提供了对于北极涛动驱动因子争论的不同见解。认为海洋和大气属于同一个系统，AO是其内部的过程。其中，AOPFR是正反馈因子促使AO加强，全部是大气过程；而海洋环流贡献的是负反馈作用，导致AO减弱。大气和海洋过程都很重要，共同决定了AO的发展变化。

图1 海气热通量与北极涛动的正负反馈示意图

1990~2008年间加拿大海盆盐跃层深度控制机制的转变

本项研究利用 World Ocean Database (WOD)数据验证了冰海耦合模式模拟的加拿大海盆盐跃层在1990-2008年间的时空变化，统计结果显示模拟结果具有可信性。将模拟的九月份的海冰覆盖范围与卫星观测数据进行比较，发现二者具有一致的年际变化。相比1990-1999年，2000-2008年模式和观测得到的九月份海冰覆盖范围均出现阶梯式下降。这表明模式中因海冰减少导致的海表面应力旋度异常的变化幅度在后段时间显著增大是事实存在的。淡水含量、上层和中层流场在2000年之前和之后也出现了相应显著的改变。通过分析海表面应力旋度异常与盐跃层深度之间的关系发现，盐跃层对季节性尺度上的Ekman Pumping有快速的响应；而在年际变化尺度上，2000年之后盐跃层的变化与海表面应力旋度异常呈反相关，在之前却呈正相关（图2）。我们指出该现象的出现是由于控制盐跃层变化的机制出现转变，即平流输运和Ekman抽吸相继控制了盐跃层的变化。而该转变出现的原因是因波弗特高压中心区空间分布的形变影响了穿极流的摆动以及Ekman抽吸的范围和强度。

图2 由平流（红线）和Ekman抽吸（蓝线），以及两者共同作用（黑线）导致的盐跃层深度变化，浅蓝色柱形是模式给出的盐跃层扰动

从北冰洋进入北大西洋的淡水路径的变化研究

本项研究采用1º的全球模式研究了从北冰洋流向北大西洋的淡水路径。海冰面高度（SSH）的EOF分析显示，虽然第二模态只占15%的方差贡献，但相应的地转流与通过加拿大北极群岛（CAA）、Nare海峡和Fram海峡输出的淡水通量都具有密切的相关性，相关系数分别为0.75，0.77和0.66（图3）。通过分解SLP，我们可以看出，EOF1主要反映了底部压力引起的SLP变化，而EOF2模态则反映了北极盆地比容高度的变化特征。第二模态与风力驱动的表面流有关，控制了北冰洋的淡水输出。北极涛动和北极偶极子的大气指数都与北冰洋的淡水输出有关，北极偶极子模态强迫下，体现了通过CAA和Fram海峡的淡水输出量分配的异相性。

图3 NEMO冰-海洋耦合模式模拟的CAA和Fram海峡的淡水通量、Barrow海峡淡水通量观测值及AO、AD指数的年际变化（去趋势冰标准化处理）

北冰洋冰下海洋热通量

北冰洋冰下海洋热通量呈现明显的季节变化。6月至9月融冰季节，北冰洋冰下海洋热通量约10.1Wm^-2，相当于40cm海冰融化，此时的海洋热通量主要由进入冰下海洋的短波辐射决定。结冰季节，海洋热通量约2.0Wm^-2，主要来自海洋内部。在海洋热通量季节变化中，除了海洋热通量夏季峰值以外，还出现秋季峰值。海洋热通量秋季峰值至结冰季节次表层暖水热量释放的结果。结冰析盐产生的对流混合过程使得混合层逐步加深，不断侵蚀次表层暖水水层，由浅入深逐渐释放次表层暖水热量。整个结冰季节平均的海洋热通量大致分为两种情形。当不存在次表层暖水时，结冰季节的海洋热通量几乎全部来自海洋的湍流热量。整个结冰季节海洋热通量相对稳定，维持在1.6Wm^-2。当存在次表层暖水时，结冰阶段的海洋热量释放大致可以分为两个阶段：第一阶段为10月至12月，这段时间通过结冰析盐产生的对流过程导致混合层加深，引起次表层暖水热量的释放，平均海洋热通量为3.7Wm^-2。其中，风暴过程引起的强混合和对流有效地加速次表层暖水热量的释放，释放的热量甚至可以在结冰季节融化海冰。第二阶段为1月至3月，这段时间的海洋热通量主要来自中层海洋的湍流热量，相对较小，约1.0Wm^-2，比没有次表层暖水时的值小约三分之一。

