1 引言

泸沽湖位于中国西南川滇两省交界地带 （27°40′-27°44′N,100°46′-100°55′E）（图1）,湖 面海拔2685m,面积50.5km²,最大水深93.5m,平 均水深40.4m.泸沽湖流域面积小，入湖河流短 小，湖水补给形式主要为临时性沟溪汇水和区间坡 面漫流，湖水补给系数仅3.4,湖水寄宿时间长达 18.5a,是一个典型的半封闭高原断陷湖泊^{[1, 2, 3, 4, 5, 6]}.

图1(Fig.1)

图1 泸沽湖概貌及采样位置图 Fig.1 Location map showing study area and drilling site

湖泊作为大气圈、生物圈和陆地水圈相互作用 的联结点，是揭示历史时期区域乃至全球性气候环 境变化的良好研究介质^{[7, 8, 9, 10, 11, 12]}.地质构造上，泸沽湖位于青藏高原东南缘，湖区受印度洋西南季风和太 平洋东南季风的交汇影响，其形成演化与青藏高原 东南缘地区的环境演变过程关系密切^[6].因此，泸 沽湖是青藏高原古环境记录的重要载体。

近几十年来，通过分析湖泊沉积物中无机、 有机地球化学指标的变化特征，进而反演历史时期区域性气候环境变化状况的方法，已成为古气候环境变化研究的重要手段之一^{[10, 13, 14, 15, 16, 17, 18]}.有机地球化学方面，利用湖泊沉积有机质来进行古气候/环境重建方面的研究报道已有不少。无机地球化学方面，穆斯堡尔谱技术是近年来湖泊环境研究方面新发展和利用的新方法^{[19, 20, 21, 22, 23, 24, 25, 26]},在沉积环境与古气候重建方面取得了很好的效果。例如，Lacombe和Schurer^[22]利用穆斯堡尔技术对末次冰期与间冰期的Georgie湖沉积物进行研究，发现从末次冰期到末次间冰期Fe²⁺/Fe³⁺值明显降低。Zheng等^{[19, 21]}和Kuno等^[20]对湖泊沉积物剖面的研究认为铁元素化学种的垂直分布和变化记录了湖泊氧化还原环境和古气候的变化。但是总体上，基于穆斯堡尔谱技术的湖泊沉积物中铁元素化学种对古气候变化的响应的研究较少。

本文采用穆斯堡尔谱铁元素分析技术，结合有机分子地球化学研究，通过建立判断铁元素与生物标志化合物气候环境综合指标体系，为揭示泸沽湖地区三万年以来区域性气候环境变化，重建历史时期区域性气候环境变化特征及探讨青藏高原古气候/环境变化特征与机制提供科学依据，同时也为湖泊区域古气候/环境研究提供新的研究方法。

16个钻孔岩芯样品与年代数据由云南师范大学张虎才教授提供，详细信息见相关文献^[27]. 钻孔岩芯长8.8m,位于泸沽湖南部湖底较平缓区域（27°40′49″N, 100°48′00″E），水深约44.5m. 将样品研磨至80-100目，各单个样品分为两份，一份用于穆斯堡尔谱分析。称取100mg装入圆形塑料样品盒（面积为1.6cm²）中作为穆斯堡尔吸收体。 穆斯堡尔仪采用德国Wissel公司生产的 Bench-MB500,放射源采用Co-57,强度0.927GBq.实验在室温下进行。解谱采用WinNormos-for-Igor软件。

另一部分用于GC-MS分析。采用有机溶剂（二氯甲烷： 甲醇=93 ︰ 7,V/V）进行索氏抽提，抽提时间为72小时。抽提物采用活性铜进行进一步的除硫过程，由于处理之后的有机物只有5-15mg,为防止样品中微量组分在分离过程中进一步流失，不再经过硅胶-氧化铝色谱柱分离。 自然风干并用氯仿稀释后，直接全组分进行GC-MS分析。仪器条件： 气相色谱-质谱联用仪（HP6890/HP5973 N GC-MS）; 色谱进样口温度：280℃； 载气： 高纯氦； 载气流量：1.2ml/分钟； 载气线速度：40cm/s; 美国J & W.DB-5（30m×0.25mm×0.25μm）弹性石英毛细管柱； 程序升温：80℃起始以每分钟4℃升至290℃，恒温30分钟； 质谱离子源：EI源； 离子源温度：230℃； 四极杆温度：150℃； 离子源电离能：70eV; 质谱与色谱接口：280℃； 谱库： 美国NIST02L.以上实验均在中国科学院油气资源重点实验室完成。

