第5章 主要生源要素的生物地球化学循环

生物学家的观点：氮限制
大量实测数据表明，海水中的NO3-通常比
PO43-稍早耗完，营养盐缺乏的水体通常仍包 含少量残余的PO43-，而NO3-探测不到。生物 学家同时也发现，往贫营养的水体中加入 NO3-可激发浮游植物的生长，但加入PO43-则 不起作用。因此，海洋中氮的循环调控着海 洋的生物生产力。
H3PO4的电离平衡
溶解无机磷各种存在形式的份额取决于海水
的pH值和海水的组成。根据解离平衡常数， 可计算各种形态的份额：
在南大洋、亚北极太平洋和亚北极大西 洋，表层海水具有高浓度的NO3-，在任何季 节都不会因浮游植物光合作用而呈缺乏状态， 这些海域称为高营养盐低叶绿素海域。
2、全球海洋深层水中NO3-的空间分布
沿热盐
循环路 径，深 层海水 中NO3的含量 逐渐增 加
全球海洋4000m深度NO3-的空间分布特征
ATP
细胞中的磷酸酯
磷是所有生物进行能量传输和生长所必需的
营养盐，但有关磷在全球海洋浮游生物分布 及其生产力中所起的作用了解得并不多。 一个长期争论的问题：氮/磷哪个海洋生物生 产力的主要限制性营养盐？
地球化学家的观点：磷限制
当NO3-相对PO43-稀少的时候，固氮生物可从
大气获取用之不绝的N2，当这些藻类被摄食 或降解时，以NH4+等形式将氮释放到水体中， 从而增加N:P比。但大气并没有磷储库，一旦 水体中的磷被消耗完，则没有可替代的来源。 从这点看，硝酸盐浓度应追随磷酸盐浓度的 变化而变化，海洋中磷的动力学控制着海洋 的生物生产力。
北太平洋HOTS站总溶解氮（TDN) 与总溶解磷(TDP)的关系
二、磷的存在形态与储库
海水中的总磷（TP）可分为颗粒磷（PP）和
总溶解磷（TDP）（TP=PP+TDP）， 在大 多数开阔海洋环境中，TDP储库一般远远超 过PP储库。 颗粒磷和总溶解磷均包括无机和有机的磷组 分，因此，PP=POP+PIP，TDP= DOP+DIP。
三、海洋氮循环路径
海洋的氮输入途径主要包括： （1）火山活动（NH3）； （2）河流； （3）大气。

火山活动和河流向海洋输送各种无机（NO3-、NO2-、 NH4+）和有机形态（DON、PON）的氮，而大气 主要提供N2。
第五章 海水中主要生源 要素的生物地球化学循环 §三、海洋氮循环路径
海洋生物固氮作用； 通过物理过程由中深 层向上提供的NO3- ； 各种形态氮（ NO3- 、 NH4+ ）被海洋生物 的吸收； 通过颗粒物沉降向中 深层输送的PON； DON垂向或水平输 送； 硝化作用； 反硝化作用

2、固氮作用
海洋固氮作用：海洋中的某些原核生物通过
固氮酶的作用将N2转化为N化合物（如NH4+, DON等）的过程。该过程所释放的N化合物 可为浮游植物和其他微生物提供N营养盐。 固氮酶促成生物固氮作用，将N2还原为NH3 是6个电子的转移过程：
N2 6e 6H 2NH3


但还原酶还原形成H2，还另外需要2个电子：
N2 8e 8H 2NH3 H 2
生物固氮过程需要消耗大量的能量，同时伴
随着放氢反应，ATP为此反应过程提供所需 的能量。生物固氮的总反应式为：
N2 8e nATP 8H 2NH3 4H2 nADP nPi
Redfield比值：
Redfield等（1963）发现，颗粒有机物中的
C:N:P比值非常独特地恒定在106:16:1，因此， 他们推测浮游植物生长所需要的这些元素的比值 也是如此。 自此，Redfield比值被广泛用于评估各种海洋环 境的营养盐限制情况。
基于全球海洋溶解
无机营养盐的测量 结果：在短时间尺 度上，氮是开阔大 洋限制浮游植物生 长的最重要营养盐。

