海洋沉积物中的微生物改变:来自海底环境中氨基酸的化合物特异性同位素组成的见解

简介

单个氨基酸的化合物特异性同位素分析(CSIA-AAs)正日益成为海洋生态学的一种改进的研究工具(Chikaraishi等，2009；麦克马洪和麦卡锡，2016年；Ohkouchi等，2017)．CSIA-AAs可以解决体积稳定同位素分析的固有问题，它提供营养转移和基础来源的混合信息。氨基酸(AAs)在生物体内根据代谢途径被营养和来源分开。营养性AAs(如丙氨酸和谷氨酸)通常由于代谢过程，如脱氨基和转氨基(Chikaraishi等人，2007)．相比之下，源AAs(如苯丙氨酸)的同位素分馏可以忽略不计，因为碳氮键在代谢过程中被保存(Chikaraishi等人，2007)．生态系统的营养转移和同位素基线信息可分别通过营养和源aa获得。生物体中营养转移和来源(基线)的独立信息使我们能够估算消费者的营养位置(TP)，而不需要建立氮同位素比率(δ¹⁵生态系统基线的N) (Chikaraishi等，2014)．苯丙氨酸氮同位素比值(δ¹⁵N_{板式换热器})，代表源aa，由于通过营养转移的高同位素稳定性，也是氮基线的有用指标(Chikaraishi等，2009；Chikaraishi等，2014)．的δ¹⁵N_{板式换热器}这些数值可用于追踪氮源，了解不同海洋环境中的氮循环。例如，δ的空间差异¹⁵N个基线是用无梗双壳类(Vokhshoori和McCarthy, 2014；Choi和Shin, 2021年)，而主要生产者的转移是利用热带地区的一种蛇颈珊瑚骨架发现的(Sherwood等人，2014)．

氨基酸是水生环境中有机氮的主要化合物，是生物和非生物有机物中最重要的化合物之一。AAs在溶解和沉积有机质中的生物活性在地球化学(Dauwe和Middelburg, 1998年；戴维斯等人，2009；费尔南德斯等，2014)．沉积物内的氨基酸组成和有机物组成因粒度而异(卡尔弗特等人，1995；Keil等人，1998年)、碳酸钙浓度(卡特和密特勒，1978年)、水深及氧气浓度(Pedersen等人，1992年；Dauwe等人，1999；Mayer等人，2002年)．在上述环境因素的基础上，观察到沉积有机质的各种降解状态。微生物降解有机物的程度是由原子吸收对总氮(TN)和非蛋白质原子吸收(Cowie和Hedges, 1992年；Cowie和Hedges, 1994年)．微生物对有机物的降解也可以用特定的AAs选择性保存的详细AAs比例来评价(Vandewiele等人，2009年)和产生细菌群落的肽聚糖(Lomstein等人，2006年)．根据AA摩尔百分比的组分变化计算DI值，表示有机质的降解状态(Dauwe等人，1999)．Gly相对于Ser的摩尔百分比可以解释为肽聚糖优先于硅藻晶片积累的结果，Gly/Ser比值的增加可能是浮游植物有机物向细菌转化的结果(Niggemann等人，2018年)．最近，δ¹⁵aa的N值可用于了解非生物样品中生物成因有机质(自养与异养)的组成，如颗粒有机质(麦卡锡等，2007；Eglite等人，2018年)、下沉粒子(Shen等人，2021年；Choi等人，2022年)和沉积物(Carstens等，2013；巴蒂斯塔等人，2014；Stücheli等，2021年)．此外，异养微生物对AA的再合成程度已用∑V (δ¹⁵多重营养aa的N值(麦卡锡等，2007)．∑V值已应用于沉积物(Carstens等，2013；巴蒂斯塔等人，2014；Larsen等，2015)及溶解有机物(山口和麦卡锡，2018年)．然而，单个aa的氮同位素变化信息还不足以充分了解微生物活动对沉积有机质的影响。目前解释由化学降解引起的含氮有机化合物的同位素分馏的方法仍然具有挑战性(Robinson等人，2012)．

