砷（As）在环境中的相对丰度较低，上地壳（UCC）中的丰度约为4.8 μg/g^[1]，但因其强烈的毒性和广泛的分布对人类的生命健康和生存环境造成严重威胁而备受关注^[2-4]。环境中As的来源包括自然源和人为源，前者主要来自岩石风化、热液活动和森林火灾等，后者是通过矿藏开采、金属冶炼和化石燃料燃烧等方式排放到环境中。通过多种方式释放到环境中的As，大部分会由风、河流及冰等搬运方式最终汇入海洋。海水中As的浓度约为1.2 μg/g，滞留时间约为3.9万年^[5]，以吸附/解析和沉淀/溶解等方式迁移。

As是一种氧化还原活性较高的元素^[6]，在自然状态下有多种价态（–3、0、+3和+5）^[7]。在有氧环境中，无机砷主要以砷酸盐（As⁵⁺，如H₂AsO₄^–和HAsO₄^2–）的形式存在，并通过与金属氧化物或者氢氧化物形成络合物及共沉淀的方式固定^[8]。在强还原性条件下，无机砷主要以亚砷酸盐（As³⁺）的形式存在，可以与硫发生反应生成硫化物沉淀，如As₂S₃和（或）FeAsS等^[9-11]。与氧化还原敏感元素Mo和铀（U）丰度进行比对，前人发现As和Mo、U之间存在复杂的联系，导致As作为氧化还原环境代用指标的可靠性受到质疑^[5]。因此As能否作为古氧化还原代用指标，值得进一步研究。

日本海位于西风环流和东亚季风的下垫面，独特的地理位置使其敏感的响应古气候与古环境变化，巨厚的沉积物中记录了丰富的古环境信息^[12]。现今日本海深部水体通风状态良好，但是末次冰期以来日本海的氧化还原条件和通风状态在空间上发生了显著变化^[13-15]。基于氧化还原敏感元素和放射虫特征种属丰度，前人发现在末次盛冰期（LGM），日本海南部和中部通风较弱，西部较强；在HS1时期，南部和中部通风良好，西部较弱；冰消期至早全新世，南部通风较弱，而中部和西部通风较强；8 ka以来，由于高温、高盐的对马暖流（TWC）入侵，日本海底层水通风整体增强^[15-16]。

末次冰期以来日本海底层水体氧化还原条件发生了显著改变，这必然影响包括As在内的氧化还原敏感元素的地球化学循环过程。但是目前对于日本海沉积物As演化规律和控制机理的研究尚不充分，导致As在重建古环境演化的应用方面受到严重制约。本文通过分析日本海西部LV53-18-2岩芯沉积物As含量，并结合沉积物粒径、主微量元素及总有机碳（TOC）数据，研究了日本海西部沉积物As的变化特征及其对古环境演化的响应。

1.   研究区概况

日本海是西北太平洋海槛发育程度最高的边缘海之一，跨越亚热带至副极地带，面积约1×10⁶ km²，平均深度约1350 m^[17]。日本海发育日本海盆、大和海盆和郁陵海盆，通过南部的对马海峡（水深约130 m）、东侧的津轻海峡（水深约130 m），东北部的宗谷海峡（水深约55 m）和北部的鞑靼海峡（水深约15 m）与东中国海、北太平洋和鄂霍次克海进行水体交换^[18]。

日本海表层发育复杂的逆时针环流，被称为“微型”大洋^[19]。北上的TWC和南下的利曼寒流（LCC）主导了日本海的表层水文特征。TWC是黑潮的支流，通过对马海峡为日本海带来大量热量和盐分^[20]。流入日本海后，TWC分成3支，其中两支沿着东岸北上，分别从津轻海峡和宗谷海峡流出；另一支沿着西岸北上，受西风带影响，在38°N附近向东偏移。LCC从鄂霍次克海穿过鞑靼海峡沿日本海西岸南下，并在西风作用下向东转向，在40°N附近与TWC支流相遇，形成亚极地锋。

日本海位于东亚季风的下垫面，其海洋环境受东亚季风强度变化的影响^[12,21]。东亚冬季风（EAWM）导致日本海西北部海域表层水温急剧下降，并在西北部形成海冰。伴随着表层水的冷却和海冰的形成，日本海水体的垂向对流十分活跃，极大地促进了底层水体的通风^[16]。伴随着结冰和盐析过程，表层水体混合下沉至400 m以深，形成以高盐、高含氧量和低温为主要特征的日本海特征水^[22]，进而驱动了日本海环流系统的对流^[23]。

