产乙酸的甲烷与一氧化碳的比例关系：一种耗能的但未被观察到的微生物代谢过程

《Journal of Geophysical Research: Biogeosciences》：Acetogenic Methane-Carbon Monoxide Comproportionation: An Exergonic but Unobserved Microbial Metabolism

　　摘要

微生物的新陈代谢依赖于利用化学不平衡的氧化还原反应。虽然有氧碳氧化、碳固定和发酵已经得到了充分研究，但更广泛的厌氧碳氧化还原反应领域仍然没有得到充分探索。在这项研究中，我们发现了一种称为碳共比例化（或逆向发酵）的反应，这是一种之前未被认识到的、可能具有优势的微生物碳氧化还原转化类型。特别关注的是甲烷（CH4）和一氧化碳（CO）之间的反应，生成乙酸，尽管CH4和CO在厌氧系统中广泛存在，但这种反应之前并未被评估。我们使用来自多种环境系统的测量物理化学数据，计算了这一反应在广泛温度、pH值以及溶解的CH4和CO浓度范围内的吉布斯能量（ΔG）。我们表明，在检测到这两种底物的大多数环境中，产生乙酸的CH4-CO共比例化反应是放能的。最有利于该反应的能量条件出现在高pH值、低温度和高反应物浓度下，这与冷却的蛇纹石化系统一致。在几种情况下，计算出的吉布斯能量收益和能量密度与已知的涉及CH4、CO和乙酸的厌氧代谢过程中观察到的结果相符。这些结果表明，产生乙酸的CH4-CO共比例化反应可以在多种环境中支持微生物的能量保存。为了确定这种代谢过程是否可能在早期地球或火星上发生，我们通过建模流体组成发现，在合理的物理化学条件下，这种反应也是放能的。这项工作扩展了可能的微生物能量代谢类型，并为评估地球及其他行星体上的基于碳的分解代谢反应提供了可检验的标准。

简而言之

微生物通过催化其环境中的化学反应来获取能量。可以从反应中获得的能量可以使用吉布斯能量来量化。当ΔG为负值时，微生物可以释放这些能量来构建生物量并进行其他活动。在这项研究中，我们预测了一种新的产能反应，这种反应可能支持微生物生命。在这种反应中，甲烷（CH4）利用一氧化碳（CO）被氧化生成乙酸。通过热力学计算和来自自然环境的测量地球化学数据，我们表明这种反应在广泛的条件下可以释放可用能量，包括大陆蛇纹石化系统、深层大陆和海洋地下以及地热泉中发现的条件。我们还预测，这种反应可能在早期地球条件下以及模拟的火星流体中也支持生命。总的来说，这些观察结果表明，产生乙酸的CH4-CO共比例化反应可以作为地球及其他行星体上厌氧环境中可行的微生物能量来源。

1 引言

在过去半个世纪中，第一性原理热力学计算（理论）被用来预测微生物的分解代谢反应，甚至在它们在自然界中被发现之前。如果一个氧化还原反应足够放能（产生能量），那么原则上它可以支持微生物生命。这种由热力学指导的框架已经识别出一些现在被认为是全球生物地球化学循环主要贡献者的分解代谢反应。显著的例子包括厌氧氨氧化与亚硝酸盐或硝酸盐（anammox）（Broda, 1977; Van de Graaf et al., 1995），其占海洋氮损失的估计为30%–50%（Hutchins & Capone, 2022），以及厌氧甲烷氧化与硫酸盐（AOM）（Barnes & Goldberg, 1976; Boetius et al., 2000; Hinrichs et al., 1999; Orphan et al., 2001），每年消耗85–300 Tg的甲烷（Knittel & Boetius, 2009）。完全氨氧化（comammox）的预测同样也是在自然中发现之前（Costa et al., 2006; Daims et al., 2015; van Kessel et al., 2015）。最近，热力学预测还提出了其他“缺失”的代谢过程，包括由氨驱动的甲烷生成、多种含锰物种之间的氧化还原反应，以及硫共比例化（Amend et al., 2019, 2020; LaRowe et al., 2021）。实际上，Aronson及其同事的最新实验工作支持了酸硫杆菌（Acidithiobacillus thiooxidans）中的硫共比例化（Aronson et al., 2025）。这些研究表明，热力学空间中仍然包含合理但未被认识的微生物代谢反应。共比例化反应代表了这样一类未被探索的氧化还原转化，其中两种含有相同元素但处于不同氧化态的化学物质反应生成一种处于中间氧化态的产物。一些已知的微生物代谢过程遵循这种模式，例如anammox将亚硝酸盐（氧化态+3）和铵（?3）结合生成氮气（N2；+0）（Van de Graaf et al., 1995），以及硫共比例化，它从硫酸盐（+6）和硫化物（?2）生成元素硫（+0），并且已经确定了一个潜在的微生物候选者（Amend et al., 2020; Aronson et al., 2025）。共比例化反应本质上是一种逆向不对称反应或发酵反应，其中一种处于中间氧化态的化合物同时作为电子供体和受体，形成两种具有不同氧化态的新化合物（例如，葡萄糖发酵生成乙醇和二氧化碳：ΔG<0）。尽管碳在微生物代谢中起着核心作用（例如，同化、呼吸作用、发酵和全球生物地球化学循环），但涉及碳的类似反应却较少受到关注。碳的氧化态可以从?4（例如，甲烷）到+4（例如，CO2），许多中间态的碳（NOSC）可以作为氧化还原转化中的产物或底物（图1）。理论上，许多碳化合物组合可以发生碳共比例化反应，其中一些反应可能具有足够的放能性来支持微生物的能量代谢。然而，这一反应范围的广泛性使得识别环境相关和生理上可行的途径变得复杂。为了评估潜在的碳共比例化反应，我们首先使用标准状态吉布斯能量（ΔG°）计算了一系列不同碳氧化态的候选反应（图2）。这一步骤旨在识别在环境现实条件下值得进一步考虑的反应。从这个更广泛的反应范围内，我们专注于一个特别具有环境相关性的碳共比例化反应：甲烷（CH4；NOSC = ?4）和一氧化碳（CO；NOSC = +2）生成乙酸（NOSC = 0）的反应（反应1）。这种反应连接了两种在许多厌氧环境中共存的C1碳化合物，并产生乙酸，这是厌氧碳代谢中的关键代谢物，包括产生乙酸的碳固定和发酵过程。更广泛地说，涉及一氧化碳的反应通常是放能的，但与其他碳分解代谢反应相比，它们仍然相对较少被探索。重要的是，在各种自然地点都可以获得CO和CH4的配对测量数据，这使得能够在不同的地球化学环境中定量评估这一反应。这些数据的可用性不仅使产生乙酸的CH4-CO共比例化成为一种理论上的可能性，而且能够在它可能实际发生的地球化学背景下进行评估。因此，这种反应代表了一种可能的碳共比例化分解代谢过程，它可能在早期地球条件下发生，在地外环境中也是可行的，并且可能在某些极端环境中今天仍在发生。

