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稳定同位素在示踪矿物来源和揭示成矿地质环境及成矿机制等方面具有重要意义，其中硫同位素（黄铁矿物）组成在示踪成矿热流体硫的物质来源[1-2]、成矿平衡温度[3]和成矿时代的物理化条件[4]等方面起到了十分重要的作用，是最直接、最有效的指纹元素之一。同时，由于不同硫源和水循环演化时发生的地球化学过程不同，会引起δ34S值差异较大。同理，在不同分馏机制条件下，不同碳源的δ13C值也存在明显差异，其多应用于示踪碳源[5]、碳酸盐岩风化作用速率[6]、地-气界面下有机物氧化分解[7]或微生物活动产生CO2及有机油气地质[8]等方面。诚然，随着同位素分析测试技术日益成熟，同位素研究逐渐拓展到水体环境领域，特别是近年来国内外诸多学者利用34S和13C作为地表水、地下水体中含S、C元素组分来源及形态转化的指示[9-10]，随着工农业发展和城市化进程的加快，人类活动（如矿产开采，农用化肥，生活污水等）的输入，也成为含硫组分和含碳组分的来源之一。由于不同来源同位素组成有着特定的“指纹”特征值，加之在形态转化过程中可能发生分馏，使得稳定硫碳同位素在示踪污染源方面的研究成为可能[11-12]。以往34S、13C同位素技术研究在地下热水环境事例众多，技术相对成熟，且主要集中指示地下热水中S、C元素来源及其水-岩作用过程，往往单独或者结合其他稳定同位素在地表水、地下水的研究[13]。结合34S、13C同位素对地表水、岩溶泉的研究也不是很多，邹君宇等[14]也利用了34S、13C同位素对于现代河流中碳-硫耦合循环进行了研究，臧红飞等[15]利用34S、13C同位素对柳林岩溶泉水的补径排区域特征及S、C元素来源进行分析。结合34S、13C同位素对中低温地下热水的研究中，肖琼等[16]运用34S、13C同位素对重庆北温泉的水-岩作用过程进行分析，Marques等[17]利用34S、13C同位素对中低温地下热水中的S、C元素来源进行了示踪。目前34S、13C同位素主要用于示踪地热水中含碳组分和含硫组分来源及其环境特征，如马致远等[18]对关中盆地地下热水赋存环境封闭性和水-岩过程进行了研究，Yang等[19]利用34S、13C同位素技术不仅对中低温地下热水中元素来源进行分析，同时探讨了其水-岩作用过程对环境的意义。
贵州息烽温泉是低温深部承压水的出露点，是著名的偏硅酸-锶、重酸钙镁及氡型地下热水。诚然，自该温泉发现以来，以往诸多学者对该区地下热水的研究主要集中于水化学环境[20]、热储温度和补给来源[21]以及水文地球化学特征及地质成[22]等方面，而对该温泉中硫、碳等元素来源、演化及热储环境和水岩作用等方面鲜有开展研究工作。
本文选取息烽温泉地下热水、地表河流、岩溶泉水为研究对象，基于水文地球化学理论，运用环境硫、碳同位素对各水体中的硫和碳元素来源、水-岩相互作用过程及热储环境进行研究，并对氡气来源进行初步探讨，为该区地热水资源开发利用和科研提供理论参考。
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息烽温泉地热水位于息烽县温泉镇天台山脚，距贵阳市111 km，离遵义市81 km，距息烽县城41 km，素有“天下第一汤”之称。地理坐标东经106°53′43″，北纬27°19′45″，海拔高度700 m，泉水呈3处天然出露于黑滩河右岸，左岸有1眼地热井，泉口标高695 m，水温恒定常年在53—56 ℃区间，天然涌水量1083 m3·d−1。
研究区构造上位于凤冈-遵义南北向构造带和黔中东西向构造带的交接复合地区[23]，区域构造线方向以北北东向，北东向为主，由西向东依次展布朝阳断层、石头田断层及枫香沟等断层，其中北北东向挽近期活动断裂朝阳断裂（F1）、岩脚断裂(F2)与息烽温泉附近区域石头田-黑滩河断裂(F3)、枫香沟断裂(F4)等阻水断层形成复杂的地垒式地质构造，是区内地热流体运移的主要通道，且以岩脚断裂、石头田-黑滩河断裂、枫香沟断裂及朝阳断裂为分界线[24]，划分以北为息烽磷矿区地下水系统Ⅰ，以南为息烽温泉区地下水系统Ⅱ，东侧则为永温乡地下水系统Ⅲ(图1)。息烽温泉区地热水系统Ⅱ与息烽磷矿区地下水系统Ⅰ的系统边界主要以倾向北东，倾角30°—60°，断距大于500 m的压扭型逆冲阻水石头田-黑滩河断为界，息烽温泉沿该断层下盘出露地表。Ⅰ、Ⅱ系统与Ⅲ系统边界则
为北东走向的岩脚断裂为界，该断裂为挽近期活动断裂，发育洋水背斜中段北西翼近轴部，长度大于20 km，走向30°，倾向南东，倾角大于30°，为左旋压扭性断裂。
研究区地下水文系统属于热水系统，具有埋藏深、运移时间长、温度高等特征，见图2。区域内地下热水主要接受大气降水补给，其补给区位于盐井冲-白马洞一带。地表出露的上震旦统灯影组、中上寒武统娄山关组地层是区内主要的热储含水层，岩性藻席微晶白云岩、含硅质白云岩夹燧石条带及灰质白云岩，其构造裂隙及古岩溶较发育，含水性丰富且分布均匀，地下水径流模数达到5—7 L·(s·km)−1。上覆地层下寒武统金顶山组、明心寺组及牛蹄塘组碎屑岩是主要隔热盖层，其岩组含风化裂隙水，沿沟谷两侧渗流而出，泉水流量小，地下水径流模数0.1—1 L·(s·km)−1，含水性极弱。接受补给的地下水受岩层走向及断裂构造控制，总体由西向东、南东方向径流，在径流途中与寒武系娄山关组-震旦系灯影组发生水岩相互作用，形成多元素组合体系，后遇阻水黑滩河断裂及前震旦系变质岩、震旦系南坨组碎屑岩的阻隔而排出。
