海洋生态学讲稿第8章.docx

第八章海洋生态系统的分解作用与生物地化循环第一节 海洋生态系统的分解作用一 有机物质的分解作用及其意义(一) 什么叫分解作用初级生产的产品和固定的能量经由食物链中各种异养生物的消费、传递，形成物质和能量的流动。同时，动植物也不断产生有机碎屑。这些物质也贮存一定的潜能，通过分解者生物的作用逐渐降解，颗粒有机物逐渐腐解为溶解有机物，复杂的有机物逐渐分解为较简单的有机物，最终转变为无机物质；同时能量也以热的形式逐渐散失。这个过程就是生态系统的分解作用(decomposition)。初级生产的产品和固定的能量经由异养生物的消费、传递形成物质和能量的流动； 动物、植物和微生物产生的有机物质通过分解者的作用逐渐降解;颗粒有机物腐解为溶解有机物；复杂有机物之间分解为简单有机物，最终变为无机物质；能量以热的形式逐渐散失 。矿化作用(mineralization) ：分解过程中原先结合在有机质中的无机营养元素(N, P等 )释放出来； 分解：有机物逐步降解；矿化：无机物的释放；碎裂：在物理的和生物作用下，尸体分解为颗粒状的碎屑； 异化：有机物质在酶的作用下分解；淋溶：可溶性物质被水所淋洗出。(二) 有机物质的分解过程 三个阶段淋滤阶段：可溶性物质从碎屑中转移出来的，沥滤出可溶或水解的物质，被异养生物吸收利用，同时产生CO2和无机盐(不一定有微生物参与)分解阶段：主要通过微生物的降解(酶)作用实现；在该阶段，颗粒有机物质的化学成分不断变化耐蚀阶段：上一阶段尚未分解的有机物必须通过较长时间的降解过程，还有的可形成海洋腐殖土(marine humus)难分解的、以腐殖酸为主的有机聚合物分解过程的强度和特征决定于分解者、被分解有机物的组分和理化环境条件。沥滤、降解及异养生物消耗等过程是由多种生物反复的共同作用完成的，且这三个过程是在整个分解过程中其作用，在不同阶段作用大小不同；各种有机碎屑的分解与碎屑食物链密切联系，包括颗粒有机物和溶解有机物的反复再循环。 (三) 分解作用的意义(1) 维持生态系统生产与分解平衡：光合作用与分解作用的有机质量大体相等：通过分解作用维持全球生产和分解的平衡，变化不大；(2) 维持大气O2/CO2比率，避免因为该比率变化而产生的生态学效应；(3) 通过死亡有机质分解，促使营养物质循环，为生产者提供无机营养物质，维持平衡；(4) 分解过程中产生的不同粒径的有机颗粒物为食碎屑的各种生物提供食物来源；提高有机物的分解效率；(5) 有助于提高沉积物的有机质含量、改善底质的理化性质：吸附和降低污染物的危害作用，如对重金属的络合作用。二 分解者类别及其在有机物分解过程中的作用(一) 微生物和原生动物是主要的分解者 分解作用释出的能量必须通过体壁消散(热能)。生物体的表面积(S)与体积(V)之比就是代谢速率的主要制约因素。设想生物体是一个半径为r的球体： 问：相对代谢速率与哪些参数有关S/V(单位体积的相对代谢速率)与1/r成正比关系 S/V(单位体积的相对代谢速率)与体重成反比关系 （注：因为通常V与体重正相关）细菌个数10121013 indsm-3，总表面积占浮游生物的73%； 浮游动物在有机质分解中起次要作用。(二) 分解者的协同作用提高分解效率 细菌和真菌是有机底物的竞争者，但它们对不同生化组分底物的分解效率有差别。真菌的生化组分中C/N比值较细菌的高，因而对C/N比值高的有机物利用效率也高。相反，来源于C/N比值较低的浮游植物碎屑的分解，细菌则是最重要的分解者。细菌对细胞壁物质的降解效率比细菌的高。 纤毛虫、鞭毛虫、线虫和有孔虫等小型消费者因个体小，代谢效率高，世代周期短，从而可通过其代谢活动促进有机物的分解。 