地球化学之氮循环
8.12地球氮循环
8.12.1介绍
8.12.2 生物地球化学反应
8.12.2.1 初始反应：活性氮的产生
8.12.2.2 大气圈
8.12.2.2.1 无机还原氮
8.12.2.2.2 无机氧化氮
8.12.2.2.3 还原有机氮
8.12.2.2.4 氧化有机氮
8.12.2.3 生物圈
8.12.3 氮库及其交换
8.12.3.1 陆地到大气
8.12.3.2 海洋到大气
8.12.3.3 大气到表面
8.12.3.4 陆地到海洋
8.12.4 产生活性氮
8.12.4.1 介绍
8.12.4.2 闪电——自然
8.12.4.3 陆地生物固氮——自然
8.12.4.4 人类活动
8.12.4.4.1 介绍
8.12.4.4.2 食品生产
8.12.4.4.3 能量产物
8.12.4.5 从1860到2000产生活性氮的速率
8.12.5 全球陆地氮收支
8.12.5.1 介绍
8.12.5.2 产生活性氮
8.12.5.3 活性氮的分布
8.12.5.4 活性氮转化成氮气
8.12.6 全球海洋氮收支
8.12.7 区域氮预算
8.12.8 结果
8.12.8.1 介绍
8.12.8.2 大气圈
8.12.8.3 陆地生态系统
8.12.8.4 水生生态系统
8.12.9 展望
8.12.10 总结
致谢
参考文献
8.12.1 介绍
曾几何时，氮气不存在。今天它却存在。在宇宙形成的这段时间里，氮气被创造出来，地球诞生了，它的大气和海洋也形成了！在对地球氮循环的分析中，我首先概述了与氮有关的重要事件，然后继续进行更为传统的氮循环本身的分析以及人类在其变化中的作用。
宇宙有150亿年。即使在形成之后，仍然存在一段不存在氮的时期。在大爆炸发30万年后，宇宙需要足够的冷却来创造原子；氢和氦首先形成。氮通过核合成过程形成在恒星中。当恒星的质量变得足够大以达到必要的压力和温度时，氦气开始融合成更重的元素，包括氮。
在地球形成之前已经过去了100亿年（45亿年前），这是由于多级过程中预装配材料的积累。假设N2是这些材料中占优势的氮物种，并且假定空间温度为-270℃，当地球形成时N2可能是固体，因为它的沸点（b.p.）和熔点（m.p.）分别为-196℃和-210℃。迈向积累的最后期，温度可能足够高使一些材料显著熔化。由此产生的火山活动所释放的火山气体严重影响地表环境。氮从固体转化为气体并以N2排放。碳和硫可能以CO和H2S排放（Holland，1984）。N2仍然现今最常见的氮火山气体，其排放速率为2TgN yr-1（Jaffee，1992）。
一旦排放，气体或者留在大气中或者沉降到地球表面，从而继续进行生物地球化学循环过程。转移率取决于排放物质的反应性。在反应性的最低极端是惰性气体，氖气和氩气。在新形成的地球脱气期间释放的大部分氖气和氩气仍然存在于大气中，基本上没有转移到水圈或地壳。另一个极端是碳和硫。脱气过程中排放的99％以上的碳和硫不再存在于大气中，而是停留于水圈或地壳中。氮是介于中间的。大约6×106 TgN在大气，水圈和地壳中，2/3在大气中以N2形式存在，其余大部分在地壳中。大气圈是一个主要的的氮气储存器，因为N2分子的三键需要大量的能量来断裂。在早期的大气中，这种能量的唯一来源是太阳辐射和放电。
在这一点上，我们有一个主要是N2并且没有生命的地球。我们如何使主要是N2的地球充满生机？首先，必须将N2转化为活性氮（Nr）（术语活性氮（Nr）包括大气圈和生物圈中所有具有生物活性的，光化学反应性和辐射活性的氮化合物。因此活性氮包括无机还原形式（例如NH3和NH4+），无机氧化形式（如NO x，HNO3，N2O和NO3-）和有机化合物（如尿素，胺和蛋白质）。）。早期的大气减少并限制了NH3。然而，NH3是形成早期有机物质的必要成分。NH3生成的一种可能性是海水通过火山岩循环（Holland，1984）。在这样的过程中，NH3可以释放到大气中，当与CH4，H2，H2O和电能结合在一起时，可以形成包括氨基酸的有机分子（Miller，1953）。实质上，放电和紫外线辐射可以将还原气体的混合物转化为有机分子的混合物，然后它沉积到陆地表面和海洋（Holland，1984）。
总而言之，地球形成于45亿年，水凝聚在40亿年，随后形成有机分子。35亿年简单生物体（原核生物）能够在没有O2的情况下生存并产生NH3。几乎与此同时，能够在光合作用中产生O2的第一个有机体（例如蓝细菌）得以进化。直到15-20亿年，O2才开始在大气中积聚。到目前为止，O2已经被化学反应（例如铁氧化）消耗了。通过5亿年，大气中的O2浓度达到了今天发现的相同值。随着O2浓度的增加，在N2和O2反应放电期间在大气中形成NO的可能性也增加了。
今天我们有一个有N2的大气圈，有能量产生一些NO（N2和O2的反应）。降水可以将活性氮转移到地球表面。放电可以产生含氮有机分子。简单的细胞进化大约35 亿年，并在接下来的几年中，包括人类在内的更复杂的生命形式已经进化。自然形成了氮气并创造了生命。那个“生命”是通过什么途径发现氮的？
为了解决这个问题，我们现在从35亿年跳到2.3×10-6亿年。在1770年代，三位科学家Carl Wilhelm Scheele（瑞典），Daniel Rutherford（苏格兰）和Antoine Lavosier（法国）分别发现氮的存在。他们进行了一些非反应性气体生产的实验。1790年，Jean Antoine Claude
Chaptal正式命名该气体为“氮气”。这一发现标志着我们开始了解氮及其在地球系统中的作用。
到十九世纪下半叶开始时，已知氮在植物和动物组织中是常见的元素，它对于植物生长是必不可少的，在有机和无机化合物之间存在不断的循环，并且它是一种有效的肥料。然而，氮的来源仍不确定。闪电和大气沉降被认为是最重要的来源。虽然当时还不知道生物固氮（BNF）的存在，但1838年Boussingault证明豆科植物能够将活性氮储存到土壤中，并且它们以某种方式直接产生活性氮。花了将近50年的时间来解决这个难题。1888年，Herman Hellriegel（1831-1895）和Hermann Wilfarth（1853-1904）发表了他们关于微生物群落的研究成果。他们指出，与豆类相关的微生物有能力吸收大气中的N2（Smil，2001）。他们还表示，豆科植物和微生物之间存在共生关系是必要的。
推动这一循环的其他重要过程在十九世纪得到阐明。在19世纪70年代后期，Theophile Scholesing证明了硝化细菌起源。大约十年之后，Serfei Nikolaevich Winogradsky分离了两种腈类，亚硝化单胞菌和硝化杆菌，并且表明前者将氨基酸氧化成亚硝酸盐，并且后者将亚硝酸盐转化为硝酸盐。然后在1885年，Ulysse Gayon分离了两种将硝酸盐转化为N2的细菌培养物。尽管只有两个细菌属可以将氮气转化为活性氮，但有几个细菌属可以将活性氮转化回氮气，最显着的是假单胞菌属，芽孢杆菌属和产碱杆菌属（Smil，2001）。
到十九世纪末，人类已经发现了氮和氮循环的基本组成部分。换句话说，他们知道一些微生物将N2转化为NH4+，其他微生物将NH4+转化为NO3-，然后第三类微生物将NO3-转化回N2，从而完成循环。
本章的以下部分将分析活性氮的生物地球化学反应，活性氮在地球储层中的分布以及储层之间的交换。本章随后讨论了利用Galloway和Cowling（2002）以及科里克利夫兰（科罗拉多大学）和Douglas Capone（南加利福尼亚大学）的材料来自生物地球化学综述中的论文（Galloway等，2003a），通过自然和人为过程以及全球陆地和大陆和海洋的氮预算创造的活性氮的形成。本章还概述了环境中活性氮积累的后果（使用Galloway等（2003b）作为主要参考），然后以2050年活性氮最小值和最大值产生率的估计结束。
8.12.2 生物地球化学反应
8.12.2.1 初始反应：活性氮的产生
在地球的形成过程中，大多数氮可能是N2，最稳定的分子，因此也是所有其他氮化合物形成的储库。因此，本节开始讨论与氮气发生化学反应，N2分子的两个原子代表氮的亚当和夏娃。N2转化成活性氮通过将N2转化为NH3或通过将N2转化为NO。需要高能量来打破N2分子的三键——226kcal.mol-1。在NH3和NO形成的情况下，自然过程和人为过程从N2形成活性氮。接下来的几段将回顾这些过程；后面的章节讨论了作为时间和过程的函数的活性氮的形成速率。
生物固氮是一种微生物介导的过程，发生在几种细菌和蓝绿藻中。该过程使用厌氧环境中的酶固氮酶将N2转化为NH3。微生物可以是自由生活的，也可以与高等植物的根系共生。豆类是这种类型关系中最著名的例子（Schlesinger，1997；Mackenzie，1998）：
2N2 + 6H2O→4NH3 + 3O2
如后面将更详细解释，生物固氮可以发生在不受管理和受管理的生态系统中。在前者中，自然生态系统产生活性氮。在后者中，豆类的种植增强了生物固氮，某些作物（如湿地稻）的种植创造了必要的厌氧环境来促进生物固氮。
在地质历史上，大多数活性氮是由生物固氮形成的。然而，在二十世纪的后半期，Haber–Bosch过程已经取代了生物固氮作为产生活性氮的主要地球过程。Haber-Bosch工艺
被发明和商业发展在20世纪初。它使用高温和高压的金属催化剂来生产NH3：
N2 + 3H2→2NH3
这个过程在第一次世界大战期间被广泛用于生产弹药，自20世纪50年代初以来，它已成为世界上最大的氮肥来源（Smil，2001）。N2是从大气中提取的，而H2是由化石燃料产生的，通常是天然气。
两种工艺以N2氧化产生NO的形式产生活性氮。自然过程是闪电；人为过程是化石燃料燃烧。如前所述，在地球历史的早期阶段，闪电是从N2产生活性氮的重要过程。虽然目前全球的重要性不那么重要，但是N2仍然通过放电转化为NO：
N2 + O2 +电能→2NO
在热带大陆地区发生深对流活动的地区，NO的闪电形成最为重要。
在化石燃料燃烧期间发现的高温和高压提供了将N2转化为NO的能量通过与O2反应：
N2 +O2 +化石能量→2NO
注意，在化石燃料燃烧期间，NO也可以氧化形成化石有机氮，主要在煤中发现。这在技术上不是产生新的活性氮，而是形成已被隔绝数百万年的活性氮（Socolow，1999）。
因此，与过程无关，N2在大气或燃烧室内转化为NO，或在生物体或工厂中转化为NH3。本节的其余部分讲述了大气，陆地生态系统，水生生态系统和农业生态系统中NO和NH3（及其反应产物）的命运。
除了在大气中（氮化学本质上是一系列氧化反应），氮反应的基本结构在所有的储层中是相似的。对于土壤，淡水，沿岸水域和海洋，氮的化学反应通常是由微生物活动和环境条件驱动的氧化和还原反应的自包含序列。反应的中心框架是通过氮固定，同化，硝化，分解，氨化和脱氮等过程构建的（图1）。该框架为初级生产者的氨基酸和蛋白质合成提供了氮，其次是由二级生产者消费蛋白质。这个框架还提供了一种机制，可以将氨基酸/蛋白质转化为无机氮转化为一级或二级生产者的排泄或者死亡。
8.12.2.2 大气圈
大气氮循环是最简单的循环，因为生物群的直接影响是有限的，因此化学和物理过程主要控制转化。另外，氧化无机氮（NOy）的循环大部分与还原无机氮（NHx）的循环分离。正如下一节所讨论的那样，由于发生了微生物介导的氮转化，陆地和水生生态系统中的氮循环要复杂得多（图1）。
氮的大气化学可以分成四类，一般彼此独立的氮类——无机还原氮，无机氧化氮，有机还原氮和有机氧化氮。反应通常在分组内。对于每个分组，我首先讨论放射物种，然后讨论它在大气中的命运。
图1 氮气固定，同化，硝化，分解，氨化和脱氮过程（Karl，2002）。
8.12.2.2.1 无机还原氮
这种分组中有两种物质——氨（NH3）和铵（NH4+），具有一种价态（-III）（表1）。排放到大气中的主要物种是在有机物分解过程中产生NH3，当土壤，水或植物中的分压大于大气中的分压时排放。它是最常见的大气气态碱，并且一旦在大气中就可以用气体（例如HNO3）或气溶胶（例如H2SO4）在酸碱反应中转化成气溶胶：
NH3（g）+ HNO3（g）→NH4NO3（s）
NH3（g）+ H2SO4（s）→NH4HSO4（s）
NH3（g）+ NH4HSO4（s）→（NH4）2SO4（s）
所有物种都可以通过大气沉降而轻易去除NH3主要通过干沉降（通常靠近其来源）去除。气溶胶NH4+主要通过湿沉降去除；事实上，吸湿性气溶胶是云凝结核。如果NHx（NH3和NH4+）被提升到行星边界层（PBL）以上，它可以被运输很远的距离（1000 km或更多）。在一个位置的排放可能会影响下风向很大的受体。
