汪品先地质大学
『壹』 南海中北部陆坡区沉积层序特征与天然气水合物成藏的关系研究
沙志彬1,2，郭依群2，杨木壮3，梁金强2，王力峰2
沙志彬（1972－），男，教授级高级工程师，博士研究生，主要从事石油地质和天然气水合物的研究，E-mail:[email protected]。
注：本文曾发表于《海洋地质与第四纪地质》2009年第5期，本次出版有修改。
1.中国地质大学资源学院，武汉430074
2.广州海洋地质调查局，广州510760
3.广州大学地理科学学院，广州510006
摘要：本文通过对南海中北部陆坡区地层的地震相和沉积相分布特征、层序地层和沉积体系的综合分析，研究其沉积层序的特征，并对该区域沉积条件与水合物聚集成藏的关系进行了分析和探讨。结果表明：沉积环境对天然气水合物的聚集成藏有明显的控制作用，不同构造背景下的沉积环境、沉积相类型、砂泥比以及沉积体的沉积速率均影响和控制了天然气水合物的发育和赋存；海底重力流沉积，尤其是等深流和浊流沉积，由于其沉积速率高、含砂率适中、孔隙空间较大，从而有利于天然气水合物的发育；三角洲前缘的滑塌扇以及位于构造转折处的斜坡扇，为天然气水合物发育和赋存的有利相带。
关键词：南海；沉积层序特征；天然气水合物；成藏
The Study of Correlation Between Features of Sedimentary Sequences and Gas Hydrates Reservoirs in the Middle-Northern Slope of South China Sea
Sha Zhibin1,2,Guo Yiqun2,Yang Muzhuang3,Liang Jinqiang2,Wang Lifeng2
1.Schoo1 of Earth resources,China University of Geosciences,Wuhan 430074,China
2.Guangzhou Marine Geological Survey,Guangzhou 510760,China
3.School of Geographical Sciences,Guangzhou University,Guangzhou 510006,China
Abstract:Through the studies of distribution characteristics of seismic facieses and sedimentary facieses and the syntheses of sequence stratigraphy and sedimentary system in the sediments of middle-northern slope of South China Sea,we thus identify features of sedimentary sequences and meanwhile further analyze and discuss correlation between sedimentary condition and accumulation of gas hydrates reservoirs in this region.The researching results show that there are apparent controlling affect for gas hydrate accumulation in different depositional environment.Occurrence of gas hydrate was controlled by different depositional environment,precipitation facie,sand/shale and deposition rate.Because of high deposition rate and large pore,density current,especially,contour current and resedimented rock is favorable for growing of gas hydrate.Delta front slumpfan and slope fan in structure turning is favorable for accumulating of gas hydrate.
Key words:the middle-northern slope of South China Sea,features of sedimentary sequences,gas hydrates,reservoirs
0 引言
南海海盆自晚中新世张裂结束以来，新洋壳逐步冷却，盆地发生热沉降作用，构造上以垂向运动为主，出现大规模的海侵活动，形成了上中新统—第四系的区域披覆层[1]。该沉积期距今约10.2～1.9 Ma。在晚中新世早期未发生大规模海退、陆架遭受剥蚀的基础上，发生了广泛沉积，逐渐形成了陆架陆坡，其中至少发生了6次海平面变化，在大陆架边缘形成了一系列低水位三角洲，在陆坡下形成了许多低水位扇或低水位重力流水道砂岩沉积[1]。正是在此沉积背景条件下，造就了南海北部陆坡区成为天然气水合物广泛发育的地区。2007年5月，我国在南海北部海域成功钻获天然气水合物实物样品，证实了南海北部蕴藏有丰富的水合物资源[2]。
本文通过对南海中北部陆坡区所采集的高分辨率地震资料详细解释，同时对该研究区地层的地震相和沉积相分布特征、层序地层和沉积体系的分析，从而研究该区域的沉积层序特征，探讨其沉积条件与天然气水合物聚集成藏的关系。
1 区域地质背景
中中新世末，南海发生了强烈的区域性构造运动，导致南海北部陆缘中中新世晚期至晚中新世早期之间的沉积间断，在西部的琼东南盆地表现最为强烈：隆起部位上全部或局部缺失含超微化石N15- N17带的地层或含N10—N11带的下部地层[3]。这次沉积间断之后，南海北部进入构造沉降阶段，继续遭受海侵，海平面呈快速上升的趋势，使得一直隆起于水面的东沙、神狐—一统隆起也遭海水波及而接受沉积。南海北部陆缘除了东沙群岛、神狐—一统隆起一带为滨浅海环境外，其余地区以浅海－半深海相沉积环境为主[4-6]。
晚中新世中晚期时，南海北部再度发生海侵，其规模和范围要比晚中新世早期海侵更大，并一直持续到上新世早期，这期间研究区大部分地层具有较深水环境的沉积特征。据钻井资料显示，在上新世早期，研究区浅海陆架的沉积范围和水深均超过现代，东沙、神狐—一统古隆起也淹没于水下，沉积了一套台地碎屑岩[5-6]。
上新世晚期，南海北部发生海退，一直持续到更新世早期，更新世晚期又有一次较大的海侵，随后由于里斯和玉木冰期的影响，海平面再次下降[5]。全新世时，因再度发生海侵才形成南海北部目前的面貌。据广州海洋地质调查局与美国哥伦比亚大学拉蒙特－多尔蒂地质观察所合作取样的资料来看，南海北部大陆坡第四纪地层的岩石性质较单一，为深灰色粉砂质黏土夹火山灰。晚更新世以来一直都处在半深海的沉积环境，时有浊流和火山喷发，对沉积环境有影响[4,7]。
2 地震相及沉积相分布特征
2.1 地震相划分及特征
研究区由于缺乏岩心或露头资料，因而在沉积相的综合分析过程中，对地震信息的综合研究显得特别重要。通过对研究区所采集的高分辨率地震资料进行综合分析，从地震反射属性（频率、振幅、连续性）、内部反射结构和外部形态3个方面对研究区的地震相进行了划分和分类，综合分析地震反射波组特征后，认为在本研究区晚中新世以来的地层层序主要发育11类地震相，其反射特征见表1。
2.2 沉积相分析
沉积相分析建立在地震相划分的基础上，主要是通过对区域地质特征、海平面变化特征以及各层序的地震相、地震速度－岩性分析结果以及各相序之间的关系研究，综合分析其形成的水动力条件、沉积环境的差异及其特定的沉积作用，确定沉积相。在一个地震层序内，由于时代的变迁，沉积相在纵、横向有所变化，在相图中只标示主要的沉积相。
层序C
从层序C中的地震相分布位置来看（表1），除了研究区中北部振幅较强外，其余大部分地区均为弱振幅反射，由北向南连续性逐渐变差，振幅和波形排列在大面积范围内较稳定，横向上缓慢变化，内部主要为平行－亚平行结构，反映了以开阔海为主、水体相对宁静的沉积环境。
砂岩体积分数（Ps值）分析显示，研究区东部和南部Ps值较高，为40％～70％，西北部和东北部较低，小于25％，其余地区Ps值都在30％左右，砂岩体积分数所反映的物源方向与区域上的物源方向相反。据ODP在调查区东南部的1146和1148钻井资料揭示，上中新统这套地层的碳酸盐岩体积分数较高，采集的沉积物大约有50％是由碳酸盐组成的，沉积物特性反映出上中新统是典型的陆坡深水沉积[7]。这可能是导致其Ps值偏高的原因。
根据地震相分布特征和Ps值，结合ODP钻井及区域地质资料分析，认为研究区西北和东北部广泛发育三角洲相沉积，局部三角洲前缘地区发育滑塌扇；在研究区中部，发育斜坡扇沉积；除研究区西南部发育小范围的深海相沉积外，其他地区主要为浅海－半深海相沉积（图1）。
层序B
从层序B中的地震相分布来看（表1），层序B主要为一套振幅较弱的中－高频的反射层，坳陷内连续性较好，由隆起向上逐渐变差，内部主要为平行－亚平行结构，反映了水体相对宁静的低能沉积环境。
表1 南海中北部陆坡区地震相类型及特征
图1 研究区层序C地震相－沉积相分布图
该层序的发育基本继承了C层序的特征，不论是沉积厚度的变化还是Ps值的分布，都与层序C基本一致，只是Ps值更低，为20％～60％，沉积中心依然位于调查区北部，最大厚度可达1 200 m。
地震相分析认为层序B由北向南依次发育三角洲、滑塌扇、浅海－半深海、深海相沉积沉积，研究区中部还发育斜坡扇（图2）。层序B除继承性发育了水下高地沉积外，与层序C相比，三角洲范围有所减小，滑塌扇发育更为广泛，深海相沉积范围扩大。上述现象反映了海平面上升、水体逐渐加深以及沉积相向陆推进的特点。滑塌扇发育更为广泛的现象，反映了上新世与晚中新世相比，陆坡区的构造活动有所增加，水动力条件较强的沉积特征。
图2 研究区层序B地震相－沉积相分布图
层序A
从层序A中的地震相分布来看（表1），层序A总体为一套层次密集、振幅较弱、较连续的反射层，波形排列在大面积范围内较稳定，横向上缓慢变化，主要为平行－亚平行反射结构，席状－席状披盖外形。层序A的Ps值较层序B更低，为15％～50％。上述现象反映了层序A总体上为水体相对宁静的低能沉积环境。
根据对层序A地震相分析，认为层序A由北向南依次发育三角洲、滑塌扇、浅海－半深海相沉积。层序A除继承发育了水下高地沉积外，与层序B相比，层序A北部三角洲范围略有扩大，斜坡扇的范围较层序B也有所增加，与此相反，滑塌扇沉积范围迅速减少。该现象反映在第四纪时期，海平面略有下降，沉积相整体向海推进的趋势（图3）。滑塌扇范围减少同时也表明了进入第四纪以来，陆坡区构造活动相对微弱，水动力条件有所减弱的构造沉积现象。
3 层序地层分析
研究区在晚中新世以来处于区域热沉降阶段，构造活动相对微弱，地层的形成发育及分布模式主要受相对海平面变化的制约[4-6]，它与HAQ等[14]建立的全球层序地层表中的二级层序TB3相对应，其形成明显地受到一个较大级别基准面变化旋回（二级）的控制。根据研究区地震资料，在二级层序的基础上，可以进一步划分出A1、A2、B1、B2和C1、C26个中级基准面旋回（三级层序）（图4、5），它们与全球以及珠江口盆地的中级基准面变化具有较好地对应关系。其中C1、B1、A1、A2分别对应于TB3.1、3.4、3.9、3.10,C2相当于3.2和3.3的叠加，B2相当于3.5、3.6、3.7和3.8的叠加（表2）。
图3 研究区层序A地震相－沉积相分布图
层序C1形成于晚中新世早期，在二级海平面加速上升初期形成，地震剖面显示为一套中连续，弱振幅的楔状反射层，从滨岸向海盆方向，厚度逐渐减薄，反映了由补偿沉积A/S≥1向非补偿性沉积S→0的变化过程，由低位体系域、海进体系域组成。低位体系域主要为一些发育于凹陷底部的扇体，地震剖面上表现为中弱振幅、中－差连续，上超充填外形。海进体系域由一系列向滨岸上超的中－弱振幅准层序叠加而成。
层序C：形成于晚中新世晚期，在二级海平面加速上升中期形成，为一套中连续一连续、强弱振幅交替反射层，反射振幅从滨岸向海盆方向逐渐变弱，连续性逐步变好。该层序主要由海进体系域和高水位体系域组成。低位体系域不太发育，只在凹陷底部发育一些小规模的低位扇体；高水位体系域由一套中强振幅、连续的以垂向加积为主的准层序组成。
