003b)[8]。因此在靠近细胞膜处和DBL, 白云石发生沉淀[8]。部分化学反应式如下

CH2O+O2→CO2+H2O[2]NHCO+H2O→CO2+NH33CO2+H2O→HCO3-+H+; HCO3-→CO32-+H+4NH3+H2O→NH4++OH-52CO32-+Mg2++Ca2+→CaMg(CO3)28

3.2 硫酸盐还原模式

当湖泊底层水与沉积物交界面为缺氧环境且硫酸盐溶度达到一定值时, 有机质在硫酸盐还原菌的作用下会发生矿化(Fenchel and Finley, 1995)。缺氧条件下, 硫酸盐还原菌把S O42-作为有机质氧化的最终电子受体。SRB新陈代谢活动降低了S O42-的溶度并释放H₂S, 其化学反应式如下:

2CH₂O(有机质)+S O42-→ H₂S+2HC O3-(硫酸盐还原菌)(2)

如果溶液中含Fe²⁺, 就会出现原生草莓状黄铁矿与微生物白云石共生, 其原理是Fe²⁺与式(2)中生成的H₂S反应生成黄铁矿(Berner, 1980)。综合反应如下:

15CH₂O(有机质)+8S O42-+2Fe₂O₃→ 4FeS₂+15HC O3-+OH^-+7H₂O (3)

硫酸盐还原菌细胞被有效扩散边界层(DBL)包围, 为暗灰色区域, 其周围环境为灰色区域。周围环境的低分子量有机质化合物进入细胞[1], 它们被氧化成CO₂[2], 释放到DBL[3]。有机质氧化形成的离子穿过细胞电子运移的细胞膜(CM)[4]至S , 与其发生还原作用生成H₂S[5]。电子流(H⁺)通过厌氧呼吸链运移到DBL[6], 形成一种穿过细胞膜的电化学梯度, 并通过ATP合成酶促使H⁺进入, 因此, 在完全受约束的化学计量下(3H⁺: ATP), 这些细胞中H⁺离子流耦合到ATP合成酶中[7]。由于这些过程导致细胞带负电荷, Ca²⁺和Mg²⁺被吸附到细胞膜和外聚合物基质上(van Lith et al., 2003b)[8]。因此在靠近细胞膜和DBL, 白云石发生沉淀[8]。部分化学反应式如下

2CH2O+2H2O → 2CO2+4H2(厌氧氧化/发酵)	[2]
CO2+H2O → HC O3-+H+; HC O3-→ C O32-+H+	[3]
S O42-+8e-+10H+→ H2S+4H2O(还原过程)	[5]
2C O32-+Mg2++Ca2+ → CaMg(CO3)2	[8]

硫酸盐还原菌的新陈代谢活动及细胞内的反应过程如图3所示。从图3和反应式可以看出, 硫酸盐还原菌在降解有机质过程中, 会降低溶液中的S O42-溶度, 提高溶液Mg²⁺/S O42-值、pH值、HC O3-溶度和白云石饱和度, 营造出一个有利于白云石沉淀的微环境。

图3

Fig.3

	Figure Option ViewDownloadNew Window
	图3 硫酸盐还原菌参与下的白云石沉淀过程(修改自Corzo et al., 2005)Fig.3 Schematic model showing the major processes involved in the precipitation of dolomite by sulfate-reducing bacteria(modified from Corzo et al., 2005)

3.3 产甲烷模式和甲烷厌氧氧化模式

3.3.1 产甲烷模式 当湖泊底层水与沉积物交界处为缺氧条件时, 产甲烷菌新陈代谢活动能诱导白云石沉淀。该沉淀过程不一定需要高饱和度和高Mg/Ca值(Roberts et al., 2004)。目前已发现有2种产甲烷菌能诱导白云石沉淀, 其反应机理分别为:

CH₃COO^-+H₂O→ CH₄+HC O3-(食醋酸产甲烷菌)(Madigan et al., 2005)(4)

或 2CH₂O+H₂O→ CH₄+HC O3-+H⁺(自养产甲烷菌)(Morad, 2009) (5)

产甲烷菌的新陈代谢活动及细胞内的反应过程如图4(左)所示。从图4和反应式可以看出, 产甲烷菌的新陈代谢活动提高了溶液HC O3-溶度, 形成有利于白云石沉淀的微环境。

产甲烷菌和硫酸盐还原菌细胞被有效扩散边界层(DBL)包围, 为暗灰色区域, 其周围环境为灰色区域。周围环境的低分子量有机质化合物进入细胞[1], 它们厌氧发酵生产CH₄和CO₂[2], CH₄形成后向上扩散至SMT带进入产甲烷菌和SRB细胞中[3], 与S 发生还原作用生成H₂S和CO₂[4], [2]和[4]形成的CO₂释放到DBL[5]。电子流(H⁺)通过厌氧呼吸链运移到DBL[6], 形成一种穿过细胞膜(CM)的电化学梯度, 并通过ATP合成酶促使H⁺进入, 因此, 在完全受约束的化学计量下(3H⁺: ATP), 这些细胞中H⁺离子流耦合到ATP合成酶中[7]。由于这些过程导致细胞带负电荷, Ca²⁺和Mg²⁺被吸附到细胞膜和外聚合物(EPS)基质上(van Lith et al., 2003b)[8]、[9]。因此在靠近细胞膜和DBL, 白云石发生沉淀[8]、[9]。部分化学反应式如下