8.12.2.2.2 无机氧化氮
这个分组有许多种类和价态（表1）。大气中大部分氧化态氮是NOy的一部分，其中包括NO + NO2 + HNO3 + PAN和其他微量氧化物。在这个组中，NO + NO2被称为NO x。所有这些物种都相对具有反应性，大多数在大气层中的寿命只有几分钟到几天；一些（例如，PAN）可以具有更长的寿命。NO是最常见的排放物种，有几种来源通常有两种类型。正如前面所讨论的，首先是由于雷电或化石燃料的高温燃烧将N2转化为NO。第二种是通过燃烧或微生物活动将一种活性氮物质转化为NO。一旦进入大气中，NO很快被氧化成NO2，然后被氧化成HNO3，然后与NH3反应形成气溶胶：
NO + O3→NO2 + O2
NO2 + OH→HNO3
HNO3 + NH3→NH4NO3
然而，在这个过程中，涉及碳氢化合物和臭氧的重要循环对大气氧化能力，人类和生态系统健康具有重要意义。
不包括在NO y中的被氧化的无机氮物质是N2O。它是在硝化和脱氮过程中产生的（图1）。
它的大气停留时间为100年，因此排放量在全球范围内分布。由于其稳定性，在对流层中不会发生重要的化学反应，但一旦在平流层中，它会被紫外线辐射转化为NO：
N2O +O（1D）→2NO
然后NO生成将会破坏平流层，其反应可以使其再生：
NO + O3→NO2 + O2
O3→O + O2
NO2 + O→NO + O2
净反应为
2O3→3O2
增加大气N2O的浓度有助于两个环境问题。在对流层它有助于温室的潜力；在平流层它有助于破坏臭氧层。
表1 氮化合物的价态
8.12.2.2.3 还原有机氮
大气中的有机氮可以作为细菌，颗粒物质和可溶性物质（如胺）出现（Neff等，2002）。这些物质通过低温过程如湍流和高温过程如生物质排放到大气中燃烧。细菌的浓度从海洋环境中的10种细菌每立方米到城市环境中的1000种细菌每立方米（Neff等人，2002）。涉及细菌的大气反应是有限的。颗粒有机氮由有机碎屑和土壤物质组成。同样，这种材料的大气化学可能有限。相反地，可溶性还原有机氮化合物（例如尿素，游离氨基酸和其它甲基化胺）在大气中是相当活泼的。许多物种可以与HO和有机硝酸盐迅速反应，因此不会远离其排放点（Neff等，2002）。
8.12.2.2.4 氧化有机氮
大气氧化的有机氮物质通常在大气中形成，作为碳氢化合物与NO x反应的最终产物（Neff等人，2002）。碳氢化合物可以通过与光，OH或臭氧反应形成有机自由基（RO，RO2）。所得到的物质可以与NO2反应形成RONO2。
8.12.2.3 生物圈
生物圈被定义为陆地和水生生态系统，包括海洋。如上所述，在许多情况下，微生物过程对这些系统中氮的生物地球化学产生影响，这些过程本身就构成了一个循环（图1）。下面简要介绍各个过程。
氮固定是将氮气转化为氮具有非零氧化态的任何氮化合物的过程。从历史上看，最常见
的过程是生物驱动将N2还原成NH3或NH4+。然而，目前人类活动中强化的氮固定主要在大陆上（见第8.12.4节）。
氨同化是一种生物体以有机氮化合物的形式吸收NH3或NH4+进入其生物质。对于可以直接吸收还原性无机氮的生物体，这是一个将氮掺入生物质的有效过程。
硝化是微生物将铵氧化成硝酸盐并获得能量的有氧过程。它是两种细菌过程的组合：一组生物将氨氧化成亚硝酸盐（例如亚硝化单胞菌），之后不同的基团将亚硝酸盐氧化成硝酸盐（例如硝基反应器）：
2NH4+ +3O2→2NO2- + 2H2O + 4H
2NO2- + O2→2NO3-
同化硝酸盐还原是生物体吸收NO3-并通过硝酸盐还原作为生物质吸收。这是一个重要的过程，因为它可以将移动的硝酸根离子转移到一个受体，然后将其还原成氨以供随后的摄取。这是许多植物和生物体的重要氮输入。
氨化是通过微生物作用将还原性有机氮（R-NH2）转化为还原性无机氮（NH4+）的主要过程。这是分解的一般过程的一部分，异养微生物利用有机物质进行能量分解，并将有机氮转化为NH4+。
脱硝是将NO3-还原成任何气态氮物质，通常是N2。
5CH2O+4H++ 4NO3-→2N2 + 5CO2 + 7H2O
这是一个厌氧过程，需要硝酸盐（NH x可以被硝化）和有机物质。微生物利用硝酸盐作为氧化剂从有机物质中获取能量。它在淹水土壤中普遍存在，并且是将活性氮转化回N2的主要过程。
8.12.3 氮库及其交换
地球的存库含有5×1021克氮，其中80％在大气中。沉积岩包含几乎所有的剩余氮，其中仅有一小部分（小于总数的1％）在海洋以及活的和死的有机物中（表2）（Mackenzie，1998）。
氮的化学形式取决于储库。除了微量的N2O，NO y，NH x和有机氮外，在大气中它以N2形式出现。在海洋和土壤中，它主要为有机氮，硝酸盐和铵。
大气和水文运输为储库之间的交换提供了主要途径。
表2 氮在全球储库中的数量(TgN yr-1).
8.12.3.1 陆地到大气
氮气通过低温和高温过程转移到大气中。高温过程是生物质燃烧和化石燃料燃烧；低温过程是来自土壤和水体的气体挥发和颗粒物质向大气中的湍流注入。这些气体主要是由于微生物活动（例如硝化，脱氮和氨化）而产生的。
8.12.3.2 海洋到大气
当海水中的气体分压大于大气中的气体分压时，可以通过NH3，N2和N2O的挥发从海洋中释放氮。氮气也可以通过破碎波浪或气泡而形成的气溶胶转移到大气中。
8.12.3.3 大气到表面
氮气通过湿沉降和干沉积沉积到陆地和海洋表面。湿沉降包括雨，雪和冰雹；氮可以是无机或有机的。干沉积包括气体和气溶胶。两种最重要的干沉积物质是气态HNO3和NH3。硝酸盐和铵的气溶胶干沉积确实发生，但相对于气体沉积，通量通常较小。
8.12.3.4 陆地到海洋
无机和有机氮化合物通过河流和地下水排放从大陆转移到沿海海洋。前者可以是可溶性的（例如NO3-）或颗粒状（吸附在表面上的NH4+）。后者也可以是可溶的或颗粒状的。大多数氮以NO3-或颗粒有机氮的形式输送（Seitzinger等，2002）。
8.12.4 产生活性氮
8.12.4.1 介绍
如前所述，N2通过四个基本过程——闪电，生物固氮，燃烧和Haber-Bosch过程转换为活性氮。本节详细介绍了这些过程，并总结了从1860年到2000年产生活性氮趋势的估计。
8.12.4.2 闪电——自然
闪电的高温会在大气中产生NO从分子氧和氮气，主要在热带大陆。随后，这种NO被氧化成NO2，然后被氧化成HNO3，然后很快（即数天）通过湿和干沉积将活性氮引入生态系统。目前更多的闪电产生的活性氮估计范围在3 TgN yr-1和10 TgN yr-1之间（Ehhalt等，2001）。在此分析中，我使用了5.4 TgN yr-1的全球估计（Lelieveld和Dentener，2000）。如下所示，尽管这个数字相对于陆地生物固氮很小，但对于没有其他重要的活性氮来源的地区来说，是很重要的来源。它也很重要，因为它可以在对流层的自由空间产生高的NO x，而不是在地球表面释放的NO x。因此，它具有更长的大气滞留时间，更有可能促成对流层O3的形成，这对大气的氧化能力产生了显着影响（E. Holland，个人通信）。
8.12.4.3 陆地生物固氮——自然
在人类活动之前，生物固氮是将N2转化为活性氮最重要的过程。然而，量化生物固氮的难度主要是由于现有生物固氮速率估计的不确定性和变异性。此外，正如Cleveland等人（1999）对于许多生物固氮很重要的区域，特别是在亚洲，非洲和南美洲的热带地区，几乎没有关于自然陆地生物固氮速率的数据。在Cleveland等人（1999年）最近汇编的自然生物固氮率中，几种生物群落类型的共生生物固氮速率是基于每个特定生物群系内地块规模上共生生物固氮的少数公布速率。例如，根据对热带雨林可用的对称性生物固氮的少量估计，公布的估计数表明，这些系统中的自然生物固氮每年代表全球天然陆地生物固氮的24％
（Cleveland等，1999）。
尽管存在差异，但早期的陆地生态系统中生物固氮的估算范围为30 TgN yr-1至200 TgN yr-1（例如，Delwiche，1970；soderlund和Rosswall，1982；tedman和Shetter，1983；Paul 和Clark，1997；Schlesinger，1997）。大多数研究仅仅将生物固氮估计值表示为“全球价值”，并且最多可以分为几个非常广泛的组成部分（如“森林”，“草地”和“其他”；例如Paul和Clark （1997）），然而，这种粗糙的划分平均是包含生物固氮数据集和生物群落类型显着变化的巨大陆地区域，因此它们的用处越来越小。许多研究也缺乏其估算数据来源的清单（例如，Soderland和Rosswall，1982；Stedman和Shetter，1983；Paul和Clark，1997；Schlesinger，1997）。相比之下，Cleveland等人（1999）提供了一系列自然生态系统中生物固氮的估计值，从100 TgN yr-1到290 TgN yr-1（“最佳估计值”为195 TgN yr-1）。这些估算值基于自然生态系统中已公布的基于数据的生物固氮比率，并且仅用于将生物群规模的比例尺估算的共生氮固定的覆盖率估算百分比不同。
尽管Cleveland等人（1999）基于数据的估计提供了更多的有限的陆地生物固氮范围，有几个令人信服的理由认为该范围下部的估计值比较高的估计值更现实（Galloway等人，2003年；C. Cleveland，个人交流）。首先，生物固氮在文献中的比率估计本质上是有偏差的，因为生物固氮的调查经常在生物固氮最可能重要的地区进行地块级研究。例如，温带森林中生物固氮的比例是基于估算的，包括桤木和黑蝗的氮输入（Cleveland等，1999）。虽然在这些物种占主导地位的范围内，生物固氮的速率可能非常高（Boring和Swank，1984；Binkley 等，1994），但这些物种在温带森林整体上并不占优势（Johnson and Mayeux，1990）。同样，尽管早期次生林中BNF含量高的物种通常很常见（Vitousek，1994），但它们通常在成熟或晚期演替森林中很少见，特别是在温带地区（Gorham等人，1979；Boring and Swank，1984；Blundon andDale，1990）。基于报道的固氮物种覆盖率的文献来源估计因此受到这些固有偏差的影响（Galloway 等人，2003年；C. Cleveland，个人通信）。
因此，根据以上所述，假设在大规模人为干扰之前，年度全球生物固氮贡献了100 TgN yr-1和290 TgN yr-1之间的天然陆地生态系统是合理的。然而，由于氮固定率的地块规模研究固有的偏差，BNF的真实速率可能处于该范围的较低端（C. Cleveland，个人通信）。Asner 等人（2001）使用兵马俑流量模型中生成的实际蒸散量（ET）值以及ET和氮气固定之间的强烈正相关关系（Cleveland等，1999），以在任何大规模人类生产之前生成一个新的生物固氮估计值。这种分析仍然基于ET和BNF之间的关系，但是利用共生态氮覆盖率在地形上较低的百分比覆盖值（即5％；Cleveland等，1999）计算生物固氮的速率。这一分析表明，在100-290 TgN yr-1的范围内，陆地生态系统中的自然BNF贡献了128TgN yr-1。这个值得到生物固氮与氮需求（按生物群系类型）的比较分析的支持。使用Cleveland等人（1999）的ET和BNF之间的关系，一个128 TgN yr-1的全球氮气固定值表明，所有生物群落类型的平均氮需求量均通过生物固氮满足；更高的生物固氮估计值意味着所有生物群系的氮需求至少有30％是通过自然生物固氮来满足的（Asner等人，2001）。
这个估计值（128TgN yr-1）代表了大规模人为干扰之前的潜在生物固氮，并且不考虑土地利用变化或任何其他物理，化学或生物因素导致的生物固氮减少。为了估算1890年和90年代初的自然陆地生物固氮，生物固氮在这两个时间内被缩放到改变土地的程度。Houghton 和Hackler（2002）估算，在1.15×104 Mha的天然植被土地（Mackenzie，1998）中，在1860年和1995年分别有760 Mha和2,400 Mha的人为活动发生了变化（例如种植，森林到牧场）。因此，在对陆地景观生物固氮的分析中，128 TgN yr-1固定在自然界的景观改变之前，1860年为120 TgN yr-1，而当前世界为107TgN yr-1（Galloway等人，2003年）。这些数值与Galloway 和Cowling（2002）（这也取决于C. Cleveland的工作）在1890年和1990年相似，也用于这种比较（见下文）。