层序B1形成于上新世早期，在海平面加速上升末期形成，为一套连续的强弱振幅交替的楔状反射层，从滨岸—海盆方向，沉积厚度逐渐减薄。该层序具有双层结构，上部为海进体系域，下部为低水位体系域，其中海进体系域具有明显的向陆阶进特点，向海下超于层序底界之上，低位体系域主要为低位扇等沉积。
层序B2形成于上新世中晚期，为一套在二级海平面缓慢上升—缓慢下降阶段形成的中连续—连续、中—强振幅楔状反射层，从滨岸—海盆方向，沉积厚度逐渐减薄。主要由海进体系域和高水位体系域组成，在斜坡带发育小规模的低水位扇体。地震剖面显示在陆坡区发育有大型波状或丘状的反射层，推测为三角洲前缘的滑塌扇沉积。
层序A1形成于全新世早期，在二级海平面加速下降阶段形成，为一套连续一中连续、中—弱振幅反射层，在大陆架边缘一带沉积最厚，向滨岸和海盆方向同时减薄。由低位体系域和海进体系域组成，层序底界下切河谷非常发育，低水位体系域由一系列中-强振幅、向海进积的准层序叠加而成，在陆坡区发育代表重力流沉积的大型波状波痕层理；海进体系域由一组中弱振幅，向陆上超的准层序叠加而成。
表2 研究区晚中新—全新世层序地层划分表
图4 A测线上中新统—第四系地震反射特征
层序A2形成于全新世，在二级海平面加速下阶段形成，为一套连续—中连续、强弱振幅交替的反射层，在大陆架边缘一带最厚，向滨岸和海盆方向同时减薄，由海进体系域和高水位体系域组成，在陆坡区发育大型波状波痕层理。
总体来看，这6个层序宏观上为一套楔状地层，从陆架—陆坡—海盆方向，厚度逐渐减小，这与研究区离北岸物源区较远，总体上物源供给不足有关，层序的组合具有如下特点（图6）：层序C1、C2和B1在二级海平面加速上升阶段形成，以向陆退积组合为特征，地震剖面（图4,5）显示3个层序的沉积厚度均从陆架—陆坡—海盆方向逐渐减薄，形成一套楔状地层。其成因是由于海平面的持续上升，最大有效可容空间向滨岸方向迁移，物源的供给量（S）小于可容空间的增长量（A），造成从滨岸往海盆方向，物源逐渐减少，由补偿沉积（A/S≥1）向非补偿性沉积（S→0）过程变化，可容空间未能被沉积物有效充填。这种叠加方式具有沉积物向上减薄、变细，水体向上加深的正旋回特点。层序B2在二级海平面缓慢上升—缓慢下降阶段形成，其叠置方式以垂向加积为主，在形成过程中最大有效可容空间位置基本保持不变，物源供给速度与海平面变化速度大致相当，总体上该地层岩性偏细而且在垂向上岩性变化不大，水体深度、地层厚度相对稳定。层序A1和A2在二级基准面加速下降阶段形成，其叠置方式以向海进积为主，有效可容空间不断向海方向迁移，物源供给速度略大于海平面下降速度，这种叠加方式在垂向上造成沉积物向上加厚变粗，水体向上变浅，在海平面下降过程中，滨岸物质被不断带到陆架边缘之下沉积，从而造成了沉积厚度在大陆架边缘-陆坡一带最厚，向滨岸上超减薄，向海盆区前积、下超减薄的分布特点[1,3,5]。
图5 A测线层序地层分析
图6 研究区上中新统－第四系三级层序组合模式
SS为向海进积组合；VS为垂向加积组合；LS为向陆退积组合
4 沉积体系分析
沉积体系是指在成因上由现代或古代沉积作用和沉积环境联系在一起的岩相三维组合[3]，掌握了不同沉积体系的特征及其在不同盆地内的分布规律，就可以利用已知的资料预测盆地内不同沉积相的分布和它们的形态[5]。
层序C
层序C早期，全球海平面下降最大，海平面最低[15]，河流的下切作用较强，能延伸到较远的陆坡区，在层序C的底部（低位体系域），广泛发育斜坡扇沉积。随着海平面上升，水体逐渐加深，形成了过渡体系域的过渡相（如在研究区中北部发育三角洲沉积体系）和高位体系域的浅海—半深海相地层，发育浅海—半深海沉积体系[1,4]。
层序C的沉积受盆地的区域沉降作用控制，以填平补齐为主要沉积特征，物源主要来自于研究区北部。沉积中心位于研究区中北部，最大沉积厚度超过1 800 m，研究区南部较薄，最薄处不到200 m。
层序B
上新世早期再度发生海侵，其规模和范围要比层序C时期都大，海平面上升至新生代以来的最高位，在这期间研究区大部分地层具有较深水环境的沉积特征，沉积了一套半深海－深海相地层。在北部陆坡尽管依然发育三角洲沉积体系，但三角洲范围有所缩小，滑塌扇以及高水位体系域的范围进一步扩大，显示了水体向陆推进，海平面上升的趋势。
层序B沉积时的水体比层序C明显加深，沉积序列呈现向陆推进的格局，平均沉积厚度介于500～900 m，沉积中心位于研究区中北部，最大沉积厚度超过1 800m。
层序A
全新世—现今，南海北部处于海平面开始缓慢下降的高水位期。除研究区北部三角洲范围进一步扩大以外，研究区南部的浊积扇、斜坡扇的范围较层序B有所增加。浅海、半深海相整体向海推进。
层序A沉积中心位于研究区中北部，最大沉积厚度超过1 500 m。
5 有利于天然气水合物成藏的沉积条件
沉积环境对天然气水合物的聚集成藏有明显的控制作用。具体而言，不同构造背景下的沉积环境、沉积相类型、砂泥比以及沉积体的沉积速率均影响和控制了天然气水合物的发育和赋存[2,8]。从沉积相类型来看，海底重力流沉积，尤其是等深流和浊流沉积，由于其沉积速率高、含砂率适中、孔隙空间较大而有利于天然气水合物的发育[9]。砂泥比是影响水合物发育和赋存的另一个重要因素。砂泥比直接影响储集空间和孔隙水的发育，从而影响天然气水合物的发育。大量的岩心资料表明：砂泥比值过高或过低均不利于水合物的发育。地层中含砂率过低、储集空间小、孔隙水少，不利于天然气水合物的形成；反之，如果含砂率过高，封闭性随之减弱，同样不利于水合物的形成。此外，较高的沉积速率也有利于水合物的生成和聚集[7]。沉积速率高的区域聚积了大量的有机碎屑物，由于迅速埋藏在海底未遭受氧化作用而保存下来，并在沉积物中经细菌作用转变为大量的甲烷，并且，快速堆积的沉积体易形成欠压实区，从而可构成良好的流体输导体系，有利于水合物的形成与成藏[10-12]。
从沉积相分布来看，研究区的北部三角洲较为发育，在陆坡的转折端，还发育滑塌扇沉积，这些沉积体的沉积厚度大，具有较高的沉积速率，有机质含量丰富，能为天然气水合物的形成提供充足气源[13-14]。研究区上新统以来沉积相与BSR分布范围对比表明，三角洲前缘的滑塌扇为天然气水合物发育和赋存的有利沉积相[15]。此外，在研究区中西部，斜坡扇的发育也为天然气水合物的发育和赋存提供了极为有利的沉积环境：斜坡扇较高的沉积速率和丰富的有机质含量[11]，不仅有利于气体的生成，而且有利于天然气水合物的富集[16]。总之，上新统以来沉积相分析表明，本研究区位于三角洲前缘的滑塌扇以及位于构造转折处的斜坡扇为天然气水合物发育和赋存的有利相带[17-18]。
6 结论
在岩心或露头资料较少的情况下，通过对南海中北部陆坡区地层的地震相和沉积相分布特征、层序地层和沉积体系的综合分析，从而研究其沉积层序的特征，并对该区域沉积条件与水合物聚集成藏的关系进行了分析、探讨和研究。经过综合分析得出结论如下：
1）南海中北部陆坡区地层的地震相和沉积相类型多样复杂，通过分析得出了研究区地震相－沉积相分布特征，并对进行了层序地层和沉积体系分析。
2）沉积环境对天然气水合物的聚集成藏有明显的控制作用。具体而言，不同构造背景下的沉积环境、沉积相类型、砂泥比以及沉积体的沉积速率均影响和控制了天然气水合物的发育和赋存。
3）从沉积相类型来看，海底重力流沉积，尤其是等深流和浊流沉积，由于其沉积速率高、含砂率适中、孔隙空间较大而有利于天然气水合物的发育。
4）从沉积相分布来看，研究区位于三角洲前缘的滑塌扇以及位于构造转折处的斜坡扇为天然气水合物发育和赋存的有利相带。
参考文献
[1]刘昭蜀，赵焕庭.南海地质[M].北京：科学出版社，2002:21-68.
[2]金庆焕.海底矿产[M].北京：清华大学出版社，2001:74-100.
[3]金庆焕.南海地质与油气资源[M].北京：地质出版社， 1989:84-111.
[4]黎明碧，金翔龙，初凤友，等.神狐－一统暗沙隆起中部新生代地层层序划分及沉积演化[J].沉积学报，2002,20(4）:545-550.
[5]邵磊，李献华，韦刚健，等.南海陆坡高速沉积体的物质来源[J].中国科学（D缉），2001,31(10）:828-833.
[6]汪品先.十五万年来的南海[M].上海：同济大学出版社， 1995: 1-104.
[7]郝诒纯，徐钰林，许仕策，等.南海珠江口盆地第三纪微体古生物及古海洋学研究[M].武汉：中国地质大学出版社， 1996:33-65.
[8]吴能友，蔡秋蓉.南海大洋钻探184航次初步成果简介[J].海洋地质，1999(4）:9-52.
[9]姚伯初.南海北部陆缘天然气水合物初探[J].海洋地质与第四纪地质，1998(4）: 11-17.
[10]姚伯初、地球上的水合物[J].海洋地质，2000(2）:9-49.
[11]张光学，陈邦彦.南海甲烷水合物资源研究与找矿前景[J].海洋地质，2000(3）: 1-9.
[12]于兴河，张志杰，苏新，等.中国南海天然气水合物沉积成藏条件初探及其分布[J].地学前缘，2004,11(1）:311-315.
[13]姚伯初.南海的天然气水合物矿藏[J]热带海洋学报， 2001,20(2）:20-28.
[14]秦国权.珠江口盆地新生代晚期层序地层划分和海平面变化[J]中国海上油气.2002,16(1）: 1-10.
[15]Hap B U,Hardanbol J,Vail P R.Chronology of fluctuating sea levels sincethe Triassic.1987,235: 1156-1167
[16]Hap B U,Hardanbol J,Vail P R.Mesozoic and Cenozoic chronostratigraphy and cycles ofsea-level change[J].In:Wilgus C K et al.Sea-Level Change:An Integrated Approach,Society of Econonic Paleontologi sts and Mineralogi sts Special Publication,1988,42: 71-108.
[17]Kvenvolden K.A..A Review of the Geochemistry of Methane in Natural Gas Hydrate[J].Organic Geochemistry,1995,23 (11～12）:997-1008.
[18]Naehr,T.H.,Rodriguez,N.M.,Bohrmann,G.,et al.Mehane-drived Authigenic Carbonates Associated with Gas Hydrate Decomposition and Fluid Venting above the Blake Ridge Diaper[Z].Proceedings of the Ocean Drilling Program,Scientific Results,2000,164:285-300.
[19]Pierre Henry,Michel Thomas,Ben Clennell.Formation of Natural Gas Hydrates in Marine Sediments,Thermodynamic Calculations of Stability Conditions in Porous Sediments[J].Journal of Geophysical Research,1999,104(10):23005-23022.
[20]Trotsyuk V Y.,Nemirovskaya N.A.Hydrocarbon Gas Hydrate Formation Beneath the Sea Floor[J].International Geology Review,1985,27(11):1325-1328.
[21]Tsarev V P.,Nenakhov V:A..Formation Conditions,Genetic Features,and Methods of Developing Gas and Gas Hydrate Deposits[J].Soviet Geology and Geophysics,1985,26(10):21-28.