泸沽湖沉积物样品的年代数据列于 表1,样品年代数据是在对整个岩芯不同深度16个树叶残体进行 AMS¹⁴ C 测年基础上进行线性内插法得到的^[27].考虑到最顶部样品（L4）在取样过程中受到扰动，以及避免可能引起的较大误差，此样品的年代与沉积速率将不做讨论。其他样品深度及与之对应的年代数据见 图2.最底部样品深度为859cm,相应的形成时间在距今3万年左右。

表1(Table 1)

表1 样品年代及分段平均沉积速率Table 1 Results of AMS14 C dating date and the rate of sedimentation 样品编号 深度/cm 校正/ 14年龄/cal.kaB.P. 平均沉积速率 */mm·a -1 L4 4 - 0.36 L112 112 2990 0.47 L205 205 4970 0.31 L267 267 6990 0.32 L299 299 7980 0.22 L343 343 9960 0.28 L400 400 11970 0.24 L449 449 13990 0.23 L494 494 15990 0.22 L540 540 18020 0.38 L614 614 19980 0.19 L652 652 21980 0.23 L700 700 24030 0.28 L756 756 26030 0.26 L806 806 27960 0.26 L859 859 30010 *各段平均沉积速率=各段年代差/深度差

表1 样品年代及分段平均沉积速率 Table 1 Results of AMS14 C dating date and the rate of sedimentation

图2(Fig.2)

图2 基于15个样品的年代建立的深度-年代模式 Fig.2 The model of depth-age based on 15 calibrated AMS14 C ages

依据沉积物深度和年代计算，显示近3万年来泸沽湖中沉积物的沉积速率在0.19-0.47mm/a之间，平均沉积速率为0.28mm/a（ 表1）.这一结果与张实等^[1]利用 ¹³⁷ Cs计算得出的泸沽湖表层沉积速率相比小一个数量级，这与采样位置和采样深度不同有关； 而根据蒋雪中等^[28]和Zhang等^[29]提供的数据计算得到的附近鹤庆盆地沉积速率分别为0.27mm/a和0.23mm/a,与本文得出的泸沽湖沉积速率相近。建立的深度-年代模式显示，各段平均沉积速率相近，近3万年来泸沽湖沉积速率变化程度较小（ 图2）,反映出泸沽湖沉积物物源较稳定，输入湖泊的沉积物外源组分一般来自湖盆四周的风化产物。

铁元素具有特殊的地球化学意义，特别是在表生地质地球化学过程中具有不可替代的重要地位^[30,31].穆斯堡尔技术是研究铁元素的强有力的手段，不同的铁化学种呈现出不同的一组吸收峰（图3）,通过鉴别峰位置和相对峰面积可以确定各铁元素化学种及相对比例^[21,23,25]. 表2为泸沽湖沉积物穆斯堡尔测试结果。

表2(Table 2)

