边缘海-陆架区位于陆地和大洋间的过渡地带(张功成等, 2015)，受河流输入及海平面变化影响显著，具有较高的陆源输入和海洋初级生产力(Mckee et al., 2004).研究表明，超过90%的陆源物质(河流和大气输送到海洋)沉积在陆架区(Deng et al., 2006).全球范围内，西太平洋边缘发育着中、低纬度区最宽的陆架浅海，集中了全世界75%以上的边缘海盆(汪品先, 1998; Tamaki and Honza, 1991).中国东部陆架边缘海是指朝鲜半岛、九州岛、琉球岛链、台湾岛以内的渤、黄、东海(吴德星和兰健, 2006).黄河与长江携带入海的大量沉积物，被季风和太平洋西边界流(黑潮)等剥蚀、搬运、再沉积，这些多样的环境条件共同造成中国边缘海的特殊性(吴德星和兰健, 2006).

作为半封闭型陆架浅海的渤海，平均水深为18 m，是中国边缘海的一个重要组成部分(苏纪兰, 2001).沉积物物源对沉积物起着控制作用，影响沉积物类型及其分布(何起祥, 2011).前人研究表明，渤海表层沉积物的主要物源是渤海周边河流的入海泥沙，并以黄河输沙为主(Bornhold et al., 1986; Park et al., 2000; Messing et al., 2003).秦蕴珊(1985)对渤海海湾的海底沉积作用进行了系统研究.吕丹梅和李元洁(2004)发现黄河河口向海不断延伸对渤海中南部的海底沉积物的分布具有很大的影响.乔淑卿等(2010)认为，渤海的现代沉积中心为渤海细粒物质区，潮流和渤海环流可以控制沉积物的分布及运输.近些年来，前人对渤海沉积物开展了地质年代学、地球化学、古生物学及古地磁学(安芷生等, 1979; 赵华等, 2002; 王强等, 2008)等多学科研究.研究区域主要集中在渤海沿岸(Yang et al., 2006; 肖国桥等, 2008; Liu J et al., 2009; 袁桂邦等, 2014; 李倩等, 2016).

环境磁学作为一门新兴学科，通过研究磁性矿物颗粒的搬运、沉积和转化，建立研究对象与沉积环境的变化和古气候的演化之间的关系，为重建古环境、恢复古气候提供可靠的依据(邓成龙等, 2000).目前，环境磁学已经在土壤学、湖泊学、沉积学等领域发挥了重要作用(Thompson et al., 1980; Thompson and Oldfield, 1986; Reynolds and King, 1995; Verosub and Roberts, 1995; Dekkers, 1997; Liu et al., 2004; Deng et al., 2005; Torrent et al., 2007).随着海洋钻探计划的深入，环境磁学在海洋沉积物中也得到了应用(葛淑兰等, 2007; Yamazaki, 2009).

BH08孔取自渤海中部，全长212.4 m，为研究渤海陆架沉积物提供了连续的长尺度记录(Yao et al., 2014).Yao等(2014)通过对BH08孔测定AMS¹⁴C年龄和磁性地层年龄，并在沉积物红度a^*的基础上通过天文调谐限定全孔沉积物的年龄，建立了渤海地区长序列沉积物的年龄框架，为深入研究该孔及渤海沉积物的磁性变化机制提供了可靠的年龄标尺.因此，本研究拟以BH08孔岩芯为研究对象，通过系统的岩石磁学分析，对该孔沉积物磁性矿物的形成机理及其对环境的指示意义进行系统研究，从而进一步解译渤海沉积物中所蕴含的气候、环境信息.

BH08(119.99°E, 38.28°N)岩芯位置见图 1，取自渤海中部水深约25 m处，用旋转钻的方法取出，长度为212.4 m，平均取心率为86%(Yao et al., 2014).采样间距约为10~30 cm，共获得677个离散样品.将每个样品的少部分取出分装到样品袋中，置于40 ℃的干燥箱烘干.干燥后装入2 cm×2 cm×2 cm的无磁样品盒内密封，称其质量后，进行磁学测量.

