关于阿塔卡马海沟（东南太平洋）附近悬浮颗粒物的组成：一项涵盖光合作用带、氧气最小层和深海层的地球化学与电子显微镜研究

《Deep Sea Research Part I: Oceanographic Research Papers》：On the composition of suspended particulate matter near the Atacama Trench (Southeast Pacific): A geochemical and electron microscopy study through the euphotic, oxygen minimum, and bathypelagic zones

　　哈维尔·桑切斯-埃斯帕尼亚 | 丹尼尔·卡里索 | 安东尼奥·莫利纳 | 伊莎贝尔·埃雷罗斯 | 伊尼亚基·尤斯塔 | 安德烈·M·伊林 | 奥尔加·普里托-巴列斯特罗斯 | 米格尔·阿里巴斯·蒂恩布洛 | 奥斯卡·埃尔西利亚 | 维多利亚·巴卡 | M·帕斯·马丁-雷东多 | 米格尔·安赫尔·洛明查 | 阿帕尔纳·巴纳吉 | 安德鲁·帕尔默 | 凯特琳·赫布里克 | 尼古拉奥斯·V·施伊扎斯 | 卡洛斯·冈萨雷斯 | 沃尔特·西费尔德·科瓦尔德 | 克里斯蒂安·瓦尔加斯-卡雷拉 | 亚历克西斯·加齐图阿 | 阿曼多·阿苏阿-布斯托斯

西班牙马德里托雷洪德阿尔多斯阿哈尔维尔路4公里处，CSIC-INTA天体生物学中心（CAB）

摘要
我们展示了在智利北部阿塔卡马海沟东坡三个不同地点采集的海水、悬浮颗粒物（SPM）和深海海底沉积物（DSS）的新的生物地球化学和矿物学分析结果。这些分析揭示了来自洪堡洋流的上升深层水与上方海水的独特化学成分。对在水柱不同深度（20米至4,500米）收集的SPM（包括海洋雪）进行的扫描电子显微镜（SEM）观察显示，其中含有多种固体物质，包括生物碎屑（以硅藻为主的沉降浮游植物生物量）、碎屑矿物（如石英、钾长石、斜长石、氧化物、粘土）、在水柱中形成的自生矿物（如方解石、重晶石）以及微塑料纤维。我们在氧气最小层（OMZ）观察到大量杆状细菌在沉降生物颗粒上的定殖现象，并且在该区域发现了强烈的异养活动（包括不同种类的硫酸盐还原细菌）。上层生物物质的快速降解导致有机碳向深海和深渊区域的垂直输送极为有限。然而，在底部沉积物的上层几厘米处检测到了丰富的浮游植物残余物（如硅藻壳）、来自光合活跃区的脂质生物标志物（如植醇、脂肪酸和甾醇）以及某些色素（如类胡萝卜素），这表明仍有少量有机物质能够到达深海海底，从而支持微生物活动，例如促进水/沉积物界面下黄铁矿的形成。

1. 引言与研究目标
阿塔卡马海沟（也称为秘鲁-智利海沟）是位于东太平洋的一个海洋沟壑，由纳斯卡板块俯冲到南美板块下方形成（例如，Fisher和Raitt，1962；Wortel和Cloetingh，1985）。该海沟是太平洋的主要特征之一，距离秘鲁和智利海岸约160公里，全长约5,900公里，平均宽度为64公里，最深处达到8,065米（位于理查兹深海，坐标23°10′45″S 71°18′41″W）。该区域在海洋学和海洋生物学领域备受关注，原因有以下几点：首先，这里存在最富生产力的东部边界上升流系统之一，将富含营养的深层水输送到秘鲁和智利沿海海域，形成了高生产力的生态系统，支撑着大规模渔业（如凤尾鱼和沙丁鱼；Escribano等人，2012, 2002；Gutiérrez等人，2016；Lagos等人，2002；Lee等人，2008；Walsh，1991）。其次，最近发现了适应海沟底部及大陆架深处极端物理和营养条件的新鱼类和甲壳类物种（Danovaro等人，2002, 2003；Drazen等人，2019；Grzelak等人，2021；Ramírez-Flandes等人，2022；Sánchez等人，2022；Linley等人，2022）。其中，上升流最为强烈的区域位于梅希略内斯半岛附近（23°S），近年来因其季节稳定性而受到越来越多的关注。一些研究表明，该地区的上升流可能全年持续存在（Escribano，1998；Escribano等人，2002；Fonseca和Farías，1987；Lagos等人，2002），促进了浮游植物的持续初级生产以及次级浮游动物的生产（Escribano等人，2016；Marín等人，2001）。此外，这一上升流区域的细菌活动强度在文献中也是最高的之一，这与观察到的高初级生产力相符（Troncoso等人，2003）。关于第二个方面，研究人员发现了许多未被描述的古老底栖微生物和病毒，这些新物种与鱼类和甲壳类动物共同构成了这些独特的底栖生态系统，因此这些环境常被称为“活化石”底栖生态系统（Blanton等人，2022；Cai等人，2021；Schauberger等人，2021；Zhao等人，2022）。最后，东南太平洋的氧气最小层（OMZ）也是研究的重点对象（例如，Fuenzalida等人，2009；Ulloa和Pantoja，2009）。研究表明，这个OMZ（地球上已知最大的OMZ之一，面积约为10^7平方公里，厚度300-600米，溶解氧浓度<20 μM）拥有高度多样化的微生物群落，这些微生物在系统发育和代谢上都非常活跃（包括反硝化、厌氧氨氧化和有机物质降解过程），对全球海洋生物地球化学循环具有重要意义。

2024年5月24日至6月6日期间，一个国际跨学科研究团队乘坐施密特海洋研究所（SOI）的研究船“Falkor”号，在智利安托法加斯塔沿海进行了海洋学考察。此次考察的主要目标是研究位于阿塔卡马海沟与南美板块大陆坡之间的深海海底生态系统的性质、组成和复杂性（图1）。先前的研究表明，这些生态系统所利用的能量很大程度上来源于该区域丰富的海洋雪（由生物碎屑、粪便颗粒、生物体和无机物质（矿物颗粒）组成的宏观聚集物，这些物质通过水柱沉降；Alldredge和Silver，1988）。另有观点认为，这些生态系统的另一个重要能量来源可能是冷渗流（部分富含甲烷），这些冷渗流在智利大陆坡附近被探测到（例如，Sellanes等人，2010；Vargas-Cordero等人，2022, 2021）。因此，此次考察的另一个重要目标是识别并描述该区域的能量来源。在像阿塔卡马海沟这样的高生产力生态系统中，从表层水向深渊区域输送有机物质的垂直过程被认为受到微生物降解和下沉颗粒物保存的平衡作用（Boeuf等人，2019）。智利边缘存在的永久性氧气最小层实际上增强了中层水体的微生物再矿化作用，限制了有机碳到达深海海底的量（Pantoja等人，2009；Fernández-Urruzola等人，2021）。这对全球海洋生物碳泵的功能和深海碳封存具有重要意义（Boeuf等人，2019）。此外，多项使用沉积物捕集器等技术的研究记录了从表层附近以生物为主的颗粒物向深层逐渐转变为与矿物相关的难降解物质的过程，尤其是在生产力高的上升流系统和氧气最小层中（例如，Neuer等人，1997；Honjo等人，2008；Baumas和Bizic，2024；Yoshida等人，2024）。这被认为是由于上层SPM中的生物成分经历了强烈的微生物再矿化作用（Honjo等人，2008；Yoshida等人，2024）。因此，研究SPM对于分析有机物质向深渊区域的垂直输送至关重要。

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图1. 研究区域示意图：(A) 提供了该区域的整体视图，(B) 展示了安托法加斯塔附近阿塔卡马海沟的特写，突出了1,000米和500米深度的等高线。红色点表示CTD测量位置，橙色点标记了未配备CTD的海洋底部采样点。(C) 横截面图展示了该区域的海底地形和采样点位置。该图基于GEBCO（2024）提供的地形数据制作。

这是关于阿塔卡马海沟考察主要发现的一系列论文中的第一篇，我们探讨了通过沉降悬浮沉积物（包括海洋雪）从近表层生产层向阿塔卡马海沟与智利北部海岸之间的深海海底生态系统输送固体物质和营养物质的垂直过程（图1）。我们报告了不同深度SPM的性质、形态和组成，以及其在通过水柱沉降到海底过程中的化学变化，以及这种碳垂直输送对深海海底沉积物生物地球化学的影响。我们的研究结合了SPM的扫描电子显微镜（SEM）观察、脂质生物标志物分析、化合物特定同位素分析以及SPM在光合作用区、氧气最小层和深层水域的地球化学特征分析。我们还测量了不同采样深度的海水化学成分以及海底沉积物最顶层的组成，以优化SPM的观测。这种多学科方法将有助于我们更好地理解地球上生产力最高的上升流系统中有机物质向深海底部输送的过程。此外，这类极端环境中的能量来源从天体生物学的角度来看也非常重要，因为它们可以提供关于深空行星水体宜居性要求的线索（Arribas等人，2026）。特别是，我们的科学团队特别关注在类似太阳系冰卫星的压力和温度条件下生物必需元素的可用性（McKay等人，2008）。我们的初始假设是，尽管在几公里的水柱中SPM经历了强烈的生物消耗，但到达阿塔卡马海沟东坡深海海底的有限有机物质仍能维持异养代谢过程，例如沉积物中的微生物硫酸盐还原作用，而不依赖于其他化能合成能量来源（如富含甲烷的冷渗流）。