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2018年4月对息烽地下热水汇水区域共取水样10件，其中息烽温泉3件、地热井1件、地表河流3件、岩溶泉水3件。现场水温、pH、电导率（Ec）用的pHmeterAZ8686、ORPmeter8552便携式水质分析仪（衡欣公司）测定，精度分别为0.1 ℃、±0.02和1 µS·cm−1。阴离子水样采集时，清洗聚乙烯瓶2—3次，现场用直径50 mm、0.45 µm的醋酸纤维脂膜过滤水样后存入596 mL聚乙烯瓶，立即放入便携式冰袋保存，12 h内送至实验室。在实验室用AgNO3滴定法（0.1 mg·L−1）滴定Cl−，NO3−、SO42−用紫外光谱法（0.1 mg·L−1）测定。阳离子测试水样首先进行过滤，然后装于事先用1∶1的 HNO3 溶液清洗过的 50 mL 聚乙烯样瓶中，并立即加1∶1优级纯硝酸溶液 6—8滴，使得 pH< 2。所有阳离子均使用PerkinElmer 公司生产 Optima 2100DV 全谱直读型 ICP -OES （精确度≤0.1%）检测。
水中溶解无机碳（DIC）碳同位素测定，将前处理好的样品加入5滴100%无水磷酸至2 mL反应瓶中密封，使用高纯氦气（99.99%，流速100 mL·min−1）进行600 s的排空处理，并用注射器加入0.2 mL样品。常温（25 ℃）静置10 h，将样品与磷酸反应且平衡后的CO2气体经过70 ℃的熔硅毛细管柱（规格为Poraplot Q，25 m×0.32 mm）与其他杂质气体分离，进入到美国热电公司生产的253plus、Gas Bench稳定气体同位素质谱仪进行测定。设置18个为标准样品（分别为HDIC、KSTD、HNF和HBLS），其标样的δ13C值精度均高于0.1‰。
水样中SO42−的δ34S值测定，仪器设备为美国热电公司的253plus、Flash EA元素分析仪，具体步骤为：将实验前处理好的样品，取500—550 mL水样置于干净烧杯中，加入1:1盐酸，调节pH值至3—4。排除水中碳酸根离子后，加入10 mL的氯化钡溶液（10 mol·L−1）至出现硫酸钡白色沉淀；浸泡、清洗硫酸钡沉淀至中性，转移至蒸发皿中，置于105 ℃烘箱烘干并收集固体硫酸钡。将含有不超过100 μg硫的样品和3—5倍样品的V2O5，包在1个9 mm×5 mm的锡杯里，自动进样器每次投入燃烧反应器中1个样品，通入氧气，使样品在960 ℃下充分燃烧，燃烧产生的所有气体在氦载气流下带入并通过分层充填WO3和Cu丝的氧化还原反应管，使所有气体充分氧化，同时生成的少量SO3通过Cu丝时还原为SO2。气体通过1根色谱柱（Sulphur Separation Column for IRMS/HT；PN 260 070 80）将SO2和其它杂质气体分开后进入质谱仪测试。采用IAEA-SO-5，IAEA-SO-6和NBS 127等3种国际标准物质，标样的分析精度优于0.2‰，实验在北京科荟测试中心完成。
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结果表明，区内地表水、岩溶泉及地下热水中优势阴离子均以
HCO−3 、SO2−4 为主，其离子浓度大小为HCO−3 >SO2−4 >Cl−，阴离子浓度变化范围为86—191.01 mg·L−1。阳离子以Ca2+、Mg2+为主要特征，其浓度变化为：Ca2+>Mg2+>Na+>K+，阳离子浓度变化范围为20.7—57.4 mg·L−1，其中地下热水中总阳离子浓度（TZ+）值274.3—296.6 mg·L−1均高于地表水和岩溶泉水中TZ+值54.77—118.2 mg·L−1、63.88—184.7 mg·L−1，与大多数地下水有相似的规律：TZ+浓度大于TZ−浓度，其可能是地下热水中存在有机物质。水温为53—56 ℃，pH值7.52—7.72呈弱碱性（表1）。 -
由研究区地表水、岩溶水和地下热水水样的Piper图（图3）可知，阳离子组成均富Ca2+，且分布在Ca-Mg一线上，表现为碳酸盐岩矿物风化作用较强的特征，水中阴离子中都分布在HCO3−-SO42−一端，也体现了碳酸盐的风化，仅有地表洋水河表现为硫酸盐岩的溶解，结合区域地质背景分析，可能受到人类活动等影响。其区域地表水化学类型为HCO3−-Ca·Mg和SO4·HCO3−-Ca·Mg型，岩溶泉水化学类型为HCO3−-Ca·Mg型，息烽地热水化学类型表现为HCO3−·SO4-Ca·Mg型。
单一元素的比值不能准确地判断出水中元素的来源，利用两组元素及其比值可以去除干扰，获得更准确的结果[25]。吉布斯图能清楚地比较水体中化学组分并评价其形成的原因[26]。图4所示，地热水样点和其他样点都分布Gibbs图的中部，说明各水体中离子组分主要受控于岩石矿物与水之间的相互作用，蒸发浓缩作用和大气降水作用对水样并无影响，然而地热水中TDS略高于岩溶泉，表明浅层较深层水受到一定程度的蒸发浓缩作用的影响，且水在流动的过程中会受到溶滤作用的控制。此外，也受碳酸盐矿物、硫酸盐矿物和硅酸盐矿物的溶解的影响。地热水中Ca2+、Mg2+离子含量。
利用阴阳离子当量比确定水中重碳酸离子和硫酸离子来源，若当量比（Ca2++Mg2+）:HCO3−= 1:1时，则表示碳酸盐岩风化；若（Ca2++Mg2+）:（SO42−+HCO3−）=1:1时，则受硫酸盐的影响。图5表明，地表水、岩溶泉和地下热水中的(Ca2++Mg2+)/ (HCO3−+SO42−)比值都小于1，指示水体中Ca2+、Mg2+、HCO3−、SO42−除主要来源于方解石、白云石等碳酸盐岩矿物的溶解l另外，还存在硫酸盐溶解。
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地下热水中pH值为7.51—8.36，水中的DIC主要以HCO3−形式存在，因此研究区域水体中的δ13CDIC主要表现为δ13
CHCO−3 [27]。从表1可知，地表水中δ13CDIC值为−12.01‰—−12.96‰，平均值为−12.36‰；岩溶泉水中δ13CDIC值为−12.03‰—−13.50‰，平均为−12.90‰，加之测区内构造裂隙、岩溶管道十分发育，连通性较好，因此认为地表水入渗补给地下水。地下热水中δ13CDIC值为−4.85‰—−9.12‰，平均为−7.70‰，表现出明显的δ13C异常。喀斯特岩溶区地表水和地下水中P2分压分别为45 Pa、 598 Pa，远高于大气P2分压，因此可以忽略大气CO2和大气降水输入的HCO3-[28]。为了更好地探讨研究区温泉水中δ13CDIC的来源。前人研究表明[29]，当达到同位素交换反应平衡时，重碳酸盐（HCO3−）与气相CO2的稳定同位素δ13C值之差与绝对温度（T）之间存在以下关系：