图 1

Fig. 1

图 1 BH08岩芯位置示意图 Fig. 1 Location of BH08 Hole (red square)

磁学参数的测量主要包括：磁化率(χ，质量归一化)、磁滞回线(hysteresis loop)、等温剩磁(Isothermal Remanent Magnetization)获得曲线、一阶反转曲线(FORC)、磁化率随温度变化曲线(χ-T)曲线和低温剩磁曲线(FC/ZFC).

使用捷克AGICO公司生产的MKF-1卡帕桥磁化率仪对全部样品进行低频(χ_lf，976 Hz)和高频(χ_hf，15616 Hz)的磁化率测量，并计算频率磁化率χ_fd=χ_lf-χ_hf，以及频率磁化率百分数χ_fd%=χ_fd/χ_lf×100%.

为了更准确地分辨样品中磁性矿物的粒径与含量，利用振动样品磁力仪(VSM 3900)测量样品的磁滞回线(hysteresis loop)、IRM获得曲线(IRM acquisition curve)、反向场退磁曲线和FORCs曲线.磁滞回线在室温下以2.5 mT为步长，加场至±1 T并进行70%顺磁校正.IRM获得曲线和反向退磁曲线为非线性测量曲线，采样点数各为120点，饱和场为±1.5 T，观测时间视样品磁性强弱选择0.5 s或1 s.根据以上测量的曲线可获得饱和磁化强度(M_s)、饱和剩磁(M_rs)、矫顽力(B_c)、及剩磁矫顽力(B_cr)，并根据其比值M_rs/M_s和B_cr/B_c作Day氏图(Day et al., 1977; Dunlop, 2002a, 2002b).FORCs曲线可有效判别样品中磁性矿物的磁畴和矫顽力谱.本文FORCs曲线由120条组成，最大饱和场为1 T，B_b为±50 mT，B_c为100 mT，观测时间视样品强弱选择0.5 s或0.7 s，测量数据利用软件FORCinel 1.18(Harrison and Feinberg, 2008)进行处理，平滑因子选择3~9.

χ-T曲线可有效限定样品中的磁性矿物种类.选取代表性样品利用卡帕桥MFK1-FA和CS 4温度控制系统进行χ-T曲线测量，在氩气环境下，将样品以5 ℃/min为梯度加热至700 ℃，然后冷却至室温，获得样品在加热和冷却过程中的磁化率变化曲线.为进一步判定代表性样品中的磁性矿物成分，挑选代表性样品使用MPMS XL-5磁性测量系统进行零场冷却曲线(ZFC)和有场冷却曲线(FC)的测量.首先，分别在零场和2.5 T磁场中降温至10 K，然后外加2.5 T的磁场使样品获得饱和等温剩磁(SIRM)，撤掉外场后以5 K/min为梯度升温至300 K，从而获得低温状态下样品的饱和等温剩磁随温度的变化.

磁滞回线及其参数比值以及IRM获得曲线常被用来确定沉积物中载磁矿物的类型及磁畴状态(Dunlop and Özdemir, 1997; Tauxe, 2010).磁滞回线如图 2显示，样品23-80、177-20和217-35在校正前几乎为一条斜线，表明沉积物磁性较弱且含有大量的顺磁性矿物.样品经过校正后，基本上在300 mT之前达到饱和，说明样品中主要的载磁矿物应该为低矫顽力的磁性矿物.但是，部分样品的IRM获得曲线在100 mT之前迅速上升之后，直至1 T仍未达到饱和，说明样品中还含有高矫顽力的赤铁矿或针铁矿.对这些样品的IRM获得曲线进行矫顽力谱分析，可以得到三种组分，这与磁滞回线的结果一致，进一步证明样品中主要的载磁矿物为低矫顽力的磁铁矿和高矫顽力的磁性矿物.