2. 方法
2.1. 数据采集与采样
2.1.1. CTD测量与水样采集
在阿塔卡马海沟与智利海岸之间的三个不同采样点，距离阿塔卡马沙漠约45公里处，沿着连续的垂直剖面测量了物理和化学参数（图1）。这些物理化学参数是通过安装在“Falkor”号研究船上的电导率-温度-深度（CTD）罗塞特系统获得的（图S1A）。该系统包括一个Sea-Bird Electronics 911plus CTD系统，该系统配备有24个12升的Niskin采样瓶（图S1B）。CTD传感器的配置包括：(i) 两个温度传感器（SBE 4），(ii) 两个电导率传感器（SBE 3+），(iii) 两个溶解氧传感器（SBE 43），(iv) 一个浊度计（WetLabs ECO FLNTUD），(v) 一个透射仪（WetLabs C-star），以及(vi) 一个高度计，还包括必要的泵、管道和采样瓶投放装置。所有传感器均可工作在最大6,800米的深度。不过，CTD系统未配备PAR、叶绿素、pH或ORP传感器。三个水监测和采样点位于距离海岸不同的距离（30至40公里之间），因此三个CTD剖面的深度也各不相同，分别对应CTD1（2,919米）和CTD2（2,560米），以及CTD3（3,855米；图1）。CTD1和CTD2在地理位置上较为接近，距离安托法加斯塔市约30-40公里，而CTD3位于更北边的梅希略内斯半岛附近，靠近世界上最重要的上升流区域之一（Chavez等人，2008；Escribano等人，2012；Escribano和Schneider，2007；Montecino和Lange，2009；图1）。每个CTD剖面内的采样深度是在船上仔细评估物理化学剖面后选定的（补充材料中的图S1A）。根据需要，我们选择了7到12个不同的采样深度，以充分记录这些位置3-4公里深水柱中盐度/电导率、温度、溶解氧浓度和浊度等参数的主要变化。远程操作的罗塞特系统采集水样，每个采样深度采集一个12升的Niskin采样瓶（图S1B）。一旦登上R/V Falkor号船只，所有的Niskin采样瓶中的海水都被倒出，所得海水被转移到预先用蒸馏水清洗过的塑料容器中，并立即在R/V Falkor号的实验室中按照以下部分详细说明的程序进行过滤。2.1.2 海水过滤、储存和运输：来自罗塞特系统（rosette system）12升Niskin采样瓶的海水样本被均匀分配用于生物地球化学、矿物学和微生物学分析（6升用于生物地球化学和矿物学分析，6升用于微生物学分析）。微生物学分析仍在进行中，将在单独的报告中详细说明。所有样本都在船上的过滤实验室中使用不同的泵管进行过滤。在研究的第一阶段（生物地球化学和矿物学分析），我们使用了膜泵和Millipore硝酸纤维素膜过滤器（孔径0.45微米；见图S1C）。这次过滤的目标有三个：（i）过滤不同深度的海水以去除悬浮固体部分，并对水相进行化学分析；（ii）获取悬浮颗粒（SPM）以进行定量（称重）以及进一步的矿物学和化学分析；（iii）获取足够的微生物生物量用于脂质提取和分析、碳同位素（δ13C）测量以及色素分析。采集的海水浊度极低，通常非常透明，因此预计SPM含量也很低。因此，考虑到为这些目的所需的大量水，CTD1和CTD2被用于目标（i）和（ii），而CTD3则用于目标（iii）。通过光学显微镜的初步检查，我们发现来自三个CTD中相同深度的过滤器之间的颜色、颗粒形态或颗粒大小没有显著变化，因此可以假设研究区域具有水平均匀性，可以从三个CTD获得的信息进行整合。每个采样深度大约有5.3升海水通过相同的过滤器过滤（每个采样深度使用一个过滤器），以浓缩直径大于0.45微米的SPM。剩余的0.7升水用于冲洗从CTD罗塞特系统转移到过滤实验室的水样容器。在三个CTD的最底层样本中（即深度在2,560米至3,855米之间的海水），由于泵送流量极慢，无法过滤更大的体积。由于这些深层样本与表层样本之间的盐度差异很小（见第3.1.1节），过滤流量的差异归因于最深层样本的极低温度（1-2°C，如下所述），这是一个众所周知会降低膜过滤效率的因素（例如Xu等人，2023年）。这些深层样本的过滤体积在2到4升之间。样本过滤前，使用250-300毫升的超纯MilliQ水（18兆欧姆）通过泵系统和样品架进行充分冲洗。涂有SPM的过滤器也用300毫升超纯MilliQ水彻底冲洗，以防止干燥和储存过程中形成盐分。过滤后，所有水样都被转移到60毫升的聚乙烯瓶中，并储存在4°C下。每个采样深度的水样被分成两份：（i）一份未经酸处理，用于离子色谱（IC）进行主要离子分析；（ii）另一份加入几滴1M HCl的样本，用于电感耦合等离子体质谱（ICP-MS）进行微量元素分析。所有水样在运输到马德里的实验室过程中都保存在冷却容器中并置于黑暗条件下（见第2.2.1节）。过滤器被保存在保护盒中以防止污染，储存在黑暗和冷藏（4°C）条件下，并运输到巴斯克大学（UPV/EHU）的地质系（用于XRD、SEM-EDX和XRF分析的过滤器）和/或我们的生物地球化学实验室（用于脂质提取、δ13C同位素和色素分析的过滤器）。2.1.3 海底沉积物的推芯取样：海底沉积物的推芯取样是通过遥控潜水器（ROV）SuBastian的机械臂进行的（见图S1E）。该取样系统是SOI定制的，允许ROV携带多达17个聚碳酸酯管，每个管子的最大长度为254毫米，直径为69.85毫米。我们选择了一个位于浮游生物生产力高的区域下方的沉积物采样点（Gutiérrez等人，2016年；CTD3，深度3,900米）以及另一个位于CTD3和CTD2之间的采样点（Site 9.2，深度2,850米；见图1）。到达船只甲板后，推芯样本从ROV中取出，用消毒刀具切成1-3厘米厚的不同层，储存在密封的塑料袋中，并在运输到CAB实验室的过程中保持冷藏和黑暗条件。冷冻的子样本通过干燥、研磨成粉末，最后将粉末均匀化以确保混合物的均匀性。2.2 水体和SPM的无机分析：2.2.1 海水的化学分析：主要离子通过两台同时运行的色谱仪（Metrohm公司的861 Advanced Compact IC和930 Compact IC Flex）进行液相色谱分析。阳离子（钠、钾、钙、镁、锰、钡、锶、锂、铵）的鉴定和定量是在Metrosep C3 - 250/4.0柱中进行的，使用3.5 mM HNO3作为洗脱液，流速为1毫升/分钟，温度为40°C，符合柱子的技术规格。阴离子（氯化物、硫酸盐、磷酸盐、硝酸盐、亚硝酸盐、氟化物、醋酸盐、丙酸盐、甲酸盐、酒石酸盐和草酸盐）的分析是在Metrosep A Supp 7 - 250/4柱中进行的。阴离子分析方法基于IC应用说明S-256（Metrohm），使用0.1M Na2CO3溶液作为洗脱液，流速为0.7毫升/分钟，温度为45°C。在这两种情况下，进样体积均为20微升。微量元素通过NexION 2000仪器（PerkinElmer Inc.，美国康涅狄格州谢尔顿）进行电感耦合等离子体质谱（ICP-MS）测量。海水样本与含有四十七种元素的消化空白样品和对照标准样品一起进行分析，以评估可能的仪器偏差。分析在KED模式下进行（动态区分），以防止多原子干扰并监测工作参数验证期间所有元素的信号稳定性。进行了三个对照样本（即通过相同过滤系统和类似过滤器过滤的MilliQ水）的测试，以评估采样和分析过程中海水样本的潜在污染或干扰。2.2.2 SPM的定量和X射线荧光（XRF）光谱的半定量化学分析：CTD1和CTD2过滤器上保留的SPM的质量是通过在高精度分析天平（Radwag；AS 82/220.R2 PLUS；精度为0.01毫克）上称量所有涂有SPM的过滤器重量，并减去使用前干净干燥过滤器的相应重量来计算的。然后将保留的SPM质量除以过滤的海水体积（通常为5.3升，但在最底层样本中由于泵送流量极低，只能过滤2-4升）。因此，每个采样深度的SPM量被标准化并表示为mg SPM（干重）L-1。在此过程中，我们对不同空过滤器进行了多次称重，以计算其自然变化范围，估计约为±4%。此外，考虑到涂有SPM的过滤器和空过滤器之间的重量差异很小（0.01-0.02毫克），我们计算出SPM估计值的误差在±10%到±15%之间。这些过滤器上保留的SPM的成分通过波长分散X射线荧光（WDXRF）技术使用PANalytical Axios Advanced PW4400 XRF光谱仪（在4千瓦Rh阳极SST-MAX X射线管条件下操作）在SGiker设施（UPV/EHU）进行了化学测定。过滤器直接放置在不锈钢样品架中，使用PANalytical的Omnian无标样分析软件在3千瓦激发功率下测量9分钟。分析的过滤器表面面积为约570平方毫米。由于大多数过滤器上保留的材料量相对较少，因此化学分析是半定量的，不适合进行精确的微量元素测量。然而，这些分析仍然可以估计研究垂直剖面中某些主要氧化物（例如SiO2、Al2O3、Fe2O3、MnO、P2O5）的相对比例变化。其他主要氧化物也通过这种技术进行了测量（例如MgO、CaO、K2O、Na2O、SO3、Cl），但由于在过滤大量海水时离子（Cl-、SO42-、Na+、Ca2+、Mg2+）的吸附或盐结晶（例如NaCl、MgCl2、CaSO4·2H2O）在孔隙或膜纤维上的影响，这些氧化物未包含在本研究中（Neukermans等人，2012年）。2.2.3 通过扫描电子显微镜对SPM的矿物学分析：首先使用Nikon Eclipse E-600偏振光岩石学显微镜对CTD1和CTD2不同深度的过滤器中含有的SPM进行了光学显微镜检查（透射光和反射光）。这种对过滤器中保留的颗粒的显微镜检查使我们能够区分不同的有机和无机结构，随后通过电子显微镜进行了研究。SPM和DSS随后在巴斯克大学（UPV/EHU）SGiker设施的电子显微镜和材料微分析服务部门进行了扫描电子显微镜（SEM）分析。SPM用碳带从过滤器上回收，然后安装在25毫米的石墨棒上，经过等离子清洗，涂上一层薄碳，再使用JEOL JSM-7000F场发射扫描电子显微镜（工作距离10毫米，20千伏，1纳安）进行分析，并配备了Oxford ULTIMA MAX 65 SSD能量分散X射线光谱（EDX）系统进行半定量化学分析。EDX使用Cu箔进行校准。原始X射线强度值使用Aztec Live Nanoanalysis系统软件（Oxford Instruments，英国阿宾登）和一套标准样品进行ZAF校正。2.2.4 海底沉积物的化学和矿物学分析（XRD、ICP-MS）：所采沉积物的矿物学通过PANalytical X’Pert Pro衍射仪（Malvern Panalytical，阿尔梅洛，荷兰）进行X射线衍射（XRD）分析，并使用High Score X’Pert软件包在SGiker分析服务（UPV/EHU）进行解释。衍射图在5到70°2θ的连续扫描范围内获取，步长为0.01°，旋转速度为15转/分钟。使用40 kV、40毫安的Cu Kα辐射，可编程发散狭缝，石墨单色仪和PIXcel探测器进行测量。随后使用High Score X’Pert软件包和PDF-2 ICDD数据库对这些衍射图进行解释。这些沉积物还使用上述与过滤器上保留的SPM相同的设备和条件进行了SEM分析。微量元素的定量是通过ICP-MS进行的，遵循之前的仪器配置和分析程序，在220°C的Ethos Touch Control Screen微波炉中进行酸消化后进行。沉积物样本首先经过脱盐预处理以去除可溶性盐并确保基质的均匀性。大约1克原始沉积物用10毫升Milli-Q水洗涤，在涡旋器中剧烈混合，然后以10,000转/分钟的速度离心以分离固体部分和盐分上清液。这个洗涤循环重复三次以确保有效去除盐分。最终倾倒后，沉积物被干燥，随后冷冻干燥，并在自动玛瑙研钵中研磨成细小均匀的粉末。对于酸消化步骤，将大约250–280毫克的干燥均匀沉积物转移到微波消化容器中（Esen和Balci 2008，Nna Mvondo等人，2008年）。矿物化过程使用了由HF、HCl、HNO3和H2O2组成的混合酸溶液，体积比为2:2:4:0.5，以确保沉积物中所有矿物的完全溶解。冷却后，消化液被稀释到适当的最终体积。在测量之前，消化液被引入ICP-MS进行多元素测定，之前验证了稳定性、背景水平和内标性能。TotalQuant模式被用于测定多种元素。校准使用的是TotalQuant标准混合物，其中包含了周期表中具有代表性的元素质量，共计47种元素。在实验过程中以及标准品的制备中都使用了消化空白样品。质量控制程序包括对空白样品和检查标准品的分析，以及对在线添加的内部标准的实时监测。外部和内部标准的回收率在85-115%之间被认为是可接受的。数据采集和定量分析使用的是Syngistix? ICP-MS软件。浓度通过内部标准自动校正漂移，并使用KED.2.3软件校正光谱干扰。SPM和海底沉积物的有机分析如下：