8.12.4.4 人类活动
8.12.4.4.1 介绍
正如前面所讨论的那样，在人前世界中，两个过程生物固氮和闪电产生了足够的能量来破坏N2的三键。前一个过程使用新陈代谢能量来创造活性氮，后一过程使用电能来无意中产生活性氮。人类开发了一种新工艺（Haber-Bosch）并增强了自然过程（BNF）以创造活性氮以维持食品生产。人类还通过化石燃料燃烧意外地创造了活性氮。
8.12.4.4.2 食品生产
人类不仅需要氮气才能存活，而且需要氨基酸，因为他们不能从无机氮合成氨基酸。早期的猎人通过消耗植物中的天然存在的氨基酸（其可以使其自己的有机氮化合物（例如氨基酸））和动物（其食用植物或其他动物获得有机氮化合物）来满足其对氮的需求。一旦人们建立定居的社区，并开始使用和重复使用同一片土地，他们必须找到方法将收获的活性氮带回地球。
活性氮添加的历史可分为四个阶段——有机物（例如作物残留物，粪肥），C-BNF（例如豆类），进口现有活性氮（例如鸟粪）和创造矿物氮（例如，Haber-Bosch）。前两个阶段没有明显的分离。自农业问世以来，回收可能已经实行，而豆科植物肯定是早期种植的候选对象。考古证据指出，超过6.5千年的豆类培育（Smith，1995），也许早在1.2×104年BP （Kislev and Baryosef，1988）。大豆已经在中国栽培了至少3100年（Wang，1987）。早在7000年前亚洲开始的水稻栽培（Wittwer等，1987）也通过创造生物固氮可能发生的厌氧环境而导致人为诱发活性氮的产生。然而，回收和C-BNF有限制；到十九世纪初，需要额外的氮源。从干旱的热带和亚热带岛屿以及南美洲进口的鸟粪成为新活性氮的早期来源，氮含量高达大多数粪便的30倍（Smil，2001）。从大约1830年到19世纪90年代，鸟粪是额外氮的唯一来源。然而，到了19世纪90年代后期，许多人担心没有足够的氮为世界上不断增长的人口提供食物。英国科学协会主席威廉克罗克斯爵士（Sir William Crookes，1832-1919）强调了这一担忧。在1898年9月的一次讲话中，他警告说：“所有文明国家都因为缺乏氮而忍受着没有足够食物的致命危险”（Crooke，1871年）。克罗克斯继续鼓励化学家学习如何将大气中的N2转化为NH3（SMIL，2001）。正如下面所讨论的，在很短的15年内，哈伯博世流程就是为此目的而开发的。然而，在此之前，农业使用另外两种工业流程来为肥料创造氮肥。当煤在没有空气的情况下燃烧或加热时，燃料中的部分有机氮转化为NH3（表3）。在全球范围内，到1890年，微量的NH3被捕获用于农业；到1935年它已经超过了鸟粪和硝酸钠作为主要的氮肥来源（表3）。另一个工业过程是氰胺的合成——从N2生成活性氮的第一种方法。在这个过程中，电石与N2反应形成CaCN2，然后与过热蒸汽结合生成CaCO3和NH3。虽然这个过程确实产生了可用的活性氮，但它需要大量的能量。到了20世纪20年代后期，传统的氮源，回收作物残茬和粪便被硝酸钠，焦炉煤气和氰胺合成所取代。到1929年，这些工艺产生的总氮量为1.2 TgN。
当然，还有另一种新的活性氮来源——N2和H2反应生成NH3。人们早已认识到NH3不能在环境温度和压力下形成。事实上，第一次使用较高温度的实验始于1788年（Smil，2001）。实验取得成果花费了一个多世纪的时间。1904年，Fritz Haber开始了他的氨合成实验。到1909年，他开发了一种有效的方法，用高温，高压和催化剂在实验室规模上用N2和H2制造NH3。为此，他于1920年获得诺贝尔化学奖。从实验室合成到工厂合成的过程耗时四年。1913年，基于卡尔博世的工作，第一个主要的NH3发电厂开始在德国投入运营。为纪念他的工作，博世在1932年获得了诺贝尔化学奖。在最初的几年中，大多数生产用于军火维持德国在第一次世界大战期间。直到20世纪30年代初，Haber–Bosch过程成为农用NH3的主要来源。
总之，从农业到1850年左右，用于食品生产的氮的唯一来源是天然存在于土壤中的生物固氮，栽培诱导的生物固氮和通过回收有机物而添加的氮（阶段1）。从1850年到1890年，另一个来源是鸟粪和硝酸钠沉积物（阶段2）。从1890年到1930年，焦炉和CaCN2工艺占所生产氮肥的高达40％（阶段3）。1930年后，Haber–Bosch工艺成为氮肥的主要来源（第4阶段）。在早期的过程中，仅有的一些仍然是一些地区的重要来源，是C-BNF和有机物回收。
表3 鸟粪和智利硝酸盐提取：从1850年至2000年的硫酸铵，氰亚胺，钙的产量（TgN yr-1）。
8.12.4.4.3 能量产物
化石燃料的燃烧产生能量，并且偶然地产生一些废气，包括NO，其通过N2和O2的反应在燃烧室中产生。另外，数亿年前由植物固氮的氮（化石氮）有可能在化石燃料被提取和燃烧时再次变为活性。例如，按重量计，1％以上的煤在地质时期固氮。总而言之，化石氮的50 TgN yr-1今天从地下移除，主要在煤中，但也有在原油中。当化石燃料燃烧时，化石氮或者以氮氧化物排放的形式加入全球氮氧化物库，或者变回非惰性氮气。在一个没有污染控制的典型煤电厂中，不到一半的化石氮会变成氮氧化物排放量，这个比例在污染控制方面要小得多（Galloway等，2002；Ayres等，1994）。
8.12.4.5 从1860到2000产生活性氮的速率
活性氮生产率（Galloway等，2003b）与图2中1860年至2000年的全球人口趋势有关。1920年，1930年和1940年，全球人为肥料产量（Smil，2001年）相当于总的活性氮产量Haber–Bosch过程。从1950年起，Haber-Bosch的活性氮生产率来自USGS矿产（Kramer，1999）。估计1900年的费率为15 TgN yr-1（V.Smil，个人通信）。1860年，1870年，1880年和1890年的活性氮生产率是根据1900年有关人口和活性氮生产数据的人口数据估算出来的。在1961-1999年期间，活性氮生产率是通过收获地区的作物专用数据（FAO，2000）和固定比率（Smil，1999）计算出来的。从1910年到1950年的年代数据是在1900年到1961年之间插入的。1860年到1990年的数据来自Elisabeth Holland的汇编，并基于Holland和Lamarque（1997），Muller（1992）和Keeling（1993）。这些数据与van Aardenne等人（2001年）发表的1890年至1990年的年代际时间步骤一致。1991 - 2000年的数据是通过缩放NO x 排放量来增加化石燃料在同一时期的燃烧来估算的。
从1860年到1960年，全球人类创造的全球增长速度相对较慢。然而自1960年以来，增长速度急剧加快（图2）。培育诱导的活性氮产生从1860年的15 TgN yr-1增加到2000年的33TgN yr-1。化石燃料燃烧产生的活性氮从1860年的0.3 TgN yr-1增加到2000年的25TgN yr-1。从Haber-Bosch过程产生活性氮在1910年之前从零增长到2000年的100TgN yr-1，其中85％用于肥料的生产。因此，从1860年到2000年，人类活动的活性氮生成速率从15TgN yr-1增加到165TgN yr-1，其中活性氮来自食物生产的能量比能源生产和使用要多5倍（Galloway等人，2002）。
图2 从1860年到2000年的全球人口（紫色线）（左轴：数十亿人口；右轴：活性氮的生产年份为TgN yr-1）显示（绿线）活性氮通过Haber-Bosch工艺创造，包括生产NH3作为非肥料目的；（蓝线）活性氮通过种植豆类，大米和甘蔗制造；（棕线）由化石燃料燃烧产生的活性氮；和（红线）这三个过程产生的总和（来源
Galloway等，2003b）。
8.12.5 全球陆地氮收支
8.12.5.1 介绍
在过去的几十年里，全球氮循环的数据汇编（表4）。大部分内容涵盖了陆地和海洋环境中的基本通量——生物固氮和脱氮，人为产生的活性氮，活性氮排放和沉积以及河流排放。更好地理解产生活性氮的人为过程导致了更精确的估计，并且空间定义的数据库导致更好地了解氮气流量如何变化。虽然目前的估计反映了明确的改进，但这些通量仍存在很大的不确定性。
Delwiche（1970）创建了第一个全球尺度的氮循环（表4）。他指出，工业固定（Haber-Bosch）是最高信度的通道，所有其他通量“可能会减少10倍”。他还说，也许是第一个这样做的人为活性氮因为脱硝并没有跟上人类产生的活性氮的增加。此后不久，Svensson和Soderlund（1976）发表了1970年数据的预算。他们的预算更完整（包括大气排放和沉积）。1980年，Rosswall（1992）使用了许多资料来估算全球尺度的氮气流量。在过去的几年中，一些论文已经提出了全球范围内的氮循环（例如，Ayres等，1994；Mackenzie，1994；Galloway等，1995；Vitousek等，1997；Galloway，1998；Seitzinger 和Kroeze，1998；Galloway和Cowling，2002）。
为了说明活性氮生成率对全球氮循环的显着增加的影响，表5对比了1890年活性氮的产生和分布与1990年的Galloway和Cowling（2002）作为主要来源的情况。由于1890年人类活动造成的活性氮有限，因此开始检查氮循环是一个合适的观点。尽管全球人口在二十一世纪之初是其人口的25％，但世界主要是农业和今天只产生了2％的能量和10％的谷物。大部分能源（75％）由生物质燃料提供；煤炭提供了其余大部分（Smil，1994）。与全球能源供应相比，生产的石油或天然气少，产生的影响不大，并且通过燃烧产生氮氧化物作为NO x。
表4 全球活性氮的产生和分布率（TgN yr-1）
8.12.5.2 产生活性氮
化石燃料燃烧仅在1890年通过产生NOx而产生，0.6TgN yr-1（表5）。作物生产主要是通过在饲养食物的同一土地上回收作物残茬和粪肥来维持。由于Haber-Bosch工艺尚未发明，人类活动创造的唯一新活性氮是豆类和水稻栽培（后者促进活性氮的创造，因为水稻栽培创造了一个增强氮固定的厌氧环境）。尽管1890年估计值不可用，但Smil（1999）估计，1900年栽培诱导的活性氮产生量为15 TgN yr-1。另外的活性氮是由鸟粪（0.02 TgN yr-1）和硝酸盐沉积物（0.13 TgN yr-1）开采的（Smil，2000）。
因此，1890年人类活动的活性氮总产量为15 TgN yr-1，几乎全部来自食品生产。相反，活性氮产生的自然速率为220 TgN yr-1。地球生态系统产生，100 TgN yr-1和海洋生态系统产
生，120 TgN yr-1（87-156 TgN yr-1范围内）（D. Capone，个人通信）。另外，5TgN yr-1被雷电固定。因此，全球人类活动的产生，占总数的6％，而当仅考虑陆地系统时占13％。
表5 1890年和1990年全球活性氮的产生和分布(TgN yr-1)
一个世纪之后，世界人口增加了3.5倍，从15亿增加到53亿，但全球食品和能源产量分别增长了约7倍和90倍。就像1890年的情况一样，1990年（现在）的食品生产占了大多数新的活性氮的创造。自1890年以来最大的变化是人类生产活性氮的规模。Smil（1999）估计在20世纪90年代中期，栽培诱导的活性氮产量为33 TgN yr-1。1890年不存在的Haber-Bosch工艺在1990年创造了额外的85 TgN yr-1，主要用于肥料（78 TgN yr-1），其余的用于支持工业活动，如制造合成纤维，制冷剂，爆炸物，火箭燃料，硝基烷烃等。
从1890年到1990年，世界大部分地区的能源生产从生物燃料转变为化石燃料经济。化石燃料能源产量的增加导致氮氧化物排放量增加——从1890年的0.6 TgN yr-1增加到1990年的21 TgN yr-1。到1990年，90％以上的能源产生了新的活性氮。其中大量的大气扩散。因此，1990年人类活动创造的活性氮值为140 TgN yr-1，比1890年增加了近9倍，尽管全球人口仅增加了3.5倍。随着人类活动造成的活性氮增加导致自然陆地氮固定下降（从100 TgN yr-1到89 TgN yr-1），因为天然草原和森林转变为农田等（克利夫兰，个人通信）。
8.12.5.3 活性氮的分布
人类活动的命运是什么？三种人为来源的直接命运很明显：化石燃料燃烧产生的氮氧化物直接排放到大气中；将来自水稻和豆类栽培的R-NH2掺入生物质；Haber-Bosch工艺中的