不稳定化合物的快速降解通常会提高碳氮比(Gälman等，2008)，增加元素同位素比率(Brahney等人，2014年)．特别是，地表和地下环境之间的水-沉积物界面可在成岩作用早期诱导高微生物活性(Santschi等人，1990年；Wakeham 2002)．氨基酸和活性短链多肽是生物利用度高的有机化合物，它们的同位素组成在沉积物早期成岩作用、循环过程、微生物吸收和繁殖过程中容易迅速改变(《2018年)．例如，δ¹⁵N_{板式换热器}在一项涉及真菌、细菌和古生菌(Steffan等，2017；Yamaguchi等，2017)基于动物对有机基质的利用。然而，δ¹⁵N_{板式换热器}当微生物降解溶解有机物过程中肽键断裂时，值会发生变化(山口和麦卡锡，2018年)．这两种同位素分馏模式的差异表明微生物可以利用原子吸收作为(1)直接同化和(2)碳和氮来源。(1)和(2)的相对大小决定了δ的程度¹⁵非生物有机物的氮含量升高。然而，很少δ¹⁵利用海洋沉积物进行的CSIA-AA研究中已有N值报告(Carstens等，2013；巴蒂斯塔等人，2014)，尽管沉积物样本对观察微生物氮循环有潜在的信息。

在这项研究中，我们评估了与微生物降解相关的同位素分馏的影响，方法是测量从黄海和东海、东/日本海和太平洋北冰洋(图1)．我们使用了地表沉积物样本，显示δ的范围很广¹⁵N值(3.9 ~ 9.2‰)(Kim等人，2017)，从而有助于了解根据δ¹⁵N基线。

材料与方法

样品收集

图1描述了本研究的采样点。海洋区域的表层沉积物来自黄海(n= 4)，中国东海(n(4)东海(日本海)n鄂霍次克海(n= 1)、太平洋和北冰洋(n= 3)在之前的研究中(Kim等人，2017)．D10岩心在黄海中部(35.00°N，.123.25°E)用盒式取心器提取。我们使用冻干和接地的沉积物进行进一步的实验。详细的有机碳(TOC)、总氮(TN)、体积δ的采样方法和测量方法¹³C和δ¹⁵岩芯和表层沉积物的氮含量已在先前的研究中描述(Kim等人，2017；Kim等人，2018；Kim等人，2019)．

氨基酸萃取和衍生化

用于量化和δ¹⁵N分析单个AAs，样品按照描述的协议制备Chikaraishi等人(2007)．简单地说，均质沉积物(0.5-1.5 g干重)在6 M HCl中110℃水解24 h，加入0.1 M HCl溶解的l -2-氨基丁酸(α-氨基丁酸，Sigma-Aldrich)作为内标。沉淀物颗粒和疏水内容物以3:2去除n己烷/二氯甲烷(v / v)。在样品被验证为干燥后，一个净化步骤由高野等人(2010)去除无机杂质。样品装载在预洗和调节的阳离子交换柱(AG-50X W8, 200-400 μm目尺寸，Bio-Rad)中，用10%的氨溶液洗脱。干燥后，分别用1:4亚硫酰氯/2-丙醇(v/v)和1:4二氯戊酰氯/二氯甲烷(v/v)衍生纯化AAs馏分。以3:2的比例提取AAs的衍生物n-己烷/二氯甲烷(v/v)为最终馏分。

氨基酸浓度和氮同位素分析

从AA衍生物(丙氨酸、甘氨酸、缬氨酸、亮氨酸、异亮氨酸、脯氨酸、天冬氨酸、苏氨酸、丝氨酸、蛋氨酸、谷氨酸和苯丙氨酸)标准品的质谱和保留时间中鉴定氨基酸(Shimadzu GC 2010, Japan)。AA浓度测定采用GC/FID (Shimadzu GC 2010, Japan)。GC/MS和GC/FID均采用HP-Ultra - 2色谱柱(柱长25 m，内径0.32 m，膜厚0.52 μm)。采用同位素比质谱仪(isprime, Elementar，德国)结合气相色谱法(HP 6890N，安捷伦，美国)和燃烧炉(GC5界面，Elementar，德国)对每种氨基酸的氮同位素组成进行气相色谱/燃烧/同位素比质谱(GC/C/IRMS)分析。采用HP-Ultra 2色谱柱(柱长50 m，内径0.32 m，膜厚0.52 μm)。单个氨基酸(丙氨酸、甘氨酸、亮氨酸、天冬氨酸、蛋氨酸、谷氨酸和苯丙氨酸)的标准混合物的衍生物被用来校准测量的δ¹⁵N_AA检测GC/C/IRMS的重现性。由于GC/C/IRMS色谱图上的共洗脱峰的同位素再现性较差，δ¹⁵缬氨酸、β-丙氨酸、亮氨酸、异亮氨酸、天冬氨酸和苏氨酸的N值未测定。因此，我们在本研究中报道了六种AAs:丙氨酸(Ala)，甘氨酸(Gly)，脯氨酸(Pro)，丝氨酸(Ser)，谷氨酸(Glu)和苯丙氨酸(Phe)。将这6种aa分为营养性aa (Ala、Pro、Glu)、源性aa (Phe)和其他2种aa (Gly、Ser)Ohkouchi等(2017)．在每5个样品运行过程中，使用SHOKO-Science(日本)和印第安纳大学(美国)购买的单个aa (Ala, Gly，亮氨酸，天冬氨酸，蛋氨酸，Glu和Phe)的标准混合物的衍生物来校准测量的δ¹⁵N_AA检测GC/C/IRMS的重现性。的δ¹⁵所有校准过程中AA标准的N值均在±1‰范围内。的δ¹⁵N_AA通过重复注射确定沉积物的值。这些分析方法的稳健性已通过实验室间测试报告，并与文献(Ohkouchi等，2017；石川等人，2022年)及其中的参考资料。