图1 开在图查看器中 PowerPoint

(a) 选定碳化合物的NOSC（氧化态）。(b) 在25°C下，为每种化合物描述完全氧化为碳酸氢盐的半反应计算的标准状态吉布斯能量（ΔG°/mol碳），作为碳的名义氧化态（NOSC）的函数。符号的形状和颜色对应于所标识的类别或有机化合物。

图2 开在图查看器中 PowerPoint

在25°C下，为65种不同的碳共比例化反应计算的标准状态吉布斯能量（ΔG°/mol碳）。每个点代表一个独特的供体-受体-产物组合。点的颜色表示电子供体，点的形状表示电子受体，垂直位置对应于产物化合物（列在图的右侧）。例如，顶行最左边的符号对应于...反应。每个产物物种旁边的数字指的是该化合物中碳的名义氧化态（NOSC）。在这里，我们根据Amend et al.（2020）和Aronson et al.（2025）的方法，评估了产生乙酸的CH4-CO共比例化作为潜在的微生物能量保存方式的热力学可行性。我们在广泛的温度、pH值和离子组成范围内计算了吉布斯能量。这些计算结合了来自几种厌氧环境类型的测量物理化学数据，包括蛇纹石化系统、深层大陆和海洋地下流体及沉积物以及地热泉，以及模拟的早期地球和火星条件。通过在各种实际地球化学条件下进行热力学计算，本研究明确了碳共比例化反应在能量上可行的自然条件，并为评估它们在地球、地球过去以及其他行星体上的潜在作用建立了框架。

2 方法

我们使用以下公式计算了CHNOSZ数据库（Dick, 2019）中253种有机化合物的碳的名义氧化态（NOSC）：

其中Z是化合物的净电荷，a、b、c、d、e和f分别对应于化合物中C、H、N、O、P和S的化学计量数（LaRowe & Van Cappellen, 2011）。为每种化合物编写了一个描述完全氧化为碳酸氢盐的半反应（见支持信息S2中的表S1），并使用修订后的Helgeson-Kirkham-Flowers（HKF）状态方程（Helgeson et al., 1981; Shock & Helgeson, 1988; Tanger & Helgeson, 1988）和R软件包CHNOSZ v1.4.1中的“subcrt”命令，在25°C和1 bar下计算了每种化合物的碳氧化的标准状态吉布斯能量（ΔG°）（Helgeson et al., 1981; Shock & Helgeson, 1988; Tanger & Helgeson, 1988）。CHNOSZ中实现的热力学数据来源于OrganoBioGeoTherm数据库；原始数据源和参考文献见支持信息S1中的方法部分。对于上述描述的65种碳共比例化反应，计算了反应的标准状态吉布斯能量（ΔG°）（见支持信息S2中的表S2）。电子供体（及其氧化态）包括甲烷（?4）、乙醇（?2）、甲醇（?2）、乙炔（?1）、甘油（?0.67）、葡萄糖（0）和以石墨形式存在的元素碳（0）。这些底物包括广泛使用的生物碳源（例如，甲烷、葡萄糖、甲醇、乙醇）以及之前提出或证明的共比例化反应中涉及的化合物（Kremp et al., 2018; Lahijani et al., 2015; Lever, 2012; Litty et al., 2022; Steiger et al., 2017）。电子受体包括CO（+2）、甲酸盐（+2）和溶解的无机碳（DIC）CO2/HCO3?/CO32?（+4），以及乙炔。从生理上相关的代谢中间体中选择了10种产物化合物：甲酸盐（+2）、一氧化碳（+2）、苹果酸（+1）、柠檬酸（+1）、丙酮酸（+0.67）、琥珀酸（+0.5）、乳酸（0）、乙酸（0）、甲醇（?2）和乙醇（?2）。这些化合物在微生物发酵反应、碳固定途径（例如，Wood-Ljunghdal，逆向TCA循环）和有机酸代谢（Ragsdale & Pierce, 2008）中很常见。使用方程式3计算了反应1的吉布斯能量（ΔG°）：

其中ΔG°是标准状态吉布斯能量，R表示通用气体常数，T表示开尔文温度，q表示反应中的物种i的系数，对于产物来说q为正，对于反应物来说q为负。活性是使用方程式5计算的：

其中ai表示第i种物种的活性系数，ci表示其测量浓度。ci是在标准状态下的浓度，等于一摩尔浓度，参考无限稀释。测量的浓度通常以摩尔浓度报告；对于活性计算，这些值被视为等于摩尔浓度。