日本海第四纪沉积物最显著的特点是广泛发育厘米至分米级的富有机质暗色层与生物扰动强烈的贫有机质的浅色层交替出现的纹层结构^[24]，并呈现千年尺度的变化模式。已有研究认为这与海平面、东亚夏季风（EASM）、底层水通风及含氧量变化密切相关^[18]。

2.   研究材料与方法

2.1   研究材料

LV53-18-2岩芯（42°56′N、134°44′E）位于日本海西部陆坡（图1红星处），长393 cm，采样水深551 m，为2010年中俄首次日本海联合航次期间采集。前人已经建立该岩芯的年龄模型^[25]，并对沉积物粒径、粉砂级主微量元素和Sr-Nd-Pb同位素进行了报道^[16,26-28]。在82、153、193、217、292、317和393 cm共7个层位开展了光释光定年（年龄控制点见图2底部横轴处），岩芯底部年龄为30 ka。在年龄控制点之间采用线性插值确定沉积岩芯的年龄模型。依据年龄控制点，计算的线性沉积速率为8.92～29.07 cm/ka，整体趋势末次冰期高于冰消期和全新世^[28]。

图  1  日本海表层洋流示意图及岩芯站位图

红星处为本文研究站位（LV53-18-2），黄点处为参考站位（IWANAI No.3）。红色箭头线代表暖流，蓝色箭头代表寒流。TWC：对马暖流，KC：黑潮，LCC：利曼寒流。

Figure  1.  Schematic of surface ocean currents and sampling stations in the Sea of Japan

The red star is the study site of LV53-18-2 and yellow dot marks the reference site IWANAI No.3. Red arrows represent warm currents, and blue arrows denote cold currents. TWC: Tsushima Warm Current, KC: Kuroshio Current, LCC: Liman Cold Current.

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图  2  30 ka以来LV53-18-2岩芯沉积物地球化学参数时间序列

a： As含量， b： EF_As， c–g： 主微量元素含量及比值， h：EF_Mo，i： TOC含量。MIS: 代表海洋氧同位素阶段。垂直浅灰色条带表示“早全新世—晚冰消期”（EH-LD），灰色网格表示HS1时期。底部横轴上红星表示年龄控制点。

Figure  2.  Time series of geochemical parameters of sediments in core LV53-18-2 since 30 ka

a: As content, b: Enrichment factors of As, c-g: Concentrations and ratios of major and trace elements, h: Enrichment Factors of Mo, i: TOC content. MIS: marine isotope stages. Vertical light gray bar denotes the Early Holocene-Late Deglaciation (EH-LD) period and gray shading represents the Heinrich Stadial 1 (HS1) interval. Red stars at the horizontal axis denote age control points.

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2.2   As含量

将50个冷冻干燥的样品研磨至200目后，在可控恒温烘箱中105℃ 烘干。称取约250 mg样品于比色管中，向比色管中加入10 mL 1∶1王水，并将其置于95℃ 水浴锅中加热1 h。取出样品冷却至室温后，加入15 mL去离子水，静置一夜。取2 mL上清液于洁净离心管中，加入6 mL混合还原剂，并用33%盐酸定容至10 mL，混合半小时后测定总As^[29]。实验在自然资源部海洋地质与成矿作用重点实验室使用AFS-930双道原子荧光光度计完成，检出限小于2 ng/g。测试过程中使用标准物质GBW07343、GSD-6和GSD-2a作为质量监控样，回收率分别为99.34%、100.02%和92.48%，重复样相对标准偏差（RSD）＜5%。

2.3   主微量元素

称取50±0.1 mg样品于聚四氟乙烯溶样罐中，加入3 mL氢氟酸和1 mL硝酸，在190℃ 烘箱中消解48 h。冷却后，加入1 mL高氯酸置于自动控温电热板上170℃ 蒸干。然后用5 mL 1∶1的硝酸提取蒸干样品，并将提取液转移至比色管中，定容至25 mL^[30]。样品在自然资源部海洋地质与成矿作用重点实验室进行分析，共计50个。主量元素（如Al、Fe、Mn等）含量通过电感耦合等离子体发射光谱仪（ICP-OES，Thermo Scientific iCAP 7000系列）测定，微量元素含量则采用电感耦合等离子体质谱仪（ICP-MS，Thermo Scientific iCAP RQ系列）分析。测试过程中，使用空白样和GSD-9标样进行质量监控，标样RSD＜5%。