NH3主要转化为应用于农业生态系统生产食品的商业化肥料。然而，很少有肥料氮实际上以食物形式进入人口中；实际上，大多数创建的活性氮被释放到环境系统中（Smil，1999）。
1890年，活性氮的形成和命运都受到自然过程的支配（图3（a）），只有有限的活性氮通过大气和水文途径传输，与活性氮产生的量相比。对于地面系统，生成的115 TgN yr-1，只有约15 TgN yr-1作为NH3或NO x排放到大气中。陆地和海洋生态系统之间的联系有限；1890年仅有约5 TgN yr-1的溶解无机氮通过河流转移到海岸生态系统中，仅有约17 TgN yr-1沉积在海洋表面。
相比之下，1990年活性氮的产生主要受人类活动影响（图3（b）），活性氮分布变化显着。食物产量增加导致NH3排放从9TgN yr-1增加到43 TgN yr-1，NOx排放从7TgN yr-1增加到34 TgN yr-1因为增加了能源和食物生产。这些增加的排放导致了活性氮在下风向生态系统中的广泛分布（图4）。活性氮向海洋系统的转移也增加了。到1990年，沿海海域溶解无机氮的河流流量已增加到20 TgN yr-1，并且海洋区域的大气氮沉降增加到27 TgN yr-1。尽管有证据表明大多数河流氮在沿海和陆架环境中是脱氮的（Seitzinger和Giblin，1996），但大多数大气通量直接沉积在开阔海域，其中部分27 TgN yr-1沉积在沿海海洋和陆架区域，并产生显着的生态后果（Rabalais，2002）。
值得一提的是，另一个向大气排放的活性氮物种N2O。由硝化和脱氮生成的N2O自然排放量为9.6 TgN yr-1，主要来自海洋和热带土壤（Mosier等人，1998）。正如Ehhalt等编辑的那样（2001年）。近期几项关于20世纪90年代人类活动N2O排放量的估算范围为4.1 TgN yr-1至8.1 TgN yr-1；最近的估计是6.9 TgN yr-1（Ehhalt等人，2001）。N2O在对流层中积累（目前估计为3.8 TgN yr-1）或在平流层中被破坏。
图3 全球氮预算：（a）1890年和（b）1990年，TgN y-1。（左）NOy箱的排放（包括左起）植被包括农业和自然土壤排放和生物燃料燃烧，生物质（热带草原和森林）以及农业废弃物和（左起第二个）煤炭反射化石燃料燃烧。从（右起第三个）农业领域到（右）NHx箱的排放包括农业用地的排放和生物燃料，生物质（热带草原和森林）和农业废物的燃烧，以及牛和饲养场反应（右起第二个）动物废物排放。有关更多详细信息，请参阅“全球氮循环：过去和现在”的文本（来源Galloway和Cowling，2002）。
8.12.5.4 活性氮转化成氮气
图3中缺失的另一个关键组成部分是1990年由人类活动造成的140 TgN yr-1活性氮的最终命运。在全球基础上，由人为活动创造的活性氮要么积累（存储），要么被否定。最近的几项研究估计土地和相关淡水相对于大区域投入的脱硝。在大陆尺度上，脱欧估计为欧洲活性氮投入的40％（van Egmond等，2002），亚洲为30％（Zheng等，2002）。在大区域范围内，反硝化作用占活性氮投入的百分比包括排入北大西洋的陆地面积的33％（Howarth 等，1996），排入黄渤海的陆地面积的排放量为37％（Bashkin 等人，2002）。国家规模估算的活性氮投入在土壤和水体中氮排放量的比例包括：荷兰为40％（Kroeze等人，2003年），美国为23％（Howarth等人，2002年），15％为（Xing和Zhu，2002），大韩民国为16％（Bashkin等，2002）。
图4 1993年全球大气层沉积活性氮到地球的海洋和大陆（mgN m-2yr-1）（来源：F. J. Dentener，个人通讯；
Lelieveld和Dentener，2000年）。
van Breemen等（2002）在流域尺度上估计，美国东北部16个大流域集体区域活性氮投入的47％被转换回N2：土壤为35％，河流为12％。此外，在密西西比河流域内，Burkart 和Stoner（2001）将该盆地划分为六个大的子盆地，并得出结论，N2的土壤脱氮损失范围最大为上米斯基西地区总输入量的10％，小于2％在田纳西州和阿肯色州/红色地区。Goolsby 等人（1999）估计整个密西西比河——阿查拉法拉亚河流域土壤中的硝化率为8％，但并不能量化河流系统中氮输入额外的脱氮损失。相对于投入量，地面系统和相关淡水中活性氮脱氮的景观尺度估计值反映了可用于脱硝的氮投入量和促进该过程的环境条件的主要差异。所有上述报告区域尺度硝化的研究都声称它们的估算具有高度的不确定性，这突出表明我们对这种景观层次硝化速率的了解很差。确实存在的少数估计值存在巨大的不确定性，并且通常必须估算出来，因为估算了区域氮预算中的所有其他项之后的残差，这些项本身往往难以约束（例如，Erisman等，2001；van Breemen等人，2002）。
湿地/河流/河流/河口/货架区域提供了一个具有大量脱硝能力的连续体。硝酸盐普遍存在，有丰富的有机物质，沉积物和悬浮微粒微粒提供缺氧环境。在本节中，我们讨论河流/
河流/河口/陆架连续体中的脱氮。虽然有几项关于湿地脱硝的具体研究，但需要更好地理解湿地在流域规模的活性氮去除中的作用。
Seitzinger等人（2002）估计，进入东部美国流失16个大流域的河流/河流系统的活性氮中，30-70％可以在河流/河流网络内被移除，主要是通过脱氮。在对同一流域的独立分析中，van Breemen等人（2002）通过差异估计Seitzinger等人的低端。（2002年）的范围是更可能的估计。对于进入河口的活性氮，主要取决于河口的滞留时间和深度（Seitzinger，1988；Nixon等，1996），10-80％可以脱氮。
在从大陆进入北大西洋大陆架环境的活性氮中，Seitzinger和Giblin（1996）估计0.80％是无效的。脱氮的程度部分取决于大陆架的大小。亚洲南部和东部沿海以及南美洲和北美东部沿海地区的货架脱硝潜力很大。这些也是河流活性氮投入量最大的地区。尽管进入陆架区域的大部分河流/河口活性氮被脱氮，但在陆架区域的总脱氮量大于从大陆提供的脱氮量，因此需要来自开阔海域的活性氮平流。
这些关于这些大规模脱氮估算的不确定性已足够大，以至于脱氮与储存的相对重要性尚不清楚。然而，计算确实支持脱氮在河流/河流/河口/陆架连续体的所有部分都很重要，而且在全球范围内，连续体是人为活动造成的活性氮的永久性沉降。
总之，1890年至1990年间新增活性氮的数量大约翻了一番，对全球氮循环产生了重大影响（图3）：
NOx的大气排放量从14 TgN yr-1增加到39 TgN yr-1；
NH3的大气排放量从17 TgN yr-1增加到50 TgN yr-1；
陆地N2O排放量从8TgN yr-1增加到12 TgN yr-1；
DIN沿海地区的河流排放量从5 TgN yr-1增加到20 TgN yr-1；
无机氮向大陆的沉积从16 TgN yr-1增加到76 TgN yr-1；
无机氮向海洋的沉积从17 TgN yr-1增加到27 TgN yr-1。
1990年，人类行为主导了新的活性氮加入景观。大量添加的活性氮通过大气和河流运输在整个环境水库中重新分配，如后面部分所示，将产生实质性和长期的后果。
8.12.6 全球海洋氮收支
大多数情况下，海洋中的氮循环具有与土壤中相同的微生物过程（图1）。生物固氮是海洋新氮的主要来源，其他较小的贡献来自大气沉降和河流径流。氨化，硝化，吸收和分解都是关键组成部分。在海洋沉积物中有两种主要的去除机制——脱氮和埋藏。前者是迄今为止最重要的。
活性氮在海洋中的储量为570 Gt（如N-NO3）（表2）。在很长一段时间内，活性氮的输入和输出（因而池大小）必须平衡；然而，在短期内（例如几个世纪），由于两种主要通道生物固氮和脱氮的控制不同，它们可能并不平衡。
由于许多海洋区域受氮限制，一旦添加了活性氮，它就会在浮光层迅速被浮游植物利用。浮游动物利用浮游植物。活性氮可以在真光层内再循环或者可以作为总有机氮（TON）转移到次表层，其中大部分被矿化成硝酸盐，一些沉积到沉积物中。
在过去的几十年中，对海洋生物固氮速率的估计大不相同。在1970年代和1980年代早期，估计的范围从1到130（Delwiche，1970；Svensson和So-derlund，1976）。最近到20世纪80年代末和90年代初，全球海洋生物固氮速率为10-15TgN yr-1（Capone和Carpenter，1982；Walsh等，1988；Carpenter和Romans，1991）。然而，最近的估计范围从100TgN yr-1到200TgN yr-1（Karl等人，2002）。为了支持这个更高的范围，最近对海洋生物固氮的评估（D.Capone，私人通讯；Galloway等，2003年）给出了87-156 TgN yr-1的全球范围（主要
在远洋地区），并指出所有海洋盆地是重要的贡献者（表6）。
其他活性氮来源的海洋是河流注入和大气沉降。在过去的几十年里，河流对海洋的输入从13 TgN yr-1到76 TgN yr-1，最近的估计为40-50 TgN yr-1（表4）。这些对沿海地区的投入已经显着改变了相关的生态系统（NRC，2000；Rabalais，2002）。
Galloway等人（2003年）利用一个经验模型计算了新活性氮从输入到流域的总氮氮输入（BNF，氮肥消耗，栽培诱导的BNF和化石燃料燃烧产生的NOy的大气沉降）量化1990年世界各地区的河流活性氮出口量。他们发现，59 TgN yr-1通过河流出口排放，其中11 TgNyr-1运输到内陆和旱地，48 TgNyr-1运输到沿海水域。亚洲的活性氮运输率最高，为内陆水域/旱地（5.1 TgNyr-1），北美最低。有趣的是，大约两倍的活性氮运输到大洋洲的内陆水域/干旱地区，而不是运往海岸.活性氮河流运输与海岸的比较表明，最高运输率（16.7 TgN yr-1）在亚洲，运输在除大洋洲以外的其他所有地区，在6-9TgN yr-1范围内。
大气沉积提供NOy和NHx沉积27TgN yr-1（图3）。有机氮的沉降可能是重要的。在全球范围内，Neff等（2002）估算有机氮的大气沉降范围从10 TgN yr-1到50 TgN yr-1，在沿海地区的有机氮含量最高（海洋地区）。沿海和陆架区域（由200米深度线定义）的大气沉降为8TgN yr-1，相比之下，大气沉降为25 TgN yr-1。活性氮对海洋的输入主要是通过脱氮平衡，而在很小程度上则是通过沉积物埋藏。
河流排放，大气沉降和生物固氮将活性氮引入沿海海洋。河流注入是最重要的，尽管在一些地区，大气氮沉降可能高达总投入的40％，并对沿海生产力产生可测量的影响（Paerl 等，2002）。然而，由于大多数进入沿海和陆架区的活性氮是脱氮的，几乎没有大陆性活性氮转移到公海（Nixon等，1996；Seitzinger和Giblin，1996）。虽然开放的海洋与大陆实质上是化学分离的，但它们通过大气相连，大气沉积27海里/小时至全球海洋。
表6海盆的固定和脱氮（TgN yr-1）
8.12.7 区域氮预算
对区域氮预算的分析很重要，因为它说明了作为发展水平和地理位置的函数的活性氮产生和分配的差异。此外，NOx（及其大部分反应产物）和NHx（一天至一周，取决于总负荷和海拔高度）的短暂大气寿命意味着这些化学物质在空间和时间上都有很大差异。大气运输和动力学，氮排放，化学处理和去除机制（干湿沉降）都相互作用，以改变活性氮的空间
分布。地缘政治区域划分地球的陆地表面为研究这种空间变化提供了便利的机制。
最近有几项关于区域尺度氮循环的研究：Asia-Galloway（2000），Bashkin等人（2002）和Zheng等人（2002年）；北大西洋和流域——加洛韦等（1996）和Howarth等人（1996）；Oceans-Karl（1999）和Capone（2001）；Europe-van Egmond等人（2002年）；和美国Howarth 等人（2002年）。为了对区域预算如何变化有所了解，本节将活性氮产生与世界上几个区域进行对比：非洲，亚洲，欧洲，拉丁美洲，北美和大洋洲，正如联合国粮食及农业组织（粮农组织，2000）。