对于反应1，在1 bar压力下，我们在广泛的pH值（0–14）和温度范围（0–100°C）内计算了ΔG°，产物和反应物（H+除外）的活性被设定为环境相关的活性。甲烷（CH4）、一氧化碳（CO）和乙酸的活性分别设定为10?5（≈10 μM）、10?9（≈1 nM）和106（≈1 μM）。从多个已发表的来源中获取了各种环境中的CH4和CO浓度（Boulart et al., 2013; Canovas et al., 2017; Cardace et al., 2015; Cook, Blank, Rietze et al., 2021; Cook, Blank, Suzuki, et al., 2021; Crespo-Medina et al., 2014; Eickenbusch et al., 2019; Gihring et al., 2006; Howells et al., 2025; Kieft et al., 2005; Lau et al., 2016; Lu et al., 2020; Magnabosco et al., 2016; Mara et al., 2023; Momper et al., 2023; Morrill et al., 2014; Moser et al., 2005; Nyyss?nen et al., 2012; Onstott et al., 2009; Osburn et al., 2014, 2019; Qi et al., 2025; Robare, 2025; Robare et al., 2026; Sabuda, 2017; Sabuda et al., 2021; Twing et al., 2017）（见支持信息S2中的表S3）。对于CO和CH4浓度低于检测限的样品，浓度被设定为比每项研究中指定的化合物的检测限低一个数量级。在蛇纹石泥样品中（Eickenbusch et al., 2019），67个样品中有10个样品的CH4浓度低于检测限（<0.01 μM），16个样品中的CO浓度低于检测限（<0.2 μM）。这些样品的CH4浓度被设定为10?8 M，CO浓度被设定为2 × 10?8 M。在蛇纹石化温泉样品中，有10个样品中的CO浓度低于检测限（<10 μM），这88个样品被赋值为10^-7 M的CO浓度。这种方法避免了高估反应物的活性，否则会导致估计值偏向更负的值。因此，根据这些替代活性计算出的值应该被视为在低CO和低CH4条件下反应1的潜在能量产率的保守估计。对于未报告醋酸含量的样品，醋酸浓度被设定为1 μM。这个值位于许多缺氧环境中测量的醋酸浓度范围内，为计算提供了合理的估计。活性是根据每个样品的现场或估计的化学组成，使用水溶液物种化软件包AqEquil v0.18.0中的“ae.speciate”命令计算得出的（Boyer等人，2024年）（见支持信息S2中的表S4）。对于439个自然样品，按照上述方法在报告的现场温度和压力下计算了每个样品的活性。海底的水压是根据支持信息S1中的方法计算的。假设的火星流体的地球化学数据是使用Marlow等人（2014年）和Rucker等人（2023年）的数据估算的，大气中的CO浓度设定为1％或50％（Koyama等人，2024年），共22个样品。亨利定律被用来从气态CO计算7°C、9°C、14°C、15°C、24°C、48°C、65°C和83°C下的水溶液CO浓度。CO的亨利定律常数（mol L^-1 atm^-1）是在每种化合物在2.2 bar下的气体溶解反应的平衡常数计算得出的。假设的早期地球海洋的地球化学数据是通过确定水溶液CH4的平衡活性来估算的，对应的部分压力范围从5 × 10^-3到1.8 × 10^-2 bar，以及水溶液CO的平衡活性，对应的部分压力范围从10^-5到10^-2 bar，温度从0到40°C，pH值为7（Halevy和Bachan，2017年），共164种条件。如上所述，对于625个样品（439个自然样品和186个模拟条件）计算了反应1的吉布斯能。负值表示放能（产能量）反应，而正值表示吸能（耗能量）反应。为了将反应1与已知的消耗CO或CH4或产生醋酸的厌氧微生物代谢反应进行比较，根据上述地球化学参数，对每个样品另外六个反应也计算了吉布斯能。这些反应包括水煤气变换反应（反应6）、CO氧化结合硫酸盐还原（反应7）、产甲烷CO歧化（反应8）、产醋酸CO歧化（反应9）、甲烷氧化结合硫酸盐还原（AOM；反应10）和同型产醋酸作用（反应11）。对于没有硫酸盐、硫化物或氢活性的地点，假设活性为10^-6。

在蛇纹石化温泉样品中，有10个样品中的CO浓度低于检测限（<10 μM），这些样品被赋值为10^-7 M的CO浓度。这种方法避免了高估反应物的活性，否则会导致估计值偏向更负的值。因此，根据这些替代活性计算出的值应该被视为在低CO和低CH4条件下反应1的潜在能量产率的保守估计。对于未报告醋酸含量的样品，醋酸浓度被设定为1 μM。这个值位于许多缺氧环境中测量的醋酸浓度范围内，为计算提供了合理的估计。活性是根据每个样品的现场或估计的化学组成，使用水溶液物种化软件包AqEquil v0.18.0中的“ae.speciate”命令计算得出的（Boyer等人，2024年）（见支持信息S2中的表S4）。每个值都是根据上述方法在报告的现场温度和压力下为439个自然样品计算得出的。海底的水压是根据支持信息S1中的方法计算的。假设的火星流体的地球化学数据是使用Marlow等人（2014年）和Rucker等人（2023年）的数据估算的，大气中的CO浓度设定为1％或50％（Koyama等人，2024年），共22个样品。亨利定律用于从气态CO计算7°C、9°C、14°C、15°C、24°C、48°C、65°C和83°C下的水溶液CO浓度。CO的亨利定律常数（mol L^-1 atm^-1）是在每种化合物在2.2 bar下的气体溶解反应的平衡常数计算得出的。假设的早期地球海洋的地球化学数据是通过确定水溶液CH4的平衡活性来估算的，对应的部分压力范围从5 × 10^-3到1.8 × 10^-2 bar，以及水溶液CO的平衡活性，对应的部分压力范围从10^-5到10^-2 bar，温度从0到40°C，pH值为7（Halevy和Bachan，2017年），共164种条件。对于625个样品（439个自然样品和186个模拟条件），如上所述计算了反应1的吉布斯能。负值表示放能（产能量）反应，而正值表示吸能（耗能量）反应。为了将反应1与已知消耗CO或CH4或产生醋酸的厌氧微生物代谢反应进行比较，根据上述地球化学参数，对每个样品另外六个反应也计算了吉布斯能。这些反应包括水煤气变换反应（反应6）、CO氧化结合硫酸盐还原（反应7）、产甲烷CO歧化（反应8）、产醋酸CO歧化（反应9）、甲烷氧化结合硫酸盐还原（AOM；反应10）和同型产醋酸作用（反应11）。对于没有硫酸盐、硫化物或氢活性的地点，假设活性为10^-6。