2.3.1 脂质提取与分析
从CTD3获得的过滤器用于提取并分析不同深度（20、315、1000、2000和3855米）SPM中的脂质含量。保留的过滤器通过超声波处理（3次循环，每次15分钟）后，被提取到二氯甲烷（DCM）和甲醇（MeOH）的3:1混合液中。添加了二十四烷-D50、肉豆蔻酸-D27和2-十六醇作为内部标准。对于每个样本，浓缩的总脂质提取物在室温下用甲醇-KOH（6% w/w）水解过夜，然后按照Grimalt等人（1992年）描述的方案分离成中性组分和酸性组分。中性组分进一步根据先前的方法（Carrizo等人，2022年）分离成非极性（烃类）和极性（醇类）子组分。所有三种极性组分均使用Agilent Technologies的GC-MS（8860 GC系统和5977B质量选择性检测器）进行气相色谱-质谱分析，载气为氦气，流速为1.1 mL·min-1。GC烤箱的分析细节在Sánchez-García等人（2018年）的文章中有详细描述。非极性组分直接以n-己烷溶解后注入GC-MS串联系统中（1 μL），而酸性组分和极性组分则需要分别用甲醇BF3和BSTFA进行衍生化处理，将脂肪酸转化为甲酯（FAME），将醇类转化为三甲硅基衍生物（Sánchez-García等人，2020年）。三种脂质组分的分子鉴定基于参考物质（即异戊二烯类、正烷烃、正脂肪酸、单不饱和和多不饱和烷酸以及正烷醇）和NIST数据库。定量分析使用了正烷烃（C10至C40）、FAMEs（C8至C24）和正烷醇（C14、C18和C20）的外部校准曲线。在本研究中，我们仅讨论脂肪酸和极性组分，因为烃类的分析将在另一项研究中进行。实验过程中同时运行了空白样品，使用过滤器作为空白对照以检查潜在污染。

2.3.2 整体有机组成
通过对四个选定的沉积物样本（9.2和CTD3站点的表层和底层样本；图1）进行同位素比值质谱（IRMS）分析，测量了稳定有机碳（δ13C）和总氮（δ15N）的 isotopic 组成，方法遵循USGS标准（Révész和Doctor，2014年）。简而言之，将研磨并均匀化的子样本（0.3-0.5 mg）用浓盐酸（37%）脱碳，平衡24小时后，用超纯水调节pH至中性。残渣在50°C的烤箱中干燥至恒重（约72小时后），最后在IRMS（MAT 253，Thermo Fisher Scientific）中分析其 isotopic 组成。δ13C和δ15N值以千分之一（‰）为单位报告，使用三个认证标准样品（USGS41、IAEA-600和USGS40），分析精度为0.1‰。同时，在稳定同位素测量期间，使用元素分析仪（HT Flash，Thermo Fisher Scientific）测量了总有机碳（TOC %）和总氮（TN %）的含量。

2.3.3 脂肪酸的碳化合物特定 isotopic 分析
通过将GC-MS（Trace GC 1310 ultra/ISQ QD MS）与同位素比值质谱系统（MAT 253 IRMS，Thermo Fisher Scientific）耦合，分析了CTD3海水样本中个别脂肪酸的碳 isotopic 组成。对于GC分析，烤箱温度程序设定为从70°C逐渐升高至130°C，速率为20°C·min-1，然后再升至300°C，速率为10°C·min-1（保持15分钟）。IRMS参数包括：电子电离能量100 eV，法拉第杯收集器m/z 44、45和46，CuO/NiO燃烧界面温度1000°C。所有样本均以不分流模式注入PTV进样器，进样温度为50°C，随后温度以2.5°C·sec-1的速率升高至320°C（保持2.5分钟），载气为氦气，流速为1.1 mL·min-1。通过向MS源直接引入已知 isotopic 组成的二氧化碳峰，三次测量每个样品中分离出的个别脂质的碳 isotopic 比值（即δ13C）。每三个样本后运行一次参考混合物（美国印第安纳大学提供的F-8脂肪酸混合物），以检查GCMS-IRMS确定的 isotopic 比值的准确性。对于烷酸，δ13C数据是根据FAMEs计算得出的，同时校正了甲醇解衍生化过程中添加的一个碳原子（Abrajano等人，1994年）。稳定碳的 isotopic 组成以千分之一（‰）为单位表示，并相对于Pee Dee Belemnite标准。

2.3.4 色素（类胡萝卜素）分析
在CAB实验室研究了研究区域SPM中光合色素（特别是类胡萝卜素）的存在。通过紫外（UV）照射来评估色素的光降解情况，以确定色素的生物起源（Jehli?ka、Edwards和Oren，2014年；Baqué等人，2016年；Rastogi等人，2020年）。部分采样过滤器在室温下使用配备Philips F15T8 UV-B灯的BS-02照射室（Opsytec Dr. Gr?bel）进行UV照射。估计的250-350 nm范围内的辐照强度为92 W/m2。样品照射了七天，总辐照量为56 MJ/m2。同时分析了同一样品中未照射的过滤器部分作为对照。

2.4 地球化学建模
使用USGS提供的PHREEQC软件包（版本3.0.5-774849；Parkhurst和Appelo，2013年）计算了海洋水和海底沉积物中常见矿物相的饱和指数（SI），例如硅酸盐、碳酸盐、硫酸盐、卤化物、氧化物。CTD系统在相应采样深度测量的物理化学参数，以及ICP和ICP-MS测量的主要离子和微量元素浓度被用作程序的输入参数。所有计算均使用了Wateq4f.dat热力学数据库（Ball和Nordstrom，1991年）。

3. 结果与讨论
3.1 海水化学
3.1.1 物理和化学参数（CTD）
图2显示了三个CTD剖面中选定的物理和化学参数（温度、盐度和溶解氧）的垂直变化情况。采样时，该区域存在明显的热层，表层水温度约为18°C，60米处急剧下降至13°C，更深处的温度下降更为平缓（例如800米以下<5°C，2000米以下<2°C），在接近4000米的深度处达到最低温度1.7°C（图2A）。三个温度剖面完全重叠，表明该区域的水柱具有强烈的热均匀性。