主要海洋固氮生物：
蓝藻类、异养细菌类和
光合细菌类。
蓝藻类（cyanobacteria）在海洋中分布最广的是
束毛藻属（Trichodesmium spp.），包括铁氏束 毛藻（T. thiebautii）、汉氏束毛藻（T. hildebrandtii）、红海束毛藻（T.erythraeum）等。
全球海洋无机氮（ NO3- ）与无机磷 （PO43- ）的关系（GEOSECS 数据）
短时间尺度上磷的重要性
有关氮是唯一限制性营养 盐的看法存在明显的缺陷， 其中最重要的一点是忽略 了有机营养盐和痕量金属 元素在浮游生物生长中的 潜在作用； 磷可能是目前部分海域浮 游植物生产力的限制性因 子

黑暗条件下固定体积海水中PON 有氧降解所产 生的氮化合物
4、反硝化作用
反硝化作用：在溶解氧低的海水中，一些异
养细菌会将NO3-作为电子接受体以代谢有机 物，从而将部分NO3-还原为NO2- ，并进一步 还原为N2 ，在这个过程中，氮并没有被结合 到细菌生物体中，该过程称为反硝化作用。 它会将海水中的NO3-转化为N2而离开海洋。
第五章 海水中主要生源要素的生 物地球化学循环
第1节 引言
一、营养盐的构成
海洋植物与动物生长所必需的元素
（1）含量高，不会限制生物生长：CO2、SO42-、 HBO3-、Mg2+、Cl-、K+、Ca2+等，不称为营养盐。 （2）在海水中含量很低：如Fe、Mn、Co、Zn、Se 等，称为痕量营养盐。 （3）在海水中的含量会影响海洋生物生产力与生 态系统结构，是海洋初级生产过程和食物链的基础， 反过来，生物活动又对其在海水中的含量、分布产 生明显影响： N、P、Si，称为主要营养盐。
往受氮的提供量所限制。由于海洋中的大部 分浮游植物无法直接利用N2，它们必须通过 吸收溶解态氮组分（如NO3-、NO2-、NH4+、 尿素）来满足其光合作用需要。
当海水中的氮进入到生物细胞壁后，通过一系列酶的 作用和合成代谢反应，最终被转化为蛋白质。所发生 的重要合成代谢反应如下：
由于亚硝酸盐比硝酸盐处于较低的氧化态，其转化 为有机形式需要耗费较少的能量。与此类似，浮游 植物吸收氨盐或尿素所耗费的能量更少。 如果将混合了溶解态尿素、氨盐、亚硝酸盐和硝酸 盐的溶液来培养浮游植物， 浮游植物利用还原态氮 的速率最快。 在沿岸海域， 尿素由于有较快的产生速率，生物对 其的吸收也比较重要。
氨以NH4+
下平衡：
和NH3两种形态存在，二者存在如
NH3形态存在。 海洋中有机氮均以-3价存在，其中最重要的组分是 腐殖质，其次包括氨基酸、核酸、氨基糖、尿素以 及它们的聚合物（如DNA、RNA、甲壳质Chitin）。
pH=8.1时，95%的氨以NH4+形态存在，仅5%以
海洋氮储库
海洋中各种形态氮的浓度
吸收无机氮营养盐浓度极 低 冬季：由于生物残骸氧化 分解以及风驱动的海水混 合作用的加强，无机氮营 养盐浓度回升到最高值
英吉利海峡某站位表层和底层 水中三氮浓度的季节变化
第3节磷的生物地球化学循环

一、海洋磷循环研究的重要性
三磷酸腺苷（ATP）储存和传
递化学能，是细胞一切生命活 动所需能量的直接来源 磷酸酯是细胞中的关键组分 DNA：脱氧核糖（五碳糖）与 磷酸分子通过酯键相连，组成 其长链骨架

二 营养盐循环
营养盐存在形态与 分布会受到生物活 动的制约，同时受 到化学、地质和水 文因素的影响。 因此，它们在海洋 中的含量与分布不 均匀，也不恒定， 往往存在明显的季 节与区域变化。

第2节氮的生物地球化学循环
一、海洋氮循环在气候变化中的作用
������
氮（N）是海洋生物生长的必需营养元素， 它是生物体中蛋白质、核酸、光合色素等有机分 子的重要组成元素。 ������ 氮是许多海域初级生产力和碳输出的主要控 制因子，因而与大气CO2浓度的变化乃至全球气 候变化有密切联系。
固氮作用在海洋碳、氮循环中的作用
3、硝化作用