海洋热通量空间变化明显。加拿大海盆南部、波弗特海海冰类型多为一年冰，融冰相对容易，且纬度较低，融冰期长，海冰密集度低，进入上层海洋的短波辐射相对较多，夏季海洋热通量基本超过15Wm^-2，部分区域最高超过40Wm^-2。而北极中央区和多年冰区域海冰类型主要以多年冰为主，且纬度较高，融冰期相对较短，海冰密集度高，进入海洋短波辐射少，夏季海洋热通量通常低于10Wm^-2，仅个别浮标能达到近15Wm^-2。阿蒙森海盆南部靠近Fram海峡和加克尔海岭，地形变化剧烈，同时受北大西洋入流影响，海洋热通量也相对较大，夏季海洋热通量在15~30Wm^-2之间。

图4 海洋热通量季节变化，其中蓝色为穿极流区（PD），绿色为多年冰区（MI），红色为加拿大海盆（CB），黑色为整个北冰洋（TOTAL）

雪热传导系数与穿过海冰的热通量研究

我们提出了雪热传导系数的非热平衡算法，该算法考虑了冰温和雪温变化对热传导过程的影响，考虑了雪和冰对气温变化响应特性的差异，是对热平衡算法的修正。

热平衡算法假定进出冰雪界面的热传导通量相等，不考虑冰雪界面处温度随时间变化，即感热通量项。计算获得的各个浮标的雪热传导系数范围在0.26 ~0.50Wm^-1K^-1之间，均值为0.37±0.10Wm^-1K^-1。这种方法获得的雪热传导系数随时间波动较大，其量值变化让人难以接受。从物理上而言，如果没有降雪过程，雪的密度、结构在较短的时间范围内几乎没有变化，人们期待雪的热传导系数相对稳定。于是，我们在原热平衡算法中增加了冰内温度随时间变化项和雪内温度随时间变化项，提出了雪热传导系数非热平衡算法。非热平衡算法计算的雪热传导系数是对原热平衡算法的中修正。经过感热通量修正的雪热传导系数范围在0.23-0.41Wm^-1K^-1之间，均值为0.32±0.08Wm^-1K^-1，与SHEBA计划期间冬季的观测均值0.34Wm^-1K^-1非常接近。与热平衡算法相比，非热平衡算法计算获得的雪热传导系数的起伏减小，随时间变化相对稳定，且各浮标数据计算的结果离散度大大降低。最为明显的是很多由冬季气温突然增高引起雪内温度梯度减小而导致计算获得的雪热传导系数过大的情况得到了很好的校正。

图5 每个海冰质量平衡浮标的雪热传导系数。左侧列（a）黑点为热平衡条件下计算的雪热传导系数结果，其右侧列（b）为非热平衡条件下计算的雪热传导系数结果

海冰密集度与海表面气温的关系研究

本项研究的结果表明，在夏季和冬季的大部分月份，海冰密集度与表面气温呈很好的负相关，表明在这些月份，海冰和气温都在发生缓慢的协同变化，基本体现了季节变化的特征。而在春季，气候系统发生从冬季向夏季的转换，气温出现快速变化，而海冰的变化滞后于气温的变化，因而发生正相关过程，称为春季转换期。秋季转换期与此类似，但持续的时间更短。从物理过程角度看，在转换期确实发生了气候的季节性转换，但是这种转换是一个连续过程，不易界定转换期的起止时间。而根据气温和海冰变化速率的不同，由气温与海冰的相关性分析给出了转换期的准确发生时期，对气候转换期形成了定量的认识，对理解海冰的变化过程有重要意义。

图6 各区域海冰密集度和海表面气温逐日滑动相关图（图a代表波弗特海-楚科奇海-东西伯利亚海-拉普捷夫海海域，图b代表喀拉海海域，图c代表楚科奇海南部海域）

北极走航海雾能见度计算方法研究

通过Mie散射原理计算出550nm波段的消光系数，进而通过该波段消光系数计算出大气能见度，最后用计算结果和能见度仪的观测数据做对比，结果表明，能见度计算值与观测值的误差明显，而且随着液态水含量的降低，误差有明显的增大趋势，有时计算值能达到观测值的4-5倍，计算能见度须进行校正。