图 2

Fig. 2

图 2 特征样品的磁滞回线、IRM获得曲线和矫顽力谱分析 Fig. 2 Hysteresis loops, IRM acquisition curves and component analyses for selected samples

χ-T可以有效地识别加热过程中矿物的转化，利用样品在受热过程中磁性矿物居里温度差异来识别主要磁性矿物(Deng et al., 2001; Liu et al., 2005).BH08典型样品的χ-T曲线如图 3所示.加热过程中，样品37-20在大约400 ℃时开始上升，在580 ℃起剧烈下降，这表明样品含有大量磁铁矿.对于样品82-90和217-35，600 ℃之后仍未降为零，直到680 ℃左右曲线才降到最低值，说明样品中含有赤铁矿.降温冷却过程中，温度低于600 ℃以后，冷却曲线明显高于加热曲线，这可能是由含铁硅酸盐或粘土矿物在加热过程中生成了新的磁性矿物导致(Deng et al., 2001；Liu et al., 2005).样品37-20和82-90的磁化率在350 ℃均有升高，这可能是铁硫化物分解造成的.而样品82-90与217-35在0~300 ℃的升温阶段，磁化率均出现下降，说明样品中含有顺磁性矿物(Liu Q et al., 2009).

图 3

Fig. 3

图 3 代表性样品的温度-磁化率曲线.箭头指示加热与冷却过程 Fig. 3 High temperature magnetic susceptibility measurements for selected samples. Arrows represent heating and cooling runs

低温剩磁实验是利用磁性矿物在低温条件下是否发生晶形转变及相应温度点来区分矿物的.研究表明，磁铁矿在约120 K时发生Verwey转换，含量越高、粒径越大，则转换越明显，磁黄铁矿一般在30~34 K发生L-T转换而导致剩磁降低(Rochette et al., 1990)；赤铁矿则在250 K发生Morin转换导致剩磁降低(Morin, 1950)；而胶黄铁矿的低温剩磁没有发现明显转换(Rochette et al., 1990).从图 4中可以看出，样品23-80、134-50、152-40和189-40可以看到明显的120 K的转换，这表明其中均存在磁铁矿.82-90号样品在34 K与120 K处均没有明显的转换.

图 4

Fig. 4

图 4 代表性样品的低温剩磁曲线 Fig. 4 Low temperature remanence for selected samples

在天然样品中，特别是海洋沉积物中，磁性矿物的磁畴通常具有多样性.环境磁学常用Day图，快速指示磁性矿物的磁畴状态.由于Day图中落入准单畴区域可被解释为：1)磁性矿物颗粒确实分布在PSD(准单畴)范围内；2)或样品为SD+MD(单畴+多畴)或SD+SP(单畴+超顺磁)的混合(Dunlop, 2002a, 2002b).因此常结合其他磁学性质进行辨别.BH08孔的Day图(图 5)表明，样品主要落入PSD区域，表明大部分为准单畴颗粒，部分落入单畴和超顺磁颗粒之间.不同的粒径组合说明钻孔沉积物在不同时期的磁性矿物颗粒大小具有差异性，即沉积环境与矿物赋存存在差异.该差异可能是渤海沉积物物源输送发生变化引起，即冷—暖气候变化导致黄河受侵蚀程度不同，进而使含沙量与成分发生波动(刘东生，1985)，也可能是由于冰期—间冰期海平面升降造成沉积环境的氧化还原条件发生变化(Vail et al., 1977).

图 5

Fig. 5

图 5 Day氏图(基于Day et al., 1977; Dunlop, 2002a, 2002b) Fig. 5 Day plots (Based on Day et al., 1977; Dunlop, 2002a, 2002b)