2.4   TOC

取1 g左右研磨后的沉积物置于50 mL离心管中，滴加1 mol/L的盐酸进行酸化以除去样品中的碳酸盐，直至不再有气泡出现。向离心管中加入去离子水离心直至上清液呈中性，然后将样品置于烘箱中60℃ 烘干。取20～30 mg去除碳酸盐后的样品包于独立的锡舟中备测。样品在自然资源部海洋地质与成矿作用重点实验室利用元素分析仪EA Vario EL Ⅲ进行TOC测试^[31]，共计35个。标准物质GBW07343回收率为100.47%，且重复样RSD＜1%。

2.5   统计分析

富集因子（EF）可以较准确地反映元素富集程度并判别物质来源，已广泛应用于土壤、河流悬浮体和海洋沉积物等环境介质中^[32-34]。沉积物中元素富集因子的计算公式如下：

式中，EF_X为元素X的富集因子，(X/Al₂O₃)_sam表示岩芯样品中测得的X元素和Al₂O₃含量之比，(X/Al₂O₃)_UCC表示选用UCC元素标准化值^[1]相关的元素含量之比。当EF≈1时，表示该元素不富集，未受到污染，即元素以背景区域（UCC）来源为主；当EF＞2时，表示相对富集，受到多种来源影响^[35]。

元素的质量累计速率（MAR，单位g·cm^–2·ka^–1）计算公式如下：

式中，MAR_X为元素X的质量累计速率，LSR为线性沉积速率（单位cm/ka），DBD为全样干密度（单位g/cm³，数据引自文献[26]），X为元素的含量。

3.   结果

根据沉积物元素含量时间序列特征，我们将沉积岩芯划分成末次冰期—末次盛冰期（30～19 ka）、冰消期—早全新世（19～8 ka）和中晚全新世（＜8 ka）3个时段。

3.1   As

沉积物As含量为3.53～14.62 μg/g，均值为8.6 μg/g，总体变化趋势表现为末次冰期至早全新世（30～8 ka）含量高，8 ka以来显著降低（图2a）。EF_As值为0.9～3.5，均值为2，与As含量存在相似的变化趋势，在HS1时期显著富集（图2b）。

3.2   主微量元素和TOC

沉积岩芯中Al₂O₃、TFe₂O₃和MnO含量变化趋势相似（图2c-e）。Al₂O₃含量为11.66%～15.63%，TFe₂O₃含量为3.04%～4.88%，MnO含量为0.04%～0.06%。分析结果显示，这些元素的含量变化呈现出明显的阶段性特征：在30～15 ka维持在较高水平，15 ka以来则呈现显著降低的趋势。由于Fe、Mn常以金属氧化物/氢氧化物的形式共同出现，本文选用Fe对Mn进行标准化（Mn/Fe）。Mn/Fe值为0.011～0.016，极小值出现在HS1时期，19 ka以后与Al₂O₃、TFe₂O₃和MnO变化相反（图2f）。

微量元素Mo含量（图2g）及富集因子（图2h）变化趋势与其他主量元素有显著差别。Mo含量为0.53～6.83 μg/g，EF_Mo值为0.75～6.41，在HS1时期显著升高，其余时期较低。

TOC含量为0.36%～1.13%，在冰期至冰消期均较低，在18～15 ka含量略有增加，全新世（＜11 ka）持续上升（图2i）。

以上结果表明，末次冰期以来日本海西部LV53-18-2岩芯沉积物中不同元素的含量及富集因子表现出显著差异，暗示了研究区古环境条件演化对沉积物As富集过程的复杂控制作用。