在蛇纹石化温泉样品中，有10个样品中的CO浓度低于检测限（<10 μM），这些样品被赋予了10^-7 M的CO浓度。这种方法避免了高估反应物的活性，否则会导致估计值偏向更负的值。因此，根据这些替代活性计算出的值应该被视为在低CO和低CH4条件下反应1的潜在能量产率的保守估计。对于未报告醋酸含量的样品，醋酸浓度被设定为1 μM。这个值位于许多缺氧环境中测量的醋酸浓度范围内，为计算提供了合理的估计。活性是根据每个样品的现场或估计的化学组成，使用水溶液物种化软件包AqEquil v0.18.0中的“ae.speciate”命令计算得出的（Boyer等人，2024年）（见支持信息S2中的表S4）。每个值都是根据上述方法在报告的现场温度和压力下为439个自然样品计算得出的。海底的水压是根据支持信息S1中的方法计算的。假设的火星流体的地球化学数据是使用Marlow等人（2014年）和Rucker等人（2023年）的数据估算的，大气中的CO浓度设定为1％或50％（Koyama等人，2024年），共22个样品。亨利定律用于从气态CO计算7°C、9°C、14°C、15°C、24°C、48°C、65°C和83°C下的水溶液CO浓度。CO的亨利定律常数（mol L^-1 atm^-1）是在每种化合物在2.2 bar下的气体溶解反应的平衡常数计算得出的。假设的早期地球海洋的地球化学数据是通过确定水溶液CH4的平衡活性来估算的，对应的部分压力范围从5 × 10^-3到1.8 × 10^-2 bar，以及水溶液CO的平衡活性，对应的部分压力范围从10^-5到10^-2 bar，温度从0到40°C，pH值为7（Halevy和Bachan，2017年），共164种条件。对于625个样品（439个自然样品和186个模拟条件），如上所述计算了反应1的吉布斯能。负值表示放能（产能量）反应，而正值表示吸能（耗能量）反应。为了将反应1与已知的消耗CO或CH4或产生醋酸的厌氧微生物代谢反应进行比较，根据上述地球化学参数，对每个样品另外六个反应也计算了吉布斯能。这些反应包括水煤气变换反应（反应6）、CO氧化结合硫酸盐还原（反应7）、产甲烷CO歧化（反应8）、产醋酸CO歧化（反应9）、甲烷氧化结合硫酸盐还原（AOM；反应10）和同型产醋酸作用（反应11）。对于没有硫酸盐、硫化物或氢活性的地点，假设活性为10^-6。数据显示了在439种不同的温度、pH值、压力以及CH4、CO、乙酸盐、硫化物、H2和CO2活性组合条件下，这些值作为温度和pH的函数。这些组合代表了来自七种厌氧环境类型的自然样本。温度、pH值、压力和活性数据来源于七种环境类型的原位地球化学分析结果，通过点的形状来表示。点的填充程度表示能量的大小（单位为kJ/mol C）；灰色点表示能量的值。能量密度通过计算得出，用于表示每千克水中可用的能量量，并根据限制性反应物的活性进行了归一化（见图8）。由于不同反应和环境中的能量密度相差很大，为了提高视觉分辨率，在图8中能量密度值以log10形式表示；文本中报告的所有数值均指未经转换的能量值。在自然样本中，反应1产生的能量密度范围从+2.39 × 10^-6 kJ/kg H2O到?3.46 × 10^-2 kJ/kg H2O；反应6的能量密度范围从?7.70 × 10^-11到?3.34 × 10^-2 kJ/kg H2O；反应7的能量密度范围从?3.46 × 10^-11到?5.96 × 10^-5 kJ/kg H2O；反应8的能量密度范围从?1.92 × 10^-9到?4.99 × 10^-2 kJ/kg H2O；反应9的能量密度范围在?3.84 × 10^-10到?4.48 × 10^-2 kJ/kg H2O之间；反应10的能量密度范围从+4.98 × 10^-8到?6.52 × 10^-4 kJ/kg H2O；反应11的能量密度范围从+1.21 × 10^-5到?1.65 × 10^-4 kJ/kg H2O。

图8中展示了439个自然样本中反应1及参考反应（反应6-11）的能量密度（单位为kJ/kg H2O）。能量密度表示每千克水中可用的能量，并根据限制性反应物的化学计量校正后的活性进行了归一化。温度、pH值以及CH4、CO、乙酸盐、硫化物、CO2和H2的活性数据来源于七种环境类型的原位地球化学分析结果，通过点的形状来表示。点的填充程度表示能量的log10转换后的大小，颜色越深表示能量密度越高（即反应越放能）；灰色点表示能量的值低于某个阈值。为了评估不同反应之间的相对能量优势，使用反应1作为参考，计算了每个样本的吉布斯能和对数转换后能量密度的差异（见表1）。由于能量密度在数值上相差较大，因此以log10形式表示，其中一个单位的差异对应于能量密度上的10倍变化，负值表示反应1具有能量优势。在62%–80%的样本中，反应1产生的能量密度高于CO氧化结合硫酸盐还原（反应7）、甲烷氧化结合硫酸盐还原（反应10）和同型乙酸生成（反应11）反应，它们的中位数分别为?0.66、?1.74和?1.17，这些差异均显著不为零（Wilcoxon符号秩检验，Holm校正后的p值<0.001）。这些数值表示反应1相对于其他反应具有4.6倍、55倍和15倍的能量优势。相比之下，在99.7%的样本中，CO disproportionation反应（反应8和9）产生的能量密度高于反应1；水-气转移反应（反应6）在90%的样本中产生的能量密度高于反应1，其中位数值分别为+0.18、+0.26和+0.19，这些差异也显著不为零。

表1列出了439个自然样本中反应1与其他厌氧代谢反应之间的能量密度对照结果。

| 反应编号 | 反应 | n | 中位数 | Q25 | Q75 | 反应1能量密度高于其他反应的样本比例 | p值（Holm校正后的Wilcoxon符号秩检验） |
|---------|------|-----|-----|------|----------------:|--------------------------|
| 6 | 水-气转移 | 344 | +0.18 | +0.07 | +0.55 | 0.10 | 1.15 × 10^-51 |
| 7 | CO氧化结合硫酸盐还原 | 344 | ?0.66 | ?3.25 | +0.37 | 0.62 | 5.16 × 10^-17 |
| 8 | 甲烷生成型CO disproportionation | 344 | +0.26 | +0.18 | +0.63 | 0.003 | 2.60 × 10^-57 |
| 9 | 乙酸生成型CO disproportionation | 344 | +0.19 | +0.13 | +0.52 | 0.003 | 2.60 × 10^-57 |
| 10 | 甲烷氧化结合硫酸盐还原 | 342 | ?1.74 | ?4.19 | ?0.37 | 0.80 | 3.35 × 10^-33 |
| 11 | 同型乙酸生成 | 216 | ?1.17 | ?4.15 | ?0.21 | 0.79 | 7.81 × 10^-20 |

注：差异以“p值”表示，负值表示反应1具有较高的能量密度。比较仅限于两种反应均为放能的样本。对于每个反应，表格列出了配对样本的数量（n）、中位数及其四分位数范围（Q25–Q75），以及基于吉布斯能对比反应1更放能的样本比例。报告的p值（padj）对应于Holm校正后的Wilcoxon符号秩检验结果。

**4 讨论**

碳比例反应是一类尚未得到充分研究的氧化还原反应，它们可能支持微生物的能量保存。在这里，我们确定了乙酸生成型CH4-CO比例反应（反应1）作为生理上可行的代谢途径，并在自然环境和模拟环境中评估了其能量学特性。我们还研究了更广泛的碳比例反应类别，并识别出潜在的候选反应。