一阶反转曲线(first order reversal curves, 简称FORCs)技术是近年来发展起来的一种多磁滞回线的测量技术(Roberts et al., 2000; 秦华峰等, 2008).对于没有磁相互作用的SD磁性颗粒，FORC图的等值线沿横轴展布.当磁相互作用逐渐加强时，其等值线在纵轴上开始有所展布.自然样品中的SD磁性颗粒大多属于这种情况.MD颗粒的FORC图等值线沿纵轴具有大开口的特征，并且矫顽力相对于SP颗粒的较高，具体表现为沿横轴展布较宽(Roberts et al., 2006).对于BH08孔，典型样品的FORCs如图 6所示，多数样品的矫顽力分布在100 mT以内，峰值位于15 mT左右，并且所有样品的FORC等值线在纵轴上均没有明显展布，说明BH08孔由上至下多为SP与SD颗粒混合形成，表现出PSD的磁铁矿或磁赤铁矿的性质，并表现较为明显的磁相互作用.对于82-90号和193-25号样品，其FORC表现为同心圆，呈簇状聚集在一起，具相对较强的磁相互作用，这说明该样品可能含有胶黄铁矿.结合FORC图与低温剩磁曲线，即在34 K和120 K均没有明显转换，且在FORC图中具有簇状同心圆，因此，可以认为82-90和193-25号样品的主要载磁矿物可能为胶黄铁矿.

图 6

Fig. 6

图 6 FORCs图(软件FORCinel 1.18; Harrison and Feinberg, 2008) Fig. 6 FORCs diagrams (Based on FORCinel 1.18;Harrison and Feinberg, 2008)

磁化率是度量样品整体磁性强弱的良好指标(Evans and Heller, 2003).对同一根柱状样品而言，χ_lf的高值说明沉积物整体磁性较强，通常由磁性矿物含量较多形成.在BH08孔中，χ_lf平均值为19.68×10^-8 m³/kg，沉积物磁性主要受亚铁磁性矿物影响.尽管钻孔整体磁性较弱，但其磁性依然具有相对较好的环境特征.间冰期沉积物磁化率整体含量较高，可能是由于物质输入较多，粗颗粒溶解较少，磁性矿物保存较好.冰期沉积物磁化率则普遍较低，在S/Cl高值处发生波动，表明在相对暖期环境下磁性略为增强.

磁化率不但受磁性矿物成分及含量的影响，还受磁性矿物颗粒的粒径、测量温度、观测频率等影响，是多种因素共同作用的综合信息(刘青松和邓成龙, 2009).由于磁畴状态受观测频率的影响，频率磁化率可用来判断物质中是否存在SP/SD界限处，即20~25 nm附近的颗粒(刘青松和邓成龙, 2009).其绝对值可用于反映临界颗粒的绝对含量，其值越高，说明在SP/SD颗粒的粒径分布变化较低，且含量较高.一般认为，当样品的χ_fd%值为5%左右时，说明较细的超顺磁颗粒物质较多(张卫国等, 1995).在BH08孔中，χ_fd平均值为0.52×10^-8m³/kg，χ_fd%平均值为2.85%.沉积物在MIS 5、7、11和13具有局部较高的χ_fd和较低的χ_fd%，说明暖期沉积物的超顺磁颗粒较多的同时，浓度降低，即样品的磁性矿物含量增加的幅度大于超顺磁颗粒增加的幅度.而MIS 15的沉积物在较低的χ_fd下具有很高的χ_fd%，说明样品中超顺磁颗粒非常少，但是浓度较高，这可能是样品中磁性矿物总体减少的速度大于SP颗粒减少的速度造成.MIS 17的沉积物则χ_fd和χ_fd%均大于全孔均值，说明该段的超顺磁颗粒较多，同时浓度较高，这可能是细颗粒增加的幅度大于磁性矿物总体增加的幅度，也可能是粗颗粒溶解为细颗粒导致的(Ao et al., 2010).钻孔下部的χ_fd%变化较快，MIS 21结束后，具有非常明显的先减小后增大的过程，同时χ_fd尽管有微弱的局部变化，其值整体变化不大.