食碎屑者虽然可以直接同化食物中可利用的有机物，不过这种直接同化量比较少，但通过它们的摄食，对加速有机物的分解有重要的间接效应。 细菌和真菌是生态系统中最主要的分解者，其次是原生动物。微生物、原生动物和其它小型后生动物的共同作用对有机物质的分解和营养物质的再生有重要的促进作用。第二节 海洋碳循环一 海水中的主要有机碳库及来源(一) 不同有机碳库的容量 海洋碳库包括无机碳和有机碳两大类。无机碳主要包括CO2、H2CO3、HCO3-、CO32-等构成的平衡体系。 有机碳库有溶解有机碳(DOC)和颗粒有机碳(POC)。 问：怎么人为划分？答：二者通常以能否通过0.20.45m孔径的有机物来人为地划分。 海洋各碳库中以溶解有机碳含量最大，其次为非生命的有机碎屑，各种生物的总碳量所占比例最小。(二) 可溶性有机碎屑与碎屑有机物的内部来源1 可溶性有机物：(1) 浮游植物在正常生长状况下释出的DOC约为触及生产力的10%左右；(2) 底栖大型藻类的DOC渗滤率占其碳固定量的10%以下；(3) 珊瑚的释出量与大型藻类相当；(4) 有机碎屑的水解和微生物胞外酶对有机碎屑的降解作用；(5) 异养消费者的代谢作用也有一部分贡献；(6) 动物摄食过程中对食物的破碎也产生一些DOC。2 有机碎屑和有机聚集体 (1) 生产者和消费的死亡残体； (2) 排泄的粪团； (3) 丢弃的皮壳； (4) 海洋生物分泌的多糖类的黏性代谢物，通过物理化学过程形成细小的无定形颗粒物； (5) 被囊动物幼形类的粘性“住屋”被丢弃后产生的“海雪”。二 海洋水层碳的传递与转化(一) 有机颗粒物(POC)的沉降速率 海洋POC主要在表层产生，并且都有向下沉降的趋势，在沉降过程中不断被各种消费者和微生物反复利用和分解。因此，随深度的增加，POC的量会很快下降，其沉降速率与粒径大小有关： (1) 细菌和超微型浮游植物的沉降速率几乎等于零；(2) 原生动物摄食这些超微型神武后产生粪便粒径也很小，大部分在真光层内进行循环；(3) 后生浮游动物的个体大小不一，排出的粪团粒径和沉降速度也不同，从每天几米到每天几百米不等。虽然较大粪团颗粒可能占表层POC的比例很小，但其沉降速度很快，是POC垂直通量的主要组分。海洋中POC量的垂直分布规律是：表层及次表层数量最多，其下方迅速减少，在深水层中一直保持量少而相对稳定的状态。(二) 水层有机物的分解效率 水层有机物分解过程反复进行，离开真光层的颗粒有机物有90%以上在1500 m内完成分界与再矿化。由于颗粒有机物中N的损失更快，因此其C/N比值随深度的增加和逐渐提高。(三) 海洋水层碳的传递与转化 海洋水层各碳库之间存在传递与转化： (1) 海洋表层浮游植物通过光合作用吸收溶解于水中的CO2生产有机物质； (2) 有机物质通过各级消费者依次传递和消耗； (3) 一部分有机碳构成它们的生物量，还有一部分通过呼吸作用转化为转化为CO2重新释放入水中。 (4) 生产者和消费者的死亡残体、粪团和蜕皮等构成非生命的POC组分，一部分构成消费者的生物量，另一部分通过呼吸作用转化为CO2。 (5) 一部分DOC被异养微生物吸收重新进入活体生物，通过呼吸作用转化为CO2。二 沉积物种有机物质的分解 (一) 底栖-水层耦合及沉积物的垂直结构1 底栖-水层耦合 海底和水层这两个巨大环境系统是相互联系的整体，所谓底栖-水层耦合就是指海洋生态系统通过能流和物流的传递而将水层系统和底层系统融为一体的各种相互作用过程。 (1) 绝大部分海洋中底栖生物群落依赖于水层的有机物质沉降，成为底栖动物直接或间接的食物来源，并形成底栖生物生活的基质。 (2) 在浅水区，部分水层生物也是摄食底栖生物。 (3) 海洋浮游生物和底栖生物通过不同的生活史阶段既能利用水层又能利用底层环境。 (4) 从表层下沉到底层的有机物质不仅为深水底栖生物群落提供食物来源，同时通过底栖系统内生物的分解作用释放出无机盐，最终又返回水层被浮游植物所利用。2 海洋沉积环境的垂直结构 海洋沉积环境划分为氧化带、氧化还原连续带、还原带。大部分底栖生物出现在氧化层；氧化还原带分布着化能合成细菌和光合作用细菌；在完全的还原带生活的是厌氧性的细菌。海洋沉积物由表向里可以划分为三个带：分别为氧化带、氧化还原不连续带和还原带，它们的颜色一般为黄色、灰色和黑色。即下图：(二) 有氧沉积物中有机物的分解 (1) 发酵作用：高分子量碳水化合物通过发酵作用生成一系列低分子量终产物。 (2) 硝酸盐还原和脱氮作用：在缺氧环境中细菌利用NO3-、NO2-作为终端电子受体。 (3) Mn和Fe的还原作用。在缺氧环境中，其产生的能量和硝化作用相当。 (4) 硫酸盐的还原作用：在厌氧沉积环境中，微生物利用发酵作用提供的低分子质量有机物，使其被氧化，产生H2S、CO2和H2O。产生的能量较少。是沿岸缺氧沉积物中有机质分解的主要过程。 (5) 甲烷的产生：在缺少氧气和硝酸盐的环境中发生；经甲烷细菌的利用产生CH4。这个过程通常在富含有机物的缺氧底泥中发生。四 有机物在海底的埋藏 在稳定状态下，沉积=再生+埋藏。 埋藏在沉积物中的难分解有机物是一类统称为腐殖质的“不明物质”，其形成的可能机制包括： (1) 生物大分子碎屑在降解过程中产生的中间产物通过非生物过程形成难分解、生物无法利用的缩合物； (2) 生物体产生抗水解、生物难利用的高分子物质，被选择性的剩余； (3) 活性有机物通过与无机或有机基质的相互作用而难以被生物降解。第三节 全球碳循环的汇、源与海洋生物泵一 全球碳循环的汇与源 全球碳循环包括：生物的同化过程和异化过程；大气和海洋之间的CO2交换；碳酸盐的沉积过程。 碳循环的源：人们将释放CO2的库称为源。 碳循环的汇：人们将吸收CO2的库称为汇。 (1) 人类大量使用化石燃料是导致大气CO2升高的主要因素，人为造成的植被破坏也对全球碳循环产生影响； (2) 海洋是吸收CO2主要的汇，净吸收量接近化石燃料燃烧和植被破坏产生CO2的30%； (3) 人类活动释放CO2的约1/4是科学上尚未研究清楚的汇，即所谓“失汇现象”。二 海洋生物泵对大气碳的净吸收作用(一) 海洋生物泵 (1)大气CO2可以通过海-气交换进入海洋表层，但要实现海洋对大气CO2的净吸收效应，前提条件是存在导致海洋表层向底层输碳的过程。 (2) 生物泵：由有机物生产、消费、传递、沉降和分解等一系列生物学过程构成碳从表层向海底转移的过程。 (3) 碳酸盐泵：碳酸钙成分的物质沉降和堆积到海底的过程。 (4) 生物泵和碳酸盐泵一起将海洋表层碳转移至深海，因而是海洋在碳的生物地化循环中起汇作用的机制。(二) 海洋碳循环中的汇、源格局 (1) 不同海区碳的汇与源分布不均匀 (2) 高纬度低温海水的携带CO2下沉，赤道上升流区海水向大气释放CO2，CO2的收支是平衡的 (3) 赤道太平洋是最大的源区，北大西洋是最大的汇 (4) 沿岸和上升流区主要通过浮游动物粪团将碳快速输送到海底；寡营养的大洋亚热带环流及赤道太平洋，主要通过微型生物食物网中细菌二次生产和原生动物的摄食“打包”作用实现碳的向下传输，即群落组成影响生物泵。 三 关于提高海洋生物泵效率和缓解温室效应的讨论(1) 提高气-海界面碳通量：通过提高某些海区新生产力的途径、加速生物泵运转。 (2) 注意力集中在HNLC的南大洋。