数据处理

降解指数(DI) (Dauwe和Middelburg, 1998年；Dauwe等人，1999)用AAs的摩尔丰度估算:

在var_我AA的摩尔%是多少_我在我们的数据集中。AVG_我,性病_我、因子系数_我AA的各自的平均值、标准差和因子系数的第一轴是参考数据吗_我从道韦等人(1999)．

∑V (麦卡锡等，2007)通过我们数据集中的营养AAs进行估计。

其中δ¹⁵N_营养AA为3种营养aa (Ala、Pro和Glu)的平均氮同位素比值，n为用于估算∑V的营养aa数量。

营养位置(TP)由δ¹⁵Phe和Glu的N值，应用以下公式(Chikaraishi等，2009)：

其中β是δ的差¹⁵N_Glu和δ¹⁵N_{板式换热器}初级生产者。营养鉴别因子(TDF)代表δ¹⁵苯丙氨酸的Glu营养转移导致氮的升高。本研究以3.4‰为β值，以7.6‰为TP(的TDF值Chikaraishi等，2009)．误差在TP中的传播由(Ohkouchi等，2017)．

结果

TOC, TN, THAA含量

D10岩心样品的TOC和TN含量分别为表层(0~1 cm)的1.09%和0.15%至海底(30 cm以下)的0.74%和0.09%，(图2A、B,表S1)．碳氮比从表层(7.3)到海底以下30 cm(8.0)逐渐增加(图2 c而且表S1)．然而，AA浓度迅速下降，从表面到海底以下2厘米处，总水解氨基酸(THAA)损失超过70% (图2 d而且表S3)．无论是浓度(0.98 ~ 0.06 μmol/g)还是摩尔百分比(5.2 ~ 1.4%)，苯丙氨酸在低于海底2 cm处的降解程度都高于表层(图2 e而且表S3)．Gly的浓度从表层(2.27 μmol/g)降到海底2cm以下(1.43 μmol/g)，下降幅度最小。在海底以下2厘米处的沉积物中Gly的摩尔百分比(32.7%)是表层沉积物(12.1%)的两倍多(图2 e而且表S3)．从表层(17.6%)到海底以下2 cm (5.1%)， tha - n /TN显著下降(图2 d)．5个地点的表层沉积物样品TOC(0.19 ~ 2.75%)、TN含量(0.03 ~ 0.33%)、C/N比(6.17 ~ 11.10)和THAA浓度(0.4 ~ 11.3 μmol/g)差异显著(图3而且表S2)．tha - n /TN值范围为1.5% ~ 15.9%，在东海表现出较大的值(ECS-31, 15.9%) (图3 d)．

氨基酸氮同位素比值

两个δ¹³C_散装和δ¹⁵N_散装岩心D10的平均值分别为-24.2±0.4‰和5.6±0.2‰，接近于前人研究报告的分析误差(0.3‰)。Kim等人，2017) (图4A、B,表S1)．从表面到海底以下2厘米，δ¹⁵N_散装数值从5.7‰到5.8‰没有明显的增长。相反，δ¹⁵在海底以下2 cm处，所有AAs的N值比表层沉积物平均增加2.2‰。D10岩芯表层和2 cm以下沉积物的营养性AAs相对组成呈现出不同的规律。例如，在D10岩芯中，Ala的摩尔百分比从表层(6.7%)增加到海底以下2cm处的沉积物(10.5-12.2%)(图4 c而且表S3)．相反，在海底以下2厘米处，Pro的摩尔率(5.0 ~ 6.1%)比水面(11.4%)低(图4 c而且表S3)．有趣的是，与Ala和Pro相比，在D10核中Glu的摩尔率在8.8 ~ 12.6%之间呈现出相对较小的范围(图4 c而且表S3)．营养AA丰度的垂直变化与向下岩芯的同位素模式密切相关。对于三个营养aa， δ¹⁵N_{阿拉巴马州},δ¹⁵N_箴，和δ¹⁵N_GluD10岩心值随岩心深度依次为10.4 ~ 14.7‰、7.8 ~ 12.3‰和9.9 ~ 11.5‰，呈逐渐增大的趋势。当δ¹⁵N_{板式换热器}δ。从地表的3.4‰增加到海底以下2 cm处的6.1‰¹⁵N_{板式换热器}从2厘米到30厘米的数值没有增加(图4 d而且表S5)．Gly的δ值最大¹⁵N从表面到底部(30 cm)增加(7.0‰)(图4 d而且表S5)．