表2 泸沽湖现代沉积物穆斯堡尔参数表Table 2 Mössbauer Parameters of the Fe component in sediments from Lugu Lake 样品编号 总峰面积（Tot-area） 铁元素化学种 * 相对含量/% 同质异能移/mm·s -1 四极分裂/mm·s -1 半线宽/mm·s -1 L4 0.045±0.002 para-Fe 3+ 75.9 0.300±0.007 0.806±0.014 0.272±0.010 para-Fe 2+ 24.1 1.265±0.015 2.281±0.027 0.213±0.022 L112 0.032±0.002 para-Fe 3+ 66.26 0.275±0.008 0.823±0.018 0.248±0.013 para-Fe 2+ 33.74 1.240±0.025 2.349±0.041 0.206±0.030 L205 0.011±0.001 para-Fe 3+ 82.93 0.276±0.010 0.707±0.020 0.261±0.010 para-Fe 2+ 17.17 1.107±0.093 2.305±0.169 0.159±0.023 L267 0.012±0.001 para-Fe 3+ 92.61 0.254±0.007 0.772±0.013 0.308±0.015 para-Fe 2+ 7.39 1.227±0.008 2.277±0.024 0.125±0.016 L299 0.006±0.001 para-Fe 3+ 81.5 0.323±0.040 0.871±0.062 0.272±0.065 para-Fe 2+ 18.5 1.288±0.044 2.298±0.169 0.222±0.086 L343 0.016±0.001 para-Fe 3+ 84.32 0.305±0.011 0.736±0.020 0.299±0.017 para-Fe 2+ 15.68 1.218±0.016 2.254±0.032 0.223±0.025 L400 0.042±0.001 para-Fe 3+ 61.27 0.378±0.005 0.722±0.007 0.309±0.006 para-Fe 2+ 38.73 1.116±0.003 2.616±0.007 0.197±0.005 L449 0.012±0.001 para-Fe 3+ 88.32 0.328±0.015 0.731±0.029 0.268±0.020 para-Fe 2+ 11.68 1.263±0.044 2.161±0.089 0.283±0.083 L494 0.012±0.001 para-Fe 3+ 81.43 0.317±0.011 0.770±0.020 0.305±0.015 para-Fe 2+ 18.57 1.285±0.017 2.296±0.036 0.159±0.025 L540 0.017±0.001 para-Fe 3+ 83.19 0.361±0.023 0.690±0.041 0.292±0.015 para-Fe 2+ 16.81 1.138±0.100 2.349±0.194 0.287±0.069 L614 0.026±0.001 para-Fe 3+ 56.46 0.283±0.005 0.918±0.010 0.263±0.007 para-Fe 2+ 43.54 1.224±0.005 2.393±0.011 0.242±0.015 L652 0.032±0.001 para-Fe 3+ 59.1 0.259±0.008 0.899±0.015 0.263±0.011 para-Fe 2+ 40.9 1.253±0.008 2.363±0.016 0.208±0.012 L700 0.041±0.002 para-Fe 3+ 59.9 0.284±0.011 0.948±0.022 0.270±0.018 para-Fe 2+ 40.1 1.230±0.010 2.424±0.022 0.200±0.027 L756 0.045±0.001 para-Fe 3+ 61.73 0.361±0.011 0.736±0.014 0.299±0.014 para-Fe 2+ 38.27 1.119±0.007 2.604±0.013 0.186±0.011 L806 0.039±0.002 para-Fe 3+ 61.33 0.379±0.011 0.694±0.018 0.301±0.018 para-Fe 2+ 38.67 1.128±0.009 2.588±0.018 0.185±0.020 L859 0.047±0.002 para-Fe 3+ 56.69 0.282±0.010 0.855±0.018 0.270±0.011 para-Fe 2+ 43.31 1.229±0.013 2.395±0.021 0.247±0.018 * para-Fe 3+为顺磁性高价铁， para-Fe 2+为顺磁性低价铁

表2 泸沽湖现代沉积物穆斯堡尔参数表 Table 2 Mössbauer Parameters of the Fe component in sediments from Lugu Lake

图3(Fig.3)

图3 泸沽湖沉积物穆斯堡尔谱图 Fig.3 Mössbauer spectra of the vertical sections

铁元素的电子构型使其具有氧化态与还原态两种存在形态。在沉积过程中，两种形态变化受环境因素的影响会相互转化^{[32, 33, 34, 35, 36, 37]}.因而，元素铁可作为指示环境变化的一种有效指标。在表生沉积过程中，通常以Fe²⁺和Fe³⁺的含量和Fe²⁺/Fe³⁺比值代表沉积环境的氧化还原程度^{[21, 25, 38]},也有研究认为Fe²⁺/Fe³⁺比值可以指示古气温^{[39, 40]}.

