Millennial-scale paleoenvironment and paleoclimate changes recorded in the Bohai Sea sediments during the last glacial period
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摘要: 末次冰期千年尺度古气候变化事件在全球大部分载体中均有不同程度的记录，但在海岸带—陆架区的沉积记录中该事件还未见有报道。对取自渤海的BH08孔上部26m的岩芯进行了高分辨率粒度测试与分析，结合AMS 14C测年结果和微体古生物特征，探讨了研究区末次冰期以来古环境和古气候变化。运用粒级-标准偏差法对粒度数据进行研究，发现BH08孔敏感组分(88.4~148.7μm)的变化记录了末次冰期D-O(Dansgarrd-Oeschger)旋回冷暖事件：在暖期时敏感粒级粗组分(88.4~148.7μm)的含量低，而在冷期时含量高，且可以与反映东亚夏季风的指标对应。在暖期时，强盛的夏季风带来丰富的降水，增加的径流可以将粗粒沉积物搬运至更远的下游区，且暖湿气候有利于植被的发育，使得流域内粗粒沉积物减少；而在冷期呈现相反的变化趋势。我们推测，在末次冰期低海面的背景下，格陵兰和北大西洋等高纬地区气候变化导致大气环流和/或洋流系统发生改变，从而对东亚夏季风降水的调控造成河流输入物质的变化可能是造成BH08岩芯敏感组分变化的主要原因。Abstract: The millennial-scale paleoclimatic change during the last glacial stage has been recorded in various achieves worldwide, but nothing has been heard from the sedimentary records in a coastal zone. In order to dig out the sedimentary records from the coastal region, we carried out high-resolution grain-size analysis for the upper 26m of the core BH08 collected from the Bohai Sea, together with AMS 14C dating and microfossils studies. Based upon them, the paleoenvironment and paleoclimate changes of the study area since the last glacial stage are discussed. Grain-size data is treated with the grain size and standard deviation method. It is found that the sensitive component (88.4~148.7μm) of the core BH08 sediments well recorded the D-O (Dansgarrd-Oeschger) cycle of the last glacial stage: the content of the sensitive component (88.4~148.7μm) was low in warm periods, but high in cold periods. The cyclicities of sensitive component are also corresponding to the index reflecting the East Asian summer monsoon. During the warm periods, strong summer monsoon would bring in abundant precipitation, and the increased runoff might transport the coarse-grained sediments to the distant downstream areas. In addition, warm and humid climate is conducive to the development of vegetation, resulting in the reduction of coarse-grained sediments in the drainage basin, and vise versa. It