[22]Waseda Amane.Organic Ca rbon Content,Bacte rial Methanogenesis,and Accumulation Processes of Gas Hydrates in Marine Sediments[J].Geochemical Journal.1998,32(3):143-157.
『贰』 地质系有什么好大学详细一点，非常感谢
地质系好大学很多，比较出名的是中国地质大学（武汉和北京两个学校）
中国地质大学（武汉）资源学院前身是原北京地质学院的矿产地质与勘探系。拥有2个国家级重点学科、2个湖北省重点学科、2个省部级重点实验室（国土资源部“资源定量评价与信息工程实验室”、湖北省“油气勘探开发理论与技术”实验室）和1个中石化油气资源战略研究中心，是 “地质过程与矿产资源国家重点实验室”的主体建设单位之一。学院有1个博士后流动站、10个博士学科点和12个硕士学科点（涉及5个一级学科领域：地质工程和资源工程、石油与天然气工程、海洋科学、地质学、公共管理学）。下设资源科学与工程系、石油与天然气工程系、土地资源管理系、海洋科学与工程系、煤及煤层气工程系、沉积盆地与沉积矿产研究所、国土资源信息系统工程研究所、数学地质与遥感地质研究所等教学和科研单位，为学院教学、科研、人才培养提供了良好的平台。其资源勘查类学科群是学校的优势学科群，目前形成了以赵鹏大院士和胡光道教授为首的"矿产资源定量预测及勘查评价"、姚书振教授、胡明安教授、魏俊浩教授为首的"矿产普查与矿床学"、李思田教授、解习农教授、王华教授为核心的"沉积盆地与沉积矿产"、费琪教授、郝芳教授、梅廉夫教授、陈红汉教授为核心的"油气勘探开发新理论、新技术"、吴冲龙教授为首的"地矿信息系统与地质过程模拟"五大科研群体，取得了非常多的具有显示度的研究成果，在国内外学术界具有很高的影响力。同时以李江风、王占岐教授为核心的土地资源管理专业以其特色鲜明的学科特点在国内享有较高声誉。近五年来，我院科研在学校一直保持领先地位，科研项目和科研经费连续增长，年均经费3000万；发表文章1600余篇，其中44篇被SCI检索、92篇被EI检索、54篇被ISTP检索，编撰科技专著共90 部。
中国地质大学（北京）地球科学与资源学院以地质、资源为主要特色，以理为主，理工结合的学科专业体系。学院目前有古生物学与地层学（含古人类学），地球化学，矿物学、岩石学、矿床学，构造地质学，第四纪地质学，矿产普查与勘探，地球探测与信息技术，地图制图学与地理信息工程，摄影测量与遥感等18个学科，其中古生物学与地层学（含古人类学），地球化学，矿物学、岩石学、矿床学，矿产普查与勘探，构造地质学5个学科为国家重点学科，第四纪地质学，地图制图学与地理信息工程2个学科为省部级重点学科。本科招生有3个专业：地质学、地球化学、资源勘查工程（固体矿产）。学院下属7个教研室，包括地层古生物教研室，构造地质教研室，地球化学教研室，矿物岩石教研室，矿床与勘探教研室，遥感与地学信息教研室，第四纪教研室。学院有地质学、地质资源与地质工程3个博士后流动站。学院在16个学科150个研究方向招收博士和硕士研究生。此外根据中国地质大学（北京）“211工程”建设总体规划，统筹考虑学科建设、高层次人才培养、重点实验室的配套建设，学院在战略上重点发展地球动力学及全球事件勘查评价与地学信息3个学科群。学院现有在校学生3994人。其中博士生728人，硕士生1329人，工程硕士723人，本科生1214人。学院在地球动力学、地球节律与全球地质事件、岩石探针与深部过程、成因矿物学与找矿矿物学、成矿系统与区域成矿学、非传统矿产资源发现与开发、地质系统的复杂性、地球化学动力学及造山带研究等方面已经处于国内领先、国际先进行列。近年来，学院教师承担国家973项目、863项目、科技公关项目、自然科学基金项目等，年均发表三大检索文章50多篇。学院现有北京市基础地学实验教学中心1个，地球化学实验室（包括流体包裹体实验室、原子吸收室、化学处理室和仪器室）、遥感与地学信息技术实验室（地学信息技术实验室和遥感实验室）、第四纪生态环境实验室、资源勘查工程实验室（包括矿石学与矿相学实验室、地质学实验室和资源勘查评价数字化实验室）。
中国地质大学地质学在国内是最强之一，应该毫无疑问，当然南京大学可以与他一决雌雄。
南京大学地球科学与工程学院
是我国历史最久的地质学教育机构之一，至今已培养了大批优秀地学人才，其中两院院士有23位，国家杰出青年基金获得者24名。在八十余年的历史中，办学传统和特色可以概括为四句话：爱国奉献，真诚团结，科学民主，求实创新。现每年招收地质学、地球化学、地球物理、水文与水资源及地质工程共5个专业。设有理科“
地质学”和工科“地质资源与地质工程”两个博士学位授权一级学科点，涵盖矿物学岩石学矿床学、构造地质学、地球化学、古生物学与地层学、水文学及水资源、矿产普查与勘探、地球探测与信息技术、地质工程共8个二级学科博士点，9个二级学科硕士点，每年招收约90名硕士研究生和40名博士研究生。此外，还设有“地质学”博士后流动站。 拥有“地质学”一级国家重点学科和“水文学与水资源”专业国家重点学科培育点。“水文学与水资源”专业又属江苏省重点学科。有“内生金属矿床成矿机制研究”国家重点实验室。
北京大学地质学系隶属于北京大学地球与空间科学学院，是中国高等学校中设立的第一个地质学系。1909年创办时称京师大学堂地质学门。1912年京师大学堂改称国立北京大学。1913年地质学门暂停招生。1917年恢复招生。1919年改称地质学系。1937年北京大学南迁至长沙﹐1938年在昆明﹐与清华大学﹑南开大学组成西南联合大学﹐设地质地理气象学系。1946年迁回北平後仍称地质学系。1952年高等学校院系调整﹐地质学系与清华大学等校有关系科﹐组建了北京地质学院（见中国地质大学）﹐北京大学设地质地理学系﹐1955年地质学专业恢复招生﹐1978年恢复单独设立地质学系。何杰﹑王烈﹑王绍瀛﹑李四光﹑谢家荣﹑孙云铸等曾任系主任。丁文江﹑章鸿钊﹑翁文灝﹑谭锡畴﹑袁复礼﹑杨钟健﹑侯仁之﹑乐森浔﹑何国琦等诸多地质学家都曾在该系任教。地球与空间科学学院于2001年10月26日正式成立。新组建的地球与空间科学学院由原北大地质学系、地球物理学系的固体地球物理学专业、空间物理学专业、北大遥感所以及城市与环境学系的GIS等专业组成。新成立的北京大学地球与空间科学学院设有5个本科生专业（地质、地球化学、固体地球物理学、空间科学与技术、地理信息系统）、3个一级学科博士、硕士授权点，并设有地质学、地球物理学、地理学、测绘学四个博士后流动站；学院共有教授51人（其中中科院院士7名，长江特聘教授5名）、副教授40人；设有国家理科基础科学人才培养基地1个（地质学），国家基金委创新群体1个（地球物理学），国家重点学科3个（构造地质学、固体地球物理学、地理信息系统），教育部重点实验室1个（造山带与地壳演化重点实验室），北京市重点实验室1个（空间信息集成与3S工程应用），北京市重点学科1个（空间物理学）。它是我国地球科学人才培养的重要基地，承担着为国家现代化建设输送地质学、地球物理学、空间科学、遥感、地理信息系统和测绘科学与技术等方面的高级专门人才的重任，是北京大学创建世界一流大学的一支重要力量。
地质学好大学还有西北大学、中国科技大学、成都理工大学（成都地质学院更名，原五大地院之一）、吉林大学（原五大地院之一的长春地质学院并入）、浙江大学（浙江大学地球科学系前身是1936年由时任校长竺可桢先生创办的史地系）、中国石油大学（看名字就知道其地质主要偏向了）、中国矿业大学、合肥工业大学、长安大学（原五大地院之一的西安地院并入）、中山大学、兰州大学、西南大学、长江大学（也是偏石油地质的）等等
还有海洋地质专业，最强的当属同济大学，有汪品先领衔的海洋地质国家重点实验室，实力堪称一绝；海洋地质还有中国海洋大学也可以
受篇幅限制，先介绍这么多吧，欢迎追问！
『叁』 徐建的人物成就
1. Holbourn, A., Kuhnt, W., and Jian Xu, 2011. Indonesian Throughflow variability ring the last 140 kyr: The Timor Sea outflow. In: Hall, R., Cottam, M.A. &Wilson, M.E.J. (eds) The SE Asian Gateway: History and Tectonics of the Australia–Asia Collision. Geological Society, London, Special Publications, 355, 283–303, doi: 10.1144/SP355.14.
2. 徐 建, 李建如, 乔培军, 2011. 有孔虫/Ca温度计研究进展——盐度影响及校正. 地球科学进展. 26 (9), 997-1005.
3. 徐 建, 2010. 壳体大小对浮游有孔虫生物地球化学记录的影响. 矿物岩石地球化学通报. 29 (2), 109-118.
4. Jian Xu, W. Kuhnt, A. Holbourn, M. Regenberg, and N. Andersen, 2010. Indo-Pacific Warm Pool variability ring the Holocene and Last Glacial Maximum, Paleoceanography, 25, PA4230, doi:10.1029/2010PA001934.
5. Jian Xu, Kuhnt, W., Holbourn, A., and Andersen, N., 2009. Upper Ocean variability in the Indo-Pacific Warm Pool ring the late Holocene, early Holocene and Last Glacial Maximum. Eos, Vol. 90, Number 52, 29 December 2009, Fall Meet. Suppl., Abstract PP13D-1439.
6. Jian Xu, Kuhnt, W., Holbourn, A., and Andersen, N., 2009. Upper Ocean Hydrology in the Indo-Pacific Warm Pool ring the late Holocene, early Holocene and Last Glacial Maximum. Earth Science Frontiers (地学前缘), Vol. 16 (Special Issue), 224.
7. Jian Xu, Holbourn, A., Kuhnt, W., Jian, Z., Kawamura, H., 2008. Centennial Changes in the Thermocline Structure of the Indonesian Outflow ring Terminations I and II. Earth and Planetary Science Letters, 273, 152-162, doi:10.1016/j.epsl.2008.06.029.
8. Kuhnt., W., Holbourn, A., and Jian Xu, 2007. SE Asian and Australian monsoonal control on Indonesian Throughflow variability. Geophysical Research Abstracts 9, 05491. SRef-ID: 1607-7962/gra/EGU2007-A-05491.
9. Jian Xu, Kuhnt, W, Holbourn, A., Andersen, N., Bartoli, G., 2006. Changes in the vertical profile of the Indonesian Throughflow ring Termination II: Evidence from the Timor Sea. Paleoceanography, 21, PA4202, doi:10.1029/2006PA001278.
10. Jian Xu, Kuhnt, W., Holbourn, A., and Andersen, N., 2006. Variability in the Vertical Structure of the Indonesian Throughflow ring the Last 140 kyr: Evidence from the Timor Outflow. Eos Trans. AGU 87 (52), Fall Meet. Suppl., Abstract PP31A-1725.
11. 郭建卿, 陈荣华, 赵庆英, 徐 建, 孟翊, 李秀珠, 2006. 南海北部表层沉积物中浮游有孔虫分布特征与环境意义. 海洋学研究. 2006, 24(1), 19-27.
12. Jian Xu, Wang, P., Huang, B., Li, Q., Jian, Z., 2005. Response of planktonic foraminifera to glacial cycles: Mid-Pleistocene change in the southern South China Sea. Marine Micropaleontology. 54, 89-105.