饱和等温剩磁(SIRM)主要反映样品中所有具有携带剩磁能力的磁性颗粒的含量.当样品中含有大量SD的亚铁磁性矿物时，SIRM值高，且随着粒径的增加，SIRM值减小，而HIRM表示高矫顽力的硬磁性矿物，即不完全反铁磁性矿物的含量(Maher and Thompson, 1999; Thompson and Oldfield, 1986).全孔样品的SIRM均值为11.99×10^-4Am²/kg，HIRM均值为10.54×10^-4Am²/kg.二者依然在MIS 3、5、7、9和21等暖期表现出局部峰值，说明样品中强磁性矿物含量较高，并且这种较高矫顽力的矿物控制了整体磁性的表达.

S-ratio值反映低矫顽力与高矫顽力的磁性成分的相对含量，其值越接近于1表示低矫顽力的软磁性矿物含量越高，其计算公式为S-raito=(1-IRM_{-300 mT}/SIRM)/2(Bloemendal et al., 1992).S-ratio可以反映样品中亚铁磁性矿物和不完全反铁磁性矿物的相对比例，并且随着亚铁磁性矿物的增加而增加(Thompson and Oldfield, 1986).全孔样品均值为0.63，处于相对较高的水平.该参数同样具有暖期出现高值的特点，并非常接近于1，说明其软磁性矿物含量相对较多.

非磁滞剩磁磁化率(χ_ARM)是将ARM用直流场(H_DC)归一化的结果，它消除了外加场的影响，但保留了ARM的性质，常用来反应SD/PSD的颗粒(段宗奇等, 2012).对于MIS 5、7、9和21等暖期沉积物，其χ_ARM均处于较高水平，说明细颗粒相对较多.而MIS 11~20的较低水平说明SD/PSD边界的磁性颗粒含量稳定存在.

SIRM/χ_lf同样可以反映沉积物中磁性矿物的颗粒粒径，并随着粒径的减小而增大(敖红和邓成龙, 2007).从图 7中我们可以看出，SIRM/χ_lf的高值主要分布在S/Cl比值较高，同时红度较低的区域，如MIS 5、7、13、25时期，说明暖期的沉积物以SD颗粒为主.

图 7

Fig. 7

图 7 BH08孔磁学参数变化特征(红色五角星代表发现胶黄铁矿的层位)，其中S/Cl参数来自文献(Shi et al., 2016)，a*和δ18曲线来自文献(Yao et al., 2014) Fig. 7 Magnetic parameters of BH08 (red stars represent greigite layer), where S/Cl is cited from Shi et al. (2016), and a* and δ18 data are from Yao et al. (2014)

综上，BH08沉积物的磁性较弱，细颗粒亚铁磁性矿物遍布全孔，硬磁性矿物在个别层位出现且对磁性做出贡献.在MIS 21之前，磁化率的增强伴随细颗粒增多，硬磁性矿物同时增加.自MIS 21以来，磁性低于平均值，SP颗粒绝对值变化微弱的情况下其占比减少，结合S-ratio说明粗颗粒增加.全孔磁性矿物以低矫顽力的磁铁矿细颗粒为主，含有少量的高矫顽力的赤铁矿，且在MIS 7期间具有先增加再减少的趋势.

a^*被定义为沉积物红度，表示沉积物颜色反射率中红色的色度(Robertson, 1977).Yao等(2014)的研究表明，其值大于5时，通常出现在红褐色、黄棕色和深红色的细粒沉积物，代表水位上的氧化条件，即陆相环境；其值小于1时，通常出现在暗灰色、浅黄褐色和灰棕色的粗粒沉积物，代表水位下的还原条件，即海相环境.尽管更细致的沉积环境需要进一步沉积学的研究，该参数可用于标识BH08孔沉积物的海/陆相沉积之间的转换.

χ_fd代表超顺磁(SP)颗粒的含量变化.SP颗粒的来源主要有物源输入和自生矿物两类.该区物源输入主要是黄河携带的物质.前人研究发现，黄河流经黄土高原时，会大量侵蚀黄土/古土壤序列(任美锷, 2006).由于成土作用，在黄土/古土壤序列中存在着大量的SP磁赤铁矿(胡鹏翔和刘青松, 2014)，这些SP颗粒会被黄河搬运到该区.对于自生矿物，在胶黄铁矿生成时，其粒径主要分布在100~200 nm，表现为SD特征(Roberts, 2015).而不同磁性矿物的矫顽力具有差异(Tauxe, 2010).