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图2. 三个采样站点CTD系统获得的垂直剖面：(A) 温度（单位：°C），(B) 盐度（单位：‰），(C-D) 溶解氧（单位：%饱和度）。注意CTD1和CTD2在(C)中重叠，无法区分。
表层盐度为35.2‰，在50米深度降至34.5‰，在120米深度再次升至34.8‰，然后在500米深度再次降至约34.5‰，在整个水柱中相对稳定（图2B）。大约120米深度处盐度略有增加（注意图2B中X轴的放大比例），这与溶质浓度的增加无关，因此被认为是CTD传感器热惯性的结果。这种现象在配备感应式电导率传感器的CTD剖面系统中很常见，并已有解释（例如Lueck，1990年；Nakanowatari等人，2017年）。
溶解氧剖面显示上层100米范围内存在明显的氧化还原层，表层氧饱和度（100%饱和O2）迅速下降至约100米深度的接近0%饱和度（图2C）。这些接近缺氧的水体延伸至约400米深度，然后在500米深度再次上升至约20%饱和度，并在500-4000米的深层水域保持20%-40%饱和度（图1C）。因此，在100-400米深度范围内明确定义了一个氧气最小区（OMZ），这与该区域之前的研究结果一致（例如Chavez等人，2008年；Karstensen等人，2008年；Montecino和Lange，2009年）。从三个采样站点获得的O2剖面看似相同且重叠（图1C）。然而，当以更高分辨率观察最表层（即上层100米）时，可以区分CTD3的O2剖面（靠近明显的上涌区）与CTD1和CTD2的O2剖面（图1D）。CTD3的O2剖面上层15米的氧含量较高，20-80米深度范围内的O2下降更陡峭（图1D）。这些观察结果与之前在东南太平洋的研究一致（例如Almendra等人，2024年；Karstensen等人，2008年；Mu?oz等人，2023年），这些研究表明沿大陆边缘的上涌层海洋浮游植物的光合作用产生的氧气较多。基于这些先前的研究，我们认为CTD3中观察到的较高氧气消耗很可能是由于表层附近营养物质更丰富，导致次表层由于沉降的死亡浮游植物生物量增加而氧气消耗加剧。在这方面，观察到海洋中的沉降颗粒根据颗粒大小表现出不同的沉降速度（快速沉降的大颗粒，如粪便颗粒/聚集体——海洋雪；以及缓慢沉降的小颗粒；Williams和Giering，2022年）。在太平洋的情况下，颗粒有机碳（POC）的平均沉降速度在31至63米/天之间，其中大量物质的沉降速度范围从50米/天到超过2000米/天（Sukigara等人，2019年）。
总体而言，本研究获得的温度、盐度和溶解氧数据与先前研究人员在该区域获得的数据非常吻合（例如Escribano等人，2009年）。为该区域制作的温度-盐度（T-S）图表明，上层60米存在亚热带水，次表层深度（40-50米）存在亚南极水，大约60米至400米深度存在赤道次表层水（Escribano等人，2009年；Silva等人，2009年）。基于对温度、盐度和氧气的垂直剖面的综合分析，以及T-S图，Escribano等人（2009年）识别出三个具有独特生态（浮游动物）特征的层次：（1）上层富氧层（0-60米），（2）海洋温跃层（OMZ）的核心区域（60-200米），以及（3）位于赤道次表层水和南极中层水之间的更深层（>200米）过渡区（根据Silva等人，2009年的定义）。关于浊度，在三个CTD测量点中，浊度值始终非常低，最大值为0.1-0.2尼氏浊度单位（NTUs），主要出现在海洋表面附近（即上层20米），而在其余水柱中，浊度值稳定在0.03-0.04 NTUs之间，直至3000米深度（见图S2）。这些浊度值通常表明水体清澈，悬浮颗粒物（SPM）含量极少。所报告的浊度值与全球清澈海域的测量结果一致；例如，Zuur和Nyffeler（1992年）报告大西洋表面附近的浊度值为0.08 NTUs，并随深度增加而降低，在3500米深处达到最低值；而Yoshida等人（2024年）最近报告北太平洋上层100米的浊度值在0.2至0.8 NTUs之间。另一方面，北海沿海表层水域由于富含藻类和非藻类颗粒物，浊度可达到12 NTUs（Gohin，2011年），而在同一海域，Neukermans等人（2012年）报告22米深度处的浊度值高达53 NTUs。在某些剖面中观察到的中等深度处的轻微浊度峰值（例如CTD2中的约300米和CTD3中的约130米；见图S2B-C）可能表明存在某些生物地球化学过程，导致局部范围内的矿物沉淀和浊度增加（见下文讨论）。

3.1.2. 主要离子和微量元素组成
通过离子色谱法获得的主要离子浓度（例如Cl-为19.1-19.5 g/L，SO42-为2.3-2.7 g/L作为主要阴离子，Na为10.5-10.7 g/L，Mg为1.2-1.4 g/L作为主要阳离子）与已知并广泛报道的太平洋化学组成相符（例如Cl-为19.0-19.3 g/L，SO42-为2.6-2.7 g/L，Na为10.5-10.7 g/L，Mg为1.3 g/L；Sverdup等人，1944年；Voutchkov，2010年），并且总体上没有显示出随深度或不同CTD测量点之间的显著变化（见图3）。尽管如此，CTD3剖面显示，在水柱最上层1000米内，主要阳离子如Ca和Mg的浓度与CTD1和CTD2的剖面相比存在一些细微差异（即CTD3的浓度比CTD1和CTD2高4-5%；见图3B-C）。这一点在图4A-B的二元图中也很明显，图中显示Ca与SO4和Mg之间存在强相关性，最高的Ca和Mg含量通常对应于CTD3的水样。海洋水化学的横向变化在其他地方也有报道，已知这些变化是由多种物理（如混合、水循环）、化学（如溶解/沉淀反应）和生物（如光合作用）过程引起的（Pezner等人，2021年）。由于这三个剖面中这些离子的摩尔比例几乎相同（例如[Ca/Mg]CTD1=[Ca/Mg]CTD2=[Ca/Mg]CTD3=0.21，[Ca/SO4]CTD1=[Ca/SO4]CTD2=[Ca/SO4]CTD3=0.41-0.44），我们假设检测到的主要离子化学的微小变化可能是由保守的混合作用引起的。

3.1.2. 主要离子和微量元素组成
通过ICP-MS获得的部分微量元素浓度也显示了来自上升流区域的CTD3样本与其他剖面（CTD1和CTD2）之间的细微组成差异（见表S1）。例如，锶和铷在CTD3中普遍较低（见图4D-E，表S1），而铝等元素则有所富集（见图4F，表S1）。图3D-H还绘制了选定元素（如Si、I、B、Se、Fe）的垂直变化。CTD3剖面的化学独特性还体现在硅浓度上，100米以下的深度硅浓度显著更高（CTD3中的硅浓度为3,600-9,000 μg/L，而CTD1和CTD2中的硅浓度为1,200-5,500 μg/L；见图3D）。海洋深层水中溶解硅浓度较高通常归因于孔隙水中硅酸的增加，这是由于蛋白石的溶解作用（例如Ishiki等人，1991年；Tréguer等人，1995年）。这种在沉积物-水界面的正浓度梯度支持了负责将硅酸转移到上层水体并进一步输送到深层储库的底层扩散过程（Tréguer等人，1995年）。在这种情况下，CTD3与CTD1/CTD2之间深层硅浓度的差异可能是由于CTD3采样点更靠近Mejillones半岛前的上升流区域（Chavez等人，2008年；Escribano等人，2012年；Escribano和Schneider，2007年；见图1B）。

通过ICP-MS获得的微量元素浓度也显示了来自上升流区域的CTD3样本与其他剖面（CTD1和CTD2）之间的细微组成差异。例如，锶和铷在CTD3中普遍较低（见图4D-E，表S1），而铝等元素则有所富集（见图4F，表S1）。图3D-H还绘制了选定元素的垂直变化。这些剖面中微量元素组成的最显著特征是Si和B向海洋表面逐渐减少，这一现象在其他剖面中并未观察到（见图3D，F）。这两种元素在该采样点具有很强的相关性（R2=0.89，见图4C），这进一步证明了海洋藻类（如硅藻）和蓝细菌同时吸收这些微量营养素的证据（Carrano等人，2009年；Borates Today，2023年），尽管也不能完全排除硼以非晶态铝硅酸盐形式被吸收的可能性（例如Harriss，1969年）。某些元素在CTD2约300米处的相对最小值与其他元素在同一深度的相对最大值相吻合（例如Ca、Mg），同时也与该剖面观察到的轻微浊度峰值相符（见图S2）。这可能表明这一层中发生了水/矿物平衡反应的间接迹象，可能涉及某些矿物的溶解（如方解石）和其他矿物相的沉淀（如铁氧氢氧化物）。然而，现有信息不足以证实这一点，需要进一步研究。

CTD3中的铝浓度（25-225 μg/L）普遍高于CTD2（11-47 μg/L）和CTD1（0-100 μg/L）（见表S1）。这些浓度明显高于北太平洋的报道值（8-28 ng/L Al；Orians和Bruland，1986年），这可能与海岸附近存在大量碎屑铝硅酸盐有关，如下文所述。然而，考虑到我们的ICP-MS分析是在通过0.45 μm过滤器过滤并随后用HCl酸化的海水样本上进行的（第2.1.2节），我们不能完全排除这些较高的铝浓度实际上可能是胶体铝（如亚微米级矿物颗粒）而非真正溶解的离子铝（即Al3+复合物）的可能性。另一方面，其他一些微量元素（如As、Cr、Mn、Ni、P、U、V、Zn）在所有深度的浓度都非常接近或低于检测限（见表S1）。

3.2. SPM的组成
3.2.1. 浮游植物生物量
通过反射光光学显微镜对过滤器上保留的SPM（> 0.45 μm）进行检测，发现不同深度的悬浮颗粒具有显著的多样性（见图S3）。上层样本（20-50米）中的SPM主要由浮游植物生物量组成，包括孤立的绿色斑块（如硅藻和其他绿色微藻；见图S3A–B）和带有聚集矿物颗粒的长丝状结构（见图S3C–D）。高反射率颗粒的簇也很明显（见图S3E）。在OMZ区域，带有矿物颗粒的丝状结构的密度显著增加（见图S3F–H），尽管在这种情况下，藻类碎片的颜色不是绿色而是深色或棕色，可能表明色素降解和部分分解。来自更深层次的过滤器上保留的SPM密度明显较低（通过光学显微镜观察到），这与这些深度可过滤的海水量减少一致。然而，在高达4,500米的深度仍然可以观察到有机碎片和矿物聚集体（见图S3I–J）。在某些区域，3,000米深度的海底沉积物上方也发现了丰富的硅藻，这可能是由于ROV螺旋桨在采样操作期间引起的细颗粒沉积物重新悬浮（这是通过ROV上安装的摄像机观察到的）。