泸沽湖沉积物穆斯堡尔谱分解为一个Fe²⁺双线分裂和一个Fe³⁺双线分裂（ 图3）（为了直观体现峰面积大小，每条谱线的纵坐标比例一致）.其中具有较大四极分裂值的二线峰是顺磁性低价铁Fe²⁺（IS=1.107-1.288; QS=2.161-2.616; HW=0.125-0.283）,该双线峰主要是绿泥石中二价铁的贡献。具较小四极分裂值的二线峰是顺磁性高价铁Fe³⁺（IS=0.254-0.378; QS=0.948-0.690; HW=0.248-0.309）,可能是粘土矿物或非晶态的三价铁的氢氧化物中三价铁的贡献^{[21, 23, 24, 26]}.

整体来看，Fe²⁺和Fe³⁺相对含量分布范围分别为7.39 % -43.54 % 和56.46 % -92.61 % .对比不难发现Fe³⁺相对含量大于Fe²⁺相对含量，Fe²⁺/Fe³⁺比值小于1,记录了泸沽湖区偏氧化的环境，这与泸沽湖较大水深及实际观测到的不符，其原因可能是铁元素记录的是沉积物风化剥蚀搬运这一过程的氧化还原环境，而非湖底的沉积环境，也可能是样品在采集后未得到妥善保存而发生氧化。但在纵向上看，Fe²⁺相对含量随深度增加而增加，Fe³⁺相对含量随深度增加而降低，Fe²⁺/Fe³⁺比值随深度变深有增加趋势，表明其环境是越向下越还原，这与实际情况相符。

前人研究成果表明，吸收峰总面积与测试样品总铁含量存在一定的对应关系，样品重量一定时，总面积与总铁含量成正比，其相关系数可达0.940（R²=0.883）^{[21, 25]}.由此，本文以总峰面积（Tot-area）（表2）代表总铁相对含量，图3各谱线纵坐标比例一致，因此从各谱线的总峰面积大小可以看出各样品的铁相对含量大小。通常情况下沉积物中全铁含量与沉积物氧化还原环境关系不大。但是本研究中除个别样品外，铁含量变化与Fe²⁺/Fe³⁺比值变化出现一致性，即当铁含量较高时，Fe²⁺/Fe³⁺值也较高，铁含量较低时，Fe²⁺/Fe³⁺值也较低（ 图4c）,反映出全铁含量与沉积物氧化还原环境关系较强。这种结果与Weber等^[41]对淡水沉积物中铁的氧化还原研究中的结果具有相似性，说明了湖区气候和沉积环境的变化不仅对湖泊沉积物中铁的赋存状态产生影响，同时对沉积物中铁含量也产生重要影响。其影响可能在物源上，也可能是在湖泊中铁的流失量上，为沉积物中铁的相对含量作为古环境参数提供了科学依据。 另外，在Tot-area与Fe²⁺/Fe³⁺比值相关图上可以看出，Tot-area与Fe²⁺/Fe³⁺比值出现一定程度的两极化，中间段较缺乏（ 图4c）,可能是由铁元素活性较强，对环境变化敏感造成。

图4(Fig.4)

图4 各参数间相关关系图 Fig.4 Correlation coefficients for indexes

正构烷烃广泛分布于各种生物体中，在沉积物中不同母源的正构烷烃具有不同的碳数分布特征^[15],近几年被广泛应用于沉积环境的分析^{[42, 43, 44]}.陆生高等植物来源的正构烷烃碳链较长（C₂₃-C₃₇）,通常以C₂₇、 C₂₉或C₃₁为主峰呈单峰型分布，且具有显着的奇碳优势^[45]; 藻类和光合作用细菌的正构烷烃碳链长度较短，主要集中在C₁₅-C₁₉之间^[46]; 沉水/漂浮植物碳数分布主要集中在C₂₁-C₂₅之间^{[47, 48]}; 挺水植物也具有与大多数陆生高等植物类似的正构烷烃分布，这类植物在水面以上的部分，具有陆生植物的特征^[46].