is speculated that in the last glacial stage, climate in the high latitudes such as Greenland and the North Atlantic might cause changes in atmospheric circulation and/or ocean current systems by the precipitation of the East Asian summer monsoon, and thus control the changes of the input sediments from rivers. It may be the main reason for the change of grain-size in the core BH08.
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Keywords:
- the last glacial stage /
- Grain size /
- East Asian Summer Monsoon /
- D-O Cycle /
- Bohai Sea
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大气中甲烷（CH4）和二氧化碳（CO2）等温室气体浓度增加所引起的全球气候变化、生态环境效应已成为全世界面临的重要环境问题。CH4的温室效应很强，比同等重量CO2的作用大20倍之多[1-2]。地球上大部分的甲烷（CH4）以溶解态、气态或固态（甲烷水合物）形式存在于大陆架边缘的海洋沉积物中，埋藏深度最浅在海底几米至十几米，深者达200～300 m，但多数都在海底百米深度以内[3-4]。甲烷作为一种海底天然气资源或一种海洋地质灾害因素，长期以来，其生物地球化学过程的研究都是海洋地质、生态环境、气候变化等领域的热点科学问题之一。
杭州湾位于陆海交汇处，是长江、钱塘江等河流携带陆源碎屑物质入海的主要沉积场所。其海底沉积有机质受长江、钱塘江和外海等陆源、海源物质输入的综合影响，沉积物中丰富的有机质为甲烷的产生提供了充足的碳源[5-6]。杭州湾海底沉积物中广泛分布着甲烷气体，水深范围约0～25 m[7-8]，是研究河口近岸海域埋藏有机质的成岩矿化、甲烷生成与氧化以及相关碳循环过程的理想区域。然而，目前针对杭州湾海底浅层甲烷气体的研究多集中于地质灾害、沉积相与勘探、气源成因与类型、成藏条件等方面[9-10]，对该区域海底沉积层中甲烷的垂向赋存特征及控制因素尚缺乏详细了解。
本文对杭州湾YS3、YS4、YS6和YS7四个钻孔柱状沉积物样品进行了气体（CH4和CO2）、有机碳、孔隙度、粒度等地质与地球化学分析，在此基础上探讨了海底沉积物中甲烷的垂直分布特征以及影响因素，为准确评估近岸海底赋存CH4的生态环境效应、海底浅层气灾害防控等提供理论支撑。
1. 地质背景
杭州湾位于浙江省东北部，西部湾顶连接钱塘江河口，湾口北部与长江口南翼毗邻，东、南部通过舟山群岛之间的潮汐水道与东海相通，是一个典型的喇叭型强潮河口湾，湾口宽约95 km，自口外向口内逐渐狭窄[11-12]。杭州湾北岸为长江三角洲南缘，沿岸深槽发育（最深约40 m）；南岸为宁绍平原，沿岸滩地宽广。杭州湾的形成与长江三角洲的伸展和宁绍平原成陆密切相关。湾内水动力以强潮作用为特征，风浪较小，潮流具有潮差大、流速大的特点。湾内多岛屿，东部分布嵊泗列岛，受水动力和岛屿阻隔影响较大，沉积环境复杂[13]。杭州湾内的泥沙来源除了钱塘江、曹娥江及甬江的输入外，还有外海泥沙随潮进入，更主要的是长江浊水出海以后随潮流进入杭州湾而沉积下来[11]， 也是长江入海泥沙扩散南下的主要通道，长江来沙对杭州湾的形成起着重要作用，是杭州湾长期以来缓慢淤积的主要物质来源[12]。杭州湾内沉积物多为粉砂质沉积，中部富含黏土，在杭州湾口附近出现砂质沉积物，碎屑矿物组成受长江、钱塘江输入物质影响明显[13]。该海域在第四纪的几次海侵、海退过程中，交替沉积了数套富含有机质的淤泥质、粉砂质和砂质沉积层，为不同地质时期沉积物中甲烷的产生提供了充足的碳源。胡新强等[14]通过对长江口外海域浅层气地震反射特征的研究，发现杭州湾-舟山群岛近岸海底沉积地层中浅层气发育、分布广泛，含气量多。该区浅层气地震反射形态特征丰富，有幕状反射、柱状反射和气烟囱状反射，亦有垂向多层强反射、横向间断和竖向变化的浅层气反射等。尤其在杭州湾出口处，发现由上、下两个浅层气反射区组成，下层浅层气反射强于上层的两个生气地层，其主要分布于全新统和上更新统两个第四纪地层中。
2. 样品与方法