的δ¹³C_散装地表沉积物的数值介于-22.6至-19.4‰之间(图5一个；表S2)．最高δ¹⁵N_散装δ值在北冰洋为8.9‰，δ值最低¹⁵N_散装值为3.9‰(图5 b而且表S2)．的δ¹⁵N_AA表层沉积物的值比δ值有更大的变化范围¹⁵N_散装(3.9 ~ 8.9‰)(图6)．Ala δ值最宽¹⁵N值在8.6 ~ 23.3‰之间。的δ¹⁵Pro和Glu的N值分别为6.3 ~ 17.2‰和7.5 ~ 17.4‰(图5 c而且表S6)．Gly、Ser和Phe δ值较宽¹⁵与大块沉积物相比的N值范围(图5 d而且表S6)．Gly(1.7 ~ 11.5‰)δ最宽¹⁵N在这三个aa范围内。的δ¹⁵Ser和Phe的N值分别为- 2.9 ~ 10.9‰和2.3 ~ 13.8‰。

成岩指标及营养位置

从岩心D10的表面(1.4)到海底以下(−1.3)2cm, DI值大幅下降，但相对稳定。图6而且表S3)．相比之下，Gly和Ser的比值从地表(1.2)到地核海底(4.1)以下2厘米大幅增加(图6 b)．∑V值沿岩芯深度无垂直变化趋势，为1.1 ~ 1.5 (图6 c而且表S5)．谷氨酸和苯丙氨酸(TP)测定的营养位置在0.9 ~ 1.5之间，垂直趋势不明显(图6 d而且表S5)．

对于表层沉积物，DI值为负值，范围为- 1.49 ~ - 0.40 (图6 e而且表S4)，分布与先前报告的数字相似(Ingalls等人，2003年；Pantoja和Lee, 2003年；Lomstein等人，2006年；Vandewiele等人，2009年)．表层沉积物的Gly/Ser比值在1.6至4.2之间(图6 f)．∑V值从0.6到3.7 (图6克而且表S6)．东海/日本海的∑V值最低(0.6)，北冰洋的∑V值最高(3.7)。TP值均在较窄的范围内(0.8-1.4)(图6 h而且表S6)．

讨论

表层沉积物的元素组成

我们使用的沉积物样本在不同的空间位置显示了不同的有机质含量和氮同位素比率(Kim等人，2017)，理解δ¹⁵N氨基酸通过微生物成岩作用的变化与δ相比¹⁵N_散装值。东/日本海(2.37±0.54%)、鄂霍次克海(1.01%)和太平洋北冰洋(0.88±0.17%)的TOC含量较高，表明这些采样点的上层产量较高(索罗金和索罗金，1999年；原田,2016；Jang等人，2021年)．位于黄海中部的D10岩心表层tha -N/TN较高(17.6%)，C/N比值较低(7.33)，而黄海其他采样点的tha -N/TN(3.6±1.1%)和C/N比值(9.06±1.51%)。除少数例外，其他地区(东海、东/日本海、鄂霍次克海和太平洋北冰洋)也显示出较低的tha - n /TN(<10%)。tha -N/TN和C/N比值的这种变化可能是由于沉积环境的空间差异造成的(Pantoja和Lee, 2003年；Vandewiele等人，2009年)．Wei等人(2021)黄海中部泥斑中TOC和AA含量较高。黄海中部表层沉积物TOC含量大于1.0%，而黄海和东海的平均值为0.6±0.4% (Kim等人，2018)．这种表层沉积物有机质含量(tha -N)和组成(C/N比)的起点差异，需要利用成岩指标进一步评价。