13. Holbourn, A, Kuhnt, W., Kawamura, H., Jian, Z., Grootes, P., Erlenkeuser, H., Jian Xu, 2005. Orbitally paced paleoproctivity variations in the Timor Sea and Indonesian Throughflow variability ring the last 460 kyr. Paleoceanography. 20, PA3002, doi: 10.1029/2004PA001094.
14. 徐 建, 汪品先, 黄宝琦, 翦知湣, 2004. 南海南部普林虫与“中更新世革命”. 地球科学——中国地质大学学报. 29 (1), 7-14.
15. Wang, P., Tian, J. Cheng, X., Liu, C., Jian Xu, 2004. Major Pleistocene stages in a carbon perspective: The South China Sea record and its global comparison. Paleoceanography. 19 (4), PA4005 doi: 10.1029/2003PA000991.
16. 赵泉鸿, 翦知湣, 成鑫荣, 刘志飞, 徐 建, 夏佩芬, 2004. 更新世撞击事件对海洋环境的影响–南海ODP1144站的高分辨率记录. 微体古生物学报. 21(2), 130-135.
17. 徐 建, 翦知湣, 2003. 南海南部粉红色Globigerinoides ruber冰期旋回及影响因素. 海洋地质与第四纪地质. 23 (4), 59-64.
18. 陈荣华, 徐 建, 孟翊, 汪东军, 刘传联, 黄宝琦, 张富元, 2003. 南海东北部表层沉积中微体化石与碳酸盐溶跃面和补偿深度. 海洋学报. 25 (2), 48-56.
19. Chen, R., Jian Xu, Meng, Y., et al., 2003. Microorganisms and carbonate lysocline depth and CCD in surface sediments of the northeastern South China Sea. Acta Oceanologica Sinica. 22 (4), 597-606.
20. 刘志飞, 徐 建, 田军, 汪品先, 2003. 南海第四纪冰期旋回中的碳酸钙泵. 科学通报. 28 (9), 962-968.
21. Liu, Z., Jian Xu, Tian, J., Wang, P., 2003. Calcium carbonate pump ring Quaternary glacial cycles in the South China Sea. Chinese Science Bulletin. 48 (17), 1862-1869.
22. 陈荣华, 汪东军, 徐 建, 孟翊, 刘传联, 赵庆英, 张富元, 2003. 南海东北部表层沉积中钙质和硅质微体化石与沉积环境. 海洋地质与第四纪地质. 23 (4), 15-21.
23. Wang, P., Tian, J., Cheng, X., Liu, C., Jian Xu, 2003. Carbon reservoir changes preceded major ice-sheet expansion at the mid-Brunhes event. Geology. 31 (3), 239-242.
24. 汪品先, 田军, 成鑫荣, 刘传联, 徐 建, 2003. 探索大洋碳储库的演变周期. 科学通报. 48 (21), 2216-2227.
25. Wang, P., Tian, J. Cheng, X., Liu, C., Jian Xu, 2003. Exploring cyclic changes of the ocean carbon reservoir. Chinese Science Bulletin. 48 (23), 2536-2548.
26. 徐 建, 黄宝琦, 陈荣华, 张富元, 2001. 南海东北部表层沉积中有孔虫的分布及其环境意义. 热带海洋学报. 20 (4), 6-13.
27. 赵泉鸿, 汪品先,成鑫荣, 王吉良, 黄宝琦, 徐 建, 周震, 翦知缗, 2001. 中新世“碳位移”事件在南海的记录. 中国科学(D辑). 31 (10), 807-815.
28. Zhao, Q., Wang, P., Cheng, X., Wang, J., Huang, B., Jian Xu, Zhou, Z., and Jian, Z., 2001. A record of Miocene carbon excursions in the South China Sea. Science In China Series D: Earth Sciences. 44 (10), 943-951. 1. 西太平洋边缘海区浮游有孔虫壳体稳定同位素和微量元素比值及古海洋学意义. 国家自然科学基金重大研究计划《南海深海过程演变》2011年学术研讨会暨研究计划启动会议. 2011.1.26~27. 上海. (展板)
2. 帝汶海区上层水体古海洋学记录揭示间冰期西太平洋暖池范围扩大. 第一届深海研究与地球系统科学学术研讨会. 2010.6.28-2010.7.1. 上海. (摘要)
3. 墨西哥湾盆地深水区区域地质及油气地质特征. 中国南海深水盆地油气成藏与勘探学术研讨会. 2010.04.26-28. 海口. (口头报告)
4. Upper Ocean variability in the Indo-Pacific Warm Pool ring the late Holocene, early Holocene and last glacial maximum. 2009 AGU Fall Meeting. San Francisco, Dec. 14-18, 2009. (Poster)
5. Upper Ocean Hydrology in the Indo-Pacific Warm Pool ring the Late Holocene, Early Holocene and Last Glacial Maximum. The 1st World Youth Earth-scientist Congress. Beijing, Oct. 25-28, 2009. (Oral and Poster)
6. 末次冰期以来西太平洋暖池地区表层海水温度和氧同位素变化及其古气候学意义. 中国古生物学会第十次全国会员代表大会. 南京, 2009.10.14-17.(展板)
7. 热带气候过程与海洋微体生物化石记录. 西北大学地质学系第四届“研石”研究生学术论坛. 西安, 2009.10.29. (口头报告)
8. 热带气候过程与海洋微体生物化石记录.陕西省古生物学会2009年会. 西安, 2009.01 (口头报告)
9. Centennial Changes in the Thermocline Structure of the Indonesian Outflow ring Terminations I and II. 9th International Conference on Paleoceanography. Shanghai, China, 3-7 Sept., 2007. (Poster)
10. Indonesian Throughflow variability over the last two glacial cycles: Comparison between SO18460 and MD01-2378. Meeresforschung mit FS SONNE, Statusseminar 2007. Kiel, Germany, 14-15 Feb., 2007. (Poster)
11. Variability in the Vertical Structure of the Indonesian Throughflow ring the Last 140 kyr: Evidence from the Timor Outflow. 2006 AGU Fall Meeting, Paper Number: PP31A-1725. San Francisco, USA,11-15 Dec., 2006. (Poster)
12. 南沙海区第四纪海水表层温度与全球冰量的关系. 深海973项目2005年年会.三亚, 2005.1. (口头报告)
13. Quaternary abnormal planktonic foraminiferal records in Southern South China Sea. European Geosciences Union 1st General Assembly, EGU04-A-07627. Nice, France, Apr. 25~30, 2004. (Abstract)
14. Comparison of Quaternary upper-ocean water changes between southern and northern South China Sea: a see-saw pattern. The micropalaeontological Society Calcareous Plankton Spring meeting (Joint Nannofossil and Foraminifera Group meeting). Copenhagen, Danmark, May 2004. (Oral Presentation)
15. 南海南部浮游有孔虫冰期旋回及其影响因素. 中国海洋学会2003年学术年会暨首届中国海洋青年科学家论坛. 厦门, 2003.11. (展板)
16. 南海南部第四纪上部水体结构变化及与北部的差异性比较. 中国深海研究战略研讨会暨中国大洋钻探第四届学术讨论会. 北京, 2003.11. (口头报告)
17. 南海第四纪古海洋学研究：ODP1143和1146站浮游有孔虫群对比. 深海973项目2003年年会, 厦门, 2003.1. (口头报告)
18. Response of planktonic foraminifera to glacial cycles: Mid-Pleistocene change in southern South China Sea. Sino-German Youth Workshop on the Western Pacific Marginal Seas. Shanghai, China, Sept. 2002. (Oral Presentation)
19. 南沙深水区第四纪浮游有孔虫对冰期旋回的响应. 中国古生物学会微体古生物分会第九次学术年会. 大连, 2002.8. (口头报告、展板)
20. 南沙海区第四纪表层海水温度与温跃层变化. “东亚古季风的海洋记录”重大项目中评估会, 北京, 2002.1. (口头报告、展板)