通过SEM对SPM的生物部分进行更详细的检查，发现浮游植物微生物种类繁多（见图5）。这些微生物存在于所有深度，表明藻类碎片从上层光合作用活跃区持续沉降到更深层次，形成“海洋雪”（Alldredge和Silver，1988年；Ki?rboe，2000年；Thiele等人，2015年；Trudnowska等人，2021年；Turner，2015年）。无论如何，相对于碎屑颗粒（下文描述），生物颗粒的相对比例似乎随深度增加而减少（虽然未通过计数或相对面积覆盖来量化，但通过目视检查可以判断）。最丰富的浮游植物微生物似乎是硅藻，其大小（从几微米到几十微米不等）和形态（从球形/放射状到长条形/片状）各不相同，表明存在不同的物种（见图5）。许多硅藻可能到达深海底部，并对最上层沉积物贡献了重要部分（Maynard 1976年，Zu?iga等人2021年）。此外，在不同深度还观察到了纤毛虫、放射虫、太阳虫和其他微生物，如微藻。

我们的SEM研究还发现，构成从初级生产力层沉降的有机碎片的许多生物颗粒被密集的杆状细菌群落覆盖和定殖（见图6，另见图S4–S7中的更高分辨率图像）。这一点在氧跃层起始处尤为明显，即大约50米深度，那里微生物代谢消耗的氧气显然超过了通过通风和混合从大气中补充的氧气（见图2C-D）。这些观察结果与全球海洋“生物泵”的已知功能一致，即表面光合作用产生的大部分碳和营养物质迅速在深层循环利用，支持了许多中层和深层浮游微生物的异养代谢（Alldredge和Silver，1988年；Ki?rboe，2000年；Thiele等人，2015年；Trudnowska等人，2021年；Turner，2015年）。具体来说，图6和图S4–S7中的SEM图像突显了海洋雪中发生的微生物相互作用的重要性，尤其是在颗粒相关细菌的运输、营养和有机碳再矿化方面（Urvoy等人，2022年）。这些矿物颗粒中的许多相对较大（直径在几十微米左右），具有棱角分明的边缘和自形特征，其中一些甚至显示出解理面或晶面（图7）。这些颗粒被认为是碎屑性的，根据不同的作者（例如Graham等人1997年，Wang等人2021年）的研究，它们可能是通过风或洋流从大陆输送过来的。扫描电子显微镜（SEM）观察到的形态和晶体特征以及能量色散X射线光谱（EDX）的半定量分析表明，这些矿物颗粒主要由硅酸盐组成（石英、碱长石、斜长石、辉石、角闪石、云母和其他粘土矿物），尽管也观察到少量其他矿物，包括铁氧化物/氢氧化物、方解石和硫酸铝（图7）。硅酸盐是沿海山脉、梅希略内斯半岛（智利东北部）、晚中新世至第四纪火山活动以及冲积盆地中的火成岩、变质岩和沉积岩的常见成分（Arenas-Díaz等人，2022年；Breitkreuz等人，2014年；Casquet等人，2014年）。因此，它们出现在采样的海水中悬浮颗粒部分并不令人惊讶。大多数硅酸盐在冷海水中难以溶解，因此SPM中的矿物部分会到达沉积物并积聚在海底。即使这些颗粒发生轻微的部分溶解（例如沿着晶边或解理面），也可能向海洋深层水中提供主要和微量元素（例如Si、Al、Mg、Ca、Fe、Na、K）的额外输入，这增加了上述的生物碎屑（Du等人2025年）。在不同深度还观察到了25-30微米的较大聚集体，这些聚集体由不同大小和形态的矿物颗粒、生物碎屑（例如硅藻壳碎片、浮游动物的粪便颗粒）和细菌组成（未显示）。L-1) 在XX海水样本中，PUFA代表多不饱和脂肪酸，Br-FA代表支链（单甲基）脂肪酸，n-FA代表饱和（正常）脂肪酸，MUFA代表单不饱和脂肪酸。(B) 海水样本中的脂肪酸谱与其主要生物来源相关：光养生物是不饱和脂肪酸、MUFA和PUFA的主要来源；异养生物（由单甲基脂肪酸（Br-FA）代表）以及一般生物来源（一般有机物质）是正常脂肪酸（n-FA）的来源。(C) 海水样本中源诊断脂肪酸的化合物特异性同位素组成（δ13C）。海水脂肪酸的化合物特异性同位素分析显示δ13C值范围为-24.3‰至-34.0‰（见补充材料中的图10C和表S3）。最富集的值对应于支链脂肪酸（iso/anteiso-C15和Cy17），而较低的值对应于不饱和脂肪酸。这种碳同位素值（δ13C）范围是光合自养生物（藻类）使用卡尔文-本森循环的典型特征（Hayes, 2001）。在OMZ区域发现较高量的iso/anteiso C15-C17、10Me-C16和Cy17脂肪酸可能表明存在参与分解该区域海洋表面高生物量的初级生产者的硫酸盐还原细菌（Grimalt et al., 1992）。特别是，10Me-C16和Cy17脂肪酸的存在已在Desulfobacteraceae、Desulfovibrionaceae和Desulfobulbaceae中得到描述（Kuever, 2014），尽管这些脂肪酸并非硫酸盐还原细菌所独有，也在放线菌门中发现（Vestal and White 1989）。研究表明，在不同环境中，由沉降的浮游植物生物质（包括硅藻和绿藻）部分分解释放的有机化合物是硫酸盐还原细菌的良好底物（Diez-Ercilla et al., 2014）。已经报道了智利海岸OMZ区域细菌硫酸盐还原的重要性，其中硫酸盐还原菌和硫氧化菌驱动了一个隐秘的硫循环（Canfield et al., 2010）。此外，OMZ样本中这些脂肪酸略微富集的碳（δ13C）同位素值可能与异养作用有关，因为在缺氧条件下细菌的代谢会影响脂肪酸的同位素组成（Sun et al., 2004）。样本中还含有甾醇和植醇（见表S4），但存在显著差异。在表层样本（20米深度）中发现了所有甾醇（Desmosterol、Brassicasterol、Stigmasterol、β-Sitosterol、Fucosterol和Cholesterol）以及植醇，浓度范围为0.05至0.77 μg/L。而在较深的样本中仅发现了胆固醇。硅藻和微藻的存在通过其典型生物标志物得到证实：Desmosterol、Brassicasterol、Stigmasterol、β-Sitosterol和Fucosterol（Ortiz et al., 2016; Volkman, 2016）。光养藻类的存在也通过植醇的检测得到支持（植醇是与叶绿素a、b或d以及细菌叶绿素a相关的生物标志物；Marchand and Rontani, 2003; Rontani and Volkman, 2003）。整个水柱中胆固醇的存在最初被认为是由浮游动物造成的，尽管这种甾醇也在硅藻、蓝细菌和某些藻类中发现（例如Ortiz et al., 2016; Volkman, 1986）。这些化合物在较深样本中的稀缺可能是由于光合层下方微生物活动（即异养作用）强烈的结果（Vereshchaka et al., 2017; Yamamae et al., 2023）。3.2.5. 类胡萝卜素通过拉曼光谱法检测了水柱中颗粒物中的类胡萝卜素颗粒（图S8A）。超过70%的过滤器至少含有一种富含类胡萝卜素的颗粒，尽管每个过滤器中的有机颗粒物密度随深度急剧下降，但类胡萝卜素在整个水柱中都有发现，甚至达到了4,000米以下的深度。由于类胡萝卜素主要由光合生物产生，它们在光合层以下的存在很可能是由于浮游植物从表面沉降所致。需要强调的是，类胡萝卜素也可以由异养细菌、古菌、真菌和一些底栖或共生微生物合成（Kikukawa et al., 2021; Liu et al., 2021; Niero et al., 2021; Saubenova et al., 2024）。然而，在深海环境中，沉积物中保存的类胡萝卜素通常归因于来自光合层的浮游植物的垂直输送和沉降。原位微生物生产也可能是一个因素，特别是来自栖息在水柱或沉积物中的色素异养细菌或古菌。为了评估这一可能性，最近的一项独立研究检测了植物烯合酶（crtB）的丰度，这是类胡萝卜素生物合成途径中的关键基因（Arribas et al., 2026）。对沉积物群落的宏转录组分析显示，所有样本中的crtB转录本水平极低（<1 TPM），表明尽管类胡萝卜素生物合成在微生物表达谱中有体现，但原位生产不太可能解释观察到的类胡萝卜素浓度。这一发现支持这些沉积物中保存的类胡萝卜素主要来源于浮游植物。类胡萝卜素也在深海沉积物的顶部3厘米处被一致检测到（图S8B）。沉积物的拉曼光谱特征是在1,350-1,450 cm-1范围（D带）和1,520-1,600 cm-1范围（G带）有宽的有机峰，这些峰不受紫外线照射影响，并且在1,130 cm-1和1,510 cm-1附近有两个窄峰，这与类胡萝卜素的拉曼特征一致。这两个峰在经过紫外线照射的样本中完全消失，进一步表明它们是光敏分子。类胡萝卜素可以通过其诊断性拉曼带轻松识别——ν1、ν2和ν3（从最强到最弱），分别位于约1520 cm-1（C=C伸缩）、约1160 cm-1（C–C伸缩）和约1005 cm-1（CH3摇摆），这些峰源自共轭多烯链的振动。在这些沉积物中，ν3带（通常是最弱的）未被观察到，而ν2带向较低的波数移动，这可能是降解或与矿物质相关的类胡萝卜素的表现（de Oliveira et al., 2010; Macernis et al., 2014）。ν1和ν2带的共存，加上它们的明显光敏感性，提供了强有力的证据，表明这些特征对应于部分降解的类胡萝卜素。其他沉积物化合物不太可能解释这种光谱特征：叶绿素和卟啉显示出不同的主导拉曼带（例如约1320和约1600 cm-1），并且在拉曼激发下通常更光稳定；黑碳和非晶有机物质显示出宽的D带和G带（约1350和约1580 cm-1），这些在紫外线照射下不会选择性漂白；矿物如氧化铁、碳酸盐和硅酸盐缺乏这种特征带对，并且不受紫外线影响；虽然多环芳烃（PAHs）可以在类似区域显示带，但它们不会表现出此处观察到的快速紫外线漂白现象。3.2.6. 微塑料我们SEM研究的一个显著发现是，在两个剖面（CTD1和CTD2）的SPM部分中，从接近表面的深度（例如20米）到深达4,500米的底部，频繁观察到微塑料（图11）。这些微塑料主要以纤维状颗粒形式存在，厚度非常薄（10-20微米），长度较长（200-400微米至1毫米），纤维通常扭曲并形成结节或环状结构（图11，另见补充材料中的图S9）。这些塑料微纤维的颜色从红色到蓝色不等（在图11的SEM图片中未显示，但在光学显微镜下观察到）。除了形态特征外，通过EDX获得的化学成分也有助于将这些微塑料与其他颗粒区分开来（如Gniadek & D?browska 2019所指出的），因为它们中的大多数含有高浓度的Cl（与钠不成比例；图S9J–K），以及高浓度的金属如Cu、Zn、Al或Ti（未显示），这些金属常用于不同的塑料衍生物中（Nerland et al., 2014）。水样在采样和过滤过程中可能受到塑料容器和实验室器具的污染的可能性极低，因为在用于制备空白对照样本的过滤器中未观察到微塑料。据报道，全球每年生产的塑料中有10%（2023年约为4.14亿吨；Plastics Europe, 2024）最终进入海洋（Andrady, 2011; Da Costa, 2018）。塑料在海洋环境中的结构完整性通过各种物理、生物和化学过程逐渐破坏，导致塑料颗粒大小多样，从几米到纳米不等（Chubarenko et al., 2016）。小于5毫米的塑料颗粒被称为微塑料。来自制造塑料的小颗粒称为初级微塑料，而由较大塑料碎片破碎形成的颗粒称为次级微塑料（Song et al., 2024）。在过去十年中，已经建立了关于微塑料污染及其对海洋生态系统有害影响的一些初步知识（Li et al., 2018; Peng et al., 2017; Van Cauwenberghe et al., 2015）。值得注意的是，微塑料的大小处于滤食者、悬浮生物和碎屑食者的最佳捕食范围内，使它们能够通过摄食和排泄进入食物链并对生态系统产生影响（Egbeocha et al., 2018）。世界海洋中的微塑料已通过多种技术进行了广泛描述和分析（例如Chatterjee and Sharma, 2019; Hegrestad, 2023; Zarfl et al., 2011; Zhang et al., 2020）。它们也在西太平洋深度为4,000至6,000米的深海位置被发现（Zhang et al., 2020）。在太平洋发现的微塑料主要是纤维状的（>52%），颜色为蓝色（45%），颗粒大小通常小于1,000微米（90%）（Zhang et al., 2020）。从成分上看，最常检测到的聚合物是聚丙烯-乙烯共聚物（40%）和聚对苯二甲酸乙二醇酯（27.5%），这些微塑料也在深海底栖棘皮动物如海百合和蛇尾类中发现（Zhang et al., 2020）。最近，Hegrestad（2023）在南太平洋副热带环流中发现了高浓度的微塑料，其中首次发现了直径低至20微米的颗粒。