CH3COOH→CH4+CO2(食醋酸产甲烷菌)(Whiticar, 1999) 2CH2O+2H2O→2CO2+4H2(厌氧氧化) CO2+4H2→CH4+2H2O(自养产甲烷菌)(Thauer, 1998)2 CH4+SO42-+2H+→CO2+H2S+2H2O(产甲烷菌和硫酸盐还原菌)4 CO2+H2O→HCO3-+H+; HCO3-→CO32-+H+5 2CO32-+Mg2++Ca2+→CaMg(CO3)28 2CO32-+Mg2++Ca2+→CaMg(CO3)29

3.3.2 甲烷厌氧氧化模式 甲烷形成后会扩散到硫酸盐还原带和甲烷生成带之间的过渡带: 硫酸盐— 甲烷过渡带(SMT)。在SMT中, 受产甲烷菌和硫酸盐还原菌微生物群落的调节, 会发生甲烷厌氧氧化反应(AMO)(Boetius et al., 2000), CH₄以S O42-为最终受电体, 氧化生成CO₂(Moore et al., 2004), 其化学反应式如下:

CH₄+S O42-+2H⁺→ CO₂+H₂S+2H₂O(产甲烷菌和硫酸盐还原菌) (6)

如果溶液中含Fe²⁺, 则会形成铁白云石(Roberts et al., 2004), 反应如下:

3HC O3-+4H₂+Ca²⁺+0.9Mg²⁺+0.1Fe²⁺→ Ca_1.0Mg_0.9Fe_0.1(CO₃)₂+CH₄+3H₂0+H⁺ (7)

产甲烷菌和硫酸盐还原菌的新陈代谢活动及细胞内的反应过程如图4(右)所示。从图4和反应式可以看出, 甲烷厌氧氧化反应降低了溶液中S O42-溶度, 提高了溶液中HC O3-溶度, 有利于白云石沉淀。

图4

Fig.4

	Figure Option ViewDownloadNew Window
	图4 产甲烷菌和硫酸盐还原菌参与下的白云石沉淀过程(修改自Corzo et al., 2005)Fig.4 Schematic model showing the major processes involved in the precipitation of dolomite by methanogenic Archaea and sulfate-reducing bacteria(modified from Corzo et al., 2005)

不同湖泊环境下的微生物白云石可能更为常见, 时空分布更为广泛。Krause等(2012)发现在缺氧、低温(21, ℃)的现代海水化学中(正常盐度和Mg/Ca值), 硫酸盐还原菌也可以介导白云石的沉淀, 这丰富了人们对硫酸盐还原模式发育环境的认识, 即从小空间规模、超盐性环境扩展到全球规模的海洋/湖泊环境。最新研究表明, 硫酸盐还原模式可以发生于咸水湖, 如中国青海湖湖底的微生物白云石成因与硫酸盐还原模式有关(Deng et al., 2010)。因此, 若要建立起湖泊环境与微生物白云石模式的对应关系, 首先需要考虑微生物群落在不同环境下的分布情况。

截至目前, 能诱导湖相白云石沉淀的微生物类型主要有硫酸盐还原菌(SRB)、产甲烷菌、嗜盐需氧细菌以及蓝细菌微生物(表 1)。水体盐度对不同种类的微生物群落的生长和新陈代谢活性均有重要的影响。硫酸盐还原菌可在盐度大于1 g/L湖水中生存(杨渐等, 2013), 最佳的生长盐度为100 g/L, 上限为240 g/L(Warthmann et al., 2005; Belyakova et al., 2006; Kjeldsen et al., 2007)。高盐度对产甲烷菌有很强的抑制作用(Baldwin et al., 2006; 曾志华等, 2014), 产甲烷菌最佳的生长盐度为0.23~0.35 g/L(Rinzema et al., 1988), 上限为25, g/L(Vallero et al., 2003)。对于异养需氧细菌, 未有明确的存活盐度范围, 其在实验培养基下盐度均为35, g/L(Sá nchez-Romá n et al., 2008, 2009b)。因此, 盐湖中生活有硫酸盐还原菌和需氧菌; 咸水湖中生活有硫酸盐还原菌、产甲烷菌和需氧菌; 淡水湖中生活有产甲烷菌。