在20世纪90年代中期，Galloway和Cowling（2002）估算了化肥生产，矿物燃料燃烧（F. J. Dentener，个人通讯）和稻/豆栽培（粮农组织，2000）产生的活性氮量。大部分肥料在亚洲（40.1 TgN yr-1），欧洲（21.6 TgN yr-1）和北美（18.3 TgN yr-1）生产，拉丁美洲，非洲和大洋洲的产量较低（3.2 TgN yr-1，2.5 TgN yr-1和0.4 TgN yr-1）。另一个涉及食品生产的活性氮产生过程是栽培诱导的生物固氮。Smil（1999）估算，20世纪90年代中期通过种植在全球范围内生产33TgN yr-1。亚洲种子豆类，水稻和甘蔗种植的生物固氮率的区域分解为13.7 TgN yr-1；6.0 TgN yr-1，3.9 TgN yr-1和5.0 TgN yr-1分别为北美，欧洲加前苏联和拉丁美洲；和2TgN yr-1适用于非洲和大洋洲。化石燃料燃烧产生的大部分活性氮是在北美，欧洲加前苏联和亚洲（分别为7.4 TgN yr-1，6.6 TgN yr-1和6.4 TgN yr-1）。相比之下，拉丁美洲，非洲和大洋洲的化石燃料燃烧产生的活性氮产生率较低小于1.5 TgN yr-1（表7）。
除区域创建活性氮外，活性氮还在各区域之间进行交换。来自一个地区的含氮肥料，植物材料（例如谷物）和肉类的出口可能成为另一地区的氮的来源。据Galloway和Cowling （2002）报道，肥料是地区间最经常交换的商品。1995年，全球氮肥产量为86 TgN yr-1。其中，24.9 TgN yr-1出口到其他地区。超过一半的出口来自欧洲（13.2 TgN yr-1）。其他出口明显的地区是亚洲（10.7 TgN yr-1）和北美（5.2 TgN yr-1）。主要接收区域为亚洲（7.6 TgN yr-1）和欧洲（TgN yr-1）。因此，虽然有30％的氮肥产品出口，但唯一净亏损较大的地区是欧洲（6.6 TgN yr-1）；亚洲地区的净收益最大，为6.4 TgN yr-1。
下一个最频繁交换的商品是植物材料，主要是谷物。亚洲，欧洲和非洲在含氮植物材料方面有净增长（分别为2.2 TgN yr-1，1.0 TgN yr-1，0.5 TgN yr-1），而北美，拉丁美洲和大洋洲则有净亏损（2.8 TgN yr-1，0.8 TgN yr-1和0.2 TgN yr-1）。净肉交换量为每个地区0.1 TgN yr-1。综合以上三个类别，亚洲获得最多的活性氮：8.7 TgN yr-1。虽然大洋洲和非洲也获得了氮肥，但收益很小（分别为0.3 TgN yr-1和0.2 TgN yr-1。欧洲和北美的净损失分别为5.6 TgN yr-1和3.3 TgN yr-1。拉丁美洲的净亏损很小。当这些净进口/出口量加入到每个地区的活性氮创造量（表7）中时，拥有世界人口5％的北美地区负责创造世界20％的活性氮。拥有世界人口13％的非洲负责创造全球6％的活性氮。
考虑到这些区域差异，以人均表示活性氮的创建和使用情况也很有意义（根据表7（不包括净进口/出口）和粮农组织人口数据（2000年）计算），以说明按地区划分的人均活性氮平均数量（表8）。在一个极端的北美产生100千克N每人每年，而在另一极端非洲产生的幅度要小一个数量级，6.8千克N每人每年。在所有地区，粮食产量都大于能源生产量，造成地区差异的主要原因是生产粮食时人均氮的产生量。在北美，它是80千克N每人每年，而在非洲它是6千克N每人每年。这些数值显示造成活性氮产生的区域超过了人体赖以生存所需的区域（2kg N每人每年）。
表7在90年代中期世界不同地区的活性氮产生速率（TgNyr-1）
表8 20世纪90年代中期粮食和能源生产中人均生产的活性氮（kg N person-1yr-1）。
8.12.8 结果
8.12.8.1 介绍
关于环境水库中活性氮产生量增加和积累的影响已经写得很多。当然，最大的影响是，世界上大部分人口受到哈伯博世过程和种植诱导生物固氮所带来的粮食增产的支撑（Smil，2000）。但是，正如Galloway等人（2003b）所指出的那样，也有很大的负面影响。
活性氮的增加会导致对流层臭氧和气溶胶的产生，从而引发人类严重的呼吸系统疾病，癌症和心脏疾病（Pope等，1995；J.R.Follett和R.F.Follett，2001；Wolfe和Patz，2002）。
活性氮增加，然后减少森林和草地的生产力，只要大气活性氮沉积量已经显着增加并超过了临界阈值。在许多自然栖息地中，增加的物种也可能会减少生物多样性（Aber等，1995）。
活性氮是（与硫一起）世界许多地区的湖泊和溪流生物多样性的酸化和损失的原因（Vitousek等，1997）。
活性氮是沿海生态系统的富营养化，缺氧，生物多样性丧失和栖息地退化的原因。活性氮现在被认为是沿海水域最大的污染问题（如Howarth等，2000；NRC，2000；Rabalais，2002）。
活性氮有助于全球气候变化和平流层臭氧消耗，这两者都会对人类和生态系统健康产生影响（如Cowling等，1998）。
尽管大多数这些氮问题正在单独研究，但研究越来越表明这些活性氮相关问题是相互关联的。例如，产生城市空气污染的同样的氮也会造成水污染。这些连接称为氮级联，在Galloway等人（2003年b）的文章中详细讨论过。本节总结了这一讨论。氮级联被定义为活性氮通过环境系统的顺序转移，随着活性氮移动或临时存储在每个系统内，导致环境变化。
图5中的两种情况说明了氮级联反应。第一个例子显示了化石燃料燃烧过程中产生的氮氧化物的命运。在该序列中，在大气中作为氮氧化物而活化的氮原子首先增加臭氧浓度，然后降低大气能见度并增加小颗粒浓度，然后增加沉淀酸度。之后，同样的氮原子沉积到陆地
第七章 生物地球化学循环(一)
第7章生物地球化学循环第1节土壤的组成 第2节土壤的性质 第3节物质循环与土壤形成 第4节土壤分类与土壤类型 第4节生态系统的组成与结构 第6节生态系统的能量流动 第7节生态系统的物质循环 第8节地球上的生态系统
引子：生物地球化学循环概述 一、何谓生物地球化学循环？ 1.概念：生命有机体及其产物与周围环境之间反复 不断进行的物质和能量的交换过程。 2.过程：物能的吸收-同化-排放-分解-归还-流失 3.性质：非封闭的循环（进入土壤、岩层、海底） 4.主体：生物和土壤 5.循环的介质：水和大气 二、人类对生物地球化学循环的影响 1.大气、水体、土壤的污染 2.污染物质的迁移、转化和集散 3.对人类健康的威胁
第1节土壤的组成 引言：土壤与土壤肥力 1. 土壤：在陆地表层和浅水域底部、由有机和无机物质组成、具有肥力、能生长植物的疏松层。 2.土壤的本质是肥力，指土壤中水、热、气、肥（养分）周期性动态达到稳、匀、足、适地满足植物需求的能力。 3. 土壤是一种类生物体 代谢和调节功能比生物弱（如温度） 不具有生长、发育和繁殖的功能 不具有功能各异的器官
一、土壤的无机组成 1. 原生矿物：在物理风化过程中产生的未改变化学成分和结晶构造的造岩矿物。 土壤中各种化学元素的最初来源； 土壤矿物质的粗质部分； 经化学风化分解后，才能释放并供给植物生长所需养分。 2. 次生矿物：岩石在化学风化过程中新生成的土壤矿物，如粘土矿物。 土壤矿物质中最细小的部分； 具有吸附保存呈离子态养分的能力，使土壤具有一定的保肥性。
二、土壤的有机组成 1.原始组织：包括高等植物未分解的根、茎、叶；动物分解原始植物组织，向土壤提供的排泄物和死亡之后的尸体等。 土壤有机部分的最初来源 2.腐殖质：有机组织经由微生物合成的新化合物，或者由原始植物组织变化而成的、比较稳定的分解产物，呈黑色或棕色，性质上为胶体状（颗粒直径<1μm）。 具有极强的吸持水分和养分离子的能力，少量的腐殖质就能显著提高土壤的生产力。
地球系统的碳循环文字资料
地球系统的碳循环，是指碳在岩石圈、水圈、气圈和生物圈之间，CaCO3、MgCO3、CO2，、CH4、(CH2O)n(有机碳)等形式相互转换和运移的过程。 碳循环的重要性: 1、植物的光合作用驱动的碳循环不但为人类提供最基本的食物，而且是煤、石油、天然气和森林形成的前提，为人类提供在时空上可以调节的基本能源。 2、受到全球碳循环调节的大气二氧化碳、甲烷等气体，由于可以吸收由地表放射回来的长波辐射，从而使地球表面温度升高，因此，碳循环通过调节大气温室气体浓度而调节地球表面温度，使其适合生命的发展。 碳在圈层间的循环和效应： 1、大气碳库是联系海洋和陆地生态系统的纽带和桥梁，对于大气中的碳来说，岩石圈和人类活动圈是其净源，水圈和生物圈可能是源也可能是汇。 2、海洋具有储存和吸收大气二氧化碳的能力，影响着大气二氧化碳的收支平衡，有可能成为人类活动产生的二氧化碳的最主要的汇。大气二氧化碳不断的与海洋表层进行碳交换，浅层海水吸收二氧化碳并通过生物化学过程向深部转移；海洋是碳酸盐沉积的主要场所，由陆地水文系统输送到海洋的碳酸盐成分，主要在温热带海底沉积；海洋中的浮游生物通过光合作用吸收碳并且向深海和海底沉积物输送。 3、陆地生态系统是一个土壤-植被-大气相互作用的复杂系统，是全球碳循环中受人类影响最大的部分，全球碳循环中最大的不确定性主要是来自陆地生态系统。 4、地球内部的二氧化碳通过地热区、活动断裂带或火山活动不断的释放出来，直接进入大气圈或存储在沉积地层中形成二氧化碳气田；在岩溶作用中，一方面由于碳酸盐的溶解通过水从大气吸收二氧化碳，另一方面由于钙化的沉积则向大气圈释放二氧化碳。 影响碳循环的因素 一、碳循环的载体 1、生物因素 （1）动物因素 动物是排放二氧化碳的主体，当然C是组成一切生命的最基本的元素，所以地球上的碳循环无处不在，动物主要是以消费者的形式出现的，他们不但呼吸排放CO2,而且它先是使碳循环在其机体里合成葡萄糖，然后转化成身体的各个组织或排除体外的排泄物，等到他们死亡，尸体又被其他微生物分解，因此完成了碳循环中的使碳从有机界过渡到无机界（2)植物因素 植物一方面通过呼吸作用排除二氧化碳，一方面通过光合作用吸收二氧化碳，合成含碳有机物，是大自然天然吸收二氧化碳的工具，而且使他转化成生物赖以生存的能源物质 (3)微生物因素 微生物通过分解动植物尸体，把有机碳转化为无机的二氧化碳，排放到大气中 影响碳循环的主要因素包括了生物和非生物，几个方面环环相扣，缺一不可，动物作为消费者是二氧化碳的主要产生者，而植物又是转化二氧化碳的主体，微生物作为分解者去分解动植物的有机体，所以世界上才不会有堆积如山的尸体，使有机碳变成了无机碳，是碳循环过程中又以重要的因素，如果没有生产者，那么地球上的动物和有些微生物赖以生存的氧气会越来越少，二氧化碳越来越多，使全球气候变暖，改变地球环境 2、非生物因素
成都理工大学地球化学考试试卷
成都理工大学 《地球化学》期末考试试卷 大题 一 二 三 四 总分 得分 一、名称解释 克拉克值：元素在地壳中的丰度。 浓度克拉克值：元素在某一地质体中的平均含量与其克拉克值之比，反映元素在地质体中的浓集程度。 类质同像：某些物质在一定的外界条件下结晶时，晶体中的部分构造位置随机地被介质中的其他质点所占据，结果只引起晶格常数的微小改变，晶体的构造类型、化学键类型等保持不变。 地球化学：地球化学是研究地球（包括部分天体）的化学组成，化学作用和化学演化的科学。 元素的赋存形式：元素在一定自然过程或其演化历史中的某个阶段所处的状态及与共生元素间的结合关系。 地球化学障：在元素迁移途中，如果环境的物理化学条件发生了急剧变化，导致介质中原来稳定迁移的元素其迁移能力下降，元素因形成大量化合物而沉淀，则这些引起元素沉淀的条件或因素就称为地球化学障。 （不）相容元素：在岩浆结晶作用过程中，那些（不）容易以类质同像的形式进入固相的微量元素，称为（不）相容元素。 同位素分馏：是指在一系统中，某元素的同位素以不同的比值分配到两种物质或两相中的现象。 元素地球化学亲和性：在自然体系中元素形成阳离子的能力和所显示出的有选着地与某种阴离子结合的特性。 能斯特分配系数：在温度、压力恒定的条件下，微量元素i (溶质)在两相分配达平衡时其浓度比为一常数(KD)，此常数KD 称为分配系数，或称能斯特分配系数。 亨利定律（稀溶液定律）：在无限稀释的溶液中，溶质的浓度n 与溶质摩尔浓度N 成正比。 浓度系数：元素在矿床中最低工业品位与克拉克值之比。 活度积：当T 一定时，难溶强电解质溶液中离子活度的乘积为一常数。 同离子效应：在难溶化合物的饱和溶液中加入与该化合物有相同离子的易溶化合物时，使原难溶化合物的溶解度降低。 盐效应：当溶液中存在易溶盐类时，溶液的含盐度对元素的溶解度有影响。溶液中易溶电解质的浓度增大，导致其他溶解度增大的现象。 院（系） 班级 姓名 学号 …… … … … …… … … … … … … … … … … 密… … … … 封 … … … … 线 … … … … … … … … … … … … … … … … … …
生物化学BIOCHEMISTRY