这种较小的颗粒大小对海洋生物的影响尤为重要，因为已知较小的颗粒毒性更强（Hegrestad, 2023）。然而，几乎所有检测到的微塑料（98%）都小于300微米，这与本研究观察到的结果一致。根据Zhang et al.（2020）的研究，Hegrestad（2023）鉴定出的主要聚合物是聚丙烯（55%），其次是聚乙烯。最后，考虑到我们的采样区域几个世纪以来一直受到商业和传统渔船的密集捕捞，很可能大部分小塑料来自丢失或丢弃的渔具。一些作者指出，废弃的渔具是海洋塑料污染的主要来源，占海洋中塑料碎片的50-100%（大块碎片）和约10%的微塑料（例如Apete et al., 2024）。3.2.7. SPM质量和组成的垂直变化基于过滤器重量的SPM量化显示悬浮固体含量非常低，始终在0.01至0.30 mg/L（每升海水的干重SPM毫克）或10-300 μg/L之间，尽管在大多数样本（约75%）中这个量在0.1 mg/L或以下（<100 μg/L；Zuur and Nyffeler, 1992）。图S10中显示的SPM剖面并未反映CTD传感器（图S2）获得的浊度剖面，后者显示在上层100米范围内有明显的下降趋势。这种差异的原因尚不清楚，尽管它们可能与以下因素有关：(i) 表面附近颗粒的大小和形态（例如，小于0.45微米的颗粒因此无法通过过滤被捕获），(ii) 藻类丝状物的丰富度，这些丝状物会大量散射光线，但对总干重的贡献较小，(iii) 在较深水域中，CTD传感器的精度和灵敏度在极低浊度值时受到影响，或(iv) 过滤器称重方法本身存在的误差（Neukermans等人，2012年）。无论如何，在两个剖面（CTD1和CTD2）中观察到的SPM相对峰值大约在300米处，与这些深度处浊度传感器记录的浊度次峰值（图S10）以及在同一深度通过XRF获得的化学剖面中铁浓度（Fe2O3）的相对增加（图S11）相匹配。这些观察结果表明，尽管所用方法可能存在不确定性，但基于过滤器称重的估计仍然能够很好地反映不同深度总悬浮固体的垂直变化。然而，在CTD1中的580米和CTD2中的2000米处观察到的其他SPM峰值则不太明显，因为它们没有伴随着相应的浊度增加（图S10）。第一个峰值位于第二个氧跃层或过渡层，介于海洋缺氧带（OMZ）底部和下方含氧水柱之间，因此SPM的相对增加可能与氧化铁等次生矿物的形成有关（SEM未观察到）。第二个峰值位于海床以上约500米处，可能是由湍流底边界层（BBL）中的细颗粒重新 mobilized（Zuur和Nyffeler，1992年）引起的。通过XRF对CTD1和CTD2中过滤器上保留的SPM进行的半定量分析表明，其化学成分主要由二氧化硅（25-65%重量比SiO2）和氧化铝（5-20%重量比Al2O3）组成，还有一些其他次要氧化物（如CaO、K2O、Fe2O3），以及少量但仍然显著的磷酸盐（0.07-0.8%重量比P2O5；补充材料中的图S11）。这与SEM观察到的矿物组成一致（图5、图6、图7、图8），并反映了SPM中碎屑铝硅酸盐（钾长石、斜长石、粘土矿物、辉石、角闪石等）的丰富度。有趣的是，在上层200-300米范围内，二氧化硅和氧化铝的含量显著增加，而磷酸盐和钙的含量则呈现相反的趋势，在同一深度区间内趋于减少（图S11）。这些化学趋势的重要性将在下文进一步讨论。铁的含量通常低于检测限，尽管在某些深度（尤其是在CTD2中；图S11）确实存在显著浓度的铁。然而，这种局部铁的富集无法与任何特定的矿物相联系起来。我们使用从XRF获得的化学数据（图S11）来推断SPM成分在沉降过程中的垂直趋势。然而，这种间接技术存在重要的局限性需要考虑。例如，CaO含量不能用来推断SPM中方解石的相对比例，因为钙也存在于许多其他碎屑矿物中（如斜长石、辉石），以及具有富含碳酸盐外壳的海洋生物中，如甲壳类浮游动物。出于类似的原因，二氧化硅不能用来评估碎屑硅酸盐矿物的比例（因为硅藻的壳非常多），钾也不能用来评估伊利石/白云母的比例（由于钾长石的丰富）。然而，铝是碎屑铝硅酸盐的良好指标，可以代表[K-长石 + 富钠和钙的斜长石 + 伊利石 + 辉石 + 角闪石（不包括石英）]的总和，而磷被发现是微生物（浮游植物）生物量的可靠指标。对于铝硅酸盐的估算，我们考虑了一个参考值15% Al2O3，作为由几乎等比例的伊利石（17% Al2O3）、钾长石（18% Al2O3）、斜长石（20% Al2O3）、角闪石类似物（10% Al2O3）和辉石类似物（9% Al2O3）组成的多矿物基质中的平均铝含量（例如https://webmineral.com/）。对于基于磷浓度估算微生物生物量，我们使用了0.05%干重总磷的值，作为硅藻的平均值（例如Haas和Russell-Wells，1935年），这些硅藻是在采样时研究区域SPM中的主要浮游植物微生物（图5）。假设落在阿塔卡马海沟东部大陆坡上的SPM主要由碎屑铝硅酸盐矿物和富含硅藻的浮游植物沉降生物量组成（如我们的SEM研究所示；图5、图6、图7），那么就可以估算这两种不同类型SPM成分在沉降过程中的相对比例。这个假设过于简化，忽略了其他成分（如方解石、氧化物和硫酸盐矿物颗粒、浮游动物等）的贡献，但根据我们的SEM观察，这种假设引入的误差很小，由此得出的结论是有效且值得讨论的。通过这种方法获得的CTD1和CTD2的SPM剖面显示在图12中。这两个剖面在两个采样点非常相似，显示出在水柱上层200-300米范围内浮游植物生物量和碎屑沉积物的两个对称相反的趋势（图12）。藻类生物量对SPM的贡献随深度急剧减少，在表面附近占主导地位（CTD1中约为90%，CTD2中约为65%），在海洋表面下50-60米处约为50-60%，在OMZ（100-400米深度区间）约为20-25%，在深层水域（图12）中不到10-20%。悬浮碎屑铝硅酸盐的相对贡献则呈现相反的趋势，在表面附近是SPM的次要成分，但在大约100米以下的深度则是主要成分（图12）。这种开放海洋最上层以生物为主导的SPM与其余水柱中以矿物为主导的SPM之间的明显区分与先前的研究结果一致（例如Honjo等人，2008年；Baumas和Bizic，2024年；Yoshida等人，2024年），并提供了关于生物物质从光合作用区下降通过水柱时再矿化的速度有多快的宝贵间接证据，从而也表明了东南太平洋生物泵的有效性。尽管我们认识到我们的化学计算基于半定量XRF数据，应谨慎对待，但这些趋势与先前的研究结果一致，这些研究报告了大西洋上层400米内由于消耗和循环作用，光合作用区产生的有机物减少了90%（Bishop等人，1978年），也与Pantoja等人（2009年）的研究一致，他们还指出，在生产力很高的洪堡洋流系统的沿海海洋氧气最小层中，有大量的溶解有机物被处理。下载：下载高分辨率图像（306KB）下载：下载全尺寸图像图12. 在CTD1和CTD2剖面中观察到的阿塔卡马海沟区域SPM中藻类生物量和碎屑硅酸盐相对比例的垂直演变。这些比例是根据磷和铝的含量推断出来的（图S11；详见文本）。绿色代表最上层（上部100米），其中SPM以生物为主导，而橙色代表水柱的其余部分，其中SPM以碎屑硅酸盐为主导。3.3. 海底沉积物3.3.1. 沉积物矿物学和地球化学通过XRD分析在采样点9.2附近采集的推芯样本（图1和图S1E）揭示的研究区域海底沉积物的矿物组成主要由硅酸盐（主要是石英、钾长石、富含钠和钙的斜长石、粘土矿物、辉石和角闪石类似物；图13A）组成。我们没有发现不同采样点沉积物成分之间的显著差异。沉积物在垂直尺度上也显得相当均匀，随着深度的增加，沉积物层的XRD图案几乎相同（例如，推芯9中的0-1厘米、1-3厘米、3-6厘米、6-9厘米和9-12厘米；图13A）。然而，黄铁矿是一个例外，因为这种矿物仅在沉积物堆中3厘米以下的深度通过XRD明确检测到（图13A），这意味着在沉积物上层3厘米中这种矿物的相对丰度和结晶度可能非常低，因此在如此复杂且以硅酸盐为主的基质中无法通过XRD观察到（Ali等人，2022年；Vyverberg等人，2018年）。这是可以理解的，因为黄铁矿是检测到的矿物相中唯一主要通过成岩作用形成的，通常需要特定的微环境才能形成，例如缺氧和还原性的孔隙水环境，在这种环境中溶解的亚铁离子和硫化物（后者由硫酸盐还原细菌产生）都很丰富（Berner，1984年）。下载：下载高分辨率图像（592KB）下载：下载全尺寸图像图13. (A) 来自阿塔卡马海沟研究区域9.2站点推芯的海底沉积物的XRD图案和(B) 主要氧化物组成（SiO2、Al2O3、Fe2O3）。主要氧化物浓度是根据表S2中给出的Si、Al和Fe的浓度重新计算的。缩写：C：绿泥石，M：云母，A：角闪石，K：高岭石，F：长石，Q：石英，P：黄铁矿。通过ICP-MS获得的沉积物化学成分与上述以铝硅酸盐为主的矿物组成一致：最丰富的元素是硅、铝和铁，其次是钠、钾、钙和镁（见补充材料中的表S6）。在微量元素中，B、Ba、I、V、Sr和P的含量最多（浓度约为几百ppm，除了碘，其含量为1-2千ppm），还有一些重金属如Cr、Cu、Pb和Zn（含量在几十到几百ppm之间；表S6）。与矿物组成一样，随着深度的变化没有观察到显著变化，即不同层中的元素浓度变化很小，如图13B中的Si、Al和Fe所示。此外，SEM分析显示，沉积物中的生物碎屑可能来自上层，主要由硅藻和其他硅质碎片组成，如海绵骨针（图14）。这种海底沉积物的组成与SEM在SPM中观察到的以硅酸盐为主的碎屑矿物和富含硅藻的生物碎屑的组成一致（图5、图6、图7），表明大量碎屑硅酸盐和硅藻壳在经过数千米的水柱后最终可能到达海底。这也与基于重力异常的经典研究结果一致，这些研究在智利北部海岸附近识别出大型构造海沟，这些海沟显然被半远洋沉积物（海洋雪）填充（Coulbourn，1981年；Fisher和Raitt，1962年）。无论如何，大多数硅藻表现为空壳，只有壳可见，这表明这些浮游植物微生物的有机组织在到达海底之前大部分已被中层水域的浮游动物和细菌消耗（见上文图6和图12）。下载：下载高分辨率图像（538KB）下载：下载全尺寸图像图14. 在9.2站点深海底沉积物中发现的生物颗粒（主要是硅藻）的选定SEM图像（见图1了解样本的确切位置）。3.3.2. 有机含量和同位素组成补充材料中的表S5提供了从选定站点采集的海底沉积物中的总有机碳（TOC）、总氮（TN）以及碳（δ13C）和氮（δ15N）同位素分析的结果。有趣的是，两个地点的表层沉积物显示出非常相似的总有机碳（TOC）值（9.2号和CTD3号地点分别为1.01%dw和1.05%dw）和总氮（TN）值（9.2号和CTD3号地点分别为0.13%dw和0.15%dw），这表明这两个地点的沉积物在从各自的上覆光合作用带向深海沉积物输送有机物质方面几乎没有差异。这可能表明，在上升流中心的光合作用带中较高的初级生产力被上层100米及整个水柱中细菌对沉降浮游植物生物量的更强烈降解所抵消，这与图2B中的观察结果以及第3.1.1节中的讨论一致。无论如何，观察到的有机碳含量与大陆边缘沉积物中的含量（1.02%dw TOC）相当，明显高于开阔海域沉积物中的含量（0.34%dw TOC）（Emerson和Hedges，1988；Romankevich，1984）。两个采样点都显示出有机碳和氮随深度的增加而减少的趋势（表S5），这表明这些有机物质都来自上覆水柱中的悬浮颗粒物（SPM）。此外，从表S5得出的碳氮比（[C/N]约为8-11）和碳同位素组成（δ13C = -21至-22‰）与海洋光合作用带中浮游植物合成的高蛋白质有机物的典型值（[C/N] = 6-7，δ13C = -18至-22‰；Emerson和Hedges，1988）更为接近，而与陆地维管植物产生的有机物的碳氮比（C/N = 20-200，δ13C = -23至-27‰；Degens，1969；Hedges等，1986）则不同。这强烈表明沉积物中的有机物质主要来源于微藻，这在开阔海域的深层沉积物中很常见，因为那里的主要有机碳来源是浮游生物（Degens，1969；Hedges等，1986）。当然，也不能完全排除外来有机物质（例如通过风传输或河流排放的陆地有机物质）的少量贡献。氮同位素组成（7.7至12.8‰）与其他全球浮游沉积物的范围相似（Gaye-Haake等，2005；Holmes等，1997）。δ15N值综合了同化硝酸盐来源的同位素组成、生物分馏、食物网动态以及沉积物成岩过程中的同位素分馏（D?hnke等，2008；Voss等，2005）。在我们的深水样本中，δ15N的富集可能是由于微生物在含氧水柱中活跃地分解沉降颗粒物所致。表层沉积物可能比海洋混合层和沉降颗粒物富集3-4‰（Gaye-Haake等，2005）。