21. Planktonic foraminiferal assemblages and their glacial-interglacial variations since mid-Pleistocene in the southern South China Sea. ODP Leg 184 Post-Cruise Meeting and Asian Monsoon Symposium. Beijing, 2001.5. (Oral Presentation)
22. 南海南部陆坡第四纪浮游有孔虫对环境演变的响应. 中国大洋钻探第三届学术会议, 上海, 2001.3 (口头报告、展板)
23. 1144站粗组分分析及微玻陨石富集层.“东亚古季风的海洋记录”重大项目年度学术评议会, 上海, 2000.5. (口头报告、展板) 2012-2015 国家自然科学基金重点项目：晚第三纪重大冰盖生长期南海深部洋流变迁. 批准号: . (主要成员)
2012-2015 国家自然科学面上基金项目：低纬海区有孔虫壳体Mg/Ca特征及对古温度重建的应用. 批准号: 41176044. (负责人)
2012-2013 西北大学大陆动力学国家重点实验室自主课题研究基金项目：激光剥蚀ICPMS分析有孔虫壳体生源方解石Mg/Ca特征及其古海洋学应用. 批准号: BJ11052. (负责人)
2010-2012 高等学校博士学科点专项科研基金：早全新世印尼穿越流古海洋学变化及对ENSO的响应. 批准号: 20096101120025. (负责人)
2010-2012 国家自然科学基金青年科学基金项目：末次冰消期印尼穿越流的古海洋学变化及其影响. 批准号: 40906032. (负责人)
2010 国家科技重大专项课题子课题《国外深水盆地大中型油气聚集区与南海深水区的类比及数据库建立》，《墨西哥湾盆地区域地质及深水区石油与天然气地质》专题. (负责人)
2009-2010 西北大学大陆动力学国家重点实验室自主课题研究基金项目：早全新世印尼穿越流的古海洋学变化. 批准号: BJ081347. (负责人)
2007-2009 德国研究联合会(DFG)项目: Holocene and Last Glacial Maximum thermocline reconstructions in the Indo-Pacific Warm Pool. Code-Word: Indo-Pacific Thermocline. Grant number: DFG Ku649/28-1 (设计书撰写人、项目执行人)
2005~2007 德国联邦教育与研究部（BMBF）项目: Sonne-185 “Indonesian Throughflow” Variability and Australasian Climate History in the last 150 000 years. Code-Word: SO185-VITAL. Grant number: BMBF 03G0185A.(主要成员)
2005 德国研究联合会（DFG）项目: Paleoproctivity fluctuations in the western Timor Sea over the last 450 000 years: Relation to Indonesian Throughflow and West Pacific Warm Pool variability, eustatic sealevel, and East Asian monsoon system. Code-Word: Indonesian Throughflow. Grant number: DFG Ku649/14-2.(主要成员)
2002~2005 《国家重点基础研究发展规划》“973”项目“地球圈层相互作用中的深海过程和深海纪录”项目第5课题(学生身份参与)
1999~2003 国家自然科学基金重大项目“东亚古季风的海洋记录”二级子课题(学生身份参与)
2010.11 西北大学地质学系青年教师讲课比赛三等奖
2005.4 同济大学优秀博士学位论文
2003.12 德国DLR(Deutsches Zentrum für Luft- und Raumfahrt)奖学金资助
2003.11 中国海洋学会2003年学术年会暨首届中国海洋青年科学家论坛“优秀论文”奖
2003.11 巴斯夫（中国）有限公司 “同济-巴斯夫”优秀博士研究生奖学金
2001.4 同济大学优秀毕业研究生
『肆』 中国科学院学部委员的详细内容
1 数学物理学部 (191)
艾国祥白以龙蔡诗东陈 彪 陈和生陈佳洱陈建功 陈建生
陈景润陈木法陈难先 陈式刚 陈希孺程开甲程民德崔尔杰
戴传曾戴元本邓稼先丁大钊丁伟岳丁夏畦段学复范海福
方 成 方守贤冯 端 冯 康 甘子钊葛墨林葛庭燧龚昌德
谷超豪关肇直管惟炎郭柏灵 郭尚平郭永怀 郭仲衡郝柏林
何泽慧何祚庥贺贤土洪朝生洪家兴胡 宁 胡和生胡济民
胡仁宇 胡世华华罗庚黄 昆 黄润乾黄胜年黄祖洽霍裕平
江泽涵 姜伯驹解思深金建中经福谦柯 召 邝宇平李 林
李邦河李大潜李德平李方华李国平 李家春李家明李惕碚
李荫远 李正武廖山涛林 群 林同骥刘应明 卢鹤绂陆 埮
陆启铿陆学善吕 敏 马大猷马志明闵乃本欧阳钟灿潘承洞
彭桓武彭实戈蒲富恪钱临照 钱三强钱伟长钱学森曲钦岳
饶毓泰沈 元 沈文庆沈学础施汝为 石钟慈 苏步青苏定强
苏肇冰 孙义燧谈镐生汤定元 唐孝威 陶瑞宝田 刚 童秉纲
万哲先汪承灏汪德昭 王 迅 王 元 王承书 王鼎盛王淦昌
王乃彦王诗宬王世绩 王绶琯王湘浩 王业宁王竹溪 王梓坤
魏宝文魏荣爵 文 兰 吴杭生 吴式枢吴文俊吴有训 席泽宗
夏道行冼鼎昌肖 健 谢家麟谢希德 熊大闰徐叙瑢徐至展
许宝騄 严济慈严加安严志达杨 乐 杨澄中杨福家杨国桢
杨立铭杨应昌叶朝辉叶企孙 叶叔华应崇福 于 渌 于 敏
余瑞璜 詹文龙张 杰 张殿琳 张恭庆张涵信张焕乔张家铝
张仁和张淑仪张文裕 张钰哲 张裕恒张宗燧张宗烨 章 综
赵光达赵忠贤赵忠尧 郑厚植周 恒 周光召周培源周同庆
周又元周毓麟朱邦芬 朱光亚朱洪元庄逢甘邹广田
2 化学部 （175）
白春礼蔡镏生 蔡启瑞 曹 镛 曹本熹查全性 陈 懿 陈冠荣
陈洪渊陈家镛陈鉴远陈俊武陈凯先陈庆云陈荣悌陈茹玉
陈新滋陈耀祖程津培程镕时戴安邦 戴立信邓从豪邓景发
方肇伦费维扬冯守华冯新德 傅 鹰 高 鸿 高济宇 高世扬
高小霞高怡生高振衡 顾翼东 郭景坤郭慕孙郭燮贤何炳林
何国钟何鸣元洪茂椿侯建国侯祥麟侯虞钧胡 英 胡宏纹
黄宪 黄 量 黄葆同黄本立黄春辉黄鸣龙 黄乃正黄维垣
黄耀曾 黄志镗黄子卿 嵇汝运计亮年纪育沣江 龙 江 明
江元生姜圣阶 蒋丽金蒋明谦 蒋锡夔 黎乐民 李灿 李方训
李洪钟李静海梁敬魁梁树权 梁晓天 林国强林励吾林尚安
刘若庄刘有成刘元方柳大纲 楼南泉卢嘉锡 卢佩章陆婉珍
陆熙炎麻生明麦松威闵恩泽倪嘉缵彭少逸 钱保功 钱人元
钱逸泰钱志道 任咏华沙国河申泮文 沈家骢沈天慧沈之荃
时 钧 苏 锵 苏元复孙家钟唐敖庆 唐有祺 田昭武田中群
佟振合万惠霖汪 猷 汪德熙 汪尔康 汪家鼎王 夔 王 序
王葆仁王方定王佛松吴奇 吴浩青 吴新涛吴学周吴养洁
吴云东吴征铠 武 迟 肖 伦 谢毓元邢其毅 徐 僖 徐光宪
徐如人 徐晓白严东生颜德岳杨石先杨玉良姚建年姚守拙
殷之文游效曾余国琮俞汝勤虞宏正 袁 权 袁承业袁翰青
恽子强 曾昭抡张 滂 张存浩张大煜张礼和张乾二张青莲
张玉奎赵承嘏赵玉芬赵宗燠郑兰荪支志明周其凤周同惠
周维善朱道本朱起鹤朱清时朱亚杰 庄长恭卓仁禧
3 生命科学和医学学部 （232）
鲍文奎贝时璋秉 志 蔡 翘 蔡 旭 蔡邦华曹天钦 曹文宣
常文瑞陈 桢 陈 竺 陈凤桐陈华癸 陈焕镛陈可冀陈世骧
陈慰峰陈文贵 陈文新陈晓亚陈宜瑜陈宜张陈中伟陈子元
承淡安戴芳澜 戴松恩 邓叔群邓子新丁 颖 方精云方荣祥
方心芳 冯德培 冯兰洲 冯泽芳高尚荫龚岳亭郭爱克韩济生
韩启德郝 水 贺 林 贺福初洪德元洪国藩洪孟民侯光炯
侯学煜胡经甫黄家驷 黄祯祥蒋有绪金国章金善宝鞠 躬
孔祥复匡廷云黎尚豪 李 博 李朝义李季伦李继侗 李家洋
李竟雄 李连捷李庆逵 李振声梁 希 梁伯强 梁栋材梁植权
梁智仁林 镕 林其谁林巧稚 刘承钊刘崇乐 刘建康刘瑞玉
刘思职 刘新垣刘以训刘允怡娄成后 卢永根陆宝麟 陆士新
罗宗洛 马世骏马文昭 毛江森钮经义潘 菽 庞雄飞裴 钢
蒲蛰龙戚正武钱崇澍 强伯勤 钦俊德秦仁昌邱式邦裘法祖
裘维蕃 饶子和沈岩 沈其震沈善炯沈允钢沈韫芬沈自尹
盛彤笙施教耐施立明施履吉施蕴渝石元春宋大祥苏国辉
孙大业孙汉董孙曼霁孙儒泳谈家桢 汤飞凡 汤佩松 唐崇惕
唐守正唐仲璋田 波 童第周 童坦君涂 治 汪堃仁汪忠镐
王大成王德宝王恩多王伏雄王家楫王善源王世真 王文采
王应睐 王正敏王志均王志新王志珍魏 曦 魏江春魏于全
吴 旻 吴常信吴建屏吴阶平吴孟超吴英恺吴征镒吴中伦
吴祖泽伍献文萧龙友谢联辉 谢少文熊 毅 徐冠仁徐国钧
许根俊许智宏薛社普 阎隆飞阎逊初阳含熙杨 简 杨福愉
杨弘远 杨惟义杨雄里姚 錱 姚开泰叶桔泉叶玉如殷宏章
尹文英印象初于天仁俞大绂俞德浚 曾 毅 曾呈奎曾益新
翟中和张春霆张广学张景钺张启发张树政张锡钧 张香桐
张孝骞 张新时张亚平张永莲张友尚张肇骞张致一赵尔宓
赵国屏赵洪璋赵善欢郑光美郑国锠郑儒永郑守仪郑万钧
郑作新钟惠澜 周 俊 周廷冲周泽昭朱 洗 朱既明朱壬葆
朱兆良 朱祖祥朱作言诸福棠 庄巧生庄孝僡 邹 冈 邹承鲁
4 地学部 （192）
安芷生常印佛 巢纪平陈旭 陈 顒 陈国达陈俊勇陈梦熊
陈庆宣陈述彭陈永龄 陈运泰程纯枢程国栋程裕淇池际尚
丑纪范戴金星邓起东丁国瑜 丁仲礼董申保方 俊 冯景兰
冯士筰符淙斌傅承义傅家谟高 俊 高由禧高振西 谷德振
顾功叙顾知微关士聪 郭承基郭令智 郭文魁 郝诒纯 何作霖
侯德封 侯仁之胡敦欣黄秉维黄汲清 黄荣辉黄绍显贾承造
贾福海贾兰坡金玉?金振民乐森璕 李 钧 李崇银李春昱
李德仁李德生李吉均 李曙光李四光李廷栋 李小文 李星学
林学钰刘宝珺刘昌明 刘东生刘光鼎刘嘉麒刘振兴卢衍豪
陆大道吕达仁马 瑾 马杏垣 马在田马宗晋 毛汉礼孟宪民
穆恩之 欧阳自远裴文中秦大河 秦馨菱秦蕴珊邱占祥任纪舜
任美锷戎嘉余沈其韩盛金章施雅风石耀霖斯行健宋叔和
苏纪兰孙 枢 孙大中孙殿卿孙鸿烈孙云铸 谭其骧 陶诗言
滕吉文田奇田在艺童庆禧涂长望涂传诒 涂光炽汪集旸
汪品先王 仁 王 水 王 颖 王 钰 王德滋王恒升 王鸿祯
王铁冠王曰伦 王之卓王竹泉魏奉思文圣常翁文波吴传钧
吴国雄吴汝康吴新智伍荣生武 衡 席承藩夏坚白肖序常
谢家荣 谢学锦 谢义炳 徐 仁 徐冠华徐克勤徐世浙许 杰
许厚泽许志琴薛禹群杨 起 杨文采杨钟健 杨遵仪姚振兴
业治铮叶大年叶笃正叶嘉安叶连俊殷鸿福尹赞勋 於崇文
俞建章 袁道先袁见齐岳希新 曾庆存曾融生翟裕生 张本仁
张炳熹 张伯声张国伟张弥曼张彭熹张文佑 张宗祜 章 申
赵柏林赵金科赵九章 赵鹏大赵其国 郑 度 钟大赉周立三
周明镇周廷儒周秀骥周志炎朱 夏 朱日祥朱显谟竺可桢
5 信息技术科学部 （82）
包为民保 铮 陈桂林陈国良陈翰馥陈俊亮陈星弼陈星旦
褚君浩戴汝为 董韫美冯纯伯干福熹高庆狮郭 雷 郭光灿
何积丰侯 洵 侯朝焕黄琳 黄宏嘉黄民强黄纬禄简水生
匡定波雷啸霖李 未 李启虎李衍达李志坚梁思礼林惠民