沉积物中氨基酸组成与生物利用度

先前的一项研究表明，黄海的富营养化至少从1855年就开始了，因为大量的营养物质输入(根据光合色素成分(Zhu等，2014)．考虑沉积速率为0.15 cm yr^－1在黄海中部Zhu等(2014)，核心D10 (30 cm)可包含1855年开始的富营养化时间。自1990年以来，大气氮沉降的增加使黄海过量的氮富集(郑和翟，2021年)．δ¹⁵N_散装D10岩心整个深度的数值表明初级产量及其氮源的时间变化可能是稳定的。

我们发现在海底以下2厘米范围内，AA的含量与TN的含量相比有相当大的损失(图2)．经常有报道称，岩心样品TN库中tha - n的贡献减少，表明微生物活动对有机氮的矿化(Pantoja和Lee, 2003年；Lomstein等人，2006年；卡斯滕斯和舒伯特，2012)．考伊和赫奇斯(1992)表明tha - n /TN低于38%表明有机质被微生物降解。D10岩心的tha - n /TN值急剧下降，从表面的17.6%下降到深度的10%以下，这表明微生物降解随深度的增加而增加。表层沉积物中tha - n /TN值在黄海范围内存在差异。

在高度降解的沉积物中，DI值通常为负，而新鲜有机质的DI值通常为正。黄海表层沉积物的Gly/Ser比值一般大于2.0 (魏等人，2021年)及丹麦奥胡斯湾(Langerhuus等，2012)．岩心沉积物的Gly/Ser比值沿岩心深度增加至4.0 (Niggemann等人，2018年；Stücheli等，2021年)．研究区表层沉积物DI大多为负值，Gly/Ser比值较高(>2.0)，表明海水-海底界面有机质降解和改变明显。在大多数采样点，表层沉积物AA的组成与细菌有机质接近。因此，D10岩心表层DI值(1.4)和Gly/Ser比值(1.2)的异常值表明，沉积物中有机质相对较新鲜，考虑到采样点的TOC和TN含量较高。D10岩芯的DI值也从表层到底部(30 cm)呈下降趋势，表明深层沉积物的微生物降解增强。D10岩心2 cm以下的tha - n /TN值随深度变化不显著(图2 e)．DI值与tha - n /TN含量呈弱相关(R^{2 =}0.382, p = 0.004,图7)，因为有各种控制因素，例如远洋生产的规模和出口到海底的通量的空间变化。这说明THAA中的氮含量不能完全反映采样点有机质的新鲜度。正如预期的那样，DI和Gly/Ser值显示出显著的相关性(R^{2 =}0.542, p = 0.000,图7 b)．特别是Gly是评价微生物降解的最重要的AA之一，其摩尔百分比与DI值(R^{2 =}0.594, p = 0.000,图7 c)．

微生物对AA的有效性因沉积物深度的不同而不同。麦克马洪和麦卡锡(2016)微生物中三种类型的AA通量:新创从无机底物中合成AAs，回收结合(吸收游离AAs直接进入细胞)，以及营养再合成。的δ¹⁵N的分馏从头开始合成似乎是种特异性的，但打捞合并表现出动物样的营养提升(Yamaguchi等，2017)．因此，δ¹⁵沉积物中AAs的N模式随微生物活动类型的相对大小和δ¹⁵有机和无机基质的N基线。此外，大多数AA可被微生物用作AA再合成的碳源和氮源，导致δ升高¹⁵剩余aa的N。AA降解过程并非如先前研究所建议的那样是选择性的(麦卡锡等，2007)，因为在D10岩芯表层沉积物的上2cm范围内，所有AAs的浓度均大幅下降(图2 e)．因此，微生物对表层沉积物中砷的利用可能主要集中在碳源和氮源。但对于地下沉积物，我们预计δ¹⁵单个aa的N模式可能依赖于aa的类型和它们的代谢途径，如下几章所述。