营养盐充足(N, P, Si)，但初级生产力低；主要原因为缺铁(只依靠大陆飘尘补充)：据估计，该海域的NO3-若能被完全利用的话，气-海界面的碳通量可提高(20-30)108t/a；若按C:Fe=100000:1计算，需要补充200,000 ta-1；现场研究，澳大利亚，1999，补充铁元素后，浮游植物和碳含量均稳定增加(增加光合作用，减少CO2排放)(3) 大气CO2浓度不断升高会影响生物泵的效率：温室效应减缓海洋环流，对海洋物理过程和生物泵产生间接影响；原因：地球暖化使得表层海水在冬季无法增密，难以形成与深层水之间的循环；表层水的CO2浓度影响钙生物主导的生态系统吸收碳的功能 第四节 海洋氮循环一 海洋中氮的存在形态(一) 氮在海洋中的存在形态(1) 氮是组成生物体核酸、氨基酸等成分的基本元素；(2) 氮循环与生物地化循环(包括碳循环)有密切关系；(3) 氮的化学形态=无机氮+有机氮；(4) 无机氮=DIN+NO3-+(NH3+NH4+)+N2O+NO2-+NO+NH3OH；(5) 有机氮=PON(生物体和有机碎屑)+DON(代谢排出和死亡分解)；(6) 有机氮浓度(尤其是DON)无机氮浓度；(二) 不同氮形态在海洋中的含量与分布特征二 海洋氮循环的基本过程(一) 氮的生物利用 问：海洋生物对氮盐的利用次序是什么？答：NH4+ NO2- NO3-（注：蓝细菌等固氮生物可以通过固氮作用利用海水中的N2；有机氮（DON）能被一些生产者利用或被异养细菌吸收（二次生产），另外有大部分DON不易被同化而保留在表层海水中。可以不答。）(二) 氮的再生利用(1) 氮的再生：结合在有机物中的氮重新转变为可被生产者再利用的无机氮(NH4+)的过程。 (2) 水层中绝大部分氮的再生是由微型生物完成的。 (3) 细菌可能不是NH4+最有效再生者。细菌C/N5。 (4) 原生动物和后生动物可能对氮的再生起重要作用。 (5) 沉积物间隙水无机氮释放到上覆水是氮再生的重要途径。 (三) 海洋氮循环的基本过程(1) 固氮作用(nitrogen fixation)：固氮细菌将海水中的N2转变为生物学可利用的氮。 (2) 硝化作用(nitrification)：未被利用的NH4+在有氧条件下氧化为NO3-(包括N2O和NO2-等中间产物)。 (3) 反硝化作用(脱氮作用，denitrification)：兼性厌氧微生物以NO3-作为终端电子受体，将其逐步转化为N2的过程。 三 固氮作用(一) 固氮生物对环境要素的敏感性 固氮生物对某些环境因子有特殊敏感性：(1) O2对生物固氮有抑制作用 (2) 常量磷酸盐对固氮有抑制作用 (3) 微量金属元素(如Fe)对固氮作用有促进作用 (二) 海洋固氮生物与固氮效率的分布 1 调查方法 (1) 现场直接生物学调查(固氮生物的丰度和固氮效率)(2) 海水中N/P比值偏离“Redfield比值”的非常态值 (3) 水色卫星遥感 2 水层与沉积层固氮 (1) 束毛藻是很重要的固氮生物 (2) 海洋沉积层单位面积固氮效率差别很大(植被)(3) 水层与沉积层固氮作用影响因素不同(硫酸盐) (4) 目前认为全球海洋固氮总量约为100 TgNa-1 (三) 人工固氮作用(1) 人工固氮主要包括氮肥生产和使用化石燃料 (2) 人工固氮在陆地上发生，通过不同途径输入海洋，对氮循环产生影响 (四) 脱氮作用1 典型的脱氮作用典型的脱氮作用是一种简单异养过程，在溶解O2被消耗后的条件下有机物的氧化以NO3-作为终端电子受体。进行脱氮作用的NO3-由沉积物及其上覆水供应，也可由有机物腐解释放出NH4+后通过硝化作用生成NO3-供应吗，然后继续进行脱氮作用，后一脱氮过程称为联合的硝化作用/脱氮作用。2 新发现的脱氮途径 (1) 厌氧氨氧化作用 在完全缺O2条件下，NH3+NO2N2的脱氮过程。相关的微生物Swalindua也已被分离，这是一类厌氧的化能自养细菌。 (2) 化学脱氮作用 在有氧-缺氧交界处，某些金属无机物作为催化剂将已固定的氮(如NO3-、NH4+)转化为N2的过程。