不同类型湖泊下的不同亚环境生活有不同的细菌种类, 会发生不同的微生物白云石模式(图 5): 盐湖有氧/缺氧亚环境发生的微生物白云石模式分别为有氧氧化模式和硫酸盐还原模式; 咸水湖有氧/缺氧亚环境发生的微生物白云石模式分别为有氧氧化模式和硫酸盐还原模式以及产甲烷模式; 淡水湖缺氧亚环境发生的微生物白云石模式为产甲烷模式, 而有氧亚环境不发生微生物白云石沉淀。该结论与目前实例研究相符合且范围更为广泛和全面。因此, 可初步总结出不同成因模式与湖相环境的对应关系: 细菌有氧氧化模式主要形成于有氧、高Mg/Ca值的咸水/盐湖环境; 硫酸盐还原模式主要形成于缺氧、高Mg/Ca值的咸水/盐湖环境; 产甲烷模式主要形成于缺氧、低Mg/Ca值的淡水/咸水湖环境。

图5

Fig.5

	Figure Option ViewDownloadNew Window
	图5 湖泊体系下的原生白云石的微生物成因模式Fig.5 Microbial mechanism model of primary dolomite in lake system

众所周知, 湖相微生物白云石可以形成于湖底沉积物成岩分带中的有机准同生白云石化作用下, 但笔者认为在湖水— 沉积物交界处也会发生原生微生物白云石沉淀, 且与实验室中微生物诱导沉淀的原生白云石在形成机理上更为一致。总体上, 微生物白云石模式与湖泊环境具有特殊对应关系: 细菌有氧氧化模式主要形成于有氧、高Mg/Ca值的咸水/盐湖环境; 硫酸盐还原模式主要形成于缺氧、高Mg/Ca值的咸水/盐湖环境; 产甲烷模式主要形成于缺氧、低Mg/Ca值的淡水/咸水湖环境。由于湖泊体系的多变性与微生物白云石沉淀机理的复杂性, 其对应关系仍需要细化研究, 尤其在微生物白云石形成机理研究上仍存在许多亟待解决和值得探讨的问题:

1)pH值变化的争议。目前普遍认为在微生物参与的白云石沉淀过程中, 溶液的pH值会升高。一方面, 与微生物的新陈代谢有关; 另一方面, 可能与反应产生的CO₂的脱气作用有关(70%以上的CO₂会发生脱气)(Sá nchez-Romá n et al., 2009b)。然而有研究发现, 在硫酸盐还原模式中溶液的pH值会轻微降低(Corzo et al., 2005; de Lomas et al., 2005), 当前的解释为当硫酸盐还原作用层接近含氧层时, H₂S氧化生成的H⁺会减缓由硫酸盐还原作用引起的H⁺的减少。另外, 李波等(2011)也指出在有氧氧化模式中, 溶液的pH值会有所降低, 但并未作出解释。出现对pH值变化的争议, 主要是因为在微生物活动过程中, H⁺平衡发生在细胞膜, 微生物生长和活动对外部pH的影响无法精确估算(Corzo et al., 2005), 并且溶液中H⁺溶度变化会引起大量复杂的生物和非生物过程, 包括碳酸盐的溶解和沉淀(Visscher et al., 1998; Mucci et al., 2000)。

2)S O42-是否会抑制白云石沉淀。Sá nchez-Romá n等(2009a)在微生物培养实验中首次提出硫酸根离子的存在并不会抑制白云石的沉淀。胡文瑄等(2014)也认为, S O42-抑制白云石沉淀的作用可能被夸大了, 白云石成因机理研究应更多考虑Mg²⁺水合作用。该论断与前人的认识相左, 是否与嗜盐需氧细菌的存在有关系?是否只发生于低温条件下?微生物是如何克服中性强离子对MgS O40这个动力学阻碍的?其中的机理尚不清楚, 有待深入研究。

3)硫化物对镁水合物脱水的影响。Zhang等(2012a)证实了在碳酸盐表面吸附的溶解硫化物可以促进镁水合物脱水, 增加镁离子活度, 促使白云石沉淀。Yang等(2012)通过分子动力学的模拟计算, 指出在水溶液中HS^-不具有以类似氢键的形式使镁水合物脱水的能力, 也可能是HS^-通过其他机制使镁水合物脱水。这些研究对于理解硫酸盐还原菌的作用和沉积白云石的形成机理具有启发作用。然而, 细菌有氧氧化模式和产甲烷模式形成的白云石不与硫化物共生, 在沉淀过程中又是何种机制减低镁离子的高水合能的?需要今后进一步的研究。

4)微生物白云石沉淀的环境因子。前人研究主要集中在钙镁离子溶度、碳酸根离子溶度、硫酸根离子溶度、温度、盐度和pH值方面, 宋泉颖等(2014)证实了高压和高微生物代谢活性有利于微生物介导白云石沉淀, 因而增加了压力和微生物种类(微生物代谢活性)这2个影响因子, 进一步完善了微生物白云石模式。