通过对比磁化率和B_c参数，我们发现χ_fd的局部高值主要分布在MIS 14向MIS15过渡的阶段和MIS 17期，在这种冷暖交界处，沉积物具有较低的B_c值，即SP颗粒浓度较高的层位具有较低矫顽力.在MIS 17之后，χ_lf和χ_fd主要为正相关关系，说明磁化率的变化主要受控于SP的含量变化，高矫顽力的矿物含量整体偏低，同时由于SD的高矫顽力矿物的磁化率本身值就比较低，因此对样品磁化率的影响较小.这说明黄河携带的物源输入SP颗粒占主导.而在具高矫顽力的层位，如MIS 5和MIS 23~27，其SP值非常低，说明物源输入的SP颗粒被大部分溶解或者发生矿物转化导致磁性发生变化(Ao et al., 2010).

HIRM与SIRM具有高度一致的变化规律，说明硬磁性矿物占主导.自MIS 9以来，沉积物的磁性整体较强，与磁化率具有正相关的关系，说明该段整体磁性较强，磁铁矿与磁赤铁矿的含量增加.在这个阶段，S/Cl的平均值较高，红度值较低，说明沉积环境相对富硫，沉积物发生溶解.但是相对均一的S-ratio说明亚铁磁性矿物占比不变，说明物源输入增多，这与暖期的湿热环境导致黄河输沙量增加的特征相符合.而对早于MIS 9的样品，HIRM与SIRM整体较弱，变化不高，但其峰值均与S/Cl的高值密切相关，说明在磁性较弱的情况下，少量的高矫顽力矿物也对其整体有较大贡献.

χ_ARM在MIS 11期前具有与SIRM相似的变化特征，这与其他磁学参数共同说明，黄河物源输入增加和富硫环境下，磁铁矿粗颗粒先增加后减少的趋势和胶黄铁矿等亚铁磁性细颗粒含量较多且对磁性做出贡献.而在MIS 11期前，其变化非常微弱，但其峰值依然出现在暖期富硫的环境下.

SIRM/χ_lf通常用来直观地反应样品中SD颗粒的含量.在BH08孔中，暖期出现大量的SD颗粒.同时，在MIS 5和其他如图星号所示的层位，胶黄铁矿有所分布.说明暖期环境下，水平面上升，沉积环境富硫，沉积物发生矿物转化，在这个过程中沉积速率加快，使中间产物的胶黄铁矿得以保存，并对沉积物的整体磁性做出贡献.

从整体上看，该区接受的物源磁性物质偏少，其原因可能是钻孔位于渤海中央盆地，距离岸线有一定距离，也可能是渤海局部环流使来自物源的物质出现再搬运，离开钻孔区，或者可能是物源的磁性物质出现溶解的原因.对于BH08全孔而言，其沉积物上部(MIS 11期后)主要以SP与SD混合为主，高矫顽力矿物含量较多但不占主导，下部(MIS 11期前)由于整体磁性较弱，磁性矿物颗粒较少，较高矫顽力矿物的存在对磁性具有较高的贡献.同时，在冷期与暖期均发现部分层位存在胶黄铁矿，但在极端暖期与极端冷期均不存在，说明其沉积环境主要为合适沉积速率下的弱还原/弱氧化的沉积环境.其中，始于MIS 22期的沉积物磁性具有显著弱于钻孔上部沉积物磁性的特征.这一方面可能是物源发生变化，另一方面可能是弱氧化/弱还原环境快速转换导致磁性矿物发生转化形成.

综合全孔数据，我们认为渤海BH08孔的沉积物可分为两类.以MIS 21期为界，约860 ka之后的沉积物以细粒磁铁矿为主要载磁矿物，偶见赤铁矿和胶黄铁矿，可能是海相的滨海/浅海沉积物与陆源的沉积物之间交互出现.约860 ka之前的沉积物以相对较粗且磁性较弱的磁铁矿为主，偶见胶黄铁矿，可能记录了一次海侵事件.