4.   讨论

4.1   As的来源与富集机制

4.1.1   As的来源

海洋环境中As的迁移具有复杂性。在水环境中，As的存在形式受水体氧化还原条件控制：在还原条件下，As溶解度相对较低，更容易发生沉淀。同时，As可以吸附在黏土矿物、铁锰氧化物等固体颗粒表面，并在水体化学条件发生变化时重新释放回水中。Mo对水体氧化还原条件变化十分敏感，海洋沉积物中Mo常被解释为从海盆海水中自生富集，并用作海洋氧化还原环境的代用指标。在氧化环境中，Mo通常以游离态的钼酸盐形式存在于海水中；在还原环境下则与硫化物结合形成硫代钼酸盐沉降到沉积物中^[36-37]。此外，溶解性锰（Mn²⁺）在氧化条件下因热力学不稳定性会被氧化，转化为不溶性的锰氧化物或氢氧化物，最终沉降至沉积物中埋藏保存；在缺氧环境中，锰氧化物和氢氧化物会发生还原反应，重新转化为Mn²⁺返回海水中^[38-39]。因此，Mo、Mn等氧化还原敏感元素既可以用于判断LV53-18-2岩芯沉积物As的来源，又可作为As对氧化还原条件敏感性的验证。

LV53-18-2岩芯沉积物As含量相较于UCC富集（图2b），特别是在HS1时期，As与Mo均显著富集。Mo多在无氧环境且存在硫化物的条件下富集，Mn/Fe在该环境下则相对亏损。相关性分析结果显示，在HS1时期，As-Mo（r=0.69）、As-Mo/Mn（r=0.67）呈正相关（图3a-b），而As-Mn/Fe（r= –0.47）则呈反相关（图3c）。因此，该时期As的富集可能与硫化物结合并共沉淀有关。

图  3  LV53-18-2岩心沉积物As、主微量元素及比值间相关性散点图

a：As-Mo， b： As-Mo/Mn， c： As-Mn/Fe， d： Al₂O₃-TFe₂O₃， e： As-Al₂O₃， f： As-TFe₂O₃。浅绿色阴影矩形内r值表示整个时期的相关系数。

Figure  3.  Correlation scatter plots among sedimentary As, major and trace elements and their ratios in core LV53-18-2

a: As-Mo, b: As-Mo/Mn, c: As-Mn/Fe, d: Al₂O₃-TFe₂O₃, e: As-Al₂O₃, f: As-TFe₂O₃. The r value within the light green shaded rectangles represents the correlation coefficient for the entire period.

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尽管总体上As和Mo、Mo/Mn都存在显著的正相关性，但是在过去30 ka它们并未呈现同步变化趋势，表明As可能存在其他来源。

Al和Fe是典型的造岩元素，主要以各种铝硅酸盐矿物及其风化产物存在，常作为陆源碎屑输入的指示剂^[40]。LV53-18-2岩芯Al₂O₃和TFe₂O₃总体上变化相似，呈现显著的正相关（r=0.90，p＜0.05）（图3d），暗示其来源一致。As与Al₂O₃总体呈现正相关性（r=0.56，p＜0.05）（图3e）。As与TFe₂O₃在19～8 ka和30～19 ka也呈现正相关性，相关性系数分别达到0.51和0.53（图3f）。As与Al₂O₃、TFe₂O₃正相关性表明，LV53-18-2岩芯沉积物As也存在陆源输入。

4.1.2   影响As富集的其他因素

除了氧化还原条件和陆源输入来源，沉积物As还受其他因素影响，包括沉积物粒径、有机质含量等。

沉积物元素大多具有“粒径效应”，即元素的含量会随沉积物粒度的变化而呈现有规律的变化^[41]。因为细颗粒物具有更大的比表面积，为金属元素提供更多的附着点，从而有利于元素的吸附和富集。As与平均粒径（Mz）之间的相关系数r=–0.27，两者并无明显相关性（图4a）。因此，末次冰期以来日本海西部岩芯沉积物中As的富集并不受“粒径效应”的影响。

图  4  LV53-18-2岩心平均粒径、TOC与沉积物As相关散点图

a： As-Mz（Mz数据引自文献[26]）， b： As-TOC。图例信息同图3。

Figure  4.  Correlation scatter plots among Mz, TOC, and sedimentary As in core LV53-18-2

a: As-Mz (Mz data are from [26]), b: As-TOC. Legends are the same to Figure 3.