泸沽湖沉积物中检测出了丰富的正构烷烃及类异戊二烯烷烃组分。正构烷烃碳数分布在C₁₁-C₃₃之间，大部分呈双峰分布形式，其中低碳数部分（小于C₂₁）以C₁₆、 C₁₇或C₁₈为主峰碳，高碳数部分（大于C₂₂）以C₂₅、 C₂₇或C₂₉为主峰碳（ 表3和 图5）.ΣC_21-/ΣC₂₁₊为0.12-2.66,反映了沉积物中有机质来源的多元性，即一部分来源于高等植物，一部分为水生藻类或低等微生物。另外，与一般湖泊沉积物正构烷烃分布特征相比^{[49, 50]},泸沽湖样品中高碳数碳优势指数（CPI_h）和高碳数平均碳链长度（ACL_h）值相对较低，分别为1.20-4.37和25.68-27.97,而C₂₁-C₂₅含量较高，P_aq值在0.25-0.63之间，指示了相对较少的高等植物输入和较多的沉水、 漂浮植物对沉积有机质贡献^[46].正构烷烃碳数分布特征的变化指示沉积物中有机质来源的改变，间接反映了湖区气候环境的变化。

表3(Table 3)

表3 泸沽湖沉积物正构烷烃及类异戊二烯烷烃参数* Table 3 Parameters of n-alkanes and isoprenoid alkanes in the sediments of Lugu Lake 样品 碳数范围 主峰碳 Pr/Ph CPI h ACL h P aq ΣC 21-/ΣC 21+ L4 C 12-C 31 C 16、C 29 1.02 3.15 26.48 0.47 1.56 L112 C 12-C 33 C 17、C 29 0.87 3.71 26.85 0.43 0.60 L205 C 11-C 33 C 16、C 29 1.19 2.78 27.39 0.34 0.37 L267 C 15-C 31 C 16、C 29 1.48 4.28 27.35 0.28 0.32 L299 C 14-C 33 C 16、C 27 1.29 3.34 26.96 0.38 0.27 L343 C 15-C 33 C 17、C 29 1.26 3.64 27.61 0.31 0.32 L400 C 12-C 33 C 16、C 25 0.96 1.89 26.23 0.54 2.66 L449 C 15-C 33 C 16、C 29 1.09 4.37 27.97 0.25 0.12 L494 C 12-C 33 C 16、C 27 1.40 3.33 27.01 0.38 0.46 L540 C 12-C 35 C 16、C 29 1.11 3.82 27.40 0.35 0.66 L614 C 15-C 33 C 18、C 25 0.54 2.24 25.81 0.61 0.73 L652 C 12-C 33 C 17、C 25 0.83 1.94 26.40 0.50 1.33 L700 C 12-C 33 C 16、C 25 0.86 1.88 26.36 0.51 1.57 L756 C 14-C 33 C 16、C 27 0.87 1.98 26.69 0.45 1.76 L806 C 12-C 33 C 17、C 29 0.90 2.72 26.78 0.45 1.80 L859 C 12-C 33 C 17、C 23 0.94 1.20 25.68 0.63 1.45 *Pr-姥姣烷；Ph-植烷； CPI h=（C 23+C 25+C 27+C 29+C 31+C 33）/（C 22+C 24+C 26+C 28+C 30+C 32）; ACL h=（23×C 23+25×C 25+27×C 27+29×C 29+31×C 31+33×C 33）/（C 23+C 25+C 27+C 29+C 31+C 33）; P aq=（C 21+C 23+C 25）/（C 21+C 23+C 25+C 27+C 29+C 31）

表3 泸沽湖沉积物正构烷烃及类异戊二烯烷烃参数* Table 3 Parameters of n-alkanes and isoprenoid alkanes in the sediments of Lugu Lake

图5(Fig.5)

图5 泸沽湖沉积物正构烷烃分布特征 Fig.5 n-alkanes distribution pictures in the sediments of Lugu Lake

