氮元素作为海洋环境中的重要生源要素之一，通常被认为是初级生产力的限制因子，加之全球氮循环与碳循环在气候变化中的密切耦合以及人类活动对于氮元素排放的逐渐增加，海洋氮循环也就成为整个海洋生物地球化学循环中最为关键的一环。海洋中化合态氮的收支取决于游离态氮气的固定和化合态氮的丢失（N-loss），前者主要由固氮生物执行，而后者主要由反硝化细菌和厌氧铵氧化细菌所实现。由于海洋氮循环受到多种过程的控制以及在量化各种过程速率方面存在很大的不确定性，全球氮的收支是否处于平衡仍然存在很大的争议。海洋沉积物是化合态氮丢失的一个重要场所，约50⁷0%的化合态氮在此被移除，而其中50%以上的氮丢失又发生在陆架海沉积物中（Bohlen et al.2012; Gruber2008），尽管该区域只占全球海洋面积的7.5%（Menard&Smith1966）。由此可见陆架海沉积物在全球海洋氮循环中所起的关键性作用。反硝化、厌氧铵氧化和异化硝酸盐还原为铵（DNRA）是沉积物厌氧环境中氮循环的三种关键过程。前两个过程控制着沉积物中化合态氮的丢失，而DNRA则将NO₃^-转化为NH₄⁺使得化合态氮在沉积物中得以保留并继续参与氮循环过程。反硝化是指在厌氧微生物作用下，从NO₃^-开始，经过一系列的异化还原反应，将NO₃^-，NO₂^-，NO和N₂O最终还原为游离态的N₂的过程，从而实现生态系统中化合态氮的移除。厌氧铵氧化是指在厌氧条件下，无机化能自养细菌以NO₂^-为电子受体，NH₄⁺为电子给体的微生物氧化还原过程，此过程的最终产物同样是游离态的N₂。DNRA过程是指NO₃^-在异化硝酸盐还原细菌的作用下，经过一系列的还原过程将NO₃^-直接还原为NH₄⁺的转化过程，并未实现氮丢失。三种过程在沉积物中的配比程度决定了沉积物中氮的收支，但同时对这三种过程进行的研究目前报道尚不多见。东海作为世界上最大的陆架边缘海之一，有着较高的初级生产力。同时，西面受到世界最大河流之一—长江的输入，东南又有大洋性质的黑潮水入侵，因此使其成为最为典型的陆架海之一。由于长江流域和长江三角洲地区人类活动的加剧，大量工农业废水和生活污水随长江冲淡水输送到东海陆架，使东海近岸海区的化合态氮浓度显著升高，导致赤潮频发，且长江口外底层水体缺氧现象愈发严重。据推测，东海陆架沉积物可能是化合态氮丢失的一个“热点区域”（Seitzingeret al.2006），但是目前对于此方面的实测研究还非常匮乏。¹⁵N同位素对技术(¹⁵N Isotope Pairing Technique，简记为¹⁵N IPT)已经成为研究沉积物氮循环过程的一个有效手段，并得到广泛应用。但现有的¹⁵N IPT只考虑到了一种（反硝化）或两种（反硝化和厌氧铵氧化、厌氧铵氧化和DNRA）氮的转化过程（Jensen et al.2011; Nielsen1992; Risgaard-Petersen et al.2003;Thamdrup&Dalsgaard2002），如果同时存在三种过程，且每种过程的贡献均不可忽略，则此种方法在计算每个转化过程的各自贡献量时面临着挑战。因为DNRA所产生的¹⁵NH₄⁺与¹⁵NO₂^-结合同样可以产生30N₂，但传统上认为该产物只能由反硝化产生，这样使得现有的计算方法不能有效区分各自过程的贡献。