生物化学BIOCHEMISTRY 绪论Prolegomena What is BIOCHEMISTRY? CHEMISTRY：the branch of science which deals with the identification of the substances of which matter is composed, the investigation of their properties and the ways in which they interact, combine, and change, and the use of these processes to form new substances Biochemistry: the branch of science concerned with the chemical and physic-chemical processes which occur within living organisms Including: The chemistry of the components in living organisms (static biochemistry) The principles for the chemical changes in living organisms (dynamic biochemistry) The chemistry of metabolism and cell functions (functional biochemistry) 生物化学的主要分支： 按化学的研究范畴划分：生物无机化学（bioinorganic chemistry），生物有机化学（bioorganic chemistry），生物物理化学（biophysical chemistry） 按生物学的研究领域划分：动物生物化学（animal biochemistry），植物生物化学（plant biochemistry），微生物生物化学（microbe biochemistry） 按研究对象划分：蛋白质化学（protein chemistry），核酸化学（nucleate chemistry） 按与生产、生活关系划分：生理生化（physiological biochemistry），工业生化（industrial biochemistry），农业生化（agricultural biochemistry），医药生化（medicinal biochemistry） 生物化学的使命：揭示生命现象的本质，促进生命科学发展；改善人类健康水平和生活质量；促进物种的改良和优化；带动工、农业的发展和变革 分子生物学Molecular biology： 什么是分子生物学：在分子水平上研究生物大分子的结构与功能，从而阐明生命现象本质的科学 主要研究领域：蛋白质体系，蛋白质-核酸体系，蛋白质-脂质体系 分子生物学的三个支柱学科：生物化学，遗传学，微生物学 分子生物学的地位：由学科分支成长为主流前沿，殊途同归的集大成者，生物学科走向统一的前驱 古代生物化学（在化学中萌芽）： 19世纪以前：A.L. Lavoisier, “呼吸作用的本质和燃烧是一样的”；C.W. Scheele, 多种生化物质的分离；J.von.Liebig, 新陈代谢（stoff wechsel)；Hoppe Seyler, 1877年，提出“biochemie”近代生物化学（由静态走向动态）： 19世纪中叶——20世纪50年代，相关学科的蓬勃发展：1804，John Dalton 提出原子论；1859，Port Darwin 进化论；1865，Gregor Mendel 遗传定律；1869，D.L.Mendelyeev 元素周期律 生物化学的发展： 1848, Helmhoitz & Bernard，肝脏的生糖功能；1869，J.F. Michel 分离“核素”（核酸）；1897，Bucher ，酵母榨出液可使蔗糖发酵生成乙醇；1902，D.A. Leeven，从核酸中分离胞嘧啶；1904，Knoop ，脂肪酸的 -氧化；1907，E.H. Fischer ，蛋白质的降解与合成；1912，F.G. Hopkins，确立维生素概念，形成剑桥生物化学学派；1921，F.G.班廷和C.H.贝斯特，分离纯胰岛素；1926，J.B. Sumner 分离脲酶，并证明其是蛋白质；1929，Lohmann & Fiske ，ATP的能量功能；1931，Warburg 制得呼吸酶并研究其生物氧化作用；1937，Krebs，三羧
元素地球化学
元素地球化学 第一章：导论 ◆地球化学的三个主要分支：①元素地球化学②同位素地球化学③实验地球化学 ◆元素地球化学：是地球化学最主要的分支学科，它通过逐一阐明个别元素的地球化学和宇宙化学特征及其与其它元素的组合关系来研究自然界化学演化规律的学科,是地球化学的传统研究内容和主干学科。它力求完整地了解元素的地球化学旋回及其演化历史和原因,揭示元素含量变化对自然过程的指示意义 ◆元素地球化学主要研究内容和任务： （1）每个或每组化学元素的地球化学性质； （2）元素或元素群在自然界的分布、分配情况； （3）元素相互置换、结合、分离的规律和机制； （4）元素的存在形式、组合特点、迁移条件； （5）每个元素的地球化学旋回及其演化历史和原因 （6）应用于地球资源、环境和材料的研究、预测、开发和保护。 ◆元素地球化学的研究方法： （1）地质研究方法； （2）高灵敏度、高精度、快速和经济的测定和分析手段：ICP-MAS、ICP-AES、X荧光、电子探针等等； （3）各种地球化学模拟实验研究； （4）一些物理化学、热力学等理论的应用； （5）计算机技术在处理大量数据方面的广泛应用。 ◆戈尔德施密特的元素地球化学分类： 亲铁元素Siderophile：富集于陨石金属相和铁陨石中的化学元素。它们与氧和硫的结合能力均弱,并易溶于熔融铁中；在地球中相对于地壳和地幔,明显在地核内聚集。其离子最外层电子数在8～18之间。典型的秦铁元素有镍、钴、金、铂族元素。 亲石元素lithophile：在陨石硅酸盐相中富集的化学元素;在地球中它们明显富集在地壳内,有较大的氧化自由能。在自然界中都以氧化物,含氧盐，特别是硅酸盐的形式出现。如硅、铝、钾、钠、钙、镁、铷、锶、铀、稀土元素等。其离子最外层电子数为2或8。 亲铜元素chalcophile：在陨石硫化物相和陨硫铁(FeS)中富集的化学元素；在自然界中,它们往往易与S2-结合成硫化物和复杂硫化物。如硫、铜、锌、铅、镉、砷、银、硒、碲、锑等。其离子最外层有18个电子。 亲硫元素sulphophile：指不易与氧、氟和氯结合，而易于形成硫化物、硒化物、碲化物、砷化物等矿物的元素。该术语现一般理解为与“亲铜元素”同义，并包括一些亲铁元素。 亲气元素atmophile：组成地球大气圈的主要元素,惰性气体元素,以及主要呈易挥发化合物存在的元素。如氢、氮、碳、氧、及惰性气体元素等。 亲生物元素biophile：集中在有生命的动植物内的元素。C, H , O, N, P, S, Cl, I, (B), (Ca, Mg, K, Na), (V, Mn, Fe, Cu) ◆有关其他元素分类的常用术语： 常量元素：组成物质主要结构和成分的元素，它们常占天然物质总组成的99%以上，并决定了物质的定名和大类划分。 微量元素(trace element, microelement)：物质中除了那些构成主要结构格架所必须的元素之外，所有以低浓度存在的化学元素。其浓度一般低于0.1%，在大多数情况下明显低于0.1%而仅达到ppm乃至ppb数量级。 次要元素(minor element)：在文献中单独出现时时与微量元素同义；当两者同时出现时，一般指含量为1～5的化学元素。 稀有元素(rare element)：在低壳中分布量较低，但易于在自然界高度富集形成较常见的矿物和独立工业矿床的的化学元素。如REE、Nb、Ta、Be、Li、（W）等。 分散元素(dispersed element)：在地壳中元素丰度低，并且其离子半径和电荷等化学性质与地壳中的高丰度元素(硅、铝、钙、铁、钾、钠等)相似的一类微量元素。因上述性质，它们在自然界中大多以类质同像置换形式分散存
地球生物化学
一、土壤碳的稳定机制？如何理解土壤的固碳潜力？ 1.土壤碳的稳定性与植物生长速率及碳氮比关系--在高碳氮比和低养分有利于共生生物生长和土壤固碳 1)化学稳定机制－腐殖质的形成,腐殖质是土壤有机质的主要组分, 约占60％以上， 是最稳定土壤有机质组分和土壤肥力的重要指标。它对土壤肥力的影响主要表现在 两个方面：营养元素的贮存库；改变土壤的物理和化学性状, 增强植物抗逆性。是 土壤碳的最重要的稳定形式之一 2)物理保护机制—土壤结构形成 颗粒有机质 砂粒>50μm 粉砂粒20－50μm 粉粒2－20μm 粗粘粒0.2-2μm 细粘粒<0.2μm 惰性组 2.根据这些你写一下就是固碳潜力吧。 1)全球与生态系统的碳循环 2)农业生态系统的碳素循环。农田生态系统主要是土壤碳库，合适的管理措施,能够 增加农业土壤碳库 3)土壤－植物系统中的碳循环与转化土壤。土壤是陆地生态系统中最重要的碳汇，土 壤是大气-陆地-水生生态系统中的C素循环的重要环节。气候变化、CO2浓度提高、 N沉降、臭氧层变化和土地利用改变对植物初级生产系统、土壤生物活性及其产生 的温室气体反馈作用 4)固碳量与植物生长速率、土壤异养生物种群、土壤矿物组成关系密切。快速生长的 植物碳素周转速率快，但土壤固碳量较少。土壤矿物和蚯蚓的存在有利于土壤固碳 5)碳转化与温室气体的排放 6)腐殖化过程与土壤有机碳库的稳定性 7)微生物代谢物及其活性 二、人类活动对生物地球化学过程的干扰体现在哪些方面？ 1)养分元素矿产的开发与能源利用 2)物质投入―养分、水分、能量 3)对生态系统和生态过程的干扰土地利用变化、污染物排放 4)对物质和能量流动方向的干扰城市化、农牧业的集约化生产、水循环 5)人为干扰下物质在大气圈、水圈、土壤圈和岩石圈生物地球化学循环 人类活动引起的全球气候变化，改变了地球系统过程循环三大基本过程中的两个：水循环与生物地球化学循环 生物地球化学循环(Biogeochemistry Cycles), 从定性和定量两个方面，理解物质在自然和人类环境系统中的循环、迁移和转化规律 生物地球化学是研究影响自然环境(水圈、大气圈、土壤圈、生物圈和岩石圈)中化学组分变化的化学、物理、地质和生物学过程及其相互关系的一个交叉学科，即研究生命活动对化学元素迁移和分布的影响，以及化学元素与生物之间的相互作用。 重点研究碳、氮、硫、磷等生源要素的循环，即由于生命活动引起它们在环境中的迁移、转化、富集、分散，以及由此产生的生态效应。 环境生物地球化学重点研究重金属和有机污染物的生物地球化学循环，以及污染物和碳、氮、
(完整word版)地球化学复习资料
球类陨石：主要由基质、球粒、金属和一些特殊矿物集合体等组成。 碳质球类陨石是球粒陨石中的一个特殊类型，含有碳的有机化合物分子，并且主要由 含水硅酸盐组成。 CI型陨石为什么能够作为太阳系元素丰度标准？ I型碳质球类陨石中难挥发元素的丰度与太阳一致，且未经受热变质作用影响、形成于远离太阳的较低温区域，是最原始的太阳星云凝聚物资。因而，它能保持着太阳星云 中非挥发元素的初始丰度。 第二章复习题 1、元素的地球化学亲和性 元素地球化学亲和性：主要指阳离子在自然体系中趋向同某种阴离子化合的倾向。又可指在自然体系中元素形成阳离子的能力和所显示出的有选择地与某种阴离子结合的 特性。 2、戈尔德斯密特的元素地球化学分类 1）、亲石元素：离子的最外层电子层具有8电子（S2P6）惰性气体型的稳定结构， 与氧容易成键，主要集中于硅酸盐相。 2）、亲铜元素：离子的最外层电子层具有18铜型结构（s2p6d10)在自然界中容易与 硫形成化合物，这些元素在分配时，主要分配在硫化物相中。 3）、亲铁元素：离子最外层电子层具有8-18过渡型结构，这种元素同氧、硫的化合 能力较差，倾向于形成自然元素，因此，这类元素倾向分配在金属相中 4）、亲气元素：原子最外层具有8个电子，原子半径大，具有挥发性或易形成挥发性化合物，主要分布在大气圈中。 5）、亲生物元素：这类元素主要富集在生物圈中。 3、类质同像的概念 类质同像概念：某种物质在一定的外界条件下结晶时，晶体中的部分构造位置被介质中的其他质点（原子、离子、络离子或分子）所占据而只引起晶格常数的微小改变，晶格构造类型、化学键类型、离子正负电荷的平衡保持不变或相近，这种现象称类质 同像。 5、影响元素类质同像的物理化学条件 1）、组份浓度 ---“补偿类质同像”一种熔体或溶液中如果缺乏某种组份，当从中晶出包含此种组份的矿物时，熔体或溶液中性质与之相似的其他元素就可以类质同像 代换的方式加以补充。2）氧化还原电位.