2017年3—5月，利用旋转钻井技术在杭州湾实施了深度约60 m、直径约10 cm的4个钻孔YS3、YS4、YS6和YS7的取芯施工，各钻孔取芯率均约100%。研究区位置及各钻孔地理位置见图1和表1。沉积物岩芯钻取以后，在甲板上现场对其进行分割、观察、拍照与描述，然后根据需要分别进行沉积物取样工作。
表 1 沉积物岩芯基本信息Table 1. Information of the sediment cores站位 位置 水深/m 岩芯长度/m YS3 30°20'18.96"N、121°53'08.55" E 18.78 60.20 YS4 30°20'45.32 N、121°54'09.64" E 12.43 60.80 YS6 30°19'32.54" N、121°54'03.39" E 16.00 60.60 YS7 30°20'12.23" N、121°55'16.91" E 7.57 60.40 为最大限度地减少沉积物岩芯在长时间放置、取样过程中的气体逸散损失，沉积物岩芯取至甲板上以后，现场迅速对沉积物顶空气样品进行采集，样品采集间隔约0.9～6.0 m（YS3孔在37 mbsf以下未采集样品）。利用切割去除头部的一次性无菌医用注射器插取 35 mL 沉积物鲜样注入 50 mL 玻璃顶空瓶内，迅速加入 10 mL 饱和 NaCl 溶液后用丁基橡胶塞和铝盖密封，倒置、避光保存。测定前采用手动摇晃达到气液平衡，然后利用美国 Thermo Fisher 公司生产的 Ultra Trace 型气相色谱仪（GC-TCD）和 MAT253 型同位素比值质谱仪组成的气相色谱-同位素质谱联用仪（GC-GC Isolink-IRMS）对气体浓度、碳、氢同位素进行测试，测定精度分别小于3%、0.2‰ 和3‰，分析方法详见贺行良等[15-16]。气体浓度根据各孔沉积物的平均孔隙度换算为单位体积孔隙水含CH4或CO2的毫摩尔数（mmol/L或mM）。
沉积物粒度样品的取样间隔多为20～40 cm，部分间隔为100 cm，取样厚度均为2 cm。采用英国Malvern公司生产的MASTERSIZER 3000型激光粒度仪进行分析。测试方法参照曲长伟[9]。
沉积物有机碳（SOC）含量的分析取样间隔与粒度基本一致，测定仪器为德国Elementar公司生产的vario MACRO CUBE型元素分析仪，重复测定的标准偏差为0.02%（n=5）。沉积物孔隙度分析的取样深度基本为2.45～51.75 m，取样间隔比较大，多为2.5 m，个别为8.5 m。沉积物孔隙度是指单位体积沉积物岩芯中所含孔隙水的体积，以体积百分数表示（V/V）。用5 mL的去头塑料注射器精确抽取3 mL体积的沉积物置于事先称好重量的称量瓶内，于105℃下烘干，恒重，称量、计算样品烘干前后的质量差，折算成孔隙水的体积后计算沉积物的孔隙度。
3. 结果与讨论
3.1 海底沉积层中甲烷的垂向分布
通过对YS3、YS4、YS6和YS7钻孔沉积物顶空气样品气体成分的测定，发现四个钻孔气体成分主要为CH4和CO2，与邻近的杭州湾地区和长江三角洲地区陆域浅层生物气的组成基本一致[17-18]。各孔沉积层中CH4的垂向分布见图2。
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图 2 各钻孔沉积物顶空气中CH4含量垂向分布黄色：第一CH4气层，紫色：第二CH4气层。Figure 2. The vertical changes of CH4 content in four sediment coresYellow: the first CH4 gas layer, purple: second CH4 gas layer.从图2可知，YS4和YS7孔均存在两个含甲烷气层，但层位、层厚不尽相同。YS4孔的第一甲烷气层位于海底约7～10 m处，分布窄且甲烷含量低（约0.24 mM）；第二甲烷气层位于海底约23～41 m，甲烷含量在0.40～1.73 mM之间变化。该孔两个含甲烷气层层厚共约21 m，约占全孔深的1/3。YS7孔第一甲烷气层位于海底约5～11 m，最高含量约1.12 mM；第二甲烷气层位于海底约31～47 m，最高含量约1.96 mM，与YS4类似，全孔共有约1/3的层位含CH4气体，气层分布较厚（约22 m）。然而，YS3和YS6孔含甲烷气层与YS4和YS7孔有着完全不同的分布特征，主体均只有一个含甲烷气层，且层厚较厚。其中，YS3孔含甲烷气层位于1.5～22.5 m，层厚约21 m，在四个钻孔中其含气层分布最浅、含气量波动最大，且甲烷含量最高（约5.66 mM），约为其他钻孔最高含量的3倍。YS6孔在海底8～42 m分布着一层较厚的CH4气层，层厚约34 m。另外，在约46.6 m处又出现一个较薄的含CH4气层，甲烷含量约1.0 mM，因仅有一个采样点，故该层是否真正存在甲烷尚需进一步确认。在四个钻孔中，YS6孔含CH4气层最厚（约占全孔深的60%），甲烷含量为0.22～2.12 mM。可见，尽管四个钻孔之间相距不远（约2 km），但各孔中CH4气体的垂直分布差异较大，且呈多层化分布特征。这可能与YS4、YS7钻孔中第二含甲烷气层及以下处在晚更新世中晚期地层有关[19]，这一阶段可能经历过海侵海退旋回，加上YS4和YS7受长江输入的陆源有机质影响较大，而YS3、 YS6孔由于受岛屿的阻隔作用，沉积有机质受长江陆源物质输入影响偏弱。