微生物用营养氨基酸

在本研究中使用的三个营养aa (Ala, Pro和Glu)表现出升高的δ¹⁵N值和可以用来告知微生物降解和δ升高的再合成¹⁵Ala可由丙酮酸合成，也可由谷氨酸合成通过转氨作用(Yamaguchi等，2017)．Glu一般是通过向α-酮戊二酸加入铵形成的，α-酮戊二酸是由三羧酸(TCA)循环合成的，Pro是由谷氨酸通过特定的转氨化途径合成的通过l -葡萄糖-5-半醛和l -1-吡咯-5-羧酸盐的形成(Yamaguchi等，2017)．但在地下沉积物中，大多数细菌活动可能发生在缺氧条件下。TCA循环中的过程大多是暂停的，特别是α-酮戊二酸向谷氨酸和谷氨酰胺的转化途径(Chinopoulos 2013)．这样的条件将抑制微生物在缺氧沉积物中合成新的Glu。D-Ala和D-Glu也可由细菌合成以构建细菌细胞壁(肽聚糖)(Schleifer和Kandler, 1972年)．因此，Ala和Glu可以通过细菌活性在沉积细菌中积累。可能是这些营养性aa的代谢途径导致了较高的δ¹⁵与D10岩芯表层样本比较，深层沉积物中的氮值(图4 b)．

ΣV值，可以根据δ¹⁵营养AAs的N变化，是CSIA-AA评价微生物在有机物中再合成量的一个有用应用(麦卡锡等，2007)．先前的研究报道，藻类和新鲜有机质中的ΣV值(1.0-1.5‰)可能被微生物降解(> 1.5‰)所改变(麦卡锡等，2007；山口和麦卡锡，2018年)．在本研究中，ΣV值与DI值(R^{2 =}0.056, p=0.769)和Gly/Ser比值(R^{2 =}0.021, p = 0.914)。如此低的对应关系是因为ΣV值与DI值和Gly/Ser比值(麦卡锡等，2007)．DI值和Gly/Ser比值可以跟踪难降解物质(即藻类细胞壁组分)的富集情况。相比之下，ΣV的值集中在有机物中AAs的微生物再合成上。同一区域表层沉积物的ΣV值也不同，表明AA的再合成程度不同(图6克)．这表示δ的大小¹⁵通过微生物再合成增加的氮可能不同，这取决于生物可利用的AAs相对于保存的AAs的数量。在南大洋沉积物中，结合在硅酸盐和碳酸钙生物矿物中的AAs可占THAA库的0.4 ~ 62.4% (Ingalls等人，2003年)，建议需要考虑形成生物矿物的浮游成分及其输出通量。虽然D10岩心中的ΣV值沿深度呈现不一致的模式(图6 c)，考虑到下岩心DI值的下降(图6)和Gly/Ser比值的增加(图6 b)．

一个TP估计与δ¹⁵N_AA非生物有机物的数值可以指示保存完好的沉积物中浮游生态系统结构的综合信号(巴蒂斯塔等人，2014)．TP值可以反映自养生物和异养生物的有机质组成，导致下沉颗粒(1.0-2.9)和沉积物(1.0-2.0)的变化范围较大(麦卡锡等，2007；巴蒂斯塔等人，2014；Shen等人，2021年；Choi等人，2022年)．在以前的一份报告中，在铵基培养基中培养的化学自养细菌显示出浮游植物样TP值(0.8-1.2)和∑V值(0.6-1.4)(Yamaguchi等，2017)，暗示新创细菌细胞中的AAs合成产生新鲜有机物。相比之下，使用有机底物(casamino acids)的化学自养细菌表现出类似动物的TP值(1.9-2.5)和更高的∑V值(1.0-2.5)(Yamaguchi等，2017)，说明AA的打捞掺入和再合成都是主要过程。在我们的资料中，TP值由0.8至1.6不等，普遍存在于沉积物(Carstens等，2013；巴蒂斯塔等人，2014)，但TP值与沉积深度(核D10)或地理位置(表层沉积物)无显著变化趋势。由于微生物的降解和再合成，δ¹⁵N_AA沉积物中的值可能主要与新鲜有机质中的值不同。因此，本研究无法准确评价中上层输出的生物成因有机质的组成。

苯丙氨酸氮同位素分布

苯丙氨酸被用来确定δ的来源¹⁵N(或者称为δ¹⁵N基线)，因为已知其δ分馏极小¹⁵通过营养转移提高氮含量(Chikaraishi等人，2007)．的δ¹⁵深海珊瑚输出有机物的N基线值已被报道，因为δ¹⁵N_{板式换热器}值表示积分δ¹⁵不同氮源的氮值(Sherwood等人，2014；Shen等人，2021年)．巴蒂斯塔等人(2014)表明沉积δ¹⁵N_{板式换热器}该数值还能指示保存完好的沉积环境中的初级生产者。