图7 计算能见度校正前后及观测结果对比, 不同的雾次用灰白相间的背景色区分，每一个连续的背景色表示一次雾过程

北极经向水汽输运与多年冰变化

尽管近年来影响北极水汽输运的大气环流和水汽源地均发生较为显著的变化，但统计结果表明近37年来北极经向水汽交换具有相对稳定的输运通道，同时也伴随着水汽交换显著的年际变化，垂直结构上主要集中在600hpa以下的对流层中下层。北极地区经向水汽交换主要有四条通道（图8）：两条为向极输运，分别位于格陵兰岛西侧和拉普捷夫海；两条为离极输运，分别位于加拿大北极群岛和格陵兰岛东侧。与亚北极水汽交换主要通过格陵兰岛西侧和加拿大北极群岛通道，分别占向极和离极水汽输运的56%和58%。此外，楚科奇海以东存在着一条季节性通道，集中出现在3-9月，但其向极水汽输送量值几乎与拉普捷夫海通道相当。

北大西洋相比，北极太平洋扇区的水汽交换明显活跃。太平洋扇区的水汽输运更多的受大气环流调控下的局地水汽条件变化的影响，融冰期水汽净输运与北冰洋多年冰变化具有较好的相关性，两者的相关系数可达-0.93。近年来多年冰的持续减退，太平洋经向水汽输运明显增加，融冰期净水汽输运较1984年增加了0.6倍。

图8 北极经向水交换及其通道（四条稳定输运通道：拉普捷夫海LSP、加拿大北极群岛CAAP、格陵兰岛西侧WGP、格陵兰岛东侧EGP，以及楚科奇海以东的季节性通道CSP；阴影代表水汽疏运量，向极输运为正，离极输运为负，单位kg·m^-1·s^-1）

北欧海溢流的水文特征和变化机理

国外研究者对北欧海溢流进行过较为详细的阶段性总结。然而近十几年来，随着观测技术的提高及观测数据的积累，又有新的研究成果涌现，对北欧海溢流有了更进一步的认识。在已有综述基础上，把握最新研究进展，对北欧海溢流研究进行总结。通过评述国内外关于现代北欧海溢流的研究成果，介绍了北欧海 3 个主要溢流通道即法罗海台水道(FBC)、冰岛—法罗群岛海脊(IFR)、丹麦海峡(DS)上溢流水体性质、流量的基本特征和多尺度变化特征，剖析了各通道上溢流水体的来源及影响溢流变化的可能因素和物理过程，并着重阐述了法罗群岛—设德兰岛水道上溢流的强混合特征。基于这些认识，分析了北欧海总溢流的变化特征及各通道溢流之间的关系，给出北欧海溢流的整体结构。介绍了正压和斜压效应在溢流过程发挥的作用，将溢流各种尺度的变化与大气过程建立了联系。由于溢流过程非常复杂，与北欧海内部的对流和混合过程密切相关，很多问题尚不清楚，需要更多的观测与研究。

图9 IFR溢流路径

南大西洋南极中层水盐度减小现象：2005-2014

2005-2014年期间南大西洋的南极中层水经历了大尺度的淡化现象。这个现象同时也在两条准同时的WOCE观测断面中体现了出来。研究表明，南极中层水盐度的减小，恰好得到了温跃层水体盐度增加的补偿，指示了一个全球水循环增强的过程。整个南半球2000-2014年期间的降雨减蒸发变化情况展示了上述的水循环增强过程。在亚极区高降雨区域内，从大气向海洋表面的淡水输入是增加的，而在亚热带高蒸发区域，淡水输入量是相反的。在这样的全球水循环增强背景下，我们发现同化的海洋流速数据场展示了厄加勒斯泄漏通量的减少，并认为它是上述的南极中层水盐度减小的贡献因子。进一步的计算表面厄加勒斯泄漏通量的减少，可以解释观测到的淡化现象的53%（在整个南极中层水水层内，盐度的平均减小为0.012）。研究还表面厄加勒斯泄漏的变化，是由2000年开始的南印度洋上风应力强度减弱引起，它将促进淡水向南极中层水生成区域的输送。尽管在这里机制分析中风速数据的处理仍停留在定性的层面上，但我们有理由认为本项研究的结果将有助于预报性海气耦合模式结果的验证。

图10 （a）两年平均θ-S图解，南大西洋海盆区的温盐平均得到，上覆等密度为中性密度γn（灰色点折线）。内置图形为蓝绿色方框的放大图像。（b）粗黑线为2005年1月至2014年12月期间盐度沿等中性密度面γn的线性变化趋势，灰色投影为95%置信区间（F检验）