林为干林尊琪刘盛纲刘颂豪刘永坦陆汝钤陆元九罗沛霖
母国光彭堃墀秦国刚 阙端麟沈绪榜宋 健 孙钟秀唐稚松
王 圩 王 选 王 越 王大珩王家骐王启明 王守觉王守武
王阳元王育竹王占国王之江吴德馨吴宏鑫吴培亨吴全德
夏建白夏培肃薛永祺杨芙清杨嘉墀姚建铨叶培大张 钹
张 煦 张景中张嗣瀛张效祥郑耀宗郑有炓周炳琨周巢尘
周兴铭朱中梁
6 技术科学部 （204）
毕德显蔡昌年蔡方荫蔡金涛蔡其巩蔡睿贤曹楚南曹春晓
曹建猷常 迵 陈 达 陈创天陈芳允陈能宽陈新民 陈学俊
陈宗基陈祖煜程耿东程庆国程孝刚褚应璜慈云桂戴念慈
党鸿辛邓锡铭丁舜年都有为窦国仁范守善高景德高为炳
高玉臣高镇同葛昌纯龚祖同 顾秉林顾诵芬顾逸东郭可信
过增元韩祯祥侯德榜 胡海昌 胡文瑞胡聿贤黄克智黄文熙
姜中宏蒋民华金展鹏靳树梁 柯 俊 雷天觉李 强 李 天
李 薰 李国豪李济生李敏华李述汤李文采李依依梁守盘
梁思成 林 皋 林秉南林兰英刘宝镛刘敦桢刘高联刘广均
刘恢先刘仙洲柳百新卢柯 卢 强 卢肇钧路甬祥吕保维
马祖光毛鹤年茅以升 孟少农 孟昭英苗永瑞闵桂荣欧阳予
潘际銮潘家铮彭一刚齐 康 钱 宁 钱令希钱钟韩邱大洪
任新民邵象华 沈 鸿 沈志云沈珠江师昌绪石青云石志仁
史绍熙宋家树 宋玉泉宋振骐孙 钧 孙德和孙家栋唐九华
唐叔贤陶宝祺陶亨咸陶文铨童宪章屠守锷汪 耕 汪胡桢
汪菊潜 汪闻韶王补宣王崇愚王大中王淀佐 王景唐王立鼎
王希季王之玺魏寿昆温诗铸闻邦椿吴承康吴良镛吴硕贤
吴学蔺吴仲华吴自良伍小平肖纪美谢光选邢球痕熊有伦
徐采栋徐建中徐士高徐性初 徐芝纶 徐祖耀许学彦薛其坤
严 恺 严陆光颜鸣皋杨卫 杨 槱 杨叔子杨廷宝 姚 熹
叶恒强叶培建叶渚沛余梦伦俞鸿儒张 维 张 泽 张楚汉
张德庆张恩虬张光斗 张沛霖张兴钤 张佑启张钟俊张作梅
章名涛 章梓雄赵淳生赵飞克赵仁恺郑时龄郑哲敏支秉彝
钟万勰钟香崇周远 周 仁 周本濂周干峙周国治周惠久
周锡元周孝信 周尧和周志宏朱 静 朱森元 朱位秋朱物华
庄逢辰庄育智邹世昌邹元爔
7 外籍院士 （28）
巴 顿 伯奇费尔 陈省身 崔 琦 德 泰 丁肇中 冯元桢 傅睿思
高 锟 葛守仁 何毓琦 黄煦涛 霍克弗尔特 霍西金斯 简悦威 杰 尔
井口洋夫 科 顿 克里斯琴森 库 什 莱 恩 雷 文 黎念之 李约瑟
李政道 利翁斯 林家翘 林同炎 罗伯特.康 马库斯 毛河光 米歇尔
莫里茨 潘诺夫斯基 丘成桐 萨支唐 沈元壤 司马贺 田长霖 威 利
威塞尔 吴健雄 吴耀祖 肖荫堂 辛克维奇 杨振宁 姚期智 张立纲
张永山 朱棣文 朱经武 卓以和
中国科学院新增院士名单
数学物理学部（6人）：
张伟平43 基础数学 南开大学
龙以明58 数学 南开大学
王恩哥50 凝聚态物理 中国科学院物理研究所
邢定钰 62 凝聚态物理 南京大学
吴岳良45 理论物理 中国科学院理论物理研究所
俞昌旋65 等离子体物理 中国科学技术大学
化学学部（6人）
张 希 41 高分子化学和物理 清华大学
宋礼成69 有机化学 南开大学
段 雪 50 化工（应用化学） 北京化工大学
赵东元 44 物理化学 复旦大学
柴之芳64 放射化学 中国科学院高能物理研究所
高 松 43 无机化学 北京大学
生命科学与医学学部 （7人）
孟安明43 发育生物学 清华大学
赵进东50 植物生理学、藻类学 北京大学
武维华50 植物生理 中国农业大学
陈润生 66 生物信息学 中国科学院生物物理研究所
杨焕明 54 基因组学 中国科学院北京基因组研究所
张明杰 40 结构生物学 香港科技大学
谢华安 65 植物遗传育种 福建省农业科学院
地学部（4人）
张经 49 化学海洋学与海洋生物地球化学 华东师范大学
周卫健54 放射性碳年代学与全球变化 中国科学院地球环境研究所
姚檀栋 52 冰川环境与全球变化 中国科学院青藏高原研究所
穆穆 52 大气动力学 中国科学院大气物理研究所
信息科学与技术学部：1人
技术科学学部：5人
2009年中国科学院院士增选当选院士名单
（共35人，分学部按姓氏笔画为序）
数学物理学部（6人） 序号 姓名 年龄 专业 工作单位 1 孙昌璞 46 理论物理 中国科学院理论物理研究所 2 李安民 62 数学 四川大学 3 罗 俊 52 引力物理 华中科技大学 4 郑晓静（女） 51 力学 兰州大学 5 席南华 46 数学 中国科学院数学与系统科学研究院 6 崔向群（女） 57 天体物理 中国科学院国家天文台南京天文光学技术研究所 化学部（8人） 序号 姓名 年龄 专业 工作单位 1 万立骏 51 物理化学 中国科学院化学研究所 2 包信和 49 物理化学 中国科学院大连化学物理研究所 3 江 雷 44 无机化学 中国科学院化学研究所 4 江桂斌 51 分析化学、环境化学 中国科学院生态环境研究中心 5 陈小明 47 无机化学 中山大学 6 周其林 52 有机化学 南开大学 7 唐本忠 52 高分子化学与物理 香港科技大学 8 涂永强 50 有机化学 兰州大学 生命科学和医学学部（5人） 序号 姓名 年龄 专业 工作单位 1 庄文颖（女） 60 真菌学 中国科学院微生物研究所 2 尚永丰 45 生物化学与分子生物学 北京大学 3 林鸿宣 48 作物遗传学 中国科学院上海生命科学研究院 4 侯凡凡（女） 58 内科学（肾脏病学） 南方医科大学 5 隋森芳 64 生物物理学 清华大学 地学部（5人） 序号 姓名 年龄 专业 工作单位 1 周卫健（女） 56 宇宙成因核素与全球变化 中国科学院地球环境研究所 2 郑永飞 49 地球化学 中国科学技术大学 3 莫宣学 70 岩石学 中国地质大学（北京） 4 陶 澍 58 环境地理 北京大学 5 翟明国 61 前寒武纪地质与变质地质学 中国科学院地质与地球物理研究所 信息技术科学部（4人） 序号 姓名 年龄 专业 工作单位 1 刘国治 48 高功率微波 中国核试验基地 2 许宁生 51 真空微纳光电子学 中山大学 3 怀进鹏 46 计算机软件 北京航空航天大学 4 陈定昌 72 导航、制导与控制 中国航天科工集团科技委 技术科学部（7人） 序号 姓名 年龄 专业 工作单位 1 于起峰 51 实验力学、精密光测 国防科学技术大学 2 王曦 42 材料科学 中国科学院上海微系统与信息技术研究所 3 王光谦 47 水力学及河流动力学 清华大学 4 王自强 70 固体力学 中国科学院力学研究所 5 王锡凡 73 电力系统 西安交通大学 6 申长雨 46 塑料成型及模具技术 郑州大学 7 刘竹生 69 火箭总体设计 中国航天科技集团公司第一研究院 2009年中国科学院当选外籍院士名单
（共6人，按学科领域排序） 序号 姓名 年龄 国 籍 专 业 工作单位 1 菲立普 · 希阿雷 Philippe G. Ciarlet 71 法国 应用数学 香港城市大学 2 哈迈德 · 泽维尔 Ahmed H. Zewail 63 美国 化学 美国加州理工学院 3 徐立之 Lap-Chee Tsui 59 加拿大 高等教育及基因研究 香港大学 4 郎尼 · 汤姆森 Lonnie Thompson 61 美国 地学 美国俄亥俄州立大学 5 马佐平 Tso-Ping Ma 64 美国 微纳电子科学 美国耶鲁大学 6 王中林 Zhong Lin Wang 48 美国 材料科学和纳米技术 美国佐治亚理工学院
『伍』 人类活动对本轮气候变暖的有哪些影响
人类在生产和生活过程中有意识或无意识地对气候产生的影响，包括改变大气成分和水汽含量，向大气释放热量，以及改变下垫面的物理特性和生物学特性等所产生的气候效果。
20世纪30年代以来，人们就开始注意人类活动对局部地区气候的影响，以后逐渐注意其对全球气候的影响。而人类活动对大范围以至全球气候的影响虽仍缺少定量数据，但人类活动能直接或间接地影响气候则是肯定无疑的。人类活动能力仍在不断增长，研究人类活动对气候的影响，是越来越迫切的重要科学问题。
人类活动对大气成分的影响 工业生产和人类生活消耗的燃料，农作物残梗、森林和草原的焚烧，以及过度放牧和盲目开荒等，使大量二氧化碳等气体和气溶胶倾入大气，导致大气组成的不断变化。
气溶胶 每年进入大气的气溶胶，大约有十几亿吨到二十亿吨。由于气溶胶的沉降速度较小，可聚集在环绕源地约1000公里的范围内达数天之久，影响着大气的辐射过程。但其气候效果尚未弄清。早期的研究比较强调气溶胶的散射作用，认为气溶胶增多使太阳辐射返回太空的部分加大，造成地球降温。20世纪60年代的研究，发现还要考虑地面反射率的作用,当地面反射率大时,气溶胶的增加可能使地面的反射率变小,使地-气系统的温度升高，例如雪面（反射率大）上空的烟尘会使雪面增温，而水面（反射率小）上空的烟尘可使水面降温。
二氧化碳 大气中的二氧化碳对太阳辐射的可见光部分几乎是透明的，而对地面射出的长波辐射的某些波段,尤其是15微米附近的波谱区却有很强的吸收能力(见大气窗区)。这就减少了地面的热量耗散,使低层大气和地面增温(见温室效应)。随着化石燃料（石油、煤、天然气）使用的不断增加，大气中的二氧化碳含量也不断增加（见图），这种增温效应将越来越强烈。根据对未来能源使用的估计，用各种模式计算的结果，到2000年,二氧化碳含量可能增加25％,温度可升高0.5～2°C。若二氧化碳含量增加一倍，则全球平均增温可能达0.5～3°C，且北纬50°以北的大气低层，增温的幅度还要大些，极区则很可能是上述数字的 3倍。虽然这些模式中未充分考虑大气的反馈作用，但大气中二氧化碳含量的增加而导致的增温效应，是确信无疑的。
二氧化碳主要靠植物和海洋来吸收。在一定的光和水的条件下，二氧化碳含量的增加，可促使植物的光合作用加强，从而调整大气中的二氧化碳含量。海洋里二氧化碳含量约为大气的60倍，海洋吸收二氧化碳的能力对大气中二氧化碳的含量也有一定的影响（见海水二氧化碳系统）。所以，对今后大气中二氧化碳增加的趋势尚需进行更多的分析才能得到更确切的估计。
人类活动向大气释放热量 人类在生产和生活过程中向大气释放废热，城镇约占释放总量的 2/3。虽然释放的热量同地面对太阳辐射的净收入相比，所占份额很小，但此热量将随着人口和生产的增长而增加，因此它对气候的影响仍值得注意。
人类改变下垫面 几千年来，人们不断地改变着下垫面的状况,影响了地球表面的水、热条件和反射率,从而影响气候。如果在半干旱地区过度放牧、对森林和草原的过度采伐和开垦等，将引起水土流失,土壤沙化,导致局地气候恶化。地面的反射率和水分循环的改变，还可能影响大区域的气候。当下垫面改变的范围很大，如达到100万平方公里时,其后果更不容忽视。此外，水汽、四氯化碳、甲烷、氮氧化物等痕量气体以及平流层污染对气候的影响，都是值得注意的（见大气化学、大气臭氧层）。
为了保护人类生活的环境，减少人类活动对气候的不利影响，人们已开始注意自然生态系统的平衡问题。如有计划地增加森林覆盖面积,进行城市绿化的建设,建立自然保护区，以及在农业上采用免耕法以保持土壤水分等。由于人类对气候的影响日益增长，可能出现一时尚未发现的一些不可逆转的恶化，将严重影响人类的生活，因此必须进一步研究人类活动同气候变化的关系。
参考书目
R.E.Munn,L.Machta,Human Activities that Affect Climate， Proceedings of the World Climate Conference，WMO-No.537，pp.170～209，1979.