在早期对类似地理位置的研究中Kim等人(2017)， δ逐渐增加¹⁵N_散装从东北亚边缘海到北冰洋的表层沉积物的数值可能是人为硝酸盐影响减弱的结果。δ的变化¹⁵N_散装指出不同有机质来源与δ的空间分布有关¹⁵N_{板式换热器}值，由δ¹⁵溶解无机氮基线源的N值。我们的δ¹⁵N_{板式换热器}表面沉积物的值似乎与δ相关¹⁵N_散装值(R^{2 =}0.478, p = 0.025)。的δ¹⁵N_散装- - - - - -δ¹⁵N_{板式换热器}在生物区系样本中使用的值显示出与营养位置(Mompeán等，2016；Dolgova等，2018)．δ的偏置¹⁵N_散装和δ¹⁵N_{板式换热器}值与∑V值(R^{2 =}0.539, p< 0.001，图7 d)与Gly/Ser比值(R^{2 =}0.182, p = 0.048,图7 e)，表明δ¹⁵N_{板式换热器}相对于δ的值¹⁵N_散装值和可能受到海底沉积物中微生物再合成的影响。如果δ¹⁵N_散装沉积物的值仅反映有机氮源，δ¹⁵N_散装值应该大于δ¹⁵N_{板式换热器}值是由于营养aa的共存，其中含有更多的优势摩尔百分数和较大的δ¹⁵N值与源aa比较。沉积物中其余的氮包括无机氮或其他含低δ的有机氮化合物¹⁵N值。在本研究中，δ¹⁵N_{板式换热器}太平洋北冰洋表层沉积物值大于10‰，也大于相应的δ¹⁵N_散装值。一个可能的原因是太平洋海水通过白令海峡向北流向楚科奇海大陆架(Brown等，2015)，导致高δ¹⁵有机氮的N值。此外，部分硝化-反硝化耦合处理(CPND)可以去除有机氮，增加δ¹⁵白令海陆架沉积物中N值高达10‰(格兰杰等，2011年)．这些过程可能会去除aa，增加δ¹⁵N_{板式换热器}太平洋和北冰洋沉积物的数值。的δ¹⁵N_散装- - - - - -δ¹⁵N_{板式换热器}其他采样点的值也为负值，但空间变化不清楚。这个结果表明δ¹⁵N_{板式换热器}大多数沉积物中的值将受到活跃的微生物成岩作用的影响，因此不能作为强烈微生物活动下氮基线的可靠指标。

苯丙氨酸是一种必需的AA，其碳氮同位素比值在营养转移过程中没有显著变化(Takizawa等人，2020年)．苯丙氨酸作为一种能量来源和一种必需氨基酸的实际丰度在较深的沉积物中受到高度限制(低于THAA池的1%)。苯丙氨酸合成的高能量成本可能会导致回收物掺入，导致底物和微生物之间的分馏很少，即使一些微生物可以通过内部代谢合成苯丙氨酸(Yamaguchi等，2017)．苯丙氨酸作为微生物的氮源或碳源的降解应在深层沉积物缺乏苯丙氨酸的条件下受到抑制。因此，苯丙氨酸在表层沉积物中被用作能源，在较深层沉积物中被用作微生物的细胞成分，在D10岩心的深层沉积物(距离表面2厘米以下)中显示出较弱的下岩心趋势。结果表明，在本研究中，近表层(0~ 2cm深度)和较深层沉积物(大于2cm深度)对苯丙氨酸的微生物利用应有所不同。

甘氨酸和丝氨酸作为成岩参数

甘氨酸在D10岩心中具有明显的浓度和同位素分布。尽管距地表2 cm以下的Gly浓度较地表减少，但相对贡献随深度增加呈增加趋势(图2 e)．Gly在沉积物有机质THAA池中如此高的贡献已被频繁报道，这表明Gly在硅藻细胞的硅质外骨骼中有选择性地保存(海基等人，1973年；Pantoja和Lee, 2003年)或从微生物活动中新合成的Gly的额外输入。细菌肽聚糖含有Gly桥作为常见成分(Schleifer和Kandler, 1972年)．随着微生物降解的进行，肽聚糖衍生的AA对THAA的贡献增加(Lomstein等人，2006年)．在深层沉积物中，微生物活动的主要过程可能是向Gly的氨基转移。作为¹⁵据报道，Gly是微生物降解有机物的指标(凯尔和福格尔，2001年；麦卡锡等，2004年；Calleja等，2013),因为¹⁵在沉积有机质的微生物蚀变过程中，Gly的氮富集是可能的。在Gly降解过程中，¹⁴N-Gly作为氮源会优先被微生物降解，使其富集¹⁵残留Gly中N。通过微生物降解和再合成，大部分游离Gly将被微生物来源的Gly所取代，从而增加δ¹⁵N值，如Gly/Ser比值所示。总的来说，相对丰度和δ¹⁵N_通用电气可能是重要的成岩指标。我们发现DI值与Gly (图7 c)但与δ之间没有明显的回归关系¹⁵N_通用电气值(图7 f)．这是因为初始δ¹⁵N_通用电气有机质的值可以从沉积前的氮同位素基线中确定。因此，δ¹⁵从氮同位素基线和Gly来源(保存和微生物改变)中Gly的N增加有待进一步研究。