由此，已知地下热水中HCO3−的δ13C值和温度值，则可由上式计算出当达到同位素交换平衡时水体中气相CO2的稳定同位素δ13C。根据取样分析地下热水、地表水和岩溶泉水，计算得出的δ13
CHCO−3 和δ13CCO2 值，结果见表1。据研究，纯生物成因CO2气体中的稳定碳同位素值为−25‰[30]，资料查明目前国际上公认的深部幔源碳的δ13CCO2 值为−4.7‰—−8.0‰[31]，平均值为−6.35‰。根据同位素质量平衡原理，地下热水中的CO2的δ13CCO2 组成可用以下方程表征：计算得出，地表水中δ13
CCO2 值为−19.94‰—−21.22‰；岩溶水中δ13CCO2 值为−20.63‰—−21.23‰，地下热水中的δ13CCO2 值为−10.34‰—−13.99‰，平均值为−12.16‰。郑乐平等对黔中岩溶地区土壤CO2的稳定同位素组成研究认为，在地-气界面，自地表向地下5—15 cm土壤有机物氧化分解和微生物活动产生的CO2的δ13CDIC值−18.0±1.0‰—−20.5±1.0‰[32]，因扩散作用而产生4‰左右扩散分馏[30]，则土壤中的δ13C值为（−14.0±1.0‰—−16.5±1.0‰），取平均值为−15.25‰，深部幔源δ13CCO2 的平均值为−6.35‰。因此认为，富氡地下热水中参与水-岩反应的CO2为幔源CO2和土壤CO2且土壤中CO2占63%—83%，幔源CO2为17%—37%。表1显示，地表径流水和岩溶泉水中的HCO3−浓度值，其分别203.24 mg·L−1和229.30 mg·L−1，较地下热水体中的HCO3−含量值183.69 mg·L−1，偏高，地下热水中HCO3−含量很多，总体高于地表水、岩溶泉水中HCO3−含量。表明幔源和土壤对CO2的贡献很多，其原因是研究区断层发育，能进入系统的CO2很多，循环时间长，水岩作强烈。 -
自然条件下硫的稳定同位素有：32S、33S、34S和36S的 4种，其相对应丰度值分别为95.02%、0.75%、4.21%、0.02%[33]。由于成岩过程中地质环境差异，引起了硫同位素分馏导致较重的34S同位素在不岩石矿物中的富集程度存在较大差异，因此以硫的重同位素丰度比值相对于国际标准样品同位素丰度比值的千分偏差来表示：
式中，δ34S样品表示样品比值相对国际标准比值的千分偏差；（34S/32S）样品表示样品34S与32S丰度比值；（34S/32S）标准表示国际标准的34S与32S丰度比值。在水体中硫主要以S2−、SO32−、SO42−、HSO4−等离子形式存在，在区内地下热水中S同位素主要以SO42−形式存在，所以δ34S主要表征SO42−中的硫同位素。就地下水而言，由于赋水环境的不同，导致同位素分馏有所差异，其SO42−中δ34S变化范围-13‰—41‰[34]。而测区内地下热水中34S相对富集，δ34S值高于国际标准值；地表水和岩溶泉相对富轻δ34S，δ34S值低于国际标准值，其差异由地层岩性矿物和赋水环境引起。在震旦系灯影组-中上寒武系娄山关组演化期，研究区灯影组-娄山关组含水岩系主要为台地边缘滩相藻白云岩和台地相，特别是在下寒武清虚洞-中上寒武系娄山关组时期沉积了一套海相蒸发岩(石膏)矿物[35-36]。黔东北石阡地区热下热水中硫同位素，其δ34S值为26.35‰—23.1‰与黔北寒武系（清虚洞组、高台组、娄山关组）中石膏矿物中的δ34S值十分相近（表2），并认为地下热水中的硫来源于地层中的海相蒸发硫酸盐。根据区内温泉地下热水系统补、径、排和热储层（灯影组-娄山关组）特征，并结合研究区地层出露情况及地热下水中硫同位素特征值，认为区内地热水中的硫酸盐来源于中上寒武统娄山关组蒸发岩。
上震旦系灯影组白云岩中δ34S值（32.6‰—28.5‰）偏重，这可能是因那时古海洋环境和气候变化导致，寒武系下统清虚洞组-中上统娄山关组时期是区内乃至整个扬子地区处于海相蒸发岩沉积阶段，其中下寒武统清虚洞组、中统高台组及中上统娄山关组地层石膏矿物中δ34S值分别为26.03‰—23.7‰；29.57‰—25.7‰；28.0‰—26.73‰。地下热水中δ34S值为27.52‰—25.41‰，除深部钻井地下热水中的δ34S值为25.41‰外，其他3眼天然出露地下热水中的δ34S值为27.52‰—27.50‰较该点深部井地下热水中δ34S值25.41‰偏重至2.12‰—2.09‰，其可能是天然温泉水受到了地表冷水或大气降水的混合，深部地下热水具有埋深大、较好系统封闭性等特征。因此，深部地下热水中δ34S值可以更好的指示硫元素来源及其热储环境，其δ34S值27.53‰与中上统娄山关组地层石膏矿物中δ34S值更为接近，所以认为区内地热水中硫酸盐主要来源于中上寒武统娄山关组石膏矿物的溶解。
从δ34S-SO42−关系(图6)可知，区域地表水中硫酸盐浓度变化范围为35.0—200.0 mg·L−1差异较大，δ34S同位素值差异（8.67‰—2.04‰）也较大，其主要受硫化物风化和生活污水的影响；在水循环交替活跃潜水带的岩溶泉水中，硫酸盐的浓度值（30.0—90.0 mg·L−1）变化较大，δ34S同位素值为（2.67‰—0.95‰）差异不明显，表现为大气降雨沉降来源。
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对研究区水体中硫-碳同位素组成特征的研究，有助于分析水体中硫碳元素来源和水岩作用过程。将水体中溶解态DIC和硫酸盐中δ34S值投影于同一张图上进行比较（图7），更能明显的显示地下热水具有较高的δ34S值和δ13C值，异常高的δ34S值(均高于20‰)，说明地下热水中SO42−来源于石膏的溶解.