生物地球化学循环
第7章 生物地球化学循环 思考题 1．土壤与岩石和生物有什么不同？ 2．什么是土壤肥力？影响土壤肥力的因素有哪些？ 3．土壤的基本组分有哪些？什么样的组分有利于提高土壤的生产力？ 4．土壤自然剖面包括哪些基本层次？各层有什么特点？ 5．简述土壤质地和土壤结构的差别与联系，以及它们对土壤肥力的影响。 6．说明土壤孔隙度的概念和计算方法，以及它与土壤质地的关系。 7．土壤温度状况受哪些因素影响？它的日变化和季节变化具有什么特点？ 8．什么叫土壤胶体？它如何实现土壤的供肥和保肥功能？ 9．解释土壤阳离子交换量和土壤盐基饱和度的含义。 10．什么叫活性酸度和潜在酸度？试述土壤缓冲作用的原理。 11．试述土壤酸碱度对土壤养分有效性的影响。 12．什么是土壤氧化还原反应？土壤中主要的氧化剂和还原剂有哪些？试述土壤氧化还原状况对土壤其他性质的影响。 13．简述土壤养分系统的基本组分及其对土壤养分状况的影响。 14．试述成土因素学说的主要内容。 15．试述土壤形成的一般过程和主要成土过程。 16．试述世界十大土壤类型（土纲）的主要特征及土地利用方向与问题。 17．什么是生态系统？它的组成成分有哪些？
18．什么是植物群落的季相和演替？演替有哪几种类型？ 19．简述光、温、水对植物生长发育的影响。 20．简述水热条件和海拔高度与植被分布之间关系的一般模式。 21．举例说明生态系统的营养结构、食物链和食物网的构成。 22．解释光合作用和呼吸作用的概念。从热力学角度看，光合作用的生成物对于生态系统有何重要意义？ 23．解释初级生产量、生物量和次级生产量的概念。分析全球各类生态系统的净初级生产量和生物量特征。 24．结合实例说明生态系统能量传递与转化的基本特征，以及“十分之一定律”的含义。 25．什么是生物地球化学循环？简述生物地球化学循环的图解模型。 26．解释储存库、周转率和周转时间的概念。 27．简述氧循环的过程，并说明氧循环与碳循环之间的关系。 28．简述碳循环的主要自然过程和人类活动对碳循环的影响及其控制途径。 29．简述氮循环的主要作用过程，并说明人类活动对氮循环的影响。 30．简述磷循环的过程及其非闭合的性质，并说明人类活动对磷循环的影响。 31．什么叫大地女神假说？它在解释地球表层环境形成与变化方面的主要观点有哪些？ 32．什么叫生物多样性？举例说明生物多样性丧失的主要原因和保护生物多样性的重要意义。 33．简述陆地生态系统主要类型的地理分布和基本特征，以及人类活动对它们的影响。
碳的生物化学地球循环
碳的生物化学地球循环 一、碳元素及其同位素 C12（98.9%）C13（1.1%）C14（1.2*10^-10%） C13 稳定同位素C14放射同位素 二、什么是生物地球化学循环？ 地球系统：大气圈、生物圈、水圈、地圈和人类构成的相互作用的系统。 生物地球化学循环: these cycles of chemical elements through the atmosphere, lithosphere, hydrosphere, and biosphere are called biogeophy chemical cycles Reservoirs: 1.Source-源 2.Sink-汇 3.Flux-通量 4.库 ?地球全层结构和各个圈层的相互影响 →实例：造山运动如青藏高原的隆升导致的物质“源-汇”效应 白垩纪（约1.35亿年到6500万年前） 【长江的浑浊物质中绝大多数来自于金沙江】 →汇：长江入海口 三、碳循环的重要性
1.碳是生物体的中央部分 2.碳循环造就了适宜居住的环境 3.是全球生物地球化学循环的主体线索 4.人类活动改变了原来的碳循环——温室效应 →碳循环的关键反映 1.光合作用（photosynthesis） 2.呼吸作用（respiration）——aerobic decay （呼吸和燃烧）& anaerobic decay （复杂化合物的形成——白垩纪和侏罗纪） 四、碳库和大气中的CO2 最大的碳库是地球表层的沉积物和沉积岩（通常不与大气交换）。 大气中碳的最主要形势是CO2，此外陆地生物存贮的碳量也非常大。 →因此，海洋、陆地和沉积库中碳量的小变化能够引起大气中碳量的大变化。 The dissolved inorganic carbon (DIC) in the ocean is by far the largest, active C pool. 五、carbon cycle flux ?slow flux and quick flux 六、生物泵的概念 在海洋的额垂直方向上，有上而下 1.Solubility pump-大气中CO2溶解到海水表面 2.Physical pump-海水表面物理混合作用使得碳酸氢根向海洋中扩散和传递 3.Biological pump-光合作用与呼吸作用是碳在有机和无机间转换。 七、CO2含量随纬度变化
生物化学计算题
生物化学计算题： 1、 计算赖氨酸的+-3NH ε 20%被解离时的溶液pH 。 解答： 80% ±Lys 20% -Lys 9.94 1lg 53.10][][lg 3.510][][lg =+=+=+=±-lys lys pKa pH 质子供体质子受体 2、计算谷氨酸的COOH -γ三分之二被解离时的溶液pH 。 解答： ±Glu - Glu 1 2 6.41 2lg 25.4][lg =+=+=±-Glu Glu pKa pH 3、向1 L 1 mol/L 的处于等电点的甘氨酸溶液加入0.3 mol HCl ， 问所得溶液的pH 值是多少？如果加入0.3 mol NaOH 以代替HCl 时，pH 将是多少？ 解答：（1） 1-0.3 0.3 0.3 71.23 .07.0lg 34.2][][lg 1=+=+=+±Gly Gly pKa pH (2)
0.7 ±Gly 0..3 -Gly 4、计算0.25 mol/L 的组氨酸溶液在pH 6.4时各种离子形式的浓度（mol/L ）。 解答： ][][lg 21+++=His His pKa pH 同理得： 4)82.14.6(221080.310][][][][lg 82.14.6?==→+=--++++His His His His 51.210] [][][][lg 00.64.6)0.64.6(==→+=--+±+±His His His His 3)17.94.6(107.110] [][][][lg 17.94.6---±-±-?==→+=His His His His 25.0][][][][2=+++-±++His His His His 设x His =±][解上述方程得： 组氨酸主要以+±His His 和形式存在。 5、分别计算谷氨酸、精氨酸和丙氨酸的等电点。 解答： （1）根据谷氨酸的解离曲线，其pI 应该是它的-α羧基和侧链羧基的pKa 之和的算术平均 值。即：pI=（2.19 + 4.25）/2 =3.22； （2）精氨酸pI 应该是它的-α氨基和侧链胍基的pKa 之和的算术平均值，即 pI=（9.04 + 12.48）/2 =10.76； （3）丙氨酸pI 应该是它的-α氨基和-α羧基pKa 值之和的算术平均值，即 pI=（2.34 + 9.69）/2 =6.02； 6、计算下列肽的等电点。 （1）天冬氨酰甘氨酸 ，—末端10.2=COOHpK ,07.93=-+pK NH 末端53.4=-COOHpK β (2)谷胱甘肽 62 .9,66.8,53.3,12.23=-=-=-=-+SHpK pK NH COOHpK Gly COOHpK Glu 末端末端α（3）丙氨酰丙氨酰赖氨酰丙氨酸 末端—COOH pK=3.58,末端+3NH —pK=8.01,+-3NH εpK=10.58 解答： （1）Asp-Gly 二肽的解离情况如下： 两性离子
地球化学知识点整理
地球化学 绪论 1、地球化学的定义： 地球化学是研究地球（包括部分天体）的化学组成、化学作用和化学演化的科学2、地球化学的基本问题：【填空】 （1）质：地球系统中元素的组成 （2）量：元素的共生组合和赋存形式 （3）动：元素的迁移和循环 （4）史：地球的历史和演化 3、地球化学研究思路：【简答】 在地质作用过程中，在宏观地质体变化和形成的同时，亦伴有大量肉眼难以辨别的化学组成变化的微观踪迹，它们包含着重要的定性和定量的地质作用信息，应用现代化学分析测试手段，剖析这些微观踪迹，从而揭示宏观地质作用的奥秘。即“见微而知著”。 第一章地球和太阳系的化学组成 第一节地球的结构和组成 1、地球的圈层结构、主要界面名称： （1）地震波（P波和S波）在地球内部传播速度的变化，反映出地球内部物质的密度和弹性是不均一的。这种不均一性在地球的一定深度表现为突变性质。由此得出，地球内部具有壳层结构的概念，即认为地球由表及里分为地壳、地幔和地核三个部分。界面分别为：莫霍面和古登堡面。 （2）上地壳和下地壳分界面为康拉德面。上地壳又叫做硅铝层，下地壳又叫做硅镁层。大陆地壳由上、下地壳，而大洋地壳只有下地壳。【填空】 2、固体地球各圈层的化学成分特点：（分布顺序） 地壳：O、Si、Al、Fe、Ca 地幔：O、Mg、Si、Fe、Ca 地核：Fe-Ni 地球：Fe、O、Mg、Si、Ni
第二节元素和核素的地壳丰度 1、基本概念：【名词解释】 （1）地球化学体系：我们把所要研究的对象看作是一个地球化学体系，有一定的空间，处于特定的物理-化学状态，并且有一定时间的连续 （2）丰度：研究体系中被研究元素的相对含量 （3）克拉克值：地壳中元素的平均含量 （4）质量克拉克值：以质量计算表示的克拉克值 （5）原子克拉克值：以原子数之比表示的元素相对含量。它是指某元素在某地质体全部元素的原子总数中所占原子个数的百分数。 （6）浓度克拉克值：某一元素在地质体中的平均含量与克拉克值的比值 2、克拉克值的变化规律： （1）递减：元素的克拉克值大体上随原子序数的增大而减小。但Li、B、Be以及惰性气体的含量并不符合上述规律，其丰度值很低。 （2）偶数规则（奥多-哈金斯法则）：周期表中原子序数为偶数的元素总分布量大于奇数元素的总分布量，相邻元素之间偶数序数的元素分布量大于奇数元素分布量。 （3）四倍规则（了解）： 元素的质量数A除以4，可分为四类：4q+3、4q+2、4q+1、4q 3、“元素克拉克值”研究意义：【简答】 （1）是地球化学研究重要的基础数据 （2）确定地壳中各种地球化学作用过程的总背景 （3）是衡量元素集中、分散及其程度的标尺 （4）是影响元素地球化学行为的重要因素 4、区域元素丰度的研究的意义：【简答】 （1）它是决定区域地壳（岩石圈）体系的物源、物理化学特征的重要基础数据（2）为研究各类地质、地球化学作用、分析区域构造演化历史及区域成矿规律提供重要的基础资料 （3）为研究区域生态环境，为工业、农业、畜牧业、医疗保健等事业提供重要信息
生物化学
《生物化学》复习提纲二 第1章糖类 一、名词解释：糖类；同多糖与杂多糖；不对称碳原子；α-和β-异头物；糖苷与糖苷键； 糖蛋白，糖胺聚糖，蛋白聚糖二、糖的分类 三、单糖的D型和L型是怎样规定的？怎样计算糖类的旋光异构体数目？四、单糖的环状结构（Fischer和Haworth式表示方法）五、单糖的化学性质（重点）六、单糖、寡糖、多糖的还原性 七、二糖（蔗糖、乳糖、麦芽糖、海藻糖）、的单体是什么？单体之间的连键是什么？八、多糖——淀粉、糖原、纤维素，不要求记它们的结构式，记组成成分、连键及性质。九、肽聚糖的基本结构 第2章脂质 一、脂质的分类 二、天然脂肪酸的结构特点，哪些是人和哺乳动物的必需脂肪酸三、三酰甘油的化学性质 四、名词解释：必需脂肪酸；皂化值，碘值，油脂；鞘磷脂；糖脂；脂蛋白 五、甘油磷脂的结构通式及性质，几类磷脂的组成与俗名（如卵磷脂、脑磷脂、心磷脂）六、鞘磷脂的组成成分，鞘氨醇常见的有哪几种，神经酰胺的结构七、脑苷脂与神经节苷脂的概念；中性、酸性、唾液酸鞘糖脂的组成八、脂质的亲水端和疏水端 九、胆固醇的结构，常见的固醇衍生物有哪些十、脂蛋白组成与分类，各种脂蛋白的主要功能第3章氨基酸 一、20种氨基酸的分类，分子结构，三字母符号表示方式二、氨基酸的酸碱化学（等电点计算与甲醛滴定）三、氨基酸的化学反应四、氨基酸的紫外吸收 第4章蛋白质的共价结构 一、单体蛋白质；寡聚蛋白质；蛋白质的一级结构；蛋白质的二级结构；蛋白质的三级结构；蛋白质的四级结构；肽单位与肽平面二、肽的命名三、肽平面的特点 五、肽在不同pH下的所带电荷计算六、蛋白质的一级结构的测定（重点） 第5章蛋白质的三维结构 一、维持蛋白质三维结构的作用力；二级、三级、四级结构的主要力是什么二、蛋白质的α-螺旋及其特点；其他螺旋主要有哪几种三、影响α-螺旋形成的因素四、β-折叠片的概念和种类五、β-转角是怎样形成的 六、α-角蛋白和丝心蛋白（了解） 七、球状蛋白质的三维结构特征（了解） 八、什么是蛋白质的变性和复性？蛋白质变性时发生的主要变化有哪些？ 第6章蛋白质结构与功能的关系 一、CO中毒的机制 二、肌红蛋白的主要功能是什么？ 三、肌红蛋白由几条肽链组成？包括几段α-螺旋？其辅基是什么？铁在血红素中的存在方 式是什么？ 四、血红蛋白的亚基组成