3.4. 天体生物学潜力：作为冰封卫星海洋的类比
除了其地球化学和生态学意义之外，这次考察中采集的深海环境为评估太阳系中冰封卫星（如欧罗巴和恩克拉多斯）的地下海洋的宜居性提供了有效的类比。这些外星海洋被厚厚的冰壳覆盖，由盐水组成，被认为具有类似的极端条件：高压、低温以及缺乏光合作用产生的氧气。在阿塔卡马海沟最深处的4,500米处，环境条件表现为约44 MPa的静水压力、接近1.7°C的现场温度（图2）以及大约40%的氧气饱和度（图2）。这些条件与欧罗巴冰壳底部的估计条件非常相似，假设冰壳厚度约为15-20公里，那里的压力也达到约44 MPa，海洋温度估计在-3°C至0°C之间（Melosh等，2004）。同样，在恩克拉多斯的情况下，假设海洋深度约为40公里，海底的静水压力估计约为4.5 MPa，水温可能根据距离热液源的距离在-2°C至+5°C之间变化（Parkinson等，2008）。这些条件与阿塔卡马海沟氧气最小层（OMZ）在350-450米深度处的条件相当，那里的温度平均约为8°C，氧气饱和度低于5%，微生物活动依赖于厌氧代谢（见第3.1.1节物理和化学参数（CTDs）和第3.2.4节SPM样本中的脂肪酸、甾醇及其碳同位素组成）。因此，我们前往阿塔卡马海沟深海环境的另一个动机是验证一些在天体生物学中常用的生物标志物是否能用于检测某些形式的生命。我们的发现证实了存在能够同时耐受低温、高压和氧化还原限制环境的代谢活跃微生物群落，例如在OMZ下繁盛的硫酸盐还原细菌。此外，在整个水柱和深海沉积物中检测到的脂质生物标志物、降解的浮游植物残骸和类胡萝卜素（见第3.2.1节浮游植物生物量、第3.2.4节SPM样本中的脂肪酸、甾醇及其碳同位素组成和第3.2.5节类胡萝卜素）支持了这样的观点：像阿塔卡马海沟这样的深海环境是探索海洋世界中生命物理和地球化学限制的宝贵陆地类比。当然，也不能完全排除外来有机物质（例如通过风传输或河流排放的陆地有机物质）的少量贡献。