A区为地表径流水中δ13CDIC值（−12.01‰—−12.96‰），B区为岩溶泉水中δ13CDIC值（−12.03‰—−13.50‰），其两者与喀斯特岩溶地区碳酸岩盐风化产物产生的δ13CDIC值（−12.22‰±0.49‰—12.28‰±0.82‰）极为相近，表明研究区地表水、岩溶泉水中HCO3−来源于碳酸盐岩和CO2相互作用的产物。C区为地下热水的δ13CDIC值−4.84‰—−9.12‰，计算其水中的δ13
CCO2 值为−10.62‰—−15.09‰，表现为土壤CO2和深部幔源CO2与碳酸盐岩矿物共同作用的结果。与A区、B区间存在明显差异，说明地下热水系统与地表水系统间的联系较弱，更多的指示着深部CO2在释放过程中与围岩系统间的物质交换。研究表明[37-38]，断层氡气Rn通常以CO2、N2和CH4为载体，以对流作用形式从深部运移至浅部，区内地表径流水中Rn浓度为2.2—2.7 Bq·L−1，岩溶泉中Rn浓度为15—28 Bq·L−1，而息烽地下热水中Rn浓度达到144.8 Bq·L−1，已经达到理疗氡泉命名标准。值得注意的是从地表径流水、岩溶泉到地下热水中氡气浓度与碳同位素变化趋势相同。综上，地下热水中DIC来源于碳酸盐岩矿物，在CO2参与下与围岩发生水-岩作用形成的HCO3−。地表水、岩溶泉因出露较浅容易受现代大气中CO2的影响，表现出较轻的δ13CDIC值，地下热水中SO42−来源于石膏的溶解。氡气与研究区域地下热水的温度呈正相关性，至于氡气来源目前还需要做进一步深入研究。 -
（1）地下热水水化学类型为HCO3·SO4-Ca·Mg型，pH呈弱碱性，阴离子主要为
HCO−3 和SO2−4 ，阳离子主要Ca2+和 Mg2+，阴离子浓度变化范围为86—191.01 mg·L−1，阳离子浓度变化范围为20.7—57.4 mg·L−1.（2）地下热水中
HCO−3 >SO2−4 浓度，其δ13CDIC值为−4.85‰—−9.12‰，计算得出地热水中δ13CCO2 值为−10.34‰—13.99‰，初步认为参与水岩反应的CO2为土壤成因和深部幔源成因混合的结果。（3）而地下热水中
SO2−4 的δ34S值为27.52‰—25.41‰，平均值26.47‰，与娄山关组海相蒸发盐岩石膏矿物中δ34S值26.73‰极其相近，结合研究区地下热水热储和补给特征认为地下热水中的硫来源于娄山关组地层中海相蒸发硫酸盐溶解。
富氡地热水中δ34Sso42-、δ 13CDIC同位素特征及其意义—以息烽温泉为例
Characteristics of δ34Sso42- and δ13CDIC isotopes in radon-rich geothermal water and their significance— Xifeng hot spring as an example
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摘要: 贵州息烽温泉被誉为“亚洲第一氡泉”，富含多种有益元素。选取息烽地热水和与其有关的地表径流水及岩溶泉水为研究对象，利用水文地球化学、δ34
SSO2−4 、δ13CHCO−3 同位素等方法对区内富氡地热水中硫、碳元素来源及水-岩作用过程进行研究。结果显示，地热水水化学类型为HCO3·SO4−Ca·Mg型，pH呈弱碱性，其阴离子主要为HCO−3 和SO2−4 ，阳离子主要Ca2+和 Mg2+，阴离子浓度变化范围为86—191.01 mg·L−1，阳离子浓度变化范围为20.7—57.4 mg·L−1。地热水中δ13CHCO−3 值为−4.85‰—−9.12‰，计算得出CO2的δ13CCO2 值集中在−10.34‰—−13.99‰间，其参与水-岩反应的CO2为幔源和土壤混合成因。δ34SSO2−4 值为25.41‰—27.53‰，与区内寒武系娄山关岩组中石膏中的δ34SSO2−4 值（26.73‰—29.57‰）一致。结合地热水中的阴阳离子含量、δ34SSO2−4 值和δ13CHCO−3 值的分析，可以认为大气降水入渗寒武系娄山关组碳酸盐岩地层发生的水岩反应主要为石膏的溶解，其次CO2进入含水层与围岩发生水岩作用生成HCO−3 。Abstract: Guizhou Xifeng hot spring is known as “the No.1 Radon spring in Asia” and is rich in various beneficial elements. A number of methodologies such as hydrogeochemical analysis and δ34SSO2−4 , δ13CHCO−3 isotope are applied to reveal the source of sulfur and carbon in the radon-rich hot water, related surface water and karst spring in the area. The process of water-rock interaction is also studied. The results show that the hydro-chemical type of the geothermal water isHCO−3 ·SO2−4 −Ca·Mg with a weakly alkaline pH. The anions are mainlyHCO−3 andSO2−4 , the cations are mainly Ca2+ and Mg2+. And the anion concentration frange rom 86—191.01 mg·L−1 while the cation concentration varie from 20.7—57.4 mg·L−1. The δ13CHCO−3 value in geothermal water is −4.85‰—−9.12‰, and the calculated δ13CCO2 value of CO2 is between −10.34‰—−13.99‰. The CO2 involved in the water-rock interaction is caused by the mixing of mantle source and soil. The value of δ34SSO2−4 value is 25.41‰—27.53‰, which is consistent with the δ34SSO2−4 value (26.73‰—29.57‰) in gypsum in the Cambrian Loushan guan Formation. Combined with the analysis of the anion and cation content in the geothermal water, δ34SSO2−4 value and δ13CHCO−3 value, it could be considered that, during the infiltration process of rainwater enters the carbonate formation of the Cambrian Lushanguan Formation, the water-rock reaction is mainly gypsum dissolution. Secondly, CO2 enters the aquifer and interacts with the surrounding rock to produceHCO−3 .-
Key words:
- δ34SSO2−4 /
- δ13CHCO−3 /
- water-rock interaction /
- radon-rich geothermal water /
- Guizhou Xifeng
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电化学厌氧消化（electrochemical anaerobic digestion，EAD）是一种利用微生物电解池（microbial electrolysis cell，MEC）的耦合厌氧消化（anaerobic digestion，AD）的新技术，其原理是利用MEC的制氢功能，对系统内的二氧化碳（CO2）进行固定和转化，生成更多的CH4，从而减少CO2的排放[1]，并极大地提高了CH4的转化率和沼气的品质[2]，所以，EAD作为一种新型的沼气制备技术，因其具有甲烷转化率高、能量回收率高、能耗低、适用于多种有机废弃物和废水的降解等优势而受到了广泛的关注，是目前AD领域的最新发现[3-5].
但不管是AD，还是EAD，绝大多数相关研究仍然停留在提高消化能力或者副产物的产率等方面[6-8]，很少涉及代谢过程的研究. 代谢通量分析（metabolic flux analysis，MFA）是一项研究胞内代谢状态和分析系统代谢能力的强有力技术，通过MFA：（1）可以确定细胞或者系统内存在的不同代谢途径，明确物质的流向和流量[8]；（2）可以计算胞内的中间产物的通量，对未知途径加以辨别[9]；（3）可以识别代谢节点的刚柔性[10]，和对环境扰动的影响做出评价，从而对代谢途径中具有特殊地位的途径实施有效调控[11]（如优化目标产物代谢途径、计算最大理论转化率等[12]）. 因此，本文将利用MFA中的通过通量平衡分析（flux balance analysis，FBA）的方法，构建EAD代谢网络，研究EAD代谢网络中的相关代谢途径的通量分布信息.
在代谢通量分析中，通量是反映各代谢产物在整个代谢网络中参与程度的重要参数[7]，可以依据通量的大小评价各代谢途径在整个代谢网络中所发挥的作用[13]. 然而由于EAD代谢网络中的相关代谢途径，往往是在相应的酶催化下进行的，在EAD代谢途径中，乙酸的形成和转化是EAD产甲烷过程中最为关键的节点. 乙酸的形成主要的途径是乙酰辅酶A通过磷酸转乙酰酶（PTA）转化为乙酰基-P，然后再通过乙酸激酶（AK）从乙酰基-P转化为乙酰基-P，AK催化反应产生ATP[14]. 厌氧消化EMP途径所产生的丙酮酸转化为乙醛和二氧化碳，然后乙醛通过ADH还原成乙醇[15]. 丁酸的产生则与磷酸转丁酰酶（PTB）与丁酸激酶相关. 此外，ADP/ATP转运酶也发挥着重要的作用. ADP/ATP转运酶又被称为腺嘌呤核苷酸易位子或ADP/ATP载体蛋白，ADP/ATP转运酶通过ADP 与ATP相互转化产生能量从而为细胞提供能量[16]. 而在乙酸转化中，CoF420参与产甲烷菌中的氧化还原反应，充当电子载体. CoF430是甲基辅酶M还原酶的辅助因子，在甲烷生成的最后一步释放甲烷. 而辅酶M是古菌产甲烷菌代谢中甲基转移反应所需的辅酶.