尽管亦有方法可以解决在DNRA与厌氧铵氧化和反硝化共存条件下区分各自的贡献（Spott&Stange,2007），但需要建立开放的稳态实验体系，在海洋沉积物研究中尚未广泛应用。同时沉积物中细胞内硝酸盐储存生物的存在对于¹⁵N IPT也产生一定的影响（Sokoll et al.,2012），多重过程的共同存在无疑增加了研究沉积物氮循环的复杂性。有鉴于此，本文首先从理论上量化了DNRA对厌氧铵氧化和反硝化速率计算的影响，同时提出了3种方法来校正或者消除DNRA的影响，并用实测数据对该数学模型进行了验证。其次，本文利用泥浆培养考虑到DNRA的影响后深入研究了东海陆架沉积物中厌氧铵氧化、反硝化和DNRA过程以及各自在东海沉积物氮循环过程的相对贡献。然后，在对东海沉积物氮循环过程有了初步了解的基础上，结合沉积物泥浆和整柱培养技术测定了东海沉积物中的氮丢失速率。此外，因夏季长江口底层水体缺氧已被广泛报道，且底栖氮循环又与氧气水平密切相关，故利用两个航次的对比和受控实验探讨了底层水体缺氧对沉积物氮循环的影响。基于以上研究所获得的主要认识如下：（1）基于¹⁵N IPT的原理，在考虑到DNRA的影响之后，发展了一个量化的模型用于评估DNRA对于厌氧铵氧化和反硝化的影响。模型结果表明：在DNRA与厌氧铵氧化和反硝化共存的情况下，沉积物泥浆培养使用Thampdrup&Dalsgaard （2002）提出的方法所计算出的厌氧铵氧化速率被低估，且这种低估与体系中¹⁵NH₄⁺的摩尔分数（FA）成正比；反硝化速率被高估，高估的程度与FA和厌氧铵氧化对总的氮丢失的贡献（ra）有关。在ra相对固定时，对反硝化速率的高估同样与FA成正比；在FA相对固定时，对反硝化速率的高估随着ra的增加而增大。而DNRA对于总的氮丢失速率并没有影响，这主要是因为在泥浆培养中加入了¹⁵NO₃^-使得硝酸盐不再是硝酸盐异化还原的限制因子，同时也说明DNRA的存在对于厌氧铵氧化的低估和对于反硝化的高估二者可以抵消，DNRA只是改变了¹⁵N在各个过程中的配对形式并未对总的氮丢失产生影响。而对于整柱培养来说，在DNRA存在的情况下，按照Risgaard-Petersen等（2003）的计算方法计算出的氮丢失速率将会被高估，因为DNRA在硝酸盐还原层中与反硝化和厌氧铵氧化存在竞争关系，消耗了一部分硝酸盐从而降低了真实的氮丢失速率。针对泥浆培养过程中DNRA的影响，本文提出了3种方法用于校正或者消除该影响。在第一种方法中，采用分步计算方式将泥浆培养过程每个时间点所获取的FA考虑在内，得到每个时间点由厌氧铵氧化产生的30N₂的量，然后再分步计算每个时间点由厌氧铵氧化和反硝化所产生的实际的N₂量；在第二种方法中，如果FA随时间呈现线性增加，则采用平均的FA来计算由厌氧铵氧化贡献的30N₂产生速率，从而计算厌氧铵氧化和反硝化速率；在第三种方法中，泥浆培养加入¹⁵NO₃^-的同时，再加入较高浓度的14NH₄⁺以保证FA处于较低的水平（<5%）来消除DNRA的影响。利用黄海和东海的实测数据验证了该模型的合理性，且三种方法均可用来校正或者消除DNRA对厌氧铵氧化和反硝化的影响。同时该模型的结果表明在ra比较低（<10%）的河口与近岸沉积物中，DNRA的影响可以不予考虑，但根据现有的ra分布规律来看，随着水深的增加，ra也逐渐增加，因此在ra比较大的陆架和陆坡沉积物中，DNRA的影响则必须要谨慎对待。