1.區域環境地球化學指標與全球變化指標的相關性特征
以前述本區經Al2O3校正、由ARIMA模型擬合所得的第四紀不同時期的沈積物數據與深海氧同位素δ18O數據作相關分析，本區缺乏樣品由內插法求取，各種相關系數見表7-16。
表7-16 洞庭湖區沈積層環境地球化學指標與深海氧同位素δ18O的各種相關系數
續表
註：1.F1、F2、F3、F4和“綜合”由式（7-1）～式（7-5）構建，2500ka和800ka以來數據由內插法確定的樣品數分別為1434和700；2.Pearson—積矩相關，Kendall—有序分類相關，Spearman—秩相關；3.* 在0.05 水平（雙側）上顯著相關，** 在0.01 水平（雙側）上顯著相關，由SPSS13.0計算。
從表7-16以及前文之圖7-12和圖7-19可見本區壹些環境地球化學指標與深海氧同位素δ18O指標變化有壹定相關趨勢，如Cd/Ca、F2、TFe、TOC、F1、F3、Al/Zr等指標與深海δ18O有同步消長性，即本區沈積物中這些值高與低溫期有關；而TOC/N、Zn/Cd、As、Cd、Hg、F4、及C值等與δ18O有反消長關系，即其值高與高溫期有關；其中有些指標，如Al/Zr、磁化率和Rb/Sr等在2500ka和800ka以來的兩組數據中有相矛盾的解釋，亦有與前述其與孢粉的相關性分析相悖的結論，如F1和F3等，壹方面固然與本區地層缺乏、樣品內插值過多（尤其是深部年齡較老者）有關；另壹方面，是因為本湖盆的物源復雜、影響元素沈澱（積）的條件復雜，由全沈積物樣（而不是單礦物樣）元素分布構建的指標參數難免顯得較粗糙，使得其與深海沈積物氧同位素δ18O等的精細比較較為困難。當然，亦與探討古氣候環境的地球化學理論和方法的不完善有關，正因如此，這種比較和探討才更有意義。
2.本區碳、鈣、鎘等地球化學指標變化與全球變化的關系討論
（1）鈣與鎘相對含量變化規律
由ARIMA模型擬合的Cd/Ca、TOC、TOC/N，以及由F2=0.96ba+0.95MWPI+0.93CaO+0.7 TC+0.77 Ca/Sr+0.72 Ti/Si+0.63 MS+0.5 Sr/Ba+0.51 Ca/Mg-0.4 K/Na+0.3 TC/N+…計算出的曲線等（圖7-12）較清晰可見本區沈積物第四紀所經歷的環境地球化學演化旋回。
因Cd2+與Ca2+的離子半徑相近，在不同地質過程中表現出密切伴生，在表生環境下，如土壤或沈積物中，當沒有外源Cd輸入時，Cd與Ca表現出較強的壹致性，其比值在有限範圍內波動。若兩者相關性減弱，或比值發生變化，則可能有生物作用（或人為活動）或其他因素的影響。如當氣候濕熱，水體中生物茂盛，生物吸收作用而降低水的Cd濃度，造成與之平衡的湖泊表層沈積物Cd/Ca比值降低；在此濕熱氣候環境下，盡管流域源區含鎘巖石的風化會較強，但大流量湧入的河水將沖淡湖盆中水體的Cd濃度，同樣造成湖泊表層沈積物Cd/Ca比值降低。濕熱氣候下水體為含氧相對較高的氧化條件，氧化條件下的生物分解易形成含氫離子較高的酸性環境，故沈積物Cd/Ca比值低又可反映環境的酸性和氧化條件。所以，沈積物Cd/Ca比值的低和高，分別反映了氣候的濕熱和幹冷、湖盆水體的氧化還原及酸堿性條件。從該圖中約4ka（B.P.）開始Cd/Ca低位振蕩，說明近三、四千年氣溫是相對較高的。
（2）CO2與碳酸鹽巖的風化、沈積
由前文所述（圖7-20）約6000年以來的氣溫升高推論大氣 CO2濃度升高。由於水體中CaCO3、CO2的溶解度壹般隨溫度的升高而降低；幹燥條件降水減少導致鹽度上升，亦利於碳酸鹽的沈積；沈積物中有機質的氧化造成的pH值降低使碳酸鹽巖溶解，故幹、熱、低有機質的氧化（TOC高）的堿性條件，鈣易沈澱，表現出F2值與有機碳同步高的特征。