综上所述，利用FBA不仅可以对EAD系统的代谢过程进行表征，还能对代谢通量进行分析和直观地了解代谢网络中不同代谢途径的产物生成情况以及代谢关键节点处的酶活性变化水平.
1. 实验部分（Experimental section）
1.1 实验装置
EAD实验装置由 电解电流及电压记录单元、 EAD反应单元和排水集气单元组成，EAD反应单元主要包含400 mL的发酵罐，其中电极距离为3.0 cm，一端的电极片完全地浸于发酵液中，另一端通过导线与宽屏无纸记录仪（SIN-R7000A，中国）相连；在EAD系统中，阳极为石墨电极，阴极为铂电极，参比电极为饱和的Ag/AgCl电极. EAD实验装置如图1所示.
图 1 EAD实验装置Figure 1. EAD experimental setupa. 电解电流及电压记录单元，b. EAD反应单元，c. 排水集气单元a. electrolysis current and voltage recording unit, b. EAD reaction unit, c. drainage gas gathering unit.1.2 接种物、缓冲营养液和微量元素液
厌氧活性污泥来自云南师范大学昆明实验室通过猪粪厌氧发酵. 经检测，pH值为8.07，TS为17.11%，VS为10.08%.
缓冲营养液配比：NaH2PO4∙2H2O（5.54 g·L−1）、Na2HPO4∙12H2O（23.09 g·L−1）、KCl（0.26 g·L−1）和NH4Cl（0.62 g·L−1）.
微量元素液配比：Na2WO4∙2H2O（0.03 g·L−1）、NaCl（1 g·L−1）、FeCl2∙7H2O（0.07 g·L−1）、CuSO4∙5H2O（0.01 g·L−1）、NiCl2∙6H2O（0.02 g·L−1）、C6H9NO6（1.50 g·L−1）、MgSO4（3.00 g·L−1）、AlK（SO4）2∙12H2O（0.01 g·L−1）、ZnCl2（0.13 g·L−1）、CaCl2∙2H2O（0.10 g·L−1）、H3BO3（0.01 g·L−1）、MnCl2∙4H2O（0.60 g·L−1）、CoCl2∙6H2O（0.10 g·L−1）、Na2MoO4（0.03 g·L−1）和复合维生素（1 粒·L−1）.
1.3 实验方法
EAD实验设置3个实验组，每组3个平行. 首先在每个实验组的发酵罐中添加：葡萄糖1.0 g，接种物120.0 g，缓冲营养液100.0 mL，微量元素液10.0 mL，再补加蒸馏水使物料的总质量为360.0 g；其次将密封好的发酵罐连接气体收集装置，再利用高纯氮排出体系内的溶解氧和空气（通气时间为3 min），使EAD体系处于厌氧状态；最后施加恒定电压1.0 V，进行培养.
培养阶段：将发酵罐置于恒温磁力搅拌器中，设置温度为30.0 ℃；每天监测pH值变化，待其恢复到7.0左右，立即添加等量的葡萄糖将体系培养至稳定.
扰动阶段：培养阶段结束后，测定发酵液中底物和代谢产物的浓度，同时记下该时间点为扰动的初始点，随后添加1.0 g的葡萄糖，施加扰动后，通过监测体系中底物的消耗量和代谢产物的生成量，然后进行代谢通量分析.
1.4 常规检测分析
日产气量：采用排水法法，每天定时记录产气量. TS和VS：在（105±5）℃下干燥并在（550±10）℃下马弗炉燃烧1 h后，测量污泥的. pH值：采用pH计（HAOSHI H-1008A，中国）.
VFAs：样品经离心分离，取上清液，采用气相色谱仪（FULI, GC9790II，中国），以FID为检测器进行测量[17]. 色谱柱为KB- FFAP（30 m×0. 32 mm×0. 25 μm）毛细管柱.
气体含量：采用气相色谱仪（FULI, GC9790II，中国），以TCD 检测器对H2、CH4和CO2含量进行测量. 色谱柱为TDX-01填充柱. 葡萄糖含量：采用3,5-二硝基水杨酸比色法测定[18].
1.5 酶活测量与分析
酶活测量采用改良的双抗体夹心酶联免疫吸附测定（ELISA）方法[19-21]在测量过程中，以ADP/ATP转运酶、磷酸转乙酰酶（PTA）、乙酸激酶（AK）、磷酸转丁酰酶（PTB）、丁酸激酶（BK）、辅酶M（CoM）、甲基丙二酰CoA变位酶（MCM）、辅酶F420（F420）、辅酶F430（F430）为标准酶. 检测时在酶标包被板上设定空白孔、标准孔、待测样品孔. 空白孔不加样品及标准酶，作为对照，标准孔加标准酶，待测样品孔中先加酶试剂盒中的样品稀释液，然后再加待测样品. 按照酶试剂盒说明书进行操作，最后采用Epoch酶标仪在450 nm波长下进行测定，以空白孔调零依序测量各孔的吸光度（OD值），并通过标准曲线计算样品中酶的活性.
1.6 通量分析
通量分析采用通量平衡分析（FBA）的方法，采用代谢通量分析软件Cell Net Analyzer进行代谢网络的构建及分析. FBA是MFA中基于质量守恒的代谢过程研究常用的一种数学建模分析法[22]，在拟稳态条件下，模型中代谢产物处于平衡状态，此时，可将代谢物的通量描述为一个线性方程，只需对底物和相关产物的浓度变化进行测量，再采用线性规划或者计量矩阵分析方法则可确定每种产物的代谢通量[23].
2. 结果与讨论 （Results and discussion）
2.1 EAD培养阶段的产气及含量分析
EAD反应过程中产气特性的变化是表征反应器效能的重要因素. 图2为培养过程中的产气变化情况，从图2可以发现，在反应器启动阶段，气体中以CO2为主，随着反应器的运行，产甲烷菌逐渐生长富集. 在稳定阶段，其甲烷含量最高可以达到55%左右，葡萄糖厌氧消化中理论产甲烷含量在50%左右，也就是说，MEC的引入明显提升了葡萄糖的理论产甲烷率，而且此时CO2的含量降低到11%左右，明显的降低了CO2的排放. 在反应器稳定后，日产气量也得到了明显的提升，从最初的50 mL·d−1左右增加到了200 mL·d−1左右. 对于氢气含量，除启动阶段有氢气产生外，反应中后期基本没有氢气产生，这可能是由于前期pH较低，适于产氢菌的生长，中后期pH值恢复较快，可以迅速恢复至已6.5以上，不利于产氢菌的生长，导致氢气含量极低. 此外，也可能是由于电化学辅助促进了H2还原CO2途径产甲烷，使得反应器中的H2迅速被噬氢产甲烷菌消耗，从而提高了CH4的含量，降低了H2的含量.