『陆』 南海北部陆坡神狐海域HS-岩心表层沉积物古菌多样性
张勇1，苏新1，陈芳2，蒋宏忱1，陆红峰2，周洋2，王媛媛1
张勇（1981－），男，博士研究生，主要从事海洋地质微生物研究。
1.中国地质大学地质微生物实验室，北京100083
2.广州海洋地质调查局，广州510760
摘要：利用分子生物学技术，分析南海北部神狐海域天然气水合物潜力区HS-373PC岩心表层沉积物中古菌多样性，从沉积物中提取总DNA并扩增古菌16S rRNA基因序列，对克隆文库进行系统发育分析。结果显示：所有古菌序列均属于泉古菌（Crenarchaeota）和广古菌（Euryarchaeota）。其中泉古菌以C3为主要类群，另有少量序列属于marine benthic group (MBG)-B,MBG-C、marine crenarchaeotic group I (MGI）、marine hydrothermal vent group (MHVG）和novel group of crenarchaea(NGC）；广古菌以MBG-D为主，其他序列分别属于Unclassified Euryarchaeotic Clusters-1/2 (UEC-1/2）。
关键词：古菌多样性；16S rRNA；海洋沉积物；天然气水合物调查区；神狐海域；南海北部陆坡
Archaea Diversity in Surface Marine Sediments from Shenhu Area,Northern South China Sea
Zhang Yong1,Su Xin1,Chen Fang2,Jiang Hongchen1,Lu Hongfeng2,Zhou Yang2,Wang Yuanyuan1
1.Geomicrobiology Laboratory,School of Ocean Sciences,China University of Geosciences,Beijing 100083,China
2.Guangzhou Marine Geological Survey,Guangzhou 510760,China
Abstract:Archaeal diversity in the surface sediments from Shenhu Area in South China Sea was studied with the use of 16S rRNA gene phylogenetic analysis.All the retrieved archaeal clone sequences could be grouped into Marine Benthic Group(MBG)-B,-C and-D,Novel Group of Crenarchaea,C3,Marine Hydrothermal Vent Group,Marine Crenarchaeotic Group I,and unclassified euryarhaeotic group,among which MBG-D and C3 were the most predominant groups in the Euryarchaeota and Crenarchaeota,respectively.The results indicated that archaea were abundant and diverse in surface sediments from the northern South China Sea.
Key words:archaeal diversity; 16S rRNA; marine sediments; gas hydrate exploration area; shenhu area;northern south China Sea
0 引言
海洋生态环境独特，具有高盐、高压、低温、寡营养和光照强度变化大等特点。生活在这一复杂环境中的微生物为适应独特环境条件，在物种类型、代谢类型、功能基因组成和生态功能上形成丰富的多样性[1]，其中原核微生物主要为古菌和细菌两大类群[2]。早期有关古菌存在及多样性的研究仅局限于温度、p H和盐度比较极端与厌氧的环境下，在这些极端环境中发现了超嗜热菌、极端嗜酸菌、极端嗜盐菌和产甲烷菌。目前已经从热泉、热液喷孔、硫质喷孔、盐湖、高碱湖、下水道消化池和瘤胃这些典型的环境中分离出了古菌[2]。随着分子生物学技术的发展，古菌研究的范围逐渐扩大，常见的环境比如海水[3]、盐湖水[4]和土壤[5-6]中，都发现有大量的古菌存在。随着研究领域的扩大，对古菌的分布、新陈代谢的多样性、从极端环境到普通环境的垂向变化以及在生态系统中所起作用的研究显得愈加重要。海洋深部生物圈内的古菌群落已经作为特定地质微生物标志，被用来指示过去和现代海洋的地球化学变化和地质环境的变迁[7]。
南海神狐海域天然气水合物调查研究区位于南海北部陆坡中段神狐暗沙东南海域附近，即西沙海槽与东沙群岛之间海域。根据野外地温梯度测量和室内沉积物样品的热导率测量结果以及钻探站位温度原位测量结果表明，神狐海域研究区的地温梯度为45～67.7℃/km，其热流和地温梯度处于中—低范围，该区域流体相对活跃，断层发育，有利于天然气水合物的发育[8]。2006年我国在该区实施钻探，已经成功获取了天然气水合物样品[8]。笔者对神狐海域天然气水合物调查区HS-373PC样品岩心表层5～20 cm深度沉积物开展了古菌多样性的调查，并初步探讨它们与沉积物中地质环境的相互作用。
1 材料方法
1.1 样品采集
2006年夏， “ 海洋四号”调查船在南海北部神狐海域（19°51.2803 ' N,115°12.0888 ' E）水深1 402 m处获得重力活塞岩心HS-373PC样品，岩心全长928 cm。本文通信作者随船考察，并采取微生物样。微生物取样间隔为50 cm，取样后在无菌箱中切除表面沉积物，内部样品置于无菌袋保存于液氮中，航次结束后用干冰运至实验室于－20℃保存。实验室操作时，切除表面沉积物以防止污染。
用于微生物计数的样品采集参考国际大洋钻探（ODP:ocean drilling program)201和204航次中所应用的微生物样品处理方法[9-10]，在无菌操作箱中进行：用灭菌手术刀切除岩心外部沉积物，灭菌注射器取约1 cm3样品，加入9 m L高温灭菌并过滤除菌（0.2 mm）的海水，加入终浓度为4％的甲醛固定，置于4℃保存。航次结束后低温运到实验室4℃保存。
1.2 微生物计数（acridine orange direct count,AODC）
样品细胞计数参照吖啶橙直接染色计数法[11]改进。样品漩涡震荡10 min，取1 m L加入9 m LPBS(0.145 mol/L Na Cl,0.0045 mol/L KH2PO4,0.0055 mol/L K2HPO4，灭菌）缓冲液，震荡5min,400r/min离心5 min，静置1 h充分沉淀，取上清液加入1％的吖啶橙5m L，黑暗中染色15 mm，过滤到孔径0.22μm的聚碳酸酯膜（Whatman,UK）上，用10 m L PBS缓冲液冲洗滤膜，置于载玻片上，于荧光镜下观察计数。
1.3 DNA提取与16Sr DNA的扩增
称取约1 g样品，使用Ultra Clean soil DNAkit (Mo Bio,Solana Beach,Calif.,US）试剂盒提取总DNA，溶于灭菌的纯水中。
古菌扩增引物为：Arch21F(5’－TTC YGG TTGATC CYG CCRGA-3’，Y=A,C or G;R=A or G）和Arch958R(5’－YCC GGC GTT GAM TCCATTT-3’，M=Aor C)[3]。PCR反应条件：95℃变性7min，然后94℃变性30 s,54℃退火30 s,72℃延伸1.5min,45个循环，最后72℃延伸10 min。产物经1％的琼脂糖凝胶电泳检测后切胶回收。
1.4 克隆文库的构建与5序列分析
纯化回收后的PCR产物连接到p GEM-T Easy Vector(Promega,US）上，转化Escherichiacoli.JM109感受态细胞。取适量转化后培养的细胞涂到含氨苄青霉素、X-Gal和IPTG的LB平板上， 37℃培养过夜，12～16 h后取出，置于4℃冰箱。
随机挑选部分白色转化子，接种到上述LB平板上，37℃培养后，使用引物M13-RV (5'－CAG GAA ACA GCT ATG AC-3＇）和M13-47(5'－GTT TTC CCA GTC ACG AC-3＇）做菌落PCR。反应条件如下：95℃变性10min，加入1.25U Taq酶，然后94℃变性30 s,54℃退火30 s,72℃延伸2min,35个循环，最后72℃延伸10min。扩增产物经1％的琼脂糖凝胶电泳检测后，挑选部分样品进行测序。
所得序列用Sequencer 4.8(Gene Codes Corporation,US）软件进行分析，经Bio Edit软件编辑后，以97％的序列相似性作为划分标准[12]，使用DOTUR软件（http://www.plantpath.wisc.e/fac/joh/DOTUR.html）选出运算分类单位（operational taxonomic unit，或OTU），用a Rarefact Win软件（http://www.uga.e/～strata/software.html.）得出饱和曲线。所得OTU对应序列输入NCBI数据库，在线使用BLAST (basic local alignment search tool）对比序列，采用Neighbor-Joining建树方法构建系统发育树。
本研究中所得到的古菌16Sr DNA序列在Gen Bank核酸数据库里的接受序列号为HS373A1－HS373A98(FJ896063-FJ896103); HS373A107-HS373A16(GU181294-GU181316）。
2 结果与分析
2.1 沉积物微生物计数
表层沉积物中的总微生物计数使用吖啶橙染色直接计数法，计数结果显示微生物的数量约为1.69×107cells/g沉积物（湿重）。
2.2 古菌多样性分析
所测序列经筛选后得到132个有效序列，共分为64个OTU。文库覆盖率C=1－(n/N） （其中n为OTU中只出现一个克隆子的数目，N为总序列数）为68.2％。使用a Rarefact Win软件分析得到克隆文库的饱和曲线（图1）。
图1 南海北部HS-373PC岩心表层沉积物中古菌16SrRNA基因序列饱和曲线
该132个序列均属于未培养类型，同源序列大多数来自海洋沉积物，分别属于泉古菌（Crenarchaeota）和广古菌（Euryarchaeota）两大类（图2）。其中泉古菌以C3[13]为主（占总序列的24％），其他序列属于marine benthic group (MBG)-B[14],MBG-C[15],marine crenarchaeotic group Ⅰ（MGI)[16],marine hydrothermal vent group (MHVG)[17]和novel group ofcrenarchaea(NGC)[15]。广古菌以MBG-D[13]为主（占总序列的16％），其他序列属于unclassified euryarchaeotic clusters (UEC)-1/2。各类群所占比例见图3。
泉古菌中包含92个克隆序列（占总序列的70%）。其中以C3为主要类群，包含32个克隆，同源序列来源广泛，其中大多数来自南海沉积物中，相似性在97％～99％之间。其他同源性最高的序列来自太平洋秘鲁边缘海（ODP Leg 201）和喀斯喀特边缘海（ODP Leg 204）含有水合物的沉积物[13]、墨西哥湾沉积物（AB448792）和维多利亚港沉积物（EF203609）。MBG-B（也称为Deep-Sea Archaeal Group,DSAG)[17-19]类群最先发现于深海沉积物和热液口，该类群广泛存在于多种深海环境中[20]，文库中有2个克隆属于该类群，同源序列来自鄂霍次克海冷泉沉积物[15]、墨西哥湾沉积物（IODP Site 1230）和Juan de Fuca海岭沉积物[15]，相似性为98％～99％，这几个地区沉积物均发现水合物存在。20个克隆属于MBG-C，同源序列（相似性为95％～99％）来自深海沉积物和红树林土壤。12个克隆属于MGI，同源序列源自南海沉积物[16,21]和北冰洋沉积物（FJ571813），相似性在97％～99％之间。有4个克隆属于MHVG，与来自墨西哥湾沉积物的克隆（AB432999）相似性最高（99%）。NGC类群有20个克隆，其中相似性最高（相似性98％）的序列（EU713901）来自鄂霍次克海[15]，其他克隆相似性最高的序列（DQ984855）和（AB433026）分别来自南海沉积物和墨西哥湾深海沉积物，相似性仅为89％和92％。
广古菌包含40个（占总序列的30％）克隆序列。其中MBG-D是优势类群，有21个克隆属于该类群，分为13个OTU。其中大部分克隆同源序列来源于南海[16,21]、智利瓦斯科湖、Skan湾[22]、墨西哥湾、日本南海海槽[23]、鄂霍次克海[15]和秘鲁边缘（ODP Leg 201）有机含量丰富不含水合物的深海沉积物[13]。另2个克隆相似性最高的序列（AF068817）来自大西洋中脊热压喷口[24]，同源性只有86％。19个克隆组成UEC类群，9个克隆属于UEC-1，同源序列来源于南海沉积物、Baby Bare海湾热液喷口[25]和Skan湾[22]。10个克隆属于UEC-2，相似性最高的序列来源于南海[26]和Santa Barbara海盆[27]，相似性在96％～99％之间。
3 讨论
海底沉积物表层有机质含量相对比较丰富，为微生物的生长繁殖提供充足的物质能量。据统计太平洋表层沉积物中微生物（包括细菌和古菌）丰度为108～109cells/cm3沉积物[28]，有活性的微生物丰度为108cells/cm3沉积物[29]。本文HS-373PC岩心表层沉积物使用吖啶橙染色计数获得的微生物的数量，与南海南沙盆底陆坡沉积物中使用荧光原位杂交计数的结果[16]相比数量偏低。
图2 南海北部HS-373PC岩心表层沉积物中古菌16SrRNA基因序列系统发育树
图3 南海北部HS-373PC岩心表层沉积物古菌文库中各类群所占的比例
（其中“Un”为未分类的类别）
HS-373PC岩心的表层沉积物中古菌多样性虽然比较高，但从序列类别来说，大部分所在的类群在其他海区沉积物中都有发现[13,15,17-20,22-24]。尤其是大多数序列与南海其他地区沉积物中所报道的古菌类群[16,21,26]具有很高的相似性。而且在群落组成结构等方面比较起来还是有所不同。
与南海其他地区古菌类群相比，如在西沙海槽表层沉积物中古菌以MGI为主要类群（49.2%），其他包括TMEG(terrestrial miscel1aneous euryarch-aeotic group）、MBG-A/B/D、C3和NEG(novel euryarchaeotic group）类群以及17％的UEC克隆[21]。南海琼东南沉积物中古菌以MCG和MBG-B(DSAG）为主要类群（各占27％），其他还存在MBG-D、SAGMEG、TMEG和3个克隆的甲烷八叠球菌（Methanosarcinales）以及29％的UEC克隆[26]。MGI类群常发现于海洋和陆地环境，在海洋环境中，广泛分布于表层和次表层沉积物中，该类群可能兼性自养或者代谢类型多样[30]。本文神狐海域水合物潜力区的表层沉积物中的古菌，也有MGI类群出现，该类群所占比例仅为9％。MBG-B类群最先发现于热液口深海沉积物，目前在深海海底沉积物中均发现此类群[20]，该类群在底部甲烷上涌流的上层硫酸盐还原带沉积物中含量丰富，可能在硫酸盐还原和甲烷氧化中起重要作用[31]；此类群在南海琼东南盆地表层沉积物中所占比例较高，在神狐海域表层沉积物中，只有2个克隆出现，测试表明该深度甲烷体积分数较低（约40×10-6），而硫酸根质量浓度较高（2 655 mg/L），说明该深度甲烷氧化与硫酸盐还原程度还比较低。