沉积有机质中姥鲛烷（Pr）和植烷（Ph）主要来源于光合植物中叶绿素植醇基侧链的降解产物，由于Pr和Ph形成于不同的沉积环境，其Pr/Ph常被作为沉积环境的氧化还原程度的参数： 氧化环境表现为Pr优势； 还原环境表现为Ph优势^[51].泸沽湖沉积物Pr/Ph为0.54-1.48,平均为1.04,表现为弱的Pr优势，代表了泸沽湖总体上属于弱还原到弱氧化环境，这与由沉积物铁元素参数得到的结论一致。

Pr/Ph、 P_aq、 CPI_h、 ACL_h及ΣC_21-/ΣC₂₂₊等生物标志化合物参数在湖泊环境研究中应用较广，可靠性较高^{[29, 46, 51, 52, 53]}.而铁元素参数在这方面的应用相对较少，其可靠性也有待于进一步的系统检验。通过这种生标参数与铁元素参数之间的对比，以发展新的环境指标参数，也是丰富这一领域研究的重要内容。

通过相关性分析（ 表4和 图4a）,显示氧化还原环境指标Fe²⁺/Fe³⁺与Pr/Ph比值成较强的负相关性（图4a）.Pr/Ph比值和Fe²⁺/Fe³⁺比值均能够指示沉积环境氧化还原特征。水体的水位变化是控制湖泊氧化还原条件的重要因素之一。泸沽湖属于半封闭湖泊，其水体交换并不强烈，因此，湖泊水位就是控制湖泊氧化还原环境的主要因素。一定程度上，湖泊沉积物中高Pr/Ph值和低Fe²⁺/Fe³⁺值同时指示湖泊为低水位，而低Pr/Ph值和高Fe²⁺/Fe³⁺值同时指示湖泊为高水位。另外，正构烷烃P_aq值反应了湖泊沉水/漂浮植物与挺水及陆生植物相对量的关系，并且已在湖泊沉积物中得到很好地应用^[46].同一剖面的沉积有机质中沉水/漂浮植物与挺水及陆生植物相对贡献量受湖泊水位控制，因此，P_aq值的变化也间接反映了湖泊水位的变化^{[46, 53, 54]}.通过P_aq与Pr/Ph及Fe²⁺/Fe³⁺相关性分析可以发现，三者相关性高（ 表4）,三者从不同角度记录的湖泊水位变化一致。P_aq变化幅度较后两者变化幅度小（ 图6）,在表征湖泊水位变化时，不如Pr/Ph及Fe²⁺/Fe³⁺,但仍可以作为判断湖泊水位变化指标之一。这3个指标在现代湖泊沉积环境研究中的可靠性，为湖泊沉积环境研究提供了无机和有机两方面的依据。

表4(Table 4)

表4 各古环境参数相关系数Table 4 Correlation coefficients for indexes Tot-area Fe 2+/Fe 3+ Pr/Ph P aq CPI h ACL h ΣC 21-/ΣC 22+ Tot-area 1 Fe 2+/Fe 3+ 0.79 1 Pr/Ph -0.67 -0.86 1 P aq 0.53 0.81 -0.69 1 CPI h -0.72 -0.87 0.62 -0.76 1 ACL h -0.73 -0.88 0.66 -0.93 0.84 1 ΣC 21-/ΣC 22+ 0.87 0.71 -0.51 0.46 -0.73 -0.65 1

表4 各古环境参数相关系数 Table 4 Correlation coefficients for indexes

图6(Fig.6)

图6 泸沽湖现代沉积物铁元素及生物标志化合物参数随深度（年代）变化图 Fig.6 Depth（age）vs indexes of iron and biomarker in sediment from Lugu Lake