**4.1 碳比例反应的调查**

碳的标称氧化态（NOSC）的分布为探索碳比例反应提供了定量依据。尽管具有相同NOSC的化合物之间的标准态吉布斯能（ΔG°C）可能相差超过100 kJ/mol C（见图1b），这可能是由于分子结构的不同，包括硫、氮和氧等杂原子的存在，但总体趋势表明NOSC是预测碳氧化能量学的有效指标。NOSC更负的化合物，因此对应的ΔG°C值更正，代表着潜在的电子供体；而NOSC更正、ΔG°C值更正的化合物则代表着潜在的电子受体。然而，大多数这样的组合不太可能支持微生物的代谢过程。许多还原程度最高的碳化合物以高分子量碳氢化合物的形式存在，这些化合物在自然环境中的溶解度较低，分解速度慢，很少作为厌氧微生物的直接代谢底物（Hu等人，2025年）。因此，图2中的反应集合仅限于那些在微生物碳转化中常见的小分子、易溶的化合物。即使在这个有限的反应集合中，仅靠标准态吉布斯能也无法确定生理上可行的反应。负的ΔG°C值提供了初步的热力学优势指示，但在某些环境条件下，具有正ΔG°C值的反应也可能变得放能。例如，元素硫在25°C时的标准态吉布斯能为+125 kJ/mol，但由于自然条件可以使得整体吉布斯能为负，因此仍能支持微生物生长（Aronson等人，2023年）。因此，在初步筛选中考虑了具有负和正ΔG°C值的反应，预计在自然条件下的热力学优势可能与标准态值不同。通过结合热力学、地球化学和生物化学因素，我们可以进一步筛选出可能作为微生物代谢途径的碳比例反应。图2中的几种炔烃基反应虽然具有负的ΔG°C值，但由于炔烃在自然厌氧环境中的含量较低，限制了这些反应在相关环境条件下的评估。因此，这里不再进一步讨论基于炔烃的比例反应。尽管不受底物可用性的限制，许多热力学上可行的碳比例反应实际上是对发酵反应的简单逆转（例如CO2 + 乙醇 → 葡萄糖），这些反应需要净ATP输入，因此在生理上并不现实。经过这些限制后，CH4氧化结合CO还原生成乙酸盐（反应1）成为一个有吸引力的候选反应，此后将其称为“乙酸生成型CH4-CO比例反应”。这一反应连接了两种小分子、易溶的、广泛共存的碳物种，生成了乙酸盐，这是厌氧碳代谢中的关键中间体和常见最终产物。这些特性使得我们不仅可以从理论上评估这一反应，还可以在其可能实际发生的地球化学环境中对其进行评估。

**4.2 环境因素对乙酸生成型CH4–CO比例反应能量学的影响**

反应1的能量行为反映了其内在反应特性的影响以及环境化学的强烈影响。在考察的温度和压力范围内，反应1的ΔG°C变化较小，大约为每摩尔碳几千焦耳，表明相对于环境化学因素，压力对反应能量学的影响较小（见图3）。当在CH4、CO和乙酸盐的实际活性条件下评估ΔG°C时，反应1显著依赖于pH值（见图4）。这种依赖性直接来源于反应的化学计量关系，因为三个 proton的净消耗有利于碱性条件；因此pH值对ΔG°C具有的一阶控制作用，而温度则通过调节反应物浓度起到次要作用。这些控制因素在自然环境中产生了系统性的模式，碱性、还原性系统聚集在ΔG°C空间中最有利的区域（见图5和6a）。在所研究的各种环境中，大陆和海洋的蛇纹岩化系统始终支持反应1最有利的能量学条件。这些系统具有高pH值、较低的至中等的温度以及高度还原性的条件，从而产生CH4和CO。在蛇纹岩化系统中，CH4是通过CO2与丰富的H2的还原反应形成的（Horita & Berndt, 1999; Leong & Shock, 2020; McCollom & Seewald, 2013）。CO也可以在这些系统中通过CO2还原生成甲酸，随后甲酸分解为CO（McCollom & Seewald, 2007; Seewald et al., 2005）。在这些条件下，溶解的无机碳通常以碳酸盐矿物的形式被固定，使得流体中的CO2/HCO3?浓度降低，有利于自养碳的固定。在这样的条件下，像甲酸酯或CO这样的碳物种可能成为重要的碳来源（McCollom & Seewald, 2013），而在缺乏氧气、硫酸盐、硝酸盐或三价铁等氧化剂的情况下，它们可能作为最终的电子受体。深层大陆地下流体在广泛的条件下通常支持反应1的有利能量学条件，但能量产率的变化较大。这些系统通常保持接近中性到碱性的pH值、较低的氧化剂可用性以及长期的与地表隔绝状态，然而CH4和CO的供应情况各不相同（G. Holland等人，2013; Kieft等人，2005; Sherwood Lollar等人，1993, 2006）。因此，大陆地下环境 certains sites的ΔG°C值高达或低至极端水平。例如，Witwatersrand盆地的某些地点表现出极高的CO浓度（Kloof Mine为680 μM），支持非常有利的环境条件，而Deep Mine Microbial Observatory（DeMMO）的流体中CO和CH4的浓度极低（接近纳摩尔级别），对应的ΔG°C值也较低或为放能值。这种对比凸显了底物可用性的差异——特别是CO的差异——对反应1能量产率的控制作用。相比之下，地热泉和热液沉积物表现出高度变化的能量学特性，这反映了它们的地球化学异质性。酸性、高温系统往往产生不太有利的ΔG°C值，这与反应1依赖于高pH值和较低温度的情况一致。地热泉的pH值和温度范围广泛，从强酸性到碱性（pH 1.8到9.0），温度范围从中等到接近沸点（17.5–93.8°C），导致预测的能量产率也有很大差异。然而，碱性地热泉尽管温度较高，但仍然表现出有利的能量学条件，这再次突出了pH值在控制ΔG°C方面的主导作用（见图6）。海洋沉积物也表现出反应1能量学特性的广泛变化。在Guaymas盆地等受热液影响的区域，有机物的热解作用和岩浆作用同时产生CH4和CO（Conrad & Seiler, 1985; Lizarralde et al., 2023; Von Damm et al., 1985），而微生物甲烷生成作用显著贡献了CH4的总量，即使在现场压力和温度下也可以超过100 mM（Bojanova等人，2023）。尽管温度较高，但由于反应物的高活性，这些流体仍支持反应1的放能条件。相比之下，希腊Milos的热海沉积物由于其低的pH值和高温，产生了最不有利的ΔG°C值（见图3和4）。在这里研究的所有环境中，反应1最有利的条件出现在高pH值和两种反应物持续存在的条件下。这些模式表明，反应1的能量可行性在很大程度上受到维持CH4和CO稳定流动的地球化学和地质环境的限制。这样的环境为评估反应1是否以及在哪里是一种可行的微生物分解代谢策略提供了必要的基础。