图 2 EAD培养阶段中产气体积及气体组分含量Figure 2. Gas production volume and gas component content in EAD operation stage2.2 EAD培养阶段的VFAs的分析
VFAs是厌氧消化中重要的中间产物，其产生和分解过程受多种因素影响，同时也关系到EAD产甲烷过程的稳定性. EAD体系中 VFAs的浓度一旦超过 200 mmol·L−1 就有可能发生酸抑制问题[24]，并对产甲烷过程产生严重的影响，然而本次实验研究并未出现VFAs累积的现象. 图3显示了EAD培养过程中各短链有机酸的变化情况. 从图3可以看出，各短链有机酸的变化与底物补充时间相关，培养前期VFAs波动较大且浓度较高，但15 d后，因阳极上形成了电活性微生物膜，致使VFAs能够在阳极表面降解，尽管进料时间间隔缩短为3 d，也没有产生VFAs累积，表明EAD具有较强的抗酸化的能力.
图 3 EAD运行阶段中VFAs的含量变化Figure 3. Changes in the content of VFAs during the EAD operation stage在厌氧消化中丁酸累积是抑制厌氧消化的重要因素之一，由于丁酸的产氢产乙酸过程必须依赖氢还原CO2产甲烷过程，否则本身不能自发进行，一旦产氢产乙酸和产甲烷过程失衡，将会产生严重的丁酸抑制作用。然而在EAD中丁酸的降解除了依赖氢还原CO2产甲烷过程外，还可以在电活性微生物的作用下，在电极表面降解. 在这条途径中，丁酸分解为CO2、H+和电子， H+向阴极迁移在阴极上获得电子而形成H2，这部分H2同样被氢营养型产甲烷菌利用还原CO2，加强H2还原CO2产甲烷途径.
2.3 代谢网络构建
对于纯培养体系而言，由于体系内菌种单一，代谢产物和途径比较明确，构建与之相对应的代谢网络相对比较容易. 但对于复杂的混合培养而言，特别是像EAD这种由多种微生物构成的体系，变量较多，对于代谢网络的构建及分析难度较大[25]，为了使代谢通量分析能适用于混合体系，提出了“统一微生物”这一个概念[26]，同时国内外一些学者已经在部分混合体系中作了应用上的尝试，并且成功地建立了发酵制氢体系的代谢网络[27]，还有在新型多级厌氧甲烷反应器中也进行了FBA的研究[28]，但还需进一步地完善，才能使其适用于EAD的混合培养体系中. EAD是在AD中引入MEC，由于MEC的引入，使H+向阴极迁移，在阴极上生成H2，这在AD基础上增加了一条重要的产氢途径. 根据相关研究表明[9, 12]，在严格的厌氧条件下，丙酮酸几乎不会流向三羧酸循环，甲酸也不是所有严格厌氧菌都能产生. 结合相关研究[29-33]，构建了如图4所示的EAD代谢网络该网络包含了37个主要的代谢反应式，每一步的代谢的具体生化反应过程如表1所示.
表 1 EAD体系葡萄糖代谢过程包含的主要生化反应Table 1. The main biochemical reactions included in the glucose metabolism process of the EAD systemNO. 反应式 Equation NO. 反应式 Equation R1 GLC+PEP ∀ G6P + Pyr R20 HPr + 2 H2O ∀ HAc + CO2 +3 H2 R2 NADH + Pyr ∀ HLa + NAD R21 HBu + 2 H2O ∀ 2 HAc + 2 H2 R3 Pyr + NADH ∀ NAD + HFo +AcCoA R22 HPr = HPr （ext） R4 2 Fd + Pyr + CoA ∀ CO2 + AcCoA + 2 FdH R23 EtOH+ HPr ∀ Hva （ext） + H2O R5 2 Fd + NADH = 2 FdH + NAD R24 HFo = HFo （ext） R6 NADPH + NAD ⇌ NADH + NADP R25 CO2 = CO2 （ext） R7 2 NADH = H2 + 2 NAD R26 CO2 + 4 H2 = CH4 + 2 H2O R8 2 FdH = H2 + 2 Fd R27 H2 = H2 （ext） R9 HLa = HLa （ext） R28 2 AcCoA + H2 ∀ PrOH（ext） +2 CoA + CO2 R10 HLa + NADH ∀ HPr + NAD R29 HAc ∀ CO2 + CH4 R11 HFo ∀ CO2 + H2 R30 HAc = HAc （ext） R12 AcCoA + ADP + iP ∀ATP + HAc + CoA R31 EtOH = EtOH （ext） R13 AcCoA + 2 NADH ∀ EtOH + CoA + 2 NAD R32 HBu + EtOH ∀ HCa （ext） + H2O R14 2 AcCoA + NADH ⇌ CoA + H2O + CroCoA + NAD R33 HBu = HBu （ext） R15 CroCoA + 2 Fd + NADH ∀ ButCoA + 2 FdH + NAD R34 HBu + 2 NADH ∀ BuOH（ext） + CoA + 2 NAD R16 CroCoA + NADH ∀ ButCoA + NAD R35 Pyr ⇌ Pyr （ext） R17 ButCoA + ADP + iP ∀ HBu + ATP + CoA R36 CH4 = CH4 （ext） R18 2 CO2 + 4 H2 ∀ HAc +2 H2O R37 2 H+ + 2 e- = H2 R19 EtOH + 2H2O ∀ 4 H+ + HAc 注：iP为磷酸根离子，CoA为辅酶A，H+为氢离子，e-为转移电子或者电解协助装置提供的电子. Note: iP is the phosphate ion, CoA is the coenzyme A, H+ is the hydrogen ion, and e- is the electron provided by the transfer electron or electrolysis assistance device. | Show Table
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2.4 电压扰动对EAD产甲烷代谢通量的影响
在培养阶段中，当EAD运行稳定后，从取样口取样，检测残余葡萄糖和相关代谢物的含量，然后添加1 g的葡萄糖，以此时的状态为FBA的初始状态，实施电压扰动. 在对照组电压为1.0 V的基础上，扰动组1电压降低至0.6 V，而扰动组2增加至1.4 V. 14 h后，再次检测残余葡萄糖和相关代谢物，产气量和气体含量. 经过计算得到EAD扰动前后的发酵液中代谢产物的净生成速率，如表2所示.