同时，Fe²⁺/Fe³⁺比值与沉积有机质母质类型指标间相关性强（ 表4和 图4b）,Fe²⁺/Fe³⁺比值较高时，正构烷烃代用指标指示沉积有机质以湖泊水生生物输入为主，Fe²⁺/Fe³⁺比值下降时，陆生高等植被输入量增加。这是因为Fe²⁺和Fe³⁺转化与沉积环境中游离氧的浓度具有密切关系， 而游离氧的多寡是靠太阳光能和生物有机质来生成。当气候环境炎热湿润时，温度升高，陆生高等植被发育，空气中的游离氧增高，即为氧化环境，Fe²⁺向Fe³⁺方向转化； 相反，当气候环境寒冷时，温度下降，陆生高等植被不发育，空气中游离氧减少，处于还原环境，Fe³⁺向Fe²⁺方向转化。余素华等^[39]和何培元^[40]认为湖泊沉积物中Fe²⁺/Fe³⁺比值与气温成负相关； Lacombe和Schurer^[22]对冰期与冰后期Georgie湖沉积物进行研究发现从冰期到冰后期Fe²⁺/Fe³⁺值明显降低。因此，Fe²⁺/Fe³⁺比值不仅反映了沉积物的氧化还原环境，也不失为探讨古温度演变的参考依据^{[39, 40]}.

Tot-area与氧化还原环境指标及植被类型指标的相关性都比较高（见 表4、 图4c和4d）,因此Tot-area的变化也反映了古气候环境的变化。影响湖泊沉积物中铁元素相对含量变化有物源变化和沉积物中铁流失两方面。输入湖泊的沉积物外源组分一般来自湖盆四周的风化产物，从所得泸沽湖沉积速率变化程度较小来看，三万年以来泸沽湖沉积物物源也比较稳定，变化较小，造成铁相对含量变化的主要原因可能是不同时期湖泊中铁的流失量不同。沉积物中的铁含量降低是因为铁的流失量增大^[55].结合各指标间相关关系可以看出，沉积物中铁元素相对含量较低时，Fe²⁺/Fe³⁺比值较低、 Pr/Ph较高、 ΣC_21-/ΣC₂₂₊较低，对应的古气候环境为氧化性较强、 陆生高等植物较发育、 古气温较高，这种气候环境通常与较大的降雨量相符合^[56].较大的降雨量造成湖泊流出量较大，湖泊中的铁也随之大量流失，因此湖泊沉积物中总铁相对含量反映了湖区的降雨量，总铁相对含量与湖区降雨量成负相关。以上讨论是基于沉积物物源不变的前提，从结果来看，这一解释是合理的。当然，不排除存在着其他原因。西南季风区季风带来的尘土沉积也是泸沽湖沉积物来源之一^[57],其对沉积物中铁含量是否有影响、 影响有多大，湖底嗜铁微生物对沉积物中铁含量会产生怎样的影响等问题尚不清楚，要弄清楚产生这种耦合现象的具体机制还有待于进一步研究。

通过沉积剖面中年代学、 穆斯堡尔谱学和有机分子地球化学综合研究，本次对泸沽湖沉积物有机分子记录与铁元素记录之间的关系进行了较为深入的探讨。分析发现，虽然剖面样品数量较少，时间分辨率较低，但该地区总体显示出3个相对明显的气候与环境阶段，以及两次较明显的气候变化事件，其结果见于 图6.

30-20cal.ka B.P.（对应剖面859-614cm之间）,Fe²⁺/Fe³⁺比值为0.62-0.77,在整个剖面处于较高阶段，Pr/Ph为0.54-0.94,相对于整个剖面来说，处于较还原阶段，反映了较低的古气温与较高的湖泊水位，而较高的总铁含量指示了这一阶段降雨量较低。正构烷烃低碳数与C₂₁-C₂₅含量较高，ΣC_21-/ΣC₂₂₊为1.33-1.80,平均为1.58; P_aq为0.45-0.63,平均为0.53,处于整个剖面的相对高值阶段，CPI_h=1.20-2.72,平均为1.94; ACL_h=25.68-26.78,平均为26.38,处于整个剖面的相对低值阶段，指示低等水生生物和藻类为沉积有机质主要来源，同时沉水和漂浮植物也有较大贡献，而陆源高等植被的贡献量较少。总体而言，这些指标反映出泸沽湖湖区在此阶段偏干冷的气候环境。在该阶段末期（20cal.ka B.P. 左右）,各指标变化明显，Fe²⁺/Fe³⁺比值突然降低，Pr/Ph上升，Tot-area持续降低，陆生高等植物对湖泊沉积有机质贡献量增加，表明气候有明显变温暖湿润趋势。