3.2 海底沉积层中甲烷的气源成因
根据甲烷碳同位素（δ$ ^{13}{\rm C}_{\rm{CH_4}} $）与氢同位素（δ$ {\rm D}_{\rm{CH_4}} $）、二氧化碳碳同位素（δ$ ^{13}{\rm C}_{\rm{CO_2}} $）关系图版判断研究区甲烷的生成途径[20]。根据四个钻孔的甲烷和氢同位素δ$ ^{13}{\rm C}_{\rm{CH_4}} $与δ${\rm D}_{\rm{CH_4}} $关系图（图3）所示，YS3、YS4、YS6和YS7四个钻孔中的甲烷均为二氧化碳加氢（CO2/H2）还原途径形成的生物成因气。同时，因为多数海洋沉积环境下CO2/H2还原途径生成甲烷时，δ$ ^{13}{\rm C}_{\rm{CH_4}} $和δ$ ^{13}{\rm C}_{\rm{CO_2}} $的差值（ƐC）范围约为 49‰～100‰，通常为 65‰～75‰ [21-22]。从δ$ ^{13}{\rm C}_{\rm{CH_4}} $和δ$ ^{13}{\rm C}_{\rm{CO_2}} $关系图（图4）不难发现，各钻孔δ$ ^{13}{\rm C}_{\rm{CH_4}} $与δ$ ^{13}{\rm C}_{\rm{CO_2}} $具有较好的线性相关性（除个别δ$ ^{13}{\rm C}_{\rm{CO_2}} $值低于−30‰的样品外），CO2和CH4的碳同位素值具有大致相同的差值（ƐC），约为55‰～80‰，多数为70‰左右。可见，各孔生成的CH4气体与母源CO2气体的关系十分密切，亦表明CH4气体是在海相环境下由CO2/H2还原作用生成[20,23]。同时，δ$ ^{13}{\rm C}_{\rm{CO_2}} $值低于−30‰的样品主要分布在YS4和YS7两个钻孔中，且多为对应CH4含量较低的层位（图5），表明这些δ$ ^{13}{\rm C}_{\rm{CO_2}} $较低的沉积层中CO2生成CH4的能力较弱。这与产甲烷菌优先利用12CO2生成甲烷的特性相一致[20,24]，即产甲烷能力强的沉积层中，残留的母源CO2的碳同位素值偏重。
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图 3 各钻孔甲烷气的δ13C和δD关系图Figure 3. The relationship between δ13C and δD of CH4 in four sediment cores![]()
图 4 各钻孔顶空气中δ$ ^{13}{\rm C}_{\rm{CH_4}} $和δ$ ^{13}{\rm C}_{\rm{CO_2}} $关系图ƐC为CO2和CH4的碳同位素差值。Figure 4. The relationship between δ$ ^{13}{\rm C}_{\rm{CH_4}} $ and δ$ ^{13}{\rm C}_{\rm{CO_2}} $ in four sediment coresƐC is the carbon isotope difference between CO2 and CH4.![]()
图 5 各钻孔沉积物顶空气中δ$ ^{13}{\rm C}_{\rm{CO_2}} $和$\alpha_{\rm{CO_2{\text -}CH_4}} $的垂向分布黄色：第一CH4气层；紫色：第二CH4气层。Figure 5. The vertical changes of δ$ ^{13}{\rm C}_{\rm{CO_2}} $ and $\alpha_{\rm{CO_2{\text -}CH_4}} $ in the air at the sediment top of each boreholeYellow: the first CH4 gas layer; purple: second CH4 gas layer.另外，甲烷由CO2/H2还原途径生成时，CH4中氢都来源于周围的水[20]。因此，不同环境中生成的CH4的氢同位素值与沉积时的水介质有关。沈平等[25]将δ$ {\rm D}_{\rm{CH_4}} $值以−200‰为界，认为陆相环境下生物成因甲烷的δ${\rm D}_{\rm{CH_4}} $值小于−200‰，而海相条件下形成的生物甲烷的δ$ {\rm D}_{\rm{CH_4}} $值大于−200‰。各孔甲烷氢同位素值（δ$ {\rm D}_{\rm{CH_4}} $）范围为−223‰～−178‰，平均值约为−211‰～−194‰，接近临界值−200‰（图3），属海相-陆相混合水介质环境。表明各孔赋存甲烷沉积层中的孔隙水体为咸水-淡水的混合环境，这可能与舟山海域海底第四系地层中赋存着一定的淡水资源有关[26]。