渤海地区受第四纪海平面变化影响强烈，在间冰期海平面上升，由于海水入侵形成海相沉积，在冰期海平面下降，形成陆相沉积.在较暖的间冰期，夏季风较强，降水增加，河流径流量增加，从而水动力较强并携带较多的砂质沉积物在渤海陆架区沉积.这使BH08孔的沉积物处于高S/Cl的弱还原环境，形成海相沉积.易亮等(2016)认为，3.7~0.3 Ma，渤海古湖发育，庙岛古隆起导致相对地势较高，约0.3 Ma，以来，渤海古湖消失，渤海陆架形成，并且限定第二海侵始于MIS 5期，第三海侵始于MIS 7期.这与Ⅰ组沉积物的海侵沉积特征相符合.反之在冰期，气候相对冷干，一方面河流携带的粗粒沉积物减少，另一方面海平面处于相对低位，甚至低于钻孔区，使得磁性矿物保留较多的多畴状态，处于低S/Cl的弱氧化环境，形成陆相/河流相沉积.在这种受海平面控制的海相/陆相沉积物交替出现的大背景下，整体钻孔依然呈现上部磁性较强，下部磁性微弱的状态.这说明除了气候与构造的影响因素，物源也有可能发生变化.黄河作为渤海的主要物质来源，其形成与演化是对该区域沉积物变化具有重要影响.有研究认为黄河在早更新世入海(杨守业等，2001)，也有学者认为黄河在1.3 Ma~1.4 Ma左右切穿三门峡入海(Kong et al., 2014)，也有研究认为0.15 Ma左右黄河才完全贯通(Jiang et al., 2007).Yao等(2017)从矿物组成的角度对BH08孔进行研究，指出黄河至少从~880 ka开始就对渤海和黄海存在影响并持续至今.本文从磁学角度支撑这一观点.BH08孔上部与下部明显不同的磁学特征可能是由于黄河贯通三门峡后，带来了大量上游黄土中的SP/SD细颗粒和赤铁矿，形成上部的陆相/河流相沉积特征.这种物源输入和沉积环境的共同作用使沉积物中的磁性矿物发生复杂变化.

铁磁性矿物对氧化还原的变化尤为敏感(Roberts, 2015).其中黄铁矿化程度(DOP)已用于判别泥盆纪到白垩纪的古海洋氧化还原环境(Jones and Darrah, 1994).但是，单纯的DOP值并不能可靠地说明沉积物中黄铁矿的生成量.而海洋作为生态系统中能量转化与循环的重要场所，其中90%以上的有机质埋藏于陆架边缘海沉积物中(朱茂旭等, 2011)，它们在早期成岩作用中矿化，并由于不同的底水环境，如氧化还原条件、沉积环境、沉积速率、生物扰动强度和水动力条件等，形成不同的矿物(Burdige, 2006; Berner, 1980).其中，在成岩过程中自生成因的亚铁磁性铁硫化物，如胶黄铁矿，也很常见(石采东和朱日祥, 2000).例如，Horng和Willson(1992)对位于台湾西南的Erhien-chi和Tsengwen-chi河剖面进行了研究，发现自生胶黄铁矿出现于黑色泥岩，自生磁黄铁矿出现于泥砂岩，而粗碎屑磁铁矿除了含胶黄铁矿的泥岩外，在剖面中均可见.刘健等(2003)对YSD1P03孔中发现的胶黄铁矿与黄铁矿生成环境进行研究，发现较多的有机质和硫酸盐参与，可导致成岩过程中的中间产物(胶黄铁矿)被完全转化成黄铁矿.最近，Duan等(2017)发现孔U1433A的沉积物中，胶黄铁矿在样品沉积后出现于冰期，缺失于间冰期.因此胶黄铁矿作为氧化还原环境的辨识指标，是值得研究的.