1993-2014年间全球平均海平面加速上升特征的研究

利用最新的研究方法分析了影响全球海平面变化的主要物理过程，指出了1993-2014年间全球平均海平面加速上升的特征，并揭示了格陵兰冰盖加速融化导致全球海洋质量增加是全球海平面加速上升的关键因素。文章指出，自有卫星高度计观测以来，全球海平面的上升速度已由1993年初的平均每年上升2.2±0.3mm增加到2014年的平均每年上升3.3±0.3mm，其中格陵兰冰盖融化对整个海平面上升的贡献由最初的5%（平均每年0.1mm）增加到2014年的25%（平均每年0.85mm）。而在此期间，海洋受热膨胀导致海平面上升的速度基本保持不变，约为每年0.94±0.16mm。这一研究成果更为准确地解释了全球海平面变化的特征，展示了全球变暖背景下人类活动和自然变异对全球海平面变化的贡献，再次强调了科学制定沿海地区应对海平面变化的对策和方案，以及应对和适应全球气候变化的重要性。

北冰洋不同海区海冰覆盖范围的变化

半个世纪以来，随着全球变暖北极海冰在快速减退。结果表明北极海冰在1979-2013年持续减退，夏季海冰减退尤为显著。1979-97年北极基本处于海冰厚重期，海冰覆盖范围距平值存在4-6年周期的增减变化特征； 2003-06年为本世纪的重冰年，其它海冰较少的年份各扇区海冰外缘线北退。弗莱姆海峡的海冰外缘线的变化跟整个北冰洋基本相反，表明轻冰年很多海冰通过弗莱姆海峡离开北冰洋，而重冰年更多的海冰留在了北冰洋。2002年以来，太平洋扇区北部的C2海区对北极中央区海冰变化的贡献最为显著。近些年来北极各海区之间冰情变化体现了3种相关性：太平洋扇区的楚科奇海和东西伯利亚海海冰覆盖率指数的相关系数较大，海冰变化较为一致；由于来自巴伦支海的暖流进入喀拉海，大西洋扇区的喀拉海和巴伦之海之间海冰变化较为一致。北极中央区海冰的变化受到周边海域的海冰的影响。

图11 融冰期北冰洋及其边缘海的海冰覆盖范围指数

北极海面风场对海冰区域性和整体性变化的影响

北极各海区海冰密集度的变化都与海面风场有联系。对海冰产生影响的风场类型主要有三类：纬向风、经向风和气旋式风场。在波弗特海-拉普捷夫海这4个海域中，仅有1种类型的风场（纬向风或经向风）对海冰产生显著影响，同一海域海冰密集度呈现位相一致的变化。而在其他海域，有2种类型的风场（纬向风与气旋式风场，经向风与气旋式风场）影响海冰变化，同一海域的海冰密集度会呈现位相相反的变化。北极海冰的变化是一个整体，各个边缘海的海冰既有各自的变化特点，又有很好的整体协同变化特点。而2004年以来，加拿大海盆反气旋式风场与欧亚海盆弱的气旋式风场的整体结构呈现逐渐加强的趋势，有利于北极海冰的进一步减退。

图12 楚科奇海海冰密集度（a左场）和海表面风场（b右场,其中色标为风场的散度）标准化距平的SVD分析第1对异性相关型

融池热力学模式

基于2010年中国第四次北极科学考察（CHINARE2010）期间的海冰综合观测数据建立了一维融池-海冰热力耦合模式。研究发现约58.6%的太阳辐射能被融池水吸收，但是这部分能量很快用于融池下面的海冰融化，从而导致融池水温度没有明显升高，只是在0.0°C -0.3°C之间变化，并且呈现日周期变化特征。模式结果显示：当融池深度小于0.4米时，融池下面的海冰融化速率随着融池深度的加深而变大；当融池深度超过0.4米时，海冰融化速率达到最大，且趋于稳定，约1厘米/天。通过这些研究明确了太阳辐射能在融池中的能量分配及转化过程；对海冰融化过程中融池所起的作用有了更加深入的了解。

北极冰面融池的观测

在第七次中国北极科学考察期间，利用无人机获取加拿大海盆周边浮冰区冰面航拍影像，针对海冰航拍图像特殊性改进了基于暗原色先验的图像去雾算法；对拼接后的航拍图像进行融池识别（识别方法见图18），计算得到航拍区域的融池覆盖率，图19中反演计算观测区域及两个子区的融池覆盖率分别为1.63%，16.14%和6.15%。同时，利用航拍影像三维建模得到海冰表面相对高程和冰面粗糙度；继而对融池覆盖率和海冰表面粗糙度分布规律进行研究。结果表明，在本次航拍区域，海冰粗糙度大的区域具有更多小面积的融池，而融透的、面积大的融池多出现在粗糙度小的平整冰区。与传统的船基和直升机观测方法相比，无人机的便携性和高分辨率，将作为北极海冰融池覆盖率监测的有力工具，本项研究进行了初步的尝试。若与卫星过境时间相协调，还可以为相关海冰遥感产品的验证提供数据。