氮同位素组成（7.7至12.8‰）与其他全球浮游沉积物的范围相似（Gaye-Haake等，2005；Holmes等，1997）。δ15N值综合了同化硝酸盐来源的同位素组成、生物分馏、食物网动态以及沉积物成岩过程中的同位素分馏（D?hnke等，2008；Voss等，2005）。在我们的深水样本中，δ15N的富集可能是由于微生物在含氧水柱中活跃地分解沉降颗粒物所致。表层沉积物可能比海洋混合层和沉降颗粒物富集3-4‰（Gaye-Haake等，2005）。

3.4. 天体生物学潜力：作为冰封卫星海洋的类比
除了其地球化学和生态学意义之外，这次考察中采集的深海环境为评估太阳系中冰封卫星（如欧罗巴和恩克拉多斯）的地下海洋的宜居性提供了有效的类比。这些外星海洋被厚厚的冰壳覆盖，由盐水组成，被认为具有类似的极端条件：高压、低温以及缺乏光合作用产生的氧气。在阿塔卡马海沟最深处的4,500米处，环境条件表现为约44 MPa的静水压力、接近1.7°C的现场温度（图2）以及大约40%的氧气饱和度（图2）。这些条件与欧罗巴冰壳底部的估计条件非常相似，假设冰壳厚度约为15-20公里，那里的压力也达到约44 MPa，海洋温度估计在-3°C至0°C之间（Melosh等，2004）。同样，在恩克拉多斯的情况下，假设海洋深度约为40公里，海底的静水压力估计约为4.5 MPa，水温可能根据距离热液源的距离在-2°C至+5°C之间变化（Parkinson等，2008）。这些条件与阿塔卡马海沟氧气最小层（OMZ）在350-450米深度处的条件相当，那里的温度平均约为8°C，氧气饱和度低于5%，微生物活动依赖于厌氧代谢（见第3.1.1节物理和化学参数（CTDs）和第3.2.4节SPM样本中的脂肪酸、甾醇及其碳同位素组成）。因此，我们前往阿塔卡马海沟深海环境的另一个动机是验证一些在天体生物学中常用的生物标志物是否能用于检测某些形式的生命。我们的发现证实了存在能够同时耐受低温、高压和氧化还原限制环境的代谢活跃微生物群落，例如在OMZ下繁盛的硫酸盐还原细菌。此外，在整个水柱和深海沉积物中检测到的脂质生物标志物、降解的浮游植物残骸和类胡萝卜素（见第3.2.1节浮游植物生物量、第3.2.4节SPM样本中的脂肪酸、甾醇及其碳同位素组成和第3.2.5节类胡萝卜素）支持了这样的观点：像阿塔卡马海沟这样的深海环境是探索海洋世界中生命物理和地球化学限制的宝贵陆地类比。它们还为在厚冰壳下的咸水、分层和高压水系统中生物标志物的保存潜力提供了参考。

4. 结论
我们的研究表明，智利北部梅希略内斯半岛前胡安博尔特洋流的沿岸上升流系统在化学上表现为硅（Si）、钙（Ca）和镁（Mg）的浓度高于其他更南端的区域（例如安托法加斯塔市前），而某些微量元素（如铷（Rb）和锶（Sr）的浓度略低。硅的显著富集具有重要的生态意义，因为这种元素是硅藻的基本营养素。这种硅的富集提高了该区域光合作用带的初级生产力，这间接体现在（i）上层20米水柱中海洋浮游植物的光合作用产生的氧气增加，以及（ii）20-100米深度区间氧气下降更为明显，这归因于更多的沉降浮游植物生物量和异养微生物的更强消耗。CTD3中硅和硼的急剧下降相对于CTD1和CTD2也解释为由于这一区域营养物质更丰富而促进了富含硅藻的浮游植物群落的生长。对不同深度（0-4,500米）三个采样点悬浮颗粒物的电子显微镜研究表明，我们的CTD系统捕获的SPM主要由以下成分组成：（i）从光合作用带沉降的生物残骸（以硅藻为主的海洋雪），（ii）通过海洋和风 currents从智利海岸输送的无机悬浮碎屑沉积物（主要是硅酸盐），以及（iii）通过无机或生物增强过程在水柱中沉淀的自生矿物（例如方解石、重晶石）。然而，SPM的组成并不是垂直均匀的，最上层（80-100米）主要由浮游植物（主要是硅藻）组成，而其余水柱主要由碎屑硅酸盐组成。这种SPM组成的突然变化是由于生物成分在沉降过程中被许多不同海洋生物（包括浮游动物和细菌）快速分解所致。SEM研究清楚地揭示了这种生物残骸被异养细菌分解的情况，显示出浮游植物微生物（例如硅藻）被细菌细胞明显定殖。这种细菌催化的有机物质分解过程中消耗的氧气是形成OMZ上界的关键因素。此外，SPM中检测到的脂肪酸和碳同位素组成（δ13C）与OMZ中丰富的硫酸盐还原细菌一致，并可能有助于有机物质的分解。

我们的研究还表明，微塑料是东南太平洋SPM中的次要但常见的成分，这与过去几十年在全球不同海洋中进行的研究结果一致。这些微塑料的精确组成和来源尚不清楚，因为它们在沉降到海底过程中与浮游微生物的相互作用尚不清楚。然而，鉴于它们在深达4,500米的高深度处的丰富程度，可以预见其中相当一部分微塑料最终会到达深海底部，并与深海和深渊生态系统相互作用，其后果仍有待研究。深海沉积物的组成主要由碎屑硅酸盐主导，这与SPM的矿物学和化学发现一致。这些沉积物中的有机物质含量典型地反映了大陆边缘的特征，但在具有不同初级生产率的地点之间没有显著差异。这可能表明，在光合作用带产生的大部分生物有机物质在海洋上层就被消耗掉了，这与先前的研究结果一致，并说明了所谓的“生物碳泵”的作用，这对全球海洋的深层生态系统至关重要。因此，SPM驱动的碳和营养物质（例如C、N、P）向阿塔卡马海沟和大陆坡之间的深海微生物生态系统的垂直输送非常有限，正如Niskin瓶采样所显示的。然而，浮游生物残骸（例如硅藻壳）的丰富度、在这些沉积物中检测到的类胡萝卜素以及它们的碳同位素组成表明，一些有机化合物仍然能够到达这些贫营养环境，并可能驱动一些有限的微生物活动。在水/沉积物界面几厘米处观察到的成岩状黄铁矿表明，这些沉积物中至少发生了一些细菌介导的硫酸盐还原反应。将这些SPM是唯一有机物质来源的沉积环境（还包括粪便颗粒、死鱼和死海洋哺乳动物，这些在本文中未包括）与其他化学合成作用更重要的微环境（例如冷泉）进行比较超出了本研究的范围，但仍在继续进行中。这样的比较将有助于了解这些冷泉在为更丰富、更动态和复杂的微生物群落提供化学合成能量方面的作用。

我们的研究还表明，微塑料是东南太平洋SPM中的次要但常见的成分，这与过去几十年在全球不同海洋中进行的研究结果一致。这些微塑料的精确组成和来源尚不清楚，因为它们在沉降到海底过程中的与浮游微生物的相互作用尚不清楚。然而，鉴于它们在深达4,500米的高深度处的丰富程度，可以预见其中相当一部分微塑料最终会到达深海底部，并与深海和深渊生态系统相互作用，其后果仍有待研究。深海沉积物的组成主要由碎屑硅酸盐主导，这与SPM的矿物学和化学发现一致。这些沉积物中的有机物质含量典型地反映了大陆边缘的特征，但在具有不同初级生产率的地点之间没有显著差异。这可能表明，在光合作用带产生的大部分生物有机物质在海洋上层就被消耗掉了，这与先前的研究结果一致，并说明了所谓的“生物碳泵”的作用，这对全球海洋的深层生态系统至关重要。因此，SPM驱动的碳和营养物质（例如C、N、P）向阿塔卡马海沟和大陆坡之间的深海微生物生态系统的垂直输送非常有限。然而，浮游生物残骸（例如硅藻壳）、这些沉积物中检测到的类胡萝卜素以及它们的碳同位素组成表明，一些有机化合物仍然能够到达这些贫营养环境，并可能驱动一些有限的微生物活动。在水/沉积物界面几厘米处观察到的成岩状黄铁矿表明，这些沉积物中至少发生了一些细菌介导的硫酸盐还原反应。将这些SPM是唯一有机物质来源的沉积环境（以及其他化学合成作用更重要的微环境，例如冷泉）进行比较超出了本研究的范围，但仍在继续进行中。这样的比较将有助于了解这些冷泉在为更丰富、更动态和复杂的微生物群落提供化学合成能量方面的作用。我们的结果提供了关于海洋中最富生产力的OMZ系统之一中SPM垂直传输的全面视图，并突出了微生物过程在塑造海洋生物泵中的作用。通过整合颗粒形态学、地球化学、脂质生物标志物和同位素示踪剂，我们的研究为阿塔卡马海沟生态系统中的SPM转化提供了新的视角。这些发现在全球气候变化背景下OMZ扩展的背景下具有日益重要的意义，并对全球碳循环和深海微生物生态系统的功能具有直接的影响。伊纳基·尤斯塔（I?aki Yusta）的研究领域包括写作（包括审稿与编辑工作）、数据可视化、验证方法、软件开发、研究方法论以及形式化分析。未引用的参考文献包括：Isshiki等人（1991年）、Jacobs和Ewing（1969年）、Jehli?ka等人（2014年）、Marín等人（2001年）、Saubenova（2024年）、Svedrup等人（1944年）以及Zú?iga等人（2021年）。