表 2 EAD体系中关键代谢物的净生成速率①（mmol·L−1·h−1）Table 2. Net formation rate of key metabolites in EAD system①（mmol·L−1·h−1）代谢物Metabolites 对照组1.0 VControl group 1.0 V 扰动组0.6 VDisturbance group 0.6 V 扰动组1.4 VDisturbance group 1.4 V 葡萄糖② 1.1274 ± 0.0154 1.0958 ± 0.0055 1.1195 ± 0.0175 甲 酸 0.0032± 0.0000 0.0086 ± 0.0021 0.0093± 0.0026 乙 酸 0.7511 ± 0.1440 0.5229 ± 0.0770 0.7064 ± 0.1202 丙 酸 0.1061 ± 0.0096 0.0860 ± 0.0049 0.0902 ± 0.0023 丁 酸③ 0.4180± 0.0335 0.4218± 0.0391 0.4026 ± 0.0201 乳 酸 0.0107 ± 0.0046 0.0081 ± 0.0035 0.0128 ± 0.0056 丙酮酸 0.0156 ± 0.0037 0.0335± 0.0074 0.0261 ± 0.0171 戊 酸④ 0.0230 ± 0.0107 0.0107 ± 0.0046 0.0277 ± 0.0093 己 酸 0.0000 ± 0.0000 0.0000 ± 0.0000 0.0000 ± 0.0000 乙 醇 0.0173 ± 0.0014 0.0092 ± 0.0019 0.0160 ± 0.0067 丙 醇 0.0000 ± 0.0000 0.0000 ± 0.0000 0.0000 ± 0.0000 丁 醇 0.0000 ± 0.0000 0.0000 ± 0.0000 0.0000 ± 0.0000 CO2 0.2258 ± 0.0229 0.2255 ± 0.0376 0.2716 ± 0.0071 CH4 0.2947 ± 0.0127 0.4909 ± 0.0515 0.3924 ± 0.0293 H2 0.0281 ± 0.0231 0.0228 ± 0.0137 0.0039 ± 0.0024 注：表2中的实验数据①为电压扰动实验组的主要代谢物的净生成速率；葡萄糖②的测量值代表底物的净摄取速率；丁酸③为正丁酸和异丁酸的总和，戊酸④为正戊酸和异戊酸的总和. Note: The experimental data① in Table 2 are the net production rates of major metabolites in the voltage disturbance group; The measured value of glucose② represents the net uptake rate of substrate; Butyrate③ is the sum of n-butyrate and isobutyrate, valerate④ is the sum of n-valerate and isovalerate. | Show TableDownLoad:
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根据表2中的净生成速率，采用运行Cell Net Analyzer软件，获得EAD代谢通量分布信息，如图4所示，并以H2、CO2、HAc和CH4代谢物进行评价.
在0.6 V扰动下，NADH通量明显优于1.4 V电压扰动，且此条件下最终产物甲烷通量达到43.52，明显高于1.0 V和1.4 V下的26.14和34.81. 由图4可知，H2的代谢途径主要形成途径为：R7、R20、R21和R37. 由通量值可知，EAD中H2主要来源于电极反应R37，和丁酸降解为乙酸的途径R21，其次是NADH平衡调节产氢R7. CH4为最终的目标代谢物，主要由H2还原CO2途径R26和乙酸转化途径R29两条途径形成. EAD体系中CH4的合成途径是以乙酸转化途径占主导地位，其次为H2还原CO2途径，1.0 V下EAD体系的这两条途径的占CH4产生总量的64.95%和35.05%. 0.6 V和1.4 V扰动下，通过H2还原CO2产生的产甲烷（R26）分别占13.44%和12.76%，相比对照组5.97%均有所提高，表明电压扰动使得EAD产甲烷代谢途径偏向了氢营养型产甲烷. 值得注意的EAD产甲烷系统明显产生了甲酸，但根据代谢通量，CH4和H2并无一来源于甲酸，说明EAD反应体系中可能没有噬甲酸型产甲烷菌存在. 最终产物H2大多由EAD中的阴极产生，但在最终产物中，氢气通量明显下降，说明H2还原为CH4（R26）的途径较为活跃. 本次从发酵液代谢物中未检测到己酸、丙醇和己酸盐. 乙酸的来源有R12、R18、R19、R20和R21途径. 通量值表明乙酰辅酶A转化是乙酸最主要的来源，其次是丁酸转化、H2还原CO2、乙醇转化和丙酸转化. 其通量大小受多个中间产物的影响，但在电压扰动（0.6 V和1.4 V）下，其通量明显增大，其中以0.6 V扰动增幅最大，说明反应器中的产酸微生物在此时相对较活跃. 乳酸和乙醇的产生不利于H2的生产，图中0.6 V扰动下的乳酸通量较高，这也可能是导致了H2较低的原因之一.
2.5 酶活水平变化
表3为葡萄糖代谢过程中关键酶活性的变化. 其中ADP/ATP转运酶的活性，0.6 V和1.4 V扰动时的酶活性均高于对照组1.0 V 的239.28 IU·L−1. ADP/ATP是能量代谢的载体，为微生物生长和繁殖提供能量基础. 当电压扰动时，需要大量能量来使微生物群落发生转变，因此ADP/ATP转运酶酶活性增加. 在乙酸代谢途径中首要的是乙酸的活化，它需要由乙酸激酶AK和磷酸转乙酰酶PTA的先后催化来进行. 在ATP参与下由乙酸激酶AK催化，乙酸被磷酸化为乙酰磷酸，然后乙酰磷酸再在磷酸转乙酰酶PTA催化下生成乙酰辅酶A，进行乙酸代谢[34-35]. 但从图5中可以看出，所产生的乙酸大部分都R12途径逆反应生成乙酰辅酶A，其中当进行0.6 V扰动时，R12逆反应通量最大，这与在0.6 V时PTA活性达到115.69 U·L−1检测结果相吻合. 当进行电压扰动时，EAD体系内在乙酸代谢中PTA和AK的酶活调节现象相似，有研究表明[36]当谷氨酸棒杆菌生长在以乙酸（取代葡萄糖）为碳源的培养基上时，PTA和AK酶活性明显提高，该现象是微生物碳代谢中葡萄糖效应的具体体现，表明酶在基因表达环节上可能存在葡萄糖基质上的负调控效应或乙酸基质上的正调控效应. 降低电压，PTA与AK酶活性增加. PTB和BK酶与丁酸产生有关，由图5代谢通量可知，丁酸的产生是从乙酰基通过PTB与BK的共同催化所形成. 在丁酸代谢中，PTB催化反应产生大量的丁酰辅酶A，但产生的丁酸大部分却通过R21转化为乙酸. 在0.6 V扰动下，PTB的酶活性352.19 U·L−1，明显高于对照组310.19 U·L−1和1.4 V的338.04 U·L−1，但BK酶活性，对照组1.0 V的酶活性52.59 U·L−1，要略高于0.6 V的50.92 U·L−1. PTB酶活性高于BK，这是由于PTB需要先将丁酰辅酶A转化为在丁酰磷酸，最终再由BK催生与ADP反应形成丁酸和ATP. 而BK在1.0 V与0.6 V酶活性差异不大，这是可能是由于电压BK影响不大. 辅酶M在甲烷形成的最终反应步骤中充当甲基的载体. CoM的化学结构虽然很简单，但在甲基还原酶的反应体系中却有高度的专一性，因此在进行电压扰动时，辅酶M的酶活性变化差异不大. 值得一提是，MCM酶活性变化与CoM酶活性变化相似. 在丙酮酸转化为丙酸代谢过程中，关键酶为MCM，在电压扰动下，酶活性变化差异较小. 结合图6中的产丙酸代谢通量图可以看出，丙酸通量变化也差异较小，说明酶活性与所构建的代谢通量有较好的相关性. CoF420在产甲烷途径中电子载体，而CoF430产甲烷古菌形成甲烷最后步骤作为甲基载体的四吡咯化合物，因此产甲烷的总通量应当取决于CoF420与CoF430共同酶活性，在0.6 V电压扰动下，总酶活性为63.01 IU·L−1，对照组为56.94 IU·L−1，1.4 V扰动为59.57 IU·L−1，这与图5中产甲烷代谢通量中，0.6 V时产甲烷最多，1.4 V次之，对照组最少结果相吻合.