全球生物地球化学循环研究的进展_庄亚辉
第4卷第1～2期1997年3月 地学前缘(中国地质大学,北京) Earth Science Frontiers(China Univ ersity of Geos ciences,Beij ing) Vo l.4No.1～2 Mar. 1997 全球生物地球化学循环研究的进展 庄亚辉⒇ (中国科学院生态环境研究中心,北京2871信箱,100085) 摘 要 简要介绍了全球元素生物地球化学循环研究的新进展。首先说明几十年来生物地球 化学循环研究重点的转变,其次分析了当前研究的特点,这就是多层次地(时空及生态系统)进 行实验和数学模拟并外推至全球,比经典的循环研究要细致得多。经典研究往往只是将定位点 上的结果简单地外推到区域甚至全球。最后有选择地阐述了生物地球化学循环各领域(源、汇、 转化过程、测量方法、模式等)内的发展趋势与热点,其中主要有农业生态系统含碳、氮痕量气体 的源、遗漏的碳汇、碳、氮、硫、磷间的耦合作用、同位素丰度比及指示物的应用和氧化亚氮和甲 烷释放模式。 关键词 生物地球化学循环 释放源 汇 传输及转化过程 痕量气体测定 过程模拟 CLC P593,Q14,P69 全球生物地球化学循环是研究元素的各种化合物在生物圈、水圈、大气圈、岩石土壤圈各储库之间的迁移和转化。除了各种物理、化学、生物过程与通道的研究外,还包括其源、汇、通量、储库及模式研究〔1〕。在50年代以前,经典的元素循环是以自然界的生物地球化学过程为对象的〔2～3〕,二次世界大战结束后,大量的核试验引起人们对人工核素的全球沉降和迁移过程的关注。60～70年代工农业的发展带来了化肥、农药、洗涤剂和重金属的全球性污染。在国际科联环境科学问题委员会(SCOPE/ICSU)的倡导下,开展了全球碳、氮、硫、磷和重金属的生物地球化学循环的研究〔4～6〕。80年代以来,国际地圈生物圈计划(IGBP)以及其它许多的国际全球科研计划针对人类活动引起的系列全球变化,例如温室效应、臭氧层破坏、海平面升高、森林锐减、土地退化等进行研究。这些问题均与元素循环有关,因此给碳、氮、硫、磷生物地球化学循环的研究带来了新的推动力和新的研究内容,使元素循环研究进入一个新的阶段〔7〕。1987年,美国地球物理学会为此专门出版了Global Biogeochemical Cycles学术刊物,刊登此方面的新成就。 由于篇幅限制,本文只讨论碳、氮、硫、磷四个元素的一些新进展,分别介绍生物释放源、汇、转化传输机理、实验方法及模式的前缘内容、热点与趋势。但这并不意味着其它元素不重要。例如,人们已认识到卤素元素生物地球化学的循环对全球变化的影响,氧循环(也就是水循环)的重要性更是毋庸置疑的。 ⒇ 收稿日期:1996-07-08 修改稿收到日期:1996-11-30 作者简介:庄亚辉,男,1930年生,研究员,环境化学博士生导师,国际科联环境问题委员会中国委员会委员,从事氮、硫氧化物的活化与转化以及碳、氮、硫痕量气体释放源的研究。 本研究受美国国家科学基金会1995～1997年项目、国家自然科学基金委员会化学部课题、国家自然科学基金委员会跨学部项目、中国科学院环境科学委员会及资源环境局重大科技项目基金资助。
湿地铁的生物地球化学循环及其环境效应_姜明
＊国家自然科学基金:不同水文地貌条件下湿地土壤铁迁移转化及其环境指征(编号:40501030)和中国科学院湿地生态与环境重点实验室开放基金(编号:WELF -2004-B -006)资助 湿地铁的生物地球化学循环及其环境效应＊ 姜 明 1,2 吕宪国1 杨 青1 佟守正 1 (1中国科学院东北地理与农业生态研究所,长春 130012) (2中国科学院研究生院,北京 100039) 摘 要 湿地位于水陆过渡地带,干湿交替引起的氧化还原变化是湿地中最为典型、普遍的现象。铁作为湿地中的主要氧化还原物质,它的变化对湿地环境具有重要的指示性作用。本文介绍了湿地中铁的时空分布及其转化规律,指出湿地铁循环的影响因素,分析了湿地铁循环在湿地土壤形成、湿地植物的生理生态、湿地的物质循环、环境指示等方面的效应;最后对湿地铁循环研究中的存在问题及发展方向提出几点建议。 关键词 铁;生物地球化学循环;环境效应;湿地中图分类号 S154.2 文献标识码 A 湿地是水体系统和陆地系统之间相互联系、相互作用而变化的活跃地带,干湿交替是发生在湿地中的一种非常典型、普遍的现象。铁是主要的氧化 还原物质[1],铁的变化对湿地中的氧化还原环境具有重要的指示性意义[2,3]。在湿地氧化还原物质研究中,对于氮、碳、硫等元素研究广泛,而铁锰等金属离子研究较少[4～8]。国际地圈生物圈计划(I GBP )、国际全球环境变化人文因素计划(I HDP )和世界气候研究计划(W CRP )三大计划提出了碳“汇”和碳通量的时空分布及碳循环动力学研究的科学需求,铁循环影响了碳的源汇过程[9～11];国际水文计划(I HP )第六阶段计划(2002年至2007年)也明确提出加强河床和湿地的金属监测及研究的任务,其中湿地铁循环对重金属、营养物等具有重要的吸附解吸作用,从而对湿地环境过程产生影响,因而在这些研究计划中应该重视湿地铁的生物地球化学循环及其对碳、氮和营养元素迁移转化的影响研究 [12～14] 。 1 湿地铁生物地球化学循环及其特征 1.1 湿地铁化合物的划分及其循环过程 根据矿物学结合胶体化学观点,湿地铁化合物可以在形态上划分为游离氧化铁、无定形铁。早在1877年,Bemmelen 用矿质酸和碱液溶解土壤中的氧化铁和其他胶体物质,1922年Tamm 建议应用草酸 铵缓冲液来分离无定形铁,1950年Deb 开始应用连二亚硫酸钠为还原剂测定游离铁,在此基础上建立了现在广为采用的连二亚硫酸钠-柠檬酸钠-重碳 酸钠提取法(DCB 法)[1] 。湿地中的铁化合物还可以按照化学方法分为高价态和低价态,这种价态划分对于湿地研究十分重要。但铁化合物的区分在技术上非常困难,同时在提取过程中防止低价铁的氧化是一个重要的问题。目前更多的采用H 2、N 2以隔绝空气的淋洗法,但由于装置复杂、淋洗速度不快,也有一部分低价铁被氧化,因此低价铁的区分及测定仍需改善。 湿地干湿交替、氧化还原过程的反复进行,引起湿地土壤中氧气含量、有机物质含量以及微生物作用过程发生改变,这些过程引起湿地铁的价态改变,导致了湿地铁的氧化沉积与还原溶解(见图1)。受干湿交替影响,许多湿地植物发展了高孔隙的通气组织[15],因此导致根部氧气得以扩散到土壤溶液中,这个过程加强了湿地中的氧化还原过程,影响了湿地中的铁循环,同时在湿地植物根部形成锈斑,包括芦苇(Phragmites australis )、水稻(Oryza sativa )、互花米草(Spartina alterniflora )等[14,16,17],其中水稻田每年约有500kg hm -2锈斑形成[15]。1.2 湿地铁循环特征 湿地铁循环研究中,人工湿地水稻土方面较早且深入。我国早在20世纪30年代就开始对水稻土 第43卷第3期土 壤 学 报 Vol .43,No .32006年5月 ACT A PED OL O GI CA SI NICA May ,2006
生物化学_三羧酸循环
三羧酸循环 一、丙酮酸脱氢酶复合体 （一)反应过程：4步，第一步前半部分不可逆。 1.脱羧，生成羟乙基TPP，由E1（丙酮酸脱氢酶组分）催化。 羟乙基被氧化成乙酰基，转移给硫辛酰胺。由E2（二氢硫辛酰转乙酰基酶）催化。 2.形成乙酰辅酶A。由E2催化。 3.还原型E2被氧化形成氧化型E2，由E3（二氢硫辛酰胺脱氢酶）催化，NAD+为氧化剂。 4.氧化硫辛酸，FAD变成FADH2。氢原子转移给NAD+变成NADH & H+。 丙酮酸脱氢复合体有60条肽链组成，直径30nm，E1和E2各24个，E3有12个。其中硫辛酰胺构成转动长臂，在电荷的推动下携带中间产物移动。 （二）砷化物对硫辛酰胺有毒害作用，与巯基共价结合使E2辅基改变失去催化作用。（三)活性调控： 此反应处于代谢途径的分支点，收到严密调控： 1.产物抑制：乙酰辅酶A抑制E2，NADH抑制E3。可被辅酶A和NAD+逆转。 2.核苷酸反馈调节：E1受GTP抑制，被AMP活化。 3.共价调节：E1上的特殊丝氨酸被磷酸化时无活性，水解后恢复活性。丙酮酸抑制磷酸化作用，钙和胰岛素增加去磷酸化作用，ATP、乙酰辅酶A、NADH增加磷酸化作用。 二、三羧酸循环的途径 8步。曾经怀疑第一个组分是其他三羧酸，故名三羧酸循环。也叫Krebs循环。 由柠檬酸缩合酶催化，高能硫酯键水解推动反应进行。受ATP、NADH、琥珀酰辅酶A和长链脂肪酰辅酶A抑制。ATP可增加对乙酰辅酶A的Km。氟乙酰辅酶A可形成氟柠檬酸，抑制下一步反应的酶，称为致死合成，可用于杀虫剂。 由顺乌头酸酶催化，先脱水，再加水。是含铁的非铁卟啉蛋白。需铁及巯基化合物（谷胱甘肽或Cys等）维持其活性。 第一次氧化，由异柠檬酸脱氢酶催化，生成NADH或NADPH。中间物是草酰琥珀酸。是第二个调节酶，能量高时抑制。生理条件下不可逆，是限速步骤。细胞质中有另一种异柠檬酸脱氢酶，需NADPH，不是别构酶。其反应可逆，与NADPH还原当量有关。
地球化学知识点总结(详细)
第一章 克拉克值：元素在地壳中的丰度，称为克拉克值。元素在宇宙体或地球 化学系统中的平均含量称之为丰度。丰度通常用重量百分数（%）， PPM（百万分之一）或g/t表示。 2 .富集矿物:指所研究元素在其中 的含量大大超过它在岩石总体平均含量的那种矿物。 3. 载体矿物:指岩石中所研究元素的主要量分布于其中的那种矿物。 4. 浓集系数 =工业利用的最低品位/克拉克值。为某元素在矿床中可工 业利用的最低品位与其克拉克值之比。 5.球粒陨石：是石陨石的一种。（约占陨石的84%）：含有球体，具有 球粒构造，球粒一般为橄榄石和斜方辉石。基质由镍铁、陨硫铁、斜长 石、橄榄石、辉石组成。划分为： E群——顽火辉石球粒陨石，比较稀 少；O群——普通球粒陨石: H亚群—高铁群，橄榄石古铜辉石球粒损 石；L亚群—低铁群，橄榄紫苏辉石球粒陨石； LL亚群—低铁低金属亚群；C群——碳质球粒陨石，含有碳的有机化合 物和含水硅酸盐，如烷烃、芳烃、烯烃、氨基酸、卤化物、硫代化合物 等。为研究生命起源提供重要信息。分Ⅰ型、Ⅱ型和Ⅲ型。 Ⅰ型其非 挥发性组成代表了太阳系星云的非挥发性元素丰度。 6.浓度克拉克值=某元素在地质体中的平均含量/克拉克值,反映地质体 中某元素的浓集程度。 1.陨石在地化研究中的意义： （一）陨石的成分是研究和推测太阳系及地球系统元素成分的重要依 据：（1）用来估计地球整体的平均化学成分。1陨石类比法，即用各种 陨石的平均成分或用球粒陨石成分来代表地球的平均化学成分。2地球 模型和陨石类比法来代表地球的平均化学成分，其中地壳占质量的1%， 地幔31.4%，地核67.6%，然后用球粒陨石的镍—铁相的平均成分加5.3% 的陨硫铁可以代表地核的成分，球粒陨石的硅酸盐相平均成分代表地壳