4.3 与已知代谢反应比较产生的CH4–CO比例

反应1的吉布斯能与涉及CO、CH4和醋酸的六种已建立的厌氧分解代谢反应（反应6-11）进行了直接比较，涵盖了所有439个自然样本，以便将产生的CH4–CO比例置于已知微生物代谢的热力学背景下（图7）。当按每摩尔碳标准化时，反应1的能量范围与这些反应有重叠，尽管涉及CO作为反应物的比较反应（反应6-9）在相同的环境条件下通常更具放能性，这反映了CO氧化的高热力学优势。这突显了仅基于吉布斯能产率评估能量竞争力的局限性。虽然吉布斯能限制了反应的理论能量产量，但它们并不能反映所需的底物是否以微生物能够利用的能量水平存在。将吉布斯能标准化为限制反应物的可用性（即，以单位质量或体积的能量密度表示）提供了一个更生态相关的指标，更好地反映了哪些反应可以维持微生物种群并在自然环境中塑造生物地球化学过程（LaRowe & Amend, 2014, 2019）。在这里检查的自然样本中，CH4:CO活性比率跨越了八个数量级以上，因此根据环境的不同，反应1可能是受CO限制或受CH4限制。因此，能量密度计算显示，在深部大陆地下流体和海洋及大陆蛇纹石化系统中，反应1可实现最高的能量产量，而在CO或CH4活性较低的环境中，能量密度则低几个数量级（图8）。先前将能量密度框架应用于大陆地下和蛇纹石化系统的研究也报告了类似的范围（Gure et al., 2026; Howells et al., 2025; Meyer-Dombard & Malas, 2022; Osburn et al., 2014）。为了根据可利用的能量比较反应，使用了对数转换的指标来评估成对的能量密度差异，这种指标仅适用于两种反应都是放能性的样本。在大约10%的双放能性样本中，反应1显示出的能量密度高于水煤气转移反应（反应6）（表1）。能够催化水煤气转移反应的细菌和古菌通常是嗜热生物，其培养代表来自厌氧生物反应器（Alves et al., 2013; Parshina et al., 2010）、温泉（Balk et al., 2009; Novikov et al., 2011; Slepova et al., 2006, 2009; Sokolova et al., 2004; Svetlichny et al., 1991）以及海洋热液喷口（Bae et al., 2006; T. G Sokolova et al., 2001）——在这些环境中，反应1往往不太有利。此外，在一些兼性厌氧菌中，反应6可能仅在电子受体受限时作为生存或维持策略发挥作用，而不是主要的分解代谢策略（Katayama et al., 2026）。在许多高pH值、低温环境中，反应1的能量密度也超过了与硫酸盐还原耦合的CO氧化（反应7）的能量密度。在硫酸盐还原菌中，CO氧化通常通过水煤气转移反应（反应6）进行，其中CO首先被转化为H2和CO2，然后产生的H2为硫酸盐还原提供能量（Oelgeschl?ger & Rother, 2008; Parshina et al., 2005, 2010）。这被解释为一种解毒CO的策略，因为许多硫酸盐还原菌受到CO的抑制（Parshina et al., 2010）。在许多超碱性地点（例如，陆地蛇纹石化），质子和/或硫酸盐限制了反应7的可利用能量产量，而反应1在能量上仍然有利。在大多数样本中，CO不均化反应（反应8和9）产生的能量密度高于反应1（99.7%，表1）。然而，这些反应的能量密度在海洋地下、大陆地下和蛇纹石化环境中最接近反应1，中位数范围从+0.07到+0.24，这表明在这些环境中直接竞争CO作为共享底物是最可能的。尽管在产甲烷和产醋酸的生物中都观察到了CO不均化反应，但在高CO浓度下，生长通常缓慢或受到抑制（Daniels et al., 1977; Henstra & Stams, 2011; O’Brien et al., 1984; Rother & Metcalf, 2004）。能够进行CO代谢的产甲烷菌（例如，Methanobacterium thermoautotrophicum和Methanosarcina barkeri）通常利用反应6，其产物H2用于将CO2还原为甲烷（Daniels et al., 1977; O’Brien et al., 1984）。相比之下，Methanosarcina acetivorans C2A缺乏在H2/CO2上生长的能力，而是将来自CO的电子导入Wood-Ljungdahl途径以形成醋酸（Rother & Metcalf, 2004）。最近的实验工作将这些观察扩展到了厌氧产甲烷古菌，表明淡水和海洋ANME古菌都能催化产甲烷和产醋酸的CO不均化反应（分别为反应8和9），尽管在这些测试的CO浓度下，这些代谢可能主要支持细胞维持而不是生长，而这些浓度远高于自然厌氧环境中通常存在的浓度（Egas et al., 2026; Guo et al., 2026）。即使在热力学上可行的情况下，不同生物之间的基础代谢策略和生理限制也有所不同。到目前为止，只有在少数纯培养物中证明了替代的基于CO的代谢策略的丰富性、分布和生态相关性，仍需在培养物和自然环境中进行进一步研究，以确定这一过程在自然界中的普遍性和重要性。与硫酸盐还原耦合的甲烷厌氧氧化（AOM）（反应10）是一种在富含硫酸盐的海洋沉积物中常见的共生代谢（Knittel & Boetius, 2009）。与硫酸盐耦合的AOM在大约80%的放能性地点产生的能量密度低于反应1（表1），并且在一些碱性和硫酸盐贫乏的环境中最为不利，这些地方反应1的能量密度最高（图8）。同质产醋酸作用（反应11）在大约79%的共放能性样本中也产生了低于反应1的能量密度，但由于同质产醋酸作用不与反应1直接竞争底物，因此产醋酸的CH4-CO比例和同质产醋酸作用可能在同一环境中共存。这些比较表明，当以能量密度而不是单独以吉布斯能来评估时，在大多数共放能性样本中，反应1在能量上与CO氧化耦合的硫酸盐还原（反应7）、AOM（反应10）和同质产醋酸作用（反应11）具有竞争力或更优，而CO不均化反应（反应8和9）和水煤气转移反应（反应6）在大多数环境中的能量密度通常更高（表1）。明确考虑底物可用性和反应化学计量比可以为评估自然界中碳比例反应的能量可行性提供更现实的框架。