表 3 代谢途径中关键酶活性水平的变化Table 3. Changes in activity levels of key enzymes in metabolic pathways酶名称Enzyme 对照组1.0 VControl group 1.0 V 扰动组0.6 VDisturbance group 0.6 V 扰动组1.4 VDisturbance group 1.4 V 单位Unit ADP/ATP转运酶 239.28±23.54 337.04±7.88 344.23±7.54 IU·L−1 磷酸转乙酰酶（PTA） 99.78±6.39 115.69±11.32 97.69±7.50 U·L−1 乙酸激酶（AK） 106.26±24.23 151.38±28.81 120.25±28.93 U·L−1 磷酸转丁酰酶（PTB） 310.19±1.29 352.19±12.66 338.04±22.08 U·L−1 丁酸激酶（BK） 52.59±6.63 50.92±0.90 36.08±4.89 U·L−1 辅酶M（CoM） 173.84±17.97 191.01±23.53 176.85±12.82 U·L−1 甲基丙二酰CoA变位酶（MCM） 58.17±4.06 51.71±2.71 54.20±3.09 U·L−1 辅酶F420（CoF420） 40.38±2.22 43.72±4.37 36.86±6.48 IU·L−1 辅酶F430（CoF430） 16.56±2.05 19.29±1.55 22.71±2.14 IU·L−1 | Show TableDownLoad:
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3. 结论（Conclusion）
本研究通过外加电压对EAD体系扰动过程中代谢通量的影响，对EAD代谢网络通量上的变化结合关键酶活性的变化，进一步分析电压扰动对EAD系统代谢产物生成上的提高或者降低提供理论依据，由通量分析结果可知，EAD体系中并没有很高的H2生成，相反，EAD体系中产甲烷能力得到提高. 原因可能是由于电解协助装置的引入，极大地促进H2的产生，随后，所产生的H2被用来还原CO2产乙酸和产甲烷的代谢过程，进而提升了EAD系统的产甲烷能力. 结合关键节点处酶活性变化，酶活性与代谢通量有着较好的相关性. 在进行电压扰动时，ADP/ATP转运酶、PTA与AK、PTB与BK，这些酶活性均随电压变化而产生较大的差异. 而CoM与MCM酶活性，具有高度专一性的酶，随电压扰动变化不大. 在0.6 V电压扰动下，CoF420与CoF430酶活性与产甲烷代谢通量变化相吻合.
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图 1 研究区水文地质及样品分布图
Figure 1. Hydrogeology and sample distribution map of the study area
图 2 贵州息烽温泉群水文地质剖面图
Figure 2. Hydrogeological profile of Xifeng Hot Spring Group in Guizhou
图 4 TDS与Na+/(Na++Ca2+)和Cl−/(Cl−+HCO3−)之间变化关系
Figure 4. The relationship between TDS and Na+/(Na++Ca2+) and Cl−/(Cl−+HCO3−)
图 5 研究区各水体中Ca2++Mg2+与HCO3-、SO42-+ HCO3-浓度关系图
Figure 5. Relationship between Ca2++Mg2+ and HCO3-、SO42-+HCO3- concentration in each water body of the study area
图 6 研究区各水体中SO42-浓度与δ34SSO42-值
Figure 6. SO42- concentration and δ34SSO42- value in each water body in the study area
图 7 研究区δ34
SSO2−4 与δ13CHCO−3 研究区相关性图Figure 7. Correlation between δ34
SSO2−4 and δ13CHCO−3 in the study表 1 研究区不同类型水化学分析结果
Table 1. Results of different types of water quality analysis in the study area.
地球化学参数Geochemical parameter 常见地球化学组分/（mg·L−1）Common geochemical components 编号 类型Type pH Ec/μS T/℃ TDS K+ Na+ Ca2+ Mg2+ HCO3− SO42− Cl− δ13CCO2/‰ δ13CDIC/‰ XF01 地表水 7.9 730.0 19.9 365 1.90 8.10 71.4 36.23 298.3 74 13.0 −21.22 −12.96 XF02 8.2 289.0 19.8 200.7 2.10 2.80 43.5 15.53 160.62 35 5.02 −20.29 −12.01 XF03 8.3 692.0 25.2 447.8 5.70 18.8 72.2 36.7 150.79 200 16.6 −19.94 −12.13 XF04 岩溶泉 7.3 657.0 16.0 371.1 2.33 4.67 83.9. 27.34 268.32 90 8.02 −20.63 −12.03 XF05 7.5 525.0 18.6 308.4 3.90 3.3 65.2 29.64 295.02 35 6.52 −20.78 −13.17 XF06 7.7 206.0 13.9 171.8 1.90 2.5 41.9 8.47 124.56 30 4.01 −22.29 −13.50 XF07 地热水 7.7 500.0 53.2 487.3 3.50 13.3 54.3 21.65 191.01 86 4.82 −10.62 −4.85 XF08 7.5 503.0 52.6 308.9 3.50 14.0 52.8 21.27 182.58 86 5.02 −14.06 −8.25 XF09 7.6 502.0 53.0 411.2 3.60 13.1 57.4 23.53 182.48 94 6.27 −14.40 −8.61 XF10 7.5 510.0 52.0 382.8 3.5 12 54.3 20.7 178.68 86 4.82 −15.09 −9.12
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表 2 黔北地区寒武-上震旦系灯影岩组中石膏矿物中δ34S值统计表
Table 2. Comparison results between geothermal water and simultaneous sedimentary evaporite hot spring water in the study
编号Number 位置Location δ34S/‰ 编号Number 位置Location δ34S/‰ 编号Number 石膏矿物Gypsum mineral [35] δ34S/‰ XF07 息烽地下热水 25.41 SQ1 石阡吴家湾温泉 23.20 YS1 上震旦系灯影组 28.5—32.6 XF08 息烽温泉水 27.52 SQ2 石阡城南温泉 23.10 YS2 下寒武清虚洞组 23.7—26.03 XF09 息烽温泉水 27.53 SQ3 石阡关鱼粮温泉 26.35 YS3 中寒武系高台组 25.7—29.57 XF10 息烽温泉水 27.50 SQ4 石阡甲山镇温泉 26.27 YS4 中上寒武娄山关组 26.73—28.0 平均值 26.99 平均值[35] 24.73
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