与上述南海所报道2个地区古菌多样性相比，神狐海域HS-373PC表层沉积物中古菌C3类群的克隆明显占优。该类群尚未有培养种类，具体代谢类型还不清楚。类群中相似性最高的序列来自太平洋秘鲁边缘（ODP Leg 201）和喀斯喀特边缘海（ODP Leg 204）含有水合物的沉积物。
西太平洋日本南海海槽含有天然气水合物的沉积物中，古菌多样性很低，只发现有3种类群的古菌类群，分别与脱硫球菌、热网菌和热球菌相似，没有发现其他类群[32]。东太平洋美国俄勒冈州外海水合物海岭的ODP 204航次1244、1245和1251站位有水合物存在的表层沉积物岩心中，古菌以MBG-B(DSAG）类群为主[13]（约占50％～100%）。而位于东太平洋赤道海域ODP 201航次几个地质环境不同钻探站位的表层沉积物中古菌群落结构不同，其中1230站位（含天然气水合物）古菌以MBG-B(DSAG）类群为主[13];1227站位（不含水合物但有机质含量丰富）古菌以MCG和SAGMEG为主要类群，不含MBG-B(DSAG）类群[13]；而1225站位（不含天然气水合物且有机含量低）古菌以MGI和MBG-A为主要类群，但含少量MBG-B(DSAG）类群[13]。由此可见，即使是在发现了天然气水合物的地区，表层样中古菌的类型和群落结构也随海域或同海域不同站位地质环境而变化。神狐海域HS-373PC表层沉积物古菌的优势类群和上述地区明显不同。前人对南海表层沉积物有机质含量的总结表明，神狐地区属于有机质含量较低的地区[33]。因此，如果就HS-373PC表层沉积物中有机质含量低而古菌群落含少量MBG-B类群这2点来看，和东太平洋赤道海域ODP 201航次1225站位具有一定的相似性。
该岩心采集的区域属于已确定的天然气水合物潜力区，一系列的数据强烈暗示该区沉积物深部存在着天然气水合物[8]。但对该岩心表层沉积物中古菌多样性分析后发现，古菌中没有明显指示天然气水合物存在的类群出现，可能是本文所取的样品处于沉积物表层，各种参数变化不明显，在古菌多样性上没有明显的显示。对于HS-373PC岩心中微生物多样性和地质环境的关系进一步的探讨，还有待于建立在未来获得更多微生物和地质环境分析的基础上。
参考文献
[1]任立成，李美英，鲍时翔.海洋古菌多样性研究进展[J].生命科学研究，2006,10(2）:67-70.
[2]Chaban B,Ng S Y,Jarrell K F.Archaeal Habitats-From the Extreme to the Ordinary[J].Canadian Journal Microbiology,2006,52:73-116.
[3]De lo ng E F.Archaea in Coastal Marine Environments[J].Proceedings of the National Academy of Sciences,1992,89:5685-5689.
[4]Jiang H C,Dong H L,Yu B S,et al.Dominance of Putative Marine Benthic Archaea in Qinghai Lake,Northwestern China[J].Environmental Microbiology,2008,10(9):2355-2367.
[5]Walsh D A,Papke R T,Doolittle W F.Archaeal Diversity Along a Soil Salinity Gradient Prone to Disturbance[J].Environmental Microbiology,2005,7(10):1655-1666.
[6]Yan B,Hong K,Yu Z M.Archaeal Communities in Mangrove Soil Characterized by 16S rRNA Gene Clones[J].The Journal of Microbiology,2006,43(5):566-571.
[7]Inagaki F,Takai K,Komatsu T,et al.Archaeology of Archaea:Geomicrobiological Record of Pleistocene Thermal Events Concealed in a Deep-Sea Subseafloor Environment[J]Extremophiles,2001,5(6):385-392.
[8]吴能友，张海A，杨胜雄，等.南海神狐海域天然气水合物成藏系统初探[J]天然气工业，2007,27(9）:1-6.
[9]Shipboard Scientific Party.Explanatory Notes[C]//D'Hondt S,Jogensen B B,Miller D J,et al.Proceedings of the Ocean Drilling Program,Intial Reports.Texas:College Station,2003,201:1-103.
[10]Shipboard Scientific Party.Explanatory Notes[C]//Trehu A M,Bohrmann G,Rack F,et al.Proceedings of the Ocean Drilling Program,Intial Reports.Texas:Texas A&M University,2003,204:1-102.
[11]Bottomley P J.Light Microscopic Methods for Studying Soil Microorganisms[C]//Weaver R.Methods of Soil Analysis,Part 2.Microbiological and Biochemical Properties.SSSA Book Series no.5.Soil Science Society of America,Madison,Wis.1994:81-105.
[12]Humayoun S B,Bano N,Hollibaugh J T.Depth Distribution of Microbial Diversity in Mona Lake,Amermictic Soda Lake in California[J].Applied and Environmental Microbiology,2003,69:1030-1042.
[13]Inagaki,F,Nunoura T,Nakagawa S,et al.Biogeographical Distribution and Diversity of Microbes in Methane Hydrate Bearing Deep Marine Sediments on the Pacific Ocean Margin[J].Proceedings of the National Academy of Sciences,2006,103:2815-2820.
[14]Mason O U,Di Meo-Savoie C,Van Nostrand J D,et al.Prokaryotic Diversity,Distribution,and Insights Into Their Role in Biogeochemical Cycling in Marine Basalts[J].The ISME Journal,2009,3(2):231-242.
[15]Dang H Y,Luan X,Zhao J,et al.Diverse and Novel Nif H and NifH-Like Gene Sequences in the Deep-Sea Methane Seep Sediments of the Okhotsk Sea[J].Applied and Environmental Microbiology,2009,75(7):2238-2245.
[16]李涛，王鹏，汪品先.南海南部陆坡表层沉积物细菌和古菌多样性[J].微生物学报，2008,48(3）:323-329.
[17]Inagaki F,Suzuki M,Taikai K,et al.Microbial Communities Associated with Geological Horizons in Coastal Subseafloor Sediments from the Sea of Okhotsk[J].Applied and Environmental Microbiology,2003,69(12):7224-7235.
[18]Vetriani C,Jannasch H H,Mac Gregor B J,et al.Population Structure and Phylogenetic Characterization of Mari ne Benthic Archaea in Deep-sea Sediments[J].Applied and Environmental Microbiology,1999,65(10):4375-4384.
[19]Takai K ,Horikoshi K.Genetic Diversity of Archaea in Deep-Sea Hydrothermal Vent Environments[J].Genetics,1999,152:1285-1297.
[20]Sorensen K,Teske A.Stratified Communities of Active Archaea in Deep Marine Subsurface Sediments[J].Applied and Environmental Microbiology,2006,72(7):4596-4603.
[21]李涛，王鹏，汪品先.南海西沙海槽表层沉积物微生物多样性[J]生态学报，2008,28(3）:1166-1173.
[22]Kendall M M,Wardlaw G D,Tang C F,et al.Diversity of Archaea in Marine Sediments from Skan Bay,Alaska,Including Cultivated Methanogens,and Description of Methanogenium Boonei sp.Nov[J].Applied and Environmental Microbiology,2007,73(2):407-414.
[23]Nunoura T,Oida H,Toki T,et al.Quantification of Mcr A by Quantitative Fluorescent PCR in Sediments from Methane Seep of the Nankai Trough[J].FEMS Microbiology Ecology,2006,57(1）:149-157.
[24]Reysenbach A L,Longnecker K,Kirshtein J.Novel Bacterial and Archaeal Lineages from an in Situ Growth Chamber Deployed at a Mid-Atlantic Ridge Hydrothermal Vent[J].Applied and Environmental Microbiology,2000,66(9):3798-3806.
[25]Huber J A,Hohnson H P,Butterfield D A,et al.Microbial Life in Ridge Flank Cru stal Fluids[J].Environmental Microbiology,2006,8(1):88-99.
[26]Jiang H C,Dong H L,Ji S,et al.Microbial Diversity in the Deep Marine Sediments from the Qiongdongnan Basin in South China Sea[J].Geomicrobiology Journal,2007,24:505-517.
[27]Harrison B K,Zhang H,Berelson W,et al.Variations in Archaeal and Bacterial Diversity Associated with the SulfateMethane Transition Zone in Continental Margin Sediments (Santa Barbara Basin,California)[J].Applied and Environmental Microbiology,2009,75(6):1487-1499.
[28]Parkes R J,Cragg B A,Bale S J,et al.Deep Bacterial Biosphere in Pacific Ocean Sediments[J].Nature,1994,371:410-413.
[29]Schippers A,Neretin L N,Kallmeyer,J,et al.Prokaryotic Cell of the Deep Sub-Seafloor Biosphere Identified as Living Bacteria[J].Nature,2005,433:861-864.
[30]Teske A.Microbial Community Composition in Deep Marine Subsurface Sediments of ODP Leg 201:Sequencing Surveys and Cultivations[C]//Jorgensen B B,D'Hondt S,Miller D J.Proceedings of the Ocean Drilling Program,Scientific Results 2006,201,1-19.
[31]Biddle J F,Lipp J S,Leverd M A,et al.Heterotrophic Archaea Dominate Sedimentary Subsurface Ecosystems off Peru.[J].Proceedings of the National Academy of Sciences,2006,103(10):3846-3851.
[32]Reed D W,Fujita Y,Delwiche M E,et al.Microbial Communities from Methane Hydrate-Bearing Deep Marine Sediments in a Forearc Basin[J].Applied and Environmental Microbiology,2002,68(8):3759-3770.
[33]苏新，陈芳，于兴河，等.南海陆坡中世纪以来沉积物特性与气体水合物分布初探[J].现代地质，2005,19(1）:1-13.
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