丝氨酸也可以保存在硅藻细胞的硅质外骨骼中(Kröger等，1999；Ingalls等人，2003年)但它在肽聚糖中的贡献小于Gly (Sugai等，1997)．与Gly相比，在我们的数据集中，Ser对THAA的相对贡献平均不到10%。然而，Ser和Gly与多种代谢相关，包括Ser羟甲基转移酶和单碳途径(Yamaguchi等，2017；Kendall等，2019)．这些途径和采样点之间的各种环境条件可能导致δ的相当大的变化¹⁵N_通用电气和δ¹⁵N_爵士值。在成矿和再合成过程中，常见的L型Ser可被D型Ser所取代，随着岩心深度的增加，D/L比值增大(Lomstein等人，2006年)．这些过程导致δ的相对增加¹⁵N_爵士数值从表面到16-18厘米。D10岩心下核Gly/Ser比值增加，说明沉积有机质主要受成岩作用影响，部分被地下沉积物细菌生物量同化，表明下核Gly/Ser比值增加¹⁵N_通用电气和δ¹⁵N_爵士值。

结论

本研究探讨了δ¹⁵微生物降解控制的沉积物样品中AAs的N值。δ的模式¹⁵N值与常规成岩指标(DI值和Gly/Ser比)相结合，可提供海底沉积物中微生物活性的更多细节。AAs经历了大规模的矿化和¹⁵N在核心沉积物顶部0 ~ 2 cm处富集。DI值和Gly/Ser比值均表现出沿岩心深度增加的微生物活性幅度。摩尔百分比和δ¹⁵深层(表层以下2 cm)岩芯沉积物中氮的分布因AA的类型而异。3种营养aa (Ala、Pro和Glu) δ均升高¹⁵N沿核沉积深度。我们还观察到表面沉积物中微生物对苯丙氨酸的强烈降解，表明使用δ¹⁵N_{板式换热器}在微生物活性降解条件下，很难确定氮的基线值。因此，退化程度和相应的δ¹⁵未来在重建基线δ时需要阐明N的增加¹⁵沉积物样品中N的变化。的δ¹⁵N_{板式换热器}地表以下2厘米内的数值增加，但在地核较深处保持不变，可能是由于苯丙氨酸的限制。下核δ增加¹⁵N_通用电气,δ¹⁵N_爵士， Gly/Ser比值表明黄海中部微生物再合成活跃，AAs选择性保存较少。

的δ¹⁵沉积物中单个AAs的N值为理解微生物降解有机物提供了优势，尽管AAs对TN的贡献很小。需要进一步研究，以更好地了解根据海底沉积环境(包括缺氧和缺氧条件)利用AAs的具体途径。

数据可用性声明

本研究中提出的原始贡献已列入文章/补充材料．进一步查询可向通讯作者联系。

作者的贡献

K-HS和BC提出了这个想法。HK、KL、DL提供样品并进行了体氮同位素分析。HC在BC、YC和YT的辅助下进行氨基酸浓度和氮同位素分析。还有HC、BC、K-HS撰写手稿。所有作者都已阅读并发表评论，并同意出版版本的手稿。

资金

本研究是由韩国海洋水产部(20150203)资助的“利用氨基酸氮稳定同位素比值确定流入海洋环境的氮的来源和命运”项目的一部分。该研究得到了韩国科学和信息通信科技部(MSIT) (2021M3I6A1091270)资助的韩国国家研究基金(NRF)的资助。该研究也得到了国家渔业科学研究所(R2022039)的支持。

致谢

作者对N. Ohkouchi博士(JAMSTEC)和Y. Takizawa博士(北海道大学)的技术建议和讨论表示感谢。该研究的初步结果在2019年瑞典哥德堡国际有机地球化学会议(IMOG)上发表。我们也感谢两位审稿人和编辑对手稿提出的详细和建设性的意见。

利益冲突

作者声明，该研究是在不存在任何可能被解释为潜在利益冲突的商业或金融关系的情况下进行的。

出版商的注意

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补充材料

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参考文献