4.4 模拟的火星和早期地球流体

模拟的火星和早期地球流体允许在使用独立推导的大气和岩石-水相互作用模型的情况下，限制在自然条件下无法达到的条件下反应1的能量学特性，这种方法类似于应用于自然陆地样本的方法。在所有186个模拟情景中，包括164个早期地球海洋组成和22个火星热液流体模型中，能量密度值是负的，范围从-8到-43 kJ/mol C。模拟的火星流体组成支持在广泛的合理地下条件下反应1的能量可行性。使用Marlow等人（2014）和Rucker等人（2023）推导的流体化学成分，这些成分代表了酸性硫酸盐改变流体、碱性玄武岩改变流体和与蛇纹石化相关的类似物，反应1在所有评估的模拟情景中都保持放能性。这些流体涵盖了广泛的pH值（0.67–11.86）和温度范围（9°C–83°C），反映了古代火星提出的多种水生环境以及重建火星地下地球化学的不确定性。对于每个模拟的流体组成，使用亨利定律（Koyama et al., 2024）从大气混合比例1%和50%估算了水中的CO浓度，而水中的CH4活性则固定在原始流体模型中采用的值（Marlow et al., 2014; Rucker et al., 2023）。在低和高CO端成员之间，预测的吉布斯能与计算出的自然陆地地下环境的吉布斯能重叠（图5）。尽管对火星地球化学的估计必然涵盖了广泛的模拟流体组成——其中许多已经用于支持其他厌氧甲烷代谢——但反应1始终处于已知支持微生物能量守恒的热力学范围内。对于早期地球，广泛接受的大气氧化还原状态模型假设了一个由地幔排气决定的稳态组成，其中CO2是主导气体，只有少量的CO和几乎没有CH4（Abelson, 1966; H. D. Holland, 1962, 1984; Poole, 1951）。然而，多条理论和地球化学证据表明，这种稳态框架并未完全捕捉到太古时期的全部条件。大型撞击事件，特别是在吸积后期，预计会产生富含CO和CH4的短暂但可能持续时间较长的还原性大气（Hashimoto et al., 2007; Schaefer & Fegley, 2007, 2010; Urey, 1952; Zahnle et al., 2010）。另一种解释认为，大型撞击事件可能不会一致地产生强还原性大气，因为撞击物的大部分还原能力可能被封存在地壳和上地幔中，而不是直接影响地表水和大气化学（Citron & Stewart, 2022）。光化学和撞击驱动的模型预测，在太古时期的某些阶段，CH4浓度为5 × 10?3到1.8 × 10?2 bar（Catling & Zahnle, 2020; Catling et al., 2001; Kharecha et al., 2005; Ozaki et al., 2018; Wogan et al., 2023）。CO的丰度不太确定，但在撞击驱动的还原期间可能达到了10?5到10?2 bar，特别是在彗星CO冰或还原碳被输送和氧化的情况下（Catling & Zahnle, 2020; Schaefer & Fegley, 2007; Wogan et al., 2023）。这些范围涵盖了最后一次海洋蒸发撞击后可能的短暂和地幔缓冲的最终成员状态，当时长期存在的地表海洋和地下循环会延长CO和CH4的停留时间，维持在生物学相关的时间尺度上的氧化还原化学。根据撞击物的大小和组成，还原条件可能持续数千到数百万年，直到氢逃逸到太空，恢复了地幔缓冲的氧化还原条件（Wogan et al., 2023; Zahnle et al., 2010）。因此，早期地球海洋模型涵盖了低CO和CH4的稳态、地幔缓冲大气和这些气体显著富集的短暂还原期。在这个大气条件范围内，反应1保持放能性，表明其能量可行性不依赖于短暂或极端的大气条件。此外，如果在高CO浓度下进行CO不均化反应（反应8和9），其产生的能量密度高于反应1（99.7%，表1）。然而，这些反应的能量密度在海洋地下、大陆地下和蛇纹石化环境中与反应1最为接近，中位数范围从+0.07到+0.24，这表明在这些环境中直接竞争CO作为共享底物的可能性最大。尽管在产甲烷和产醋酸的生物中都观察到了CO不均化反应，但在高CO浓度下，生长通常缓慢或受到抑制（Daniels et al., 1977; Henstra & Stams, 2011; O’Brien et al., 1984; Rother & Metcalf, 2004）。能够进行CO代谢的产甲烷菌（例如，Methanobacterium thermoautotrophicum和Methanosarcina barkeri）通常利用反应6，其产物H2用于将CO2还原为甲烷（Daniels et al., 1977; O’Brien et al., 1984）。相比之下，Methanosarcina acetivorans C2A无法在H2/CO2上生长，而是将来自CO的电子引入Wood-Ljungdahl途径以形成醋酸（Rother & Metcalf, 2004）。最近的实验工作将这些观察扩展到了厌氧产甲烷古菌，表明淡水和海洋ANME古菌都能催化产甲烷和产醋酸的CO不均化反应（分别为反应8和9），尽管在这些测试的CO浓度下，这些代谢可能主要支持细胞维持而不是生长，而这些浓度远高于自然厌氧环境中通常存在的浓度（Egas et al., 2026; Guo et al., 2026）。即使在热力学上可行的情况下，不同生物之间的基础代谢策略和生理限制也有所不同。到目前为止，只在少数纯培养物中证明了替代的基于CO的代谢策略的丰富性、分布和生态相关性，因此仍需要进一步研究。需要在培养物和自然环境中进行进一步调查，以确定这一过程在自然界中的普遍性和重要性。与硫酸盐还原耦合的甲烷厌氧氧化（AOM）（反应10）是一种在富含硫酸盐的海洋沉积物中常见的共生代谢（Knittel & Boetius, 2009）。与硫酸盐耦合的AOM在大约80%的放能性地点产生的能量密度低于反应1（表1），并且在一些碱性和硫酸盐贫乏的环境中最为不利，这些地方反应1的能量密度最高（图8）。同质产醋酸作用（反应11）同样在大约79%的共放能性样本中产生的能量密度低于反应1，但由于同质产醋酸作用不与反应1直接竞争底物，因此在同一环境中产醋酸的CH4-CO比例和同质产醋酸作用可能共存。这些比较表明，当以能量密度而非仅以吉布斯能来评估时，在大多数共放能性样本中，反应1在能量上与CO氧化耦合的硫酸盐还原（反应7）、AOM（反应10）和同质产醋酸作用（反应11）具有竞争力或更优，而CO不均化反应（反应8和9）和水煤气转移反应（反应6）在大多数环境中的能量密度通常更高（表1）。明确考虑底物可用性和反应化学计量比为评估自然界中碳比例反应的能量可行性提供了更现实的框架。