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有机质因其表面具有大量活性官能团，能够吸附和络合多种金属元素^[42]。此外，有机质的分解会消耗氧气，改变沉积物氧化还原条件，影响金属元素的富集。LV53-18-2岩芯中As与TOC相关系数仅为–0.37（图4b），无显著相关。因此，沉积物中As富集程度并非受控于有机质含量。

4.2   日本海西部古环境演化

LV53-18-2岩芯沉积物中As和Mo含量变化表明日本海西部海洋环境在过去30 ka发生了显著变化。为重建过去30 ka日本海西部沉积物As对古环境演化的响应特征，本研究将包括As在内的多种地球化学参数与北半球夏季日射量^[43]、全球海平面^[44]、东亚季风强度^[45-46]、海冰活动强度，以及位于日本海东北部的IWANAI No.3岩芯^[47]沉积物Mo/Mn值进行了系统对比分析（图5）。

图  5  日本海氧化还原代用指标与其他古环境记录对比

a： 45°N夏季日射量^[43]，b：全球海平面变化^[44]，c： 石笋δ¹⁸O^[46]，d： 黄土粒径^[45]，e：LV53-18-2岩芯沉积物Mz^[26]，f： LV53-18-2岩芯沉积物EF_As，g： LV53-18-2岩芯沉积物EF_Mo，h：LV53-18-2岩芯沉积物Mo/Mn，i： IWANAI No.3岩芯沉积物Mo/Mn^[47]，j： LV53-18-2岩芯沉积物As质量累计速率。图内色块信息与图2一致。两侧的渐变倒三角形表示强度，颜色越深越强。

Figure  5.  Comparison of redox proxies in the Sea of Japan with other paleoenvironmental records

a: Summer solar insolation at 45°N^[43], b: global sea level changes^[44], c: stalagmite δ¹⁸O^[46], d: loess grain size^[45], e: mean grain size in sediments of core LV53-18-2^[26], f: enrichment factor of As in sediments of core LV53-18-2, g: enrichment factor of Mo in sediments of core LV53-18-2, h: Mo/Mn ratio in sediments of core LV53-18-2, i: Mo/Mn ratio in sediments of core IWANAI No.3^[47], j: mass accumulation rate of As in sediments of core LV53-18-2. Shaded areas follow the same conventions as Figure 2. Gradient inverted triangles on either side indicate the intensity: the darker the colors, the stronger the intensities.

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在末次冰期—末次盛冰期（30～19 ka），日本海西部沉积物As富集程度较高（图5f），但整体呈下降趋势。较高的陆源碎屑指示元素（Al和Fe）和较低的氧化还原环境代用指标（EF_Mo和Mo/Mn）（图5h），说明该时期日本海西部沉积物As的变化可能受控于陆源输入量和沉积氧化还原环境。该时期，北半球夏季日射量逐渐降至最低值（图5a），北半球冰盖体积和覆盖范围增加，从而刺激西伯利亚高压增强。这一过程进一步加强了EAWM（图5d），导致日本海西北部表层海水温度急剧下降，促使海冰大范围生成^[48]。日本海特殊的地理位置使其在LGM时期接受了大量西风和海冰携带的陆源碎屑物质^[49]，As通过吸持在这些陆源输入的金属氧化物表面进入海洋，导致MAR_As增加（图5j）。同时，大范围的海冰形成过程产生强烈的盐析作用，增强了日本海西部海水的垂向对流，提高了日本海底层水的氧含量^[50]。在LGM时期，沉积物Mo/Mn低值也证实了日本海西部底层水体为有氧状态。因此，在30～19 ka期间，LV53-18-2岩芯沉积物As富集程度降低的趋势可能是受控于底层水氧含量增加，从而导致部分沉积物As溶解释放到海水中。但是由于陆源输入量较大，盐析作用带来的氧溶解能力有限，所以沉积物As仍然处于较高水平（图6a）。

图  6  30 ka以来日本海西部古环境演化模式图

Figure  6.  Patterns of paleoenvironmental evolution in the western Sea of Japan since 30 ka