图13 融池识别方法的示意图，蓝点、绿点、黑点分别代表融池、融透融池、冰面三种类型，横坐标为航片红色通道的强度值。R1、C1分别为对R和C画直方图人工选取的阈值

秋季冻结期北极中心区融池反照率变化

通过对不同类型冻结表面的融池反照率进行分析，我们发现冰水混合表面的融池反照率仅为0.19±0.04，灰盖融池、蓝盖融池、白盖融池和雪覆盖融池的反照率分布为0.28±0.08，0.33±0.10，0.50±0.05和0.72±0.14。冻结阶段的融池反照率不仅与其表面特征有关，也和融池的深度和融池表面冰层的厚度有关。在北冰洋中心区，冻结阶段的融池反照率与融池深度呈现较好的指数关系，在深度较小时，反照率随深度增加而迅速减小，待融池深度增加到0.2m以上时，反照率基本呈现均匀一致的状态，与其他模式和参数化的结果保持较好的一致性。但是，当融池表面冰层厚度发生变化时，反照率的变化呈现明显的分段状态。当表面冰层厚度小于0.01m时，反照率呈指数减小，厚度为0.01-0.05m时，反照率线性的缓慢较小，而当厚度大于0.05m时，反照率呈线性剧烈增加状态。主要原因在于融池表面冻结初期，表面结冰呈现灰冰特征，从而掩盖了其下融池冰的反射特性，导致反照率迅速减小。随着冰层厚度的增加，表面散射层增厚，同时伴随着风吹雪的影响，使得冻结融池的反照率逐渐增加，甚至出现急剧增长的状态。由于处于秋季冻结阶段的融池辐射特性观测较少，因此需要更深入的研究来理解秋季北冰洋表面的辐射能量平衡特征。

图14 秋季冻结期北冰洋融池反照率空间分布特征（左）和不同表面冻结类型融池的反照率变化（右），PMP-表面部分冻结融池；GMP-灰盖融池；BMP-蓝盖融池；WMP-白盖融池；SMP-雪盖融池

揭示了全球变暖停滞背景下北半球风暴路径的年代际变化特征

北半球风暴路径的强度和位置变化在1998年前后的全球变暖加速和变暖减缓停滞阶段存在显著的年代际差异，且北太平洋风暴路径（PST）和大西洋风暴路径（AST）表现不同。在1998年后全球变暖停滞阶段PST出现“深冬抑制”现象加强的特征，且风暴轴位置向极移动，AST则出现最大强度从晚冬（2-3月）向深秋（10-11月）提前的变化趋势，风暴轴位置向南移动。这些特征均在风暴路径S-EOF的第一主模态时空特征中得以体现，特别是秋冬季节PST和AST“跷跷板”式的反位相年代际变化，可能与波-流相互作用的年代际差异有关，这种差异可能由于北极放大和北太平洋海温异常引起两大洋上中纬度西风急流的异常而产生的。

图15 风暴路径SEOF分解的第一模态不同季节的空间分布型（a-d）以及对应的标准化时间系数（e）。图a-d中黑色等值线为多年气候平均的风暴路径主轴区分布，图e中的红色线为时间系数（左轴），绿色柱为5年滑动平均序列（右轴）

建立东亚初夏副热带锋面降水的预报模型，探讨北极海冰作为超前预报因子的贡献

本项研究发现对于初夏（5-6月）东亚副热带锋面降水的年际年代际变化主要反映在降水的第一主模态上，该模态的降水变化与前一年夏到秋季北极海冰密集度的偶极型分布有显著相关，结合前期冬季热带太平洋海表面温度的三极型分布以及欧亚大陆海平面气压的南北偶极型分布，本项研究通过经验-物理模态法成功地建立了东亚初夏降水的统计预报模型，预报时效至少可以提前一个季节。交叉检验结果表明预报结果与观测值之间的相关可以达到0.72，值得一提的是北极海冰的预报因子具有半年以上的更长时效的预报能力，且在三个预报因子中贡献最大，当扣除北极海冰这一预报因子时，预报模型的预报能力将大幅度降低（相关系数只有0.49），这意味着北极海冰在东亚中长期气候预测中的重要作用不可忽视。