因為巖石的化學風化是與大氣CO2變化及氣候的變化有成因聯系的。即陸地上巖石的化學風化作用將大氣中的CO2帶走並以溶解的化合物形式將其帶入到海洋中，並被海洋生物群吸收沈積於海底沈積物中。在大陸碳酸鹽巖的風化過程中，大氣中的CO2分子通過溶解和碳酸鹽沈積，又返回到了大氣中，對於大氣CO2的濃度並沒有影響；而矽酸鹽的風化是1個大氣中CO2分子轉變為1個碳酸鹽分子，造成了大氣中CO2分子的純丟失。
與碳酸鹽巖風化、溶解作用有關的地球化學過程為
洞庭湖區第四紀環境地球化學
據估計（周啟星等，2001），由於這壹反應，全球大氣每年大約有2.0×108t 碳進入海洋系統。
鋁矽酸鹽風化作用可以用鈉長石的風化方程表示如下：
洞庭湖區第四紀環境地球化學
可見，大氣中的CO2含量與地表巖石土壤的化學風化有關。隨著Mg、Na和Ca等元素的風化釋放，大氣中的CO2被吸收，這對於阻止大氣中CO2濃度的繼續上升具有重要意義。通過風化作用消耗CO2，大氣CO2濃度減少導致大氣截留的熱量減少，引起全球溫度的下降。
減少水中的CO2的量，式（7-15）的反應將向左，引起CaCO3的沈積。如在高度富營養湖中水生植物的光合作用，消耗大量的CO2，以及大氣CO2濃度的減少，與之平衡的湖泊CO2濃度亦將減少，可造成CaCO3沈澱。因此，Ca的沈積量可能與大氣CO2呈反消長關系，即此時表現出Ca的沈積與氣溫降低相關。
事實上，這有壹“自動剎車”過程存在。即CO2濃度增加使得氣候變暖，“源”區巖石和土壤的化學風化增加，據式（7-15）和式（7-16），大氣CO2濃度減少，氣候又有變冷趨勢，生物固碳減少，大氣CO2濃度回升，氣候再次變暖。這種“剎車”過程使得環境溫度在變冷、變暖的循環中保持穩定，可能是控制本區氣候、植物生長、水體的酸堿性、進而控制鈣質等元素的沈積的主要作用。如當“源”區化學風化加強、大氣CO2濃度減少時，沈積（“匯”）區鈣與有機碳同步沈澱（圖7-19的δ18O從第5 階段，即120ka 以來的TOC及F2 的增加）；進壹步發展，大氣CO2濃度的減少，氣溫降低，“源”區的化學風化減弱；“匯”區鈣及有機碳等沈澱相應減弱。
（3）有機碳與大氣CO2
土壤有機碳不僅為植被生長提供碳源，同時也以CO2形式向大氣釋放碳。由於土壤的碳儲量巨大，其較小的變幅即能導致大氣CO2濃度較大的波動，因而對氣溫變化起著重要的作用。反過來，氣候亦通過影響植被的生產力及微生物對有機碳的分解和轉化而決定著土壤有機碳的分布。分析表明（周莉等，2005），全球溫度的上升不僅將提高植被的凈初級生產力，同時也將刺激微生物種群的增長，促進土壤中有機碳等養分的礦化、分解、釋放，導致土壤中有機碳的損失。因而表現出本區的TOC與深海δ18O有同步消長、在低溫期的沈積物中TOC含量高的規律。
本區土壤的平均質量密度為1.22 g/cm3，土壤平均厚度按1m計，由多目標區域地球化學調查資料計算出本區平均有機碳含量為1.0%，土壤平均碳密度為12.2 kg/m2，土壤總有機碳儲量約為0.42 Gt。從圖7-10和表7-10可計算本區在近5ka來沈積層有機碳變化的周期為237 a，它可粗略視為本區土壤有機碳與大氣CO2交換、更新的時間尺度。
綜上可見，盡管第四紀大氣CO2含量在冰期-間冰期旋回性變化明顯受海洋碳酸鹽、海洋生態、陸地生態系統碳儲庫動態變化的控制（賈國東等，2005），本區進行的風化、沈積和CO2的吸收和排放等等，不可能控制全球氣候變化，但本區壹些環境地球化學指標與目前公認的全球變化研究指標存在壹定的同步性，說明本區第四紀環境地球化學變化與全球環境變化相關聯是毋庸置疑的，是對全球環境變化的響應，區域地質環境的演化特征則使其打上局部區域的烙印。