此外，该模型不仅仅可以用于沉积物中校正DNRA对厌氧铵氧化和反硝化的影响，也可以在大洋缺氧水体中使用。（2）针对东海沉积物中所存在的硝酸盐还原过程的区分与量化，于2010年6月搭乘科学3号调查船在东海进行了5个站位的沉积物泥浆厌氧培养实验。¹⁵NH₄⁺、¹⁵NH₄⁺+¹⁴NO₃^-和¹⁵NO₃^-分别作为¹⁵N示踪剂加入培养体系中，通过检测不同的N₂同位素产物来判别不同的硝酸盐还原过程。实验结果表明加入¹⁵NH₄⁺的控制组，在O₂和NO₃^-均消耗殆尽的条件下，既无29N₂的生成亦无30N₂的产生，说明无有效的电子受体对¹⁵NH₄⁺进行厌氧氧化；而在加入¹⁵NH₄⁺+¹⁴NO₃^-的培养体系中，仅检测到了29N₂的产生，并无显著的30N₂产生，说明在所研究的沉积物中存在显著的厌氧铵氧化过程；在加入¹⁵NO₃^-的培养体系中，显著的30N₂生成表明反硝化过程的存在，同时¹⁵NH₄⁺的产生证明DNRA过程也显著存在。通过对比¹⁵NH₄⁺+¹⁴NO₃^-和¹⁵NO₃^-培养组的厌氧铵氧化速率，表明细胞内硝酸盐储存与释放过程也同时存在。在加入¹⁵NO₃^-的培养体系中，在使用目前通用的Thampdrup&Dalsgaard （2002）提出的方法进行计算时，细胞内硝酸盐的释放会稀释¹⁵NO₃^-，从而造成反硝化速率被低估，厌氧铵氧化速率被高估；而DNRA会造成反硝化速率被高估，而厌氧铵氧化速率被低估，从而使厌氧铵氧化在氮丢失过程中的贡献被低估。两种影响同时存在且作用相反，增加了计算过程的复杂性。将细胞内硝酸盐释放与DNRA的影响同时进行考虑后，结果表明，按照目前通用的Thampdrup&Dalsgaard （2002）提出的计算方法，在加入¹⁵NO₃^-的培养体系中，如果仅仅考虑硝酸盐的释放，东海沉积物中反硝化速率将会被低估6%，而厌氧铵氧化速率将会被高估42%。考虑DNRA的影响之后，反硝化速率的低估将会被抵消，而厌氧铵氧化速率的高估程度可被降低14%。在加入¹⁵NH₄⁺+¹⁴NO₃^-的培养体系中，由于高浓度的¹⁵NH₄⁺加入作为背景，DNRA对厌氧铵氧化速率无显著影响。经过校正计算出的反硝化、厌氧铵氧化和DNRA速率表明，厌氧铵氧化在氮丢失过程中的贡献由较浅近岸的13%上升到较深外海的50%，说明厌氧铵氧化在东海沉积物氮丢失过程中起着重要作用。同时DNRA在硝酸盐还原过程中也起着重要的作用，其所占据的比例高达20³1%。（3）在初步了解东海沉积物中反硝化、厌氧铵氧化和DNRA过程的基础上，利用沉积物泥浆和整柱培养相结合的¹⁵N同位素对技术分别于2010年6月和10¹1月测定了东海沉积物中氮丢失速率。利用Risgaard-Petersen等（2003）所建议的方法计算出的氮丢失速率处于0.13到0.85mmol N m^-2d^-1，平均0.37mmol N m^-2d^-1，其中厌氧铵氧化的贡献处于11⁵0%，平均24%。DNRA的速率处于0⁰.05mmol N m^-2d^-1，平均0.02mmol N m^-2d^-1。利用Fick第一扩散定律的计算并结合文献数据表明，单纯使用沉积物柱培养形式的¹⁵N IPT计算出的氮丢失和DNRA速率均存在一定程度的低估。在柱培养实验中，加入的¹⁵NO₃^-受到扩散限制，在通常所进行的培养时间内（小于1天）¹⁵NO₃^-最多渗透至表层1cm的沉积物中而不能够充分地与深层次间隙水中的¹⁴NO₃^-充分混合，从而使得利用现有¹⁵N IPT计算出的氮丢失速率存在低估。