图16 (a)东亚初夏（5-6月）降水第一模态主成分PC1（黑线）的交叉检验后报（红线）以及去除北极海冰预报因子后的预报结果（兰线）。(b)PC1与前一年秋季10-11月份北极海冰密集度的回归场

北欧海海水可培养细菌多样性研究

从北欧海表层海水中共分离到407株细菌，通过RFLP分析选取其中154株进行测序，结果表明此154株细菌分属于3个门，18个属，27个种。3个门包括变形菌门、厚壁菌门和放线菌门，优势属为假交替单胞菌属、嗜冷杆菌属等，优势种为食琼脂假交替单胞菌、海雪嗜冷杆菌等，并分离到闪烁交替单胞菌等多株嗜冷菌。比较不同区域的微生物多样性可以看出，γ-变形菌纲的细菌在各个区域均占较高比例。交汇区的细菌多样性最高，分离到了10个不同属的细菌，而海盆区细菌多样性最低，只分离到了4种。除了海盆区外，其他3个区域的样品中都分离到了特有的类群。从以上结果可以看出，北欧海域有较为丰富的微生物资源，且交汇区微生物多样性较其他区域高。

图17 北欧海可培养细菌系统进化树

南极半岛周边海域浮游病毒研究

对已知病毒群落结构分析中，我们发现肌尾噬菌体科（Myoviridae，ca. 9%）、短尾噬菌体科（Podoviridae，ca. 6%）在南极海域占显著优势，而长尾噬菌体科（Siphoviridae，ca. 0.8%）所占比例明显偏低，可能在极地低温环境下，更适合肌尾病毒和短尾病毒生存。在D3.9站位发现存在少量的藻DNA病毒科病毒（ca. 0.54%），在DA.4站位未发现。对已知的有尾噬菌体优势种分析，丰富度最高的已知病毒种为Pelagibacter phage HTVC008M和Puniceispirillum phage HMO-2011，分别占有尾噬菌体的29.05%和30.05%。同时我们发现，在已知有尾噬菌体的前15优势种中藻病毒（Synechococcus phage和Prochlorococcus phage）占有七株。

图18 南极半岛周边海域三个样品病毒组序列分类结果饼图

极地微微型浮游生物研究

在超群上，Alveolata和Archaeplastida出现在所有的样品中，并且Archaeplastida在大部分样品中占主导地位。在类群上，Prasinophytae在寒流环流的海盆和寒暖交汇水体中占主导地位; Retaria和Dinophyceae分别在暖流环流的海盆中和寒暖交汇水体的群落中比例最高。Top30个真核生物样本涵盖了13个类群。BLAST结果显示OTU156属于Micromonaspusilla(100%一致)具有最高的相对丰度，并且Prasinophytae在所有样本中的分布是最广泛的。在北欧海表层海水中，四种水体的不同特征是影响微微型真核生物群落结构的最主要因素。典型分析结果显示，生物群落结构存在显著差异，同时不同的生物群落具有不同的代表生物，可以反映不同的水文特征。此研究第一次阐述了北欧海域这一处于北大西洋和北冰洋交界的特殊水域微微型真核生物群落结构的特征。研究结果证明了微微型真核生物群落和水文特征存在较为明显的关系，并且其能够反映洋流的特殊属性。

图19 11个样本在super group、group分类上各类群的相对丰度百分比

南极微生物资源多样性

采用实时荧光定量PCR技术，对南极土壤样品中细菌的含量进行了测定。结果显示南极土壤中的细菌含量反而要高于温和生境中的含量，说明南极蕴藏着丰富的微生物资源。采用11种分离培养基对南极海绵进行放线菌的分离培养，对分离到的菌株进行抗菌及微藻克生活性的筛选，对活性菌株的进行基于聚酮合酶、非核糖体肽合成酶和卤化酶的基因筛选。共分离得到59株海绵共附生放线菌，分布于9个属中，以链霉菌最多。21株具有较好的抗菌活性；6株菌表现出明显的赤潮微藻克生活性；有7株活性菌株至少含2种关键的功能基因，菌株OAct311和408同时含有4种功能基因。研究结果揭示了南极海绵共附生放线菌物蕴含丰富的放线菌资源并且有较高的合成活性次级代谢物的潜力，具有深一步研究的价值。

图20 部分海绵共附生放线菌的拮抗效果图

A、B：海绵共附生放线菌对指示菌的拮抗抑制；C：空白对照