15Mn+6HNO315MnO2+3N2+3H2O15MnO2+10NH315MnO+5N2+15H2O将两个过程结合起来，即6HNO3+10NH38N2+18H2O(3) 硝酸盐异化还原反应出现于缺氧和有大量有利硫化物的沉积物中。 通过以上说明可以明确，固氮作用是氮循环中新固定氮的来源，而脱氮作用是已固定氮的损失。有的学者估计，全球沉积物脱氮作用量至少为175-225 TgNa-1，水层脱氮作用量为80-100 TgNa-1，埋藏量约25TgNa-1，氮的损失共300-350 TgNa-1。如果生物固氮之外的氮补充总量为100-150 TgNa-1，生物固氮作用相当于贡献了150-250 TgNa-1。第五节 海洋磷循环一 海洋中磷的形态与垂直分布(一) 海水中磷的形态与垂直分布 (1) 海水中的磷有溶解态磷和颗粒态磷，二者都包含有机磷和无机磷组分。 (2) 磷酸盐有两个重要的化学特征：在有氧条件下易被吸附在无定形氢氧化物、碳酸钙和黏土矿物颗粒上；磷酸盐离子能与金属阳离子结合成难溶性沉淀物。磷的这种特性导致海洋中磷的动态复杂化。 (3) DIP和DOP含量在海洋中的垂直分布有明显差异。真光层DIP由于被浮游植物吸收，因此表层的含量很低。在真光层下方随深度增加，DOP不断水解为DIP，所以其含量不断提高。DOP总体上在表层的高含量分布特征。随着深度的增加，DOP不断被细菌分解为DIP，DOP含量不断下降，只有一小部分输入深海。(二) 沉积物中磷的形态转化与分布 由于存在颗粒有机物POM中的磷在其沉降过程中不断被矿化，仅约1%的POP沉降到深海沉积物中，与DOP一起继续在沉积物中分解与矿化释出无机磷酸盐。 沉积物的氧化-还原状态与其中磷形态的转化与埋藏有密切关系。二 磷的生物利用与再生(一) 自养生物对磷的吸收1 浮游植物和自养细菌吸收海水中的磷以满足其生长代谢需求 磷酸盐被浮游植物吸收到细胞内先合成葡萄糖-1-磷酸，然后再转变为其它形式的含磷有机物。还有一部分被吸收的磷以多聚磷酸盐形式贮存在细胞内，当环境中缺磷时，植物可将其水解后再利用，甚至会因水解速度高于藻类本身所需而将磷酸盐释放到环境中。2 浮游植物通过表面释出碱性磷酸酶将磷酸盐从有机物中水解出来并加以吸收 浮游植物细胞产生的这种水解酶与环境的磷含量有密切关系。当水中磷酸盐缺乏时，藻类细胞才产生较多的磷酸酶。反之，当磷酸盐很丰富时，藻类产生磷酸酶的功能就收到抑制。(二) 磷的再生1 藻类细胞内一部分磷可以以DOP或DIP的形态通过细胞渗滤作用释入环境中。2 海洋中磷酸盐的浓度在很大程度上与生物的代谢活动有关，或者说所有的异化反应均导致磷酸盐再生。3 除微生物外，原生动物和浮游动物在磷的再生中也其重要作用。4 海洋磷循环十分复杂，表层水体中溶解磷库和颗粒磷库之间的周转率很快，是支持初级生产力的重要机制。三 海洋生态系统磷循环的源与汇(一) 海洋中磷的主要来源1 陆地风化 陆地风化的磷通过河流输入是海洋最主要的磷来源，其量估计达331010-531010 mol Pa-1。颗粒态磷包括磷矿石和其它矿物中的磷以及吸附在铁-锰氧化物和氢氧化物表面的磷。2 人为的磷来源 海洋中磷的另一重要途径是开采磷矿。据估计，人类活动通过河流和大气灰尘输入海洋的磷约为301010-501010 mol Pa-1。3 大气沉降 大气悬浮颗粒中的磷同时以有机和无机化合物的形式存在。通过大气悬浮物的沉降输入海洋约为3.21010 mol Pa-1。问：海洋中磷的主要来源是什么？三个方面答：1. 陆地的风化侵蚀通过河流输入；2. 人类活动（如磷肥生产等）也将一部分磷通过河流输入；3. 大气中的悬浮颗粒、火山灰和矿尘的沉降输入。