前人研究表明，BH08孔沉积地层在轨道时间尺度上是大致连续的，沉积物红度(a^*)记录具有40-和100-kyr的轨道周期特征，反映了海平面波动引起的氧化还原条件变化(Yao et al., 2014).而在BH08孔中，胶黄铁矿出现在灰棕色的粉砂岩中，其层位正均处于沉积环境发生变化的位置(图 7星号所示).前人研究表明，胶黄铁矿可能通过趋磁细菌在缺氧的水环境下生物矿化形成，也可能是有机质与硫酸盐发生化学反应的过程中形成.对于生物成因的胶黄铁矿，其特征是相对较低的矫顽力(~13 mT)和非常弱的磁相互作用，从而通过FORCs即可分辨(Reinholdsson et al., 2013).BH08的FORCs图与生物成因的形态不同，表明该孔中胶黄铁矿来自于沉积后的化学反应.

前人研究发现，胶黄铁矿在这种沉积环境不稳定时有两种反应模型：硫化模型是指通过铁的硫化物在硫酸盐或甲烷等多硫酸盐存在时发生不完全转换形成胶黄铁矿；氧化模型将胶黄铁矿的形成解释为铁的硫化物氧化还原边界附近发生部分氧化(Fu et al., 2008).这两种模型与当时的沉积速率紧密相关，在硫化模型中，高沉积速率使硫酸盐-甲烷过渡带中硫化反应不完全，无法形成黄铁矿，从而使中间态的胶黄铁矿得以保存；在氧化模型中，氧化环境通常较浅，无论是物源输入发生变化使沉积物通量改变还是富有机质层的埋藏发生波动，都可以形成胶黄铁矿(Garming et al., 2005；Riedinger et al., 2005).

根据磁学参数不同的变化模式，结合沉积学S/Cl和红度证据，BH08孔沉积物可致分为两类，即河流/湖相沉积和海陆交替相沉积.而在这两种沉积物中均发现了较高矫顽力的矿物(胶黄铁矿).以S/Cl作为沉积环境的指标，高值表示富硫贫氧的还原环境，低值表示富氧贫硫的有氧环境；同时红度的低值表示还原环境，高值表示有氧环境.我们可以看到，大部分胶黄铁矿出现于暖期，是富硫、富水的弱还原环境；而在MIS 15至MIS 17阶段，B_c逐渐降低，χ_fd逐渐增高，χ_fd%始终处于相对较高的位置，这可能说明在贫硫富氧的环境下，胶黄铁矿从生成到随埋藏时间及深度的增加而一边溶解一边转化为其他矿物的过程.因此在BH08孔中，硫化模型和氧化模型均有所体现.综上所述，在BH08孔中发现的成岩成因的胶黄铁矿可以分为两类.一类是在暖期环境的海平面高位阶段，以高S/Cl、低a^*和高B_c为特征的经硫化形成的胶黄铁矿，指示弱还原环境；另一类是在海平面低位时，低S/Cl、高a^*和较高的B_c为特征的经氧化形成的胶黄铁矿，指示弱氧化环境.

本次研究在前人研究基础上，从岩石磁学和环境磁学的角度对BH08孔的岩芯沉积物进行研究，将该孔沉积物的复杂磁学变化与气候变化建立起一定联系.研究结果显示：①沉积物中主要载磁矿物是磁铁矿，部分层位含有高矫顽力的矿物；②整体磁学变化复杂，各项磁学参数变化剧烈.总体波动与S/Cl值、红度a^*和δ¹⁸O的相关性较好，陆源沉积对磁性贡献较大；局部出现的变化平缓，可能为海相沉积物，S/Cl整体水平较低，即便δ¹⁸O指示的海平面高度有升降变化，磁性参数整体水平依然较低，波动较弱；③某些海陆交替的边界层位发现胶黄铁矿，这些层位大部分对应暖期，是富硫的弱还原环境，而快速变化的沉积环境和较高的沉积速率是胶黄铁矿得以保存的重要因素.因而可将胶黄铁矿作为沉积环境发生转变的一种特征矿物.