20-5cal.ka B.P.（对应剖面614-205cm之间）温暖潮湿期，期间约12cal.ka B.P. 左右有短期气候突变为干冷，但总体上这段时期以温暖潮湿为主。Fe²⁺/Fe³⁺比值较低，Pr/Ph较高，指示该阶段为温暖氧化的环境； 总铁含量处于整个剖面的最低值，说明该时期具有较大的降雨量。同时，正构烷烃高碳数含量较高，ΣC_21-/ΣC₂₂₊较低，CPI_h与ACL_h处于高值阶段，P_aq在这一阶段波动较大，但整体较前以阶段有所降低，并且由下往上也逐渐降低，指示低等水生生物和藻类贡献量及沉水和漂浮植物贡献量越来越小，陆源高等植物贡献量增加。反应的气候条件为相对暖湿的环境。各指标对12cal.ka B.P. 左右的气候突变记录比较明显，都指示在短时期内，气候突变为干冷，并又迅速回归暖湿。从本时段年代及气候特点来看，12cal.ka B.P. 左右的降温正是新仙女木冷期^{[58, 59, 60, 61, 62]}.Tot-area与Fe²⁺/Fe³⁺比值在新仙女木冷期变化明显，也进一步验证了Tot-area与Fe²⁺/Fe³⁺比值指标在古气候/环境变化研究中的可靠性。

5-0cal.ka B.P.（对应剖面205-0cm）寒冷干燥期。这一阶段各指标值介于前两阶段各指标值之间，铁元素指标指示这一阶段降雨量与气温较低，沉积环境为弱还原环境。正构烷烃呈明显的双峰型分布特征，低碳数较高碳数更为丰富，指示沉积有机质物源以低等水生生物和藻类为主，同时具有较多高等植物和沉水/漂浮植物输入。

（1）利用穆斯堡尔谱技术检测泸沽湖沉积物中铁元素赋存状态，总体上Fe³⁺相对含量大于Fe²⁺相对含量。GC-MS检测结果显示Pr/Ph为0.54-1.48,平均为1.04,表明泸沽湖总体属于偏氧化的沉积环境。

（2）泸沽湖沉积物中检测出了丰富的正构烷烃组分。正构烷烃碳数分布在C₁₁-C₃₃之间，大部分呈双峰分布形式，其中低碳数部分（小于C₂₁）以C₁₆、 C₁₇或C₁₈为主峰碳，高碳数部分（大于C₂₂）以C₂₅、 C₂₇或C₂₉为主峰碳，ΣC_21-/ΣC₂₂₊为0.12-2.66、 CPI_h为1.20-4.37、 ACL_h为25.68-27.97以及P_aq为0.25-0.63,反映了泸沽湖沉积有机质母质既有高等植物也有水生生物。不同时期不同母质输入相对量有较大差异。

（3）建立了泸沽湖沉积物中铁元素相关参数与正构烷烃及类异戊二烯烷烃代用指标的关系，湖泊中总铁相对含量与湖区降水量成负相关，Fe²⁺/Fe³⁺比值与古气温成负相关，表明湖泊沉积物中铁元素可敏感地响应气候变化，是湖泊古气候研究的又一可靠手段。

（4）利用Tot-area、 Fe²⁺/Fe³⁺比值与正构烷烃代用指标垂直变化特征重建了泸沽湖湖区三万年以来古气候环境特征，将泸沽湖湖区三万年以来古气候可分为3个阶段：30-20cal.ka B.P. 寒冷干燥期（对应剖面859-614cm之间）、 20-5cal.ka B.P. 温暖潮湿期（对应剖面614-205cm之间）以及5-0cal.ka B.P. 寒冷干燥期（对应剖面表层）.其中在12cal.ka B.P. 左右出现气候突变为干冷，应为新仙女木冷期。

致谢 感谢张虎才教授提供的样品与年代数据以及对本论文的指导； 感谢郑国东研究员和马向贤博士提供穆斯堡尔实验及解谱； 感谢审稿专家和编辑部老师对本文提出的宝贵意见。