4 海洋沉积磷循环的主要贮库 埋藏在海洋沉积物中的磷主要有三种类型： (1) 与颗粒有机物结合的磷、吸附在颗粒物表面或结合到氧化物中的磷以及自生磷灰石矿物中磷。 (2) 由河流输入的非活性磷(陆源碎屑)，这部分颗粒磷基本上沉积在沿岸和大陆架海底而离开海洋磷循环。 (3) 颗粒有机物中的磷埋藏组分与海洋生物的残体有关，也与沉积物的氧化还原状态有关。四 海洋生态系统的磷限制(一) 对海洋中磷限制的认识 长期以来，人们都认为氮才是海洋生态系统的重要限制因子，对磷限制的研究较少。随着海洋调查的深入，人们发现海洋磷限制可能比以往所了解的更为普遍。(二) 磷限制的原因和证据(1) 初级生产过程需要吸收氮、磷等常量元素和铁等微量元素。无机氮不仅有陆源补充，还可通过固氮作用来补充，则很多海域也会出现磷限制的推论就是合理的。(2) 寡营养水域初级生产力很低的原因是表层营养盐供应不足，目前已经发现磷是很多寡营养海域重要的限制因子，例如东地中海就是公认的磷限制海域。(3) 海洋磷限制也可以从群落的种类演替来评估。近二十年来，北太平洋涡旋区浮游植物向原绿藻和聚球藻演替，这与它们相对低的磷需求以及个体极为细微有利于吸收营养盐的特点有关。(4) 磷不仅是很多寡营养大洋区的限制因子，一些近海海域，特别是那些有大量淡水或农田用水输入的河口内湾水域，磷也起限制作用，中国的长江口就是一个明显的磷限制例证。第六节 海洋硫循环一 硫循环的基本过程(一) 硫循环的基本过程硫也是生物体内某些蛋白质和氨基酸的组分。硫循环既属沉积型，也属气体型。硫的主要蓄积库是岩石圈和束缚在有机和无机沉积物中，沉积物的硫酸盐主要通过自然侵蚀和风化或生物的分解以盐溶液形式进入陆地和海洋生态系统。此外，相当多的硫以气体形式在大气中自由移动。硫循环是在全球规模上进行的，有一个长期的沉积阶段和一个短期的气体型阶段。(二) 海洋硫循环 海洋中的溶解态硫主要以SO42-的形式被植物所吸收利用，转变为某些氨基酸等含硫蛋白质成分，再有生产者转到消费者。动植物死亡后，蛋白质在有氧条件下经微生物分解并氧化成SO42-进入再循环供生产者吸收；或在缺氧条件下分解形成H2S。在海底有氧-缺氧沉积层中，H2S可与Fe、Ca离子结合形成FeS2和CaSO4沉积。二 海洋二甲基硫(DMS)的产生过程及其与气候的关系(一) 海水中DMS的产生过程及分布 海水中DMS主要来源于藻类。DMS的前提DMSP在藻类体内其调节渗透压的作用。 海藻摄取环境中的硫合成半胱氨酸、胱氨酸或直接合成高半胱氨酸；经高半胱氨酸进一步合成蛋氨酸；蛋氨酸经脱氮和甲基化作用形成二甲基硫丙酸(DMSP)；DMSP再经分解就产生DMS和丙烯酸。 浮游植物细胞内的DMS可释入海水中，而未分解的DMSP经浮游动物捕食作用也可释入海水中，借助于微生物的活动，通过酶促反应，将DMSP转化为DMS。 DMS广泛分布于海水中，其含量与初级生产力和浮游植物的分布有关。大洋水体DMS主要分布在真光层。(二) 海水中DMS的传递 海水中DMS的消除主要有三个去向： (1) 光化学氧化：海洋表层的DMS可通过光氧化生成SO42-。 (2) 向大气排放。 (3) 微生物降解：DMS可通过细菌消化降解最后形成SO42-。 (三) DMS与气候的关系 DMS进入大气后，主要被OH自由基氧化生成非海盐硫酸盐(NSS- SO42-)和甲基磺酸盐(MSA)。 这些化合物容易吸收水分，可以充当云的凝结核(CNN)。 由于CCN对云层的形成是很灵敏的，所以海洋DMS进入大气后增加CCN的密度而形成更多的云层 ，从而增加太阳辐射的云反射，是地球表面温度减低，是与温室效应相反的过程。一般认为，海洋生物产生DMS具有控制或调节气候的作用，称之为DMS气候链。