4.4 模拟的火星和早期地球流体

模拟的火星和早期地球流体允许在无法到达的自然条件下，使用独立推导的大气和岩石-水相互作用模型来限制反应1的能量学特性，这种方法类似于应用于天然陆地样本的方法。在所有186个模拟情景中，包括164个早期地球海洋组成和22个火星热液流体模型中，能量密度值为负，范围从-8到-43 kJ/mol C。模拟的火星流体组成支持在广泛的合理地下条件下反应1的能量可行性。使用Marlow等人（2014）和Rucker等人（2023）推导的流体化学成分，这些成分代表了酸性硫酸盐改变流体、碱性玄武岩改变流体和与蛇纹石化相关的类似物，反应1在所有评估的模拟情景中都保持放能性。这些流体涵盖了广泛的pH值（0.67–11.86）和温度范围（9°C–83°C），反映了古代火星提出的多种水生环境以及重建火星地下地球化学的不确定性。对于每种模拟的流体组成，根据亨利定律从大气混合比例1%和50%估算了水中的CO浓度（Koyama et al., 2024），而水中的CH4活性则固定在原始流体模型中采用的值（Marlow et al., 2014; Rucker et al., 2023）。在低和高CO端成员之间，预测的吉布斯能与计算出的自然陆地地下环境的吉布斯能重叠（图5）。尽管对火星地球化学的估计必然涵盖了广泛的模拟流体组成——其中许多已经被用来支持其他厌氧甲烷代谢——但反应1始终处于已知支持微生物能量守恒的热力学范围内。对于早期地球，广泛接受的大气氧化还原状态模型假设了一个由地幔排气决定的稳态组成，其中CO2是主导气体，只有少量的CO和几乎没有CH4（Abelson, 1966; H. D. Holland, 1962, 1984; Poole, 1951）。然而，多条理论和地球化学证据表明，这种稳态框架并未完全捕捉到太古时期的全部条件。大型撞击事件，特别是在吸积后期，预计会产生短暂且可能持续时间较长的富含CO和CH4的还原性大气（Hashimoto et al., 2007; Schaefer & Fegley, 2007, 2010; Urey, 1952; Zahnle et al., 2010）。另一种解释认为，大型撞击事件可能不会一致地产生强还原性大气，因为撞击物的大部分还原能力可能被封存在地壳和上地幔中，而不是直接影响地表水和大气化学（Citron & Stewart, 2022）。光化学和撞击驱动的模型预测，在太古时期的某些阶段，CH4浓度为5 × 10?3到1.8 × 10?2 bar（Catling & Zahnle, 2020; Catling et al., 2001; Kharecha et al., 2005; Ozaki et al., 2018; Wogan et al., 2023）。CO的丰度不太确定，但在撞击驱动的还原期间可能达到了10?5到10?2 bar，特别是在彗星CO冰或还原碳被输送和氧化的情况下（Catling & Zahnle, 2020; Schaefer & Fegley, 2007; Wogan et al., 2023）。这些范围涵盖了最后一次海洋蒸发撞击后可能的结果和地幔缓冲的最终成员恩克拉多斯（Enceladus）羽流中H2的检测（Waite等人，2017年）被归因于碱性地下海洋中持续进行的水岩蛇纹石化反应（Glein等人，2015年；Glein和Truong，2025年），而欧罗巴（Europa）海洋-海底界面的模型同样预测了能够产生氧化还原不平衡的水岩反应，即使在这种情况下流体pH值仍然 conoscce不充分（Hand等人，2007年；McCollom，1999年；Vance和Melwani Daswani，2020年；Vance等人，2007年、2016年；Zolotov和Shock，2003年、2004年）。在火星上，诺亚纪（Noachian）地壳中橄榄石和蛇纹石矿物的存在表明过去存在与地下蛇纹石化一致的水蚀变作用（Ehlmann等人，2010年；Hoefen等人，2003年；Ody等人，2012年）。综合这些观察结果，可以推测支持反应1的地球化学条件可能存在于其他行星体的地下层。

5 结论

在这项研究中，我们发现碳同配比（carbon comproportionation）是一类此前未被充分探索的厌氧氧化还原反应，它们有可能在低能量环境中支持微生物的能量保存。我们证明了在广泛的温度、pH值和天然流体组成条件下，产乙酸的CH4-CO同配比反应是放能的，并且能量产出不仅取决于吉布斯能（Gibbs energy），还强烈依赖于反应物的可用性。通过能量密度计算明确考虑每种环境中限制性反应物的可用性，我们证明这种反应的能量范围与已知的涉及CH4、CO和乙酸盐的厌氧代谢过程相当，在某些情况下甚至超过它们。最高的能量密度出现在地下环境和与蛇纹石化相关的环境中，这反映了水岩反应在还原性和通常偏碱性的条件下生成和维持CH4和CO的作用。这些结果共同扩展了已知的能量上可行的厌氧碳转化范围，为在现实地球化学约束下评估基于碳的代谢反应提供了定量框架，并激发了对碳同配比反应作为地球及其他行星体地下生物地球化学循环潜在贡献者的进一步研究。

致谢

H.S.A.得到了Energy & Biosciences-Shell博士后奖学金的支持。D.E.L.感谢NASA Habitable Worlds项目（Grant 80NSSC20K0228）、NASA Exobiology项目（Grant NNH22ZDA001N）、南方卫理公会大学（Southern Methodist University）以及Claude C. Albritton, Jr.基金会的财政支持。W.D.L.感谢犹他大学（University of Utah）和NASA Exobiology项目（Grant 80NSSC23K1353）的支持，并感谢Alex Bradley就微生物甲烷氧化驱动的二氧化碳还原过程进行的早期讨论。

利益冲突

作者声明与本研究无关的任何利益冲突。

数据可用性声明

所有数据均可在补充信息S2中找到。用于数据分析和可视化的数据和R脚本也可获取（Aronson，2026年）。