3.3 海底沉积层中甲烷的垂向扩散
由于12C比13C质量稍轻，12CO2在沉积物中扩散快、更容易被微生物所利用。因此，在CO2/H2还原途径生成CH4过程中，甲烷菌优先摄取、消耗12CO2气体，使得沉积层中相应残留富集13CO2母源气体（δ$ ^{13}{\rm C}_{\rm{CO_2}} $值偏正），导致后期生成的甲烷δ$ ^{13}{\rm C}_{\rm{CH_4}} $值也会偏正，这被Rayleigh（1896）描述为分馏作用[27]。相对而言，若沉积层中CO2的δ$ ^{13}{\rm C}_{\rm{CO_2}} $值越正，表明生成甲烷所消耗的12CO2气体就越多，产甲烷程度亦越高。因此，可以根据δ$ ^{13}{\rm C}_{\rm{CO_2}} $值随钻孔深度的变化来判断甲烷的生气层位及生气强度。也就是说，在地层中当CH4气体生成后，若未发生垂向运移与扩散，那么CH4含量与δ$ ^{13}{\rm C}_{\rm{CO_2}} $值具有较强的正相关性，反之，则说明气体存在垂向运移与扩散，可以用CO2和CH4碳同位素分馏系数（$\alpha_{\rm{CO_2{\text -}CH_4}} $）来直观表示（式1）：
$$ {\alpha _{{\text{C}}{{\text{O}}_{\text{2}}}{\text -} {\text{C}}{{\text{H}}_{\text{4}}}}} = \frac{{{\text{δ }}{}^{{\text{13}}}{{\text{C}}_{{\text{C}}{{\text{O}}_{\text{2}}}}} + {\text{1000}}}}{{{\text{δ }}{}^{{\text{13}}}{{\text{C}}_{{\text{C}}{{\text{H}}_{\text{4}}}}} + {\text{1000}}}} $$ (1) 各孔沉积物顶空气中CO2的碳同位素值（δ$ ^{13}{\rm C}_{\rm{CO_2}} $）、CO2和CH4碳同位素分馏系数（$\alpha_{\rm{CO_2{\text -}CH_4}} $）随深度的变化特征如图5所示。在垂向上，δ$ ^{13}{\rm C}_{\rm{CO_2}} $随深度变化与CH4含量具有明显的正相关性，各孔含甲烷气层中δ$ ^{13}{\rm C}_{\rm{CO_2}} $值明显偏正（除YS4和YS7第一CH4气层外）。四个钻孔的分馏系数（$\alpha_{\rm{CO_2{\text -}CH_4}} $）平均值分别为1.073、1.071、1.072和1.069，变化较小，表明在二氧化碳还原生成甲烷过程中，确实存在碳同位素的分馏现象，但分馏系数基本维持不变（约1.070），说明甲烷均为原位生成，原位生成后甲烷的扩散迁移和厌氧氧化作用可能达到了动态平衡。各孔个别分馏系数差异较大的样品均分布在含甲烷气层的两端层位，如YS3在32.5 m，Y4在23 m，YS6在41 m，YS7在5、11和31 m处分馏系数变化较大，可能与甲烷生成后在储气地层两端发生甲烷厌氧氧化（AOM）、二次产甲烷等生物地球化学作用有关[28-30]。
3.4 沉积物有机碳对甲烷赋存的影响
研究区各钻孔均大致表现出含CH4气层的沉积物有机碳（SOC）含量较无气层明显偏高，多数大于0.5%，最高约1%，SOC含量与甲烷分布具有较好的对应性（图6）。例如，YS6孔在约30～32 m层位，随SOC含量降低，甲烷含量对应降低至约 0.5 mM，而在约46.6 m处伴随SOC含量升高。尽管沉积物中有机质的丰富与否是形成甲烷气体的基本物质条件[31]，但CH4含量与SOC含量之间并不存在必然的绝对正相关性。如各孔约5 m以浅的沉积层SOC含量较高，但并无甲烷存在，可能与甲烷氧化、有机质成岩矿化等地球化学过程有关。
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图 6 沉积物有机碳含量与甲烷分布的对应关系Figure 6. Correlation between sediments organic carbon and CH4 distribution3.5 沉积物孔隙度对甲烷赋存的影响