硝化作用：在氧化性海水中，氨极易通过海洋细菌 的作用被氧化成NO2-，并进一步被氧化为NO3-，这 一过程称为硝化作用。
硝化作用包括两个环节，首先是氨的氧化，参与生物是
亚硝基单孢菌（Nitrosomonas），具体反应如下：
3 NH O 2 H 2O NO2 2 H 3O 2
4HNO3 5CH 2O 5CO2 7H 2O 2N2
反硝化作用发生的条件：
（1）亚氧或缺氧； （2）大量的有机物存在。
全球海洋σt=27等密度面溶解氧的空间分布
五、海洋中氮营养盐的分布
1、全球海洋表层水中NO3-的空间分布
全球海洋表层水中NO3-的空间分布
高营养盐低叶绿素海域（HNLC）:
二、氮的存在形态与储库
氮以多种价态
存在，其生物 地球化学行为 异常复杂
溶解于海水中的N2分子是最重要的氮存在形
态，海水中的溶解N2接近于与大气达到平衡 的数值。 少量以溶解态或颗粒态的无机和有机氮存在。 主要无机形态是NO3-（1~500 μM）、NO2（0.1~50 μM）、NH4+（1~50 μM），合起 来又称溶解无机氮。




开阔大洋表层水，氮主要存 在于DON中（83%），其次 是PON（7%）、NO3- +NO2河口区 （5%）、NH4+（5%）。 开阔大洋深层水，氮主要以 开阔大 洋表层 NO3 +NO2 形式存在，占比 水 92%，其余以DON存在。 沿岸海域和河口区， NO3+NO2-的比例明显比大洋表 近岸海域 层水来得高，分别占比45% 开阔大 和31%；DON占比降低（沿 洋深层 岸海域18%；河口区13%）；水 NH4+的比例随离岸距离的减 少贡献越大。 PON占比在沿岸海域（3%） 与河口区（8%）与开阔大洋 开阔大洋、沿岸和河口区水体各形态 氮的分配情况 表层水差别不大。
1. 无机磷
无机磷形态包括正磷酸盐（H2PO4-、HPO42-、
PO43-）、焦磷酸盐（pyrophosphate，P2O74-） 和缩聚的环状（偏磷酸盐，metaphosphate） 和线状（多聚磷酸盐，polyphosphate）聚合 物。
正磷酸盐和焦磷酸盐主要存在于真溶解态和细胞
内物质中，无机聚合物存在于海洋溶解态、胶体 态和颗粒物中。 正磷酸盐可通过标准的磷钼蓝方法定量地测定， 而焦磷酸盐和无机磷聚合物均需要首先将其水解 为活性磷酸盐后才能测定。


海洋生物活动是 导致海洋中氮于 各种形态之间相 互转化的重要影 响因素，其中生 物固氮作用、氮 的生物吸收、硝 化作用和反硝化 作用是海洋氮循 环的关键过程
海洋生物活动导致的氮形态转化
四、海洋氮循环关键过程
1、氮的生物吸收 2、固氮作用； 3、硝化作用； 4、反硝化作用
1、氮的生物吸收
在许多开阔大洋海域，生物初级生产过程往
地球大气的初始氧化与氮循环密切相关
太古代
元古代
显生宙
地球大气的初始氧化过程
(Pa)
海洋氮循环在冰期—间冰期大气CO2 变化中的作用
三个假说
冰期—间冰期海洋氮储库的变化可能是导致
冰期—间冰期海洋生物生产力和大气CO2浓 度发生变化的重要原因。 了解海洋水体氮的生物地球化学循环对于阐 释海洋生态系统的功能和全球气候变化具有 重要意义。 正基于此，氮循环研究一直是海洋科学经久 不衰的热点研究领域。
4
其次是亚硝酸盐的氧化，参与生物是硝化细菌
（Nitrobacter），反应如下：
1 NO O 2 NO3 2
2

源自文库

初始时，PON 降解产生 NH4+，它激发了亚硝基 单孢菌的生长，这些细 菌将NH4+氧化成NO2-。 此导致水体NH4+浓度降 低，而NO2-浓度升高。 高浓度的NO2-激发硝化 细菌的生长，硝化细菌 将NO2-氧化成NO3-。最 终，所有DIN均被转化为 NO3-。 未被降解的残余PON 主 要由较为惰性的组分构 成，它们无法被好氧海 洋细菌降解。
3、开阔大洋NO3-的垂直分布特征
①
② ③
④
表层海水NO3-浓度很低 深层海水NO3-浓度较高 NO3-浓度在真光层底至 1000m之间存在明显的浓 度梯度 北太平洋深层海水NO3浓度高于北大西洋深层水。
4、沿岸海域NO3-的季节 变化

沿岸海域无机氮组分存在 季节变化
夏季：由于浮游植物大量