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在冰消期—早全新世（19～8 ka），日本海西部沉积物As相对UCC富集，且在HS1时期（19～15 ka）EF_As、EF_Mo和Mo/Mn三者同步增加，Mz则处于较低水平。沉积物中EF_Mo和Mo/Mn增加，指示当时沉积环境为无氧或还原环境。通过研究JSPW特种属有孔虫丰度，Dong等发现该时期内其丰度始终处于较低水平，这一现象也指示了当时的通风环境较差^[15]。较低的Mz说明当时富集细粒组分，指示该时期水动力条件较弱（图5e），可能受海冰覆盖影响。因此，我们认为在HS1时期日本海西部底层水氧化还原环境对沉积物As富集起到了关键的控制作用，而该时期的沉积环境受海冰主导。LV53-18-2岩芯冰筏碎屑含量分析结果显示该时期冰筏碎屑（IRD）含量极低，豆汝席等认为该时期日本海西部海冰活动较弱^[26]。石笋δ¹⁸O（图5c）降低指示EASM减弱^[46]，同时黄土粒径（图5d）升高指示EAWM增强^[45]。HS1时期，强盛的EAWM和减弱的EASM共同作用，促使研究区发育常年型海冰，阻碍了大气中的氧进入海水，这是导致日本海西部底层水发展为无氧或还原环境的主要因素。对比处于更高纬度的日本海东北部IWANAI No.3岩芯，发现在HS1时期沉积物Mo/Mn值（图5i）升高且有暗色纹层，也指示强烈的缺氧环境^[47]。综合上述，我们认为，在HS1时期，沉积物砷富集的主要机制为常年海冰覆盖抑制了海气交换，使得日本海西部通风较差，缺氧/还原环境中存在的硫离子与海水中的As结合生成硫化物沉淀，从而导致该时期沉积物As富集（图6b）。

在晚冰消期—早全新世（15～8 ka），日本海西部岩芯沉积物中As含量略有降低，但仍高于现今水平。与此同时，EF_Mo和Mo/Mn较之前显著降低，这一地球化学特征指示水体已从缺氧环境转变为富氧环境。与HS1时期相比，该时期沉积物Mz显著增大，原因在于增强的海冰活动通过冰筏作用输送了大量陆源碎屑物质。本研究认为该时期As的富集机制发生了显著转变，即从氧化还原环境控制为主转变为以陆源碎屑输入为主导的控制模式。15 ka以来，随着北半球夏季日射量（图5a）升高^[43]，海平面（图5b）上升^[44]，日本海与外界水体交换进一步增强。此外，EASM的增强也为日本海输送了更多的降水和热量^[51]，使得日本海海冰在春夏季更容易融化。因此，日本海西部常年型海冰向季节型海冰转型，即秋冬季强盛的EAWM促进了海冰的形成，而春夏季增强的太阳辐射和强盛的EASM则加速了海冰的消融。季节性海冰活动将近岸大量陆源物质搬运至研究区，As通过吸附于陆源输入的Fe、Mn等金属氧化物表面而在沉积物中富集（图6c）。

中晚全新世以来（＜8 ka），LV53-18-2岩芯沉积物As富集程度显著降低，同时EF_Mo和Mo/Mn均显示低值，而TOC含量则呈显著上升趋势（图2i）。因此，我们推测该时期As富集程度的降低可能与底层水氧含量升高和海洋生产力勃发密切相关^[31]。随着海平面的升高，黑潮逐渐增强，TWC在9～7 ka发育成熟，成为控制该时期日本海海盆尺度古环境变化的主要因素^[52-55]。TWC为日本海输送大量高温、高盐的暖水，经过与当地海水充分混合，增强了日本海底层水通风，从而抑制了海水中游离态As的还原沉降。另一方面，海水的充分混合也为日本海表层初级生产力提升创造了有利条件，该时期沉积物As富集程度降低可能是受到TOC含量增加造成的“稀释作用”的影响（图6d）。

综上所述，末次冰期以来日本海西部LV53-18-2岩芯沉积物As富集程度主要由底层水氧含量、陆源输入及生产力的共同影响，根本上是受海冰活动和海平面变化制约。

5.   结论

（1）日本海西部沉积物As存在陆源和海洋自生源贡献，沉积物As的富集程度受陆源输入量、氧化还原条件和生产力等多种因素共同控制。因此，日本海西部沉积物As不是一个可靠的古氧化还原环境代用指标，需要结合其他氧化还原敏感指标相互验证。

（2）海冰活动和海平面变化是影响日本海西部沉积物As演化的一级控制因素。在30～19 ka和15～8 ka，海冰活动搬运来的大量陆源物质是沉积物As富集的主要原因；在19～15 ka，日本海西部常年海冰覆盖，底层水体无氧条件盛行，导致沉积物中含As硫化物富集；8 ka之后，日本海环流体系生成，生产力勃发，沉积物中As含量的降低受到有机质“稀释作用”影响。