四个钻孔沉积物孔隙度为35% ～ 60%，平均值为约50%。从孔隙度与甲烷分布的对应关系（图7）发现，各孔大致表现出含甲烷气层的沉积物孔隙度较非含甲烷气层明显偏高，沉积物含气量与孔隙度呈高度正相关性。而在含甲烷气沉积层的两端，沉积物孔隙度均有明显降低，甚至在各孔底部均降低至各孔沉积物孔隙度的最低值。可见沉积物孔隙越大越有利于甲烷气体的聚集与保存，为甲烷气体的储存提供了有利空间。而含甲烷沉积层两端沉积物孔隙度降低，又正好为甲烷向上、向下逸散提供了较好的阻隔效应。这种对应关系进一步表明杭州湾海底沉积物中甲烷属原位生成，原位生成后甲烷的扩散迁移和厌氧氧化作用可能达到了动态平衡。然而，并不是孔隙度大的沉积层中就一定赋存了甲烷，如在YS6孔约10 m以上和YS7孔约5 m以上的浅部沉积层，尽管其沉积物孔隙度与之下含甲烷气层相当，但均无甲烷气体赋存。产生这种现象的原因可能是由从底层海水向下扩散的硫酸盐与甲烷发生了厌氧氧化作用（AOM）所致。
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图 7 沉积物孔隙度与甲烷分布的对应关系Figure 7. Correlation between sediment porosity and CH4 distribution3.6 沉积物粒度对甲烷赋存的影响
从沉积物粒度与甲烷分布的对应关系（图8）可看出，四个钻孔中含甲烷气层沉积物均以粉砂和黏土为主，而砂层沉积物对甲烷的生成与赋存有明显的制约作用。这是因为，黏土含量高的沉积物中有机质相对丰富，生成CH4的碳源相对充足。同时，黏土、淤泥质黏土具较好的粘塑性，有一定的自封闭作用，削弱了甲烷生成后的逸散[10]。其中，含气量最大的YS3孔和含气层最厚的YS6孔沉积物黏土含量均较高，而YS4和YS7孔中两个含甲烷气层均被约22 m附近较薄的砂层所分隔开。在含甲烷气层的上端、下端和中间含气量突然降低或震荡变化的层位，多数是粉砂层或为局部夹杂粉砂薄层，如YS3和YS6孔中甲烷气层波动变化的分布规律与沉积层中夹杂较多的粉砂密切相关。然而，各孔接近海底浅表层以及YS4孔20 m附近、YS7孔20～30 m等沉积层中甲烷含量为零，说明并不是黏土和粉砂含量高的沉积层中就一定赋存甲烷气体。可见，沉积层中甲烷的赋存受沉积物粒度分布影响，但还可能受其他生物地球化学作用的综合制约。
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图 8 沉积物粒度与甲烷分布的对应关系Figure 8. Correlation between sediment grain size and CH4 distribution3.7 沉积物地层年代对甲烷赋存的影响
参照研究区附近海底XZK169钻孔的测年结果[19]，不难发现，YS4和YS7孔赋存的两个含甲烷气层很有可能分别分布于全新世和晚更新世中晚期地层中，且两个含甲烷气层均被全新世底界地层所隔开。而YS3所含单一甲烷气层亦以全新世底界地层为界限，仅分布于全新世地层内。但YS6孔的第一甲烷气层的分布连续跨越全新世和晚更新世中晚期两个地层，且在晚更新世中晚期地层中又出现另一较薄的甲烷气层。对照XZK 169钻孔的古环境信息[19]，推测YS4、YS6孔中第二含甲烷气层及以下和YS7孔30 m以下所处的晚更新世中晚期地层，很可能经历过海侵、海退旋回影响。
通常，沉积速率大于0.05 mm·a−1的海域即有利于浅层生物气的生成[32]。沉积物的快速沉积作用不仅可促使有机质的快速富集、埋藏与保存，而且有利于阻隔沉积物层中甲烷气体的逸散，还可减弱来自上覆海水SO42− 的扩散补给，为产甲烷菌的生存和繁殖营造优势环境[32]。可见，高沉积速率为杭州湾海底沉积物中甲烷的生成与埋藏提供了较好的沉积环境。
4. 结论
（1）杭州湾YS3、YS4、YS6和YS7四个沉积物钻孔相距不远（约2 km），但各孔中甲烷的含量、分布层数、分布深度和赋存厚度等差异均较大。各孔赋存的甲烷均为海相沉积、咸水-淡水混合环境下经CO2/H2还原途径生成，生成后在海底原位沉积层中甲烷的扩散迁移和厌氧氧化作用可能达到了动态平衡（$\alpha_{\rm{CO_2{\text -}CH_4}} $ ≈ 1.070）。
（2）杭州湾海底甲烷主体埋藏于粉砂和黏土为主的沉积层中，含甲烷气层的沉积物孔隙度、有机碳含量均较非含甲烷气层明显偏高，且砂质沉积物对甲烷气体的扩散运移具有明显的阻隔效应。甲烷含量的高低与沉积物孔隙度、黏土含量、有机碳含量、沉积速率具有较高的正相关性，但同时受甲烷厌氧氧化（AOM）、有机质成岩矿化等生物地球化学作用综合影响。