利用沉积物分层泥浆培养实验，计算了¹⁵NO₃^-渗透深度以下硝酸盐还原层中的氮丢失速率，将其与前面计算出的氮丢失速率加和即为实际的氮丢失速率。该氮丢失速率与利用Risgaard-Petersen等（2003）方法计算出的氮丢失速率相比提高了0.8².2倍，平均1.6倍，推广到整个东海陆架则每年增加的氮丢失量大约有1.6TgN。校正后的DNRA平均速率为0.29mmol N m^-2d^-1，提升了1个数量级。（·4）利用2011年5月和8月在长江口及其临近海区的两个航次探讨了底层水体缺氧对于沉积物中氮循环的影响。在该实验中，沉积物间隙水中的溶解氧和硝酸盐剖面、沉积物耗氧速率、NO₃^-和NH₄⁺交换通量、厌氧铵氧化速率、反硝化速率、DNRA速率、硝化速率和矿化速率均在不同溶解氧条件下进行了测定，既考虑到了不同季节所造成的底层水体天然氧气含量变化对底栖氮循环的影响，同时又探讨了在受控培养的溶解氧条件下底栖氮循环的变化。结果表明，5月份的底层水体溶解氧含量一般处于²00μmolL^-1，沉积物溶解氧渗透深度处于4.0⁴.3mm，耗氧速率处于11.6¹7.6mmol O₂m^-2d^-1。由于调查前受强台风的影响，8月份底层水体中的溶解氧未出现缺氧现象(DO<62.5μmol L^-1)，但与5月份相比，底层水体溶解氧降低至¹00μmol L^-1，沉积物耗氧速率降低至6.1¹3.6mmol O₂m^-2d^-1，氧气渗透深度则减小到1.6³.8mm，沉积物耗氧速率和氧气渗透深度分别降低了23%和29%。伴随着氧气浓度的降低，NO₃^-剖面所表现出的硝化层消失，NO₃^-趋向于由水体向沉积物转移，而NH₄⁺则趋向于由沉积物向水体释放。厌氧铵氧化速率由0.15mmol N m^-2d^-1降低至0.06mmol N m^-2d^-1，对总的氮丢失的贡献平均由20%降低至7.4%。反硝化速率表现出轻微的上升使得总的氮丢失速率维持在0.85mmol N m^-2d^-1左右。DNRA速率则由0.02mmol N m^-2d^-1上升至0.10mmol N m^-2d^-1，平均升高了5倍。由于在8月份的航次中没有发现天然的缺氧现象，因此通过受控培养研究了在不同氧条件下（氧化状态、原位氧状态和严重缺氧状态）底栖氮循环对于水体缺氧的响应，结果表明，当底层水体溶解氧由氧化状态(DO=²00μmol L^-1)降低至严重缺氧状态(DO=¹6μmol L^-1)时，沉积物耗氧速率急剧降低，平均降低了91%。NH₄⁺由沉积物向水体强烈地释放，而NO₃^-则由氧化条件下的从沉积物向水体释放(0.14mmol N m^-2d^-1)转变为急剧地向沉积物转移(-0.79mmol N m^-2d^-1)。与底层水体氧化状态相比，厌氧铵氧化和反硝化在严重缺氧条件下分别降低了38%和43%，从而使总的氮丢失速率由0.92mmol N m^-2d^-1降低至0.57mmol N m^-2d^-1。DNRA速率在严重缺氧状态下增加了3倍。反硝化、厌氧铵氧化和DNRA速率的降低均可归因于严重缺氧条件下沉积物有机氮矿化速率的降低，进而导致硝化速率降低，从而使得与硝化反应相耦合的各种硝酸盐还原过程的速率均表现出不同程度的降低。