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图 2 BH08岩性(a, b)、粒度(c)、颜色反射率a*(g)以及有孔虫与介形虫含量[35](d, e, f)随深度的变化及其与深海氧同位素LR04 δ18O[36](h)的对应关系
g与h之间的蓝色连接线表示BH08的a*指示的变化与LR04 δ18O的曲线变化的年代对应关系，水平红线代表沉积环境划分界限
Figure 2. Lithology (a, b), grain size (c), color reflectance a* (g), and content of foraminifera and ostracoda[35] (d, e, f) of core BH08 changes with depth and correlation to the deep-sea oxygen isotope LR04 δ18O[36] (h)
The blue connecting lines between g and h indicate the age-correlation between the change in a* and the curve LR04 δ18O, Horizontal red lines denote the boundary of sedimentary environments
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图 3 BH08孔标准偏差随粒级的变化曲线
Figure 3. Standard deviation distribution vs grain size of Core BH08
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图 4 粒级-标准偏差法获得的敏感粒级的不同组分含量及平均粒径
Figure 4. The content of different components and average particle size of sensitive grain grades obtained by Grian size-Standard deviation method
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图 5 BH08岩芯颜色反射率a*(a)、粒度序列(b)与格陵兰GISP2冰芯(c)[13]、葫芦洞δ18O (d)[6]、三宝洞δ18O(d)[43]以及LR04 δ18O(e)[36]反映的海平面变化曲线的对比
图中黄色阴影区表示冷气候H事件，蓝色数字表示暖气候事件
Figure 5. Comparison of a*(a) and grain size sequence(b) between of Core BH08 and Greenland GISP2 ice core (c)[13], n δ18O of Hulu cave (d)[6], δ18O of Sanbao cave[43] and LR04 δ18O (e)[36] reflecting sea level change
The yellow shadow areas indicate cold climatic events (H events), and the blue number indicates warm climatic event
表 1 BH08孔年代控制点
Table 1 Age control points of core BH08
深度/m 样品类型 14C年龄/aBP 距今日历年龄/cal.aBP 沉积速率/(cm·ka-1) 1 0.18* 贝壳 600±20 498~300 45.11 2 0.66 混合底栖有孔虫 2190±30 2145~1846 30.07 3 0.96 混合底栖有孔虫 2740±30 2818~2495 45.39 4 1.37 混合底栖有孔虫 5520±30 6252~5957 11.89 5 2.25 混合底栖有孔虫 7290±30 8054~7790 48.42 6 3.47* 贝壳 8490±40 9470~8153 137.16 7 4.09* 混合底栖有孔虫 9010±35 10165~9762 53.82 8 5.46 混合底栖有孔虫 7930±30 8756~8415 - 9 8.17* 贝壳 9020±40 10175~9769 - 10 15.79# OSL - 52500 27.51 11 45.49** 控制点 - 140000 33.94 注：*引自文献[33, 34]，**引自文献[33]，#引自姚政权等未发表数据。 
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