环境科学  2016, Vol. 37 Issue (7): 2470-2477   PDF    
引用本文
徐敬争, 肖薇, 肖启涛, 王伟, 温学发, 胡诚, 刘诚, 刘寿东, 李旭辉 . 湖水氢氧同位素组分的时间变化特征及影响因子分析[J]. 环境科学,2016, 37(7): 2470-2477.
XU Jing-zheng, XIAO Wei, XIAO Qi-tao, WANG Wei, WEN Xue-fa, HU Cheng, LIU Cheng, LIU Shou-dong, LI Xu-hui . Temporal Dynamics of Stable Isotopic Composition in Lake Taihu and Controlling Factors[J]. Environmental Science,2016, 37(7): 2470-2477.
湖水氢氧同位素组分的时间变化特征及影响因子分析
徐敬争1 , 肖薇1,2 , 肖启涛1 , 王伟1 , 温学发3 , 胡诚1 , 刘诚1 , 刘寿东1,2 , 李旭辉1     
1.南京信息工程大学Yale-NUIST大气环境中心, 南京 210044;
 2.南京信息工程大学大气环境与装备技术协同创新中心, 南京 210044;
 3.中国科学院地理科学与资源研究所生态系统网络观测与模拟重点实验室, 北京 100101
收稿日期: 2015-10-29; 修订日期: 2016-01-27.
作者简介: 徐敬争(1989~),男,硕士研究生,主要研究方向为稳定同位素水文学,E-mail:xjz1015@163.com
通讯联系人, E-mail:wei.xiao@nuist.edu.cn
摘要: 湖水氢氧稳定同位素组分对于水文学、气象学和古气候学研究都有重要的意义.本研究在太湖对湖水HDO和H218O组分(δDL和δ18OL)开展了长期连续地观测,计算了过量氘(dL),分析了它们的时间变化规律,并研究其主要控制因素.结果表明:①湖水氢氧同位素组分存在明显的时间变化,δDL的变化范围-59.8‰~-24.2‰,δ18OL的变化范围-8.6‰~-2.6‰,dL的变化范围为-7.9‰~12.9‰;暖季δDL和δ18OL较高,dL较低;冷季反之.②在月尺度上,湖水蒸发量及其占湖泊入水量的比重是湖水氢氧稳定同位素富集的主要控制因素,湖水蒸发量或者蒸发量占湖泊入湖水量比重增加,δDL和δ18OL升高,dL降低.③对于太湖而言,降水氢氧稳定同位素组分和水温并非湖水稳定同位素变化的控制因素.本文的研究结果可以为稳定同位素水文学研究以及与湖水稳定同位素富集相关的气象学和古气候学研究提供科学参考.
关键词: 湖泊      HDO      H218O      时间变化特征      控制因子     
Temporal Dynamics of Stable Isotopic Composition in Lake Taihu and Controlling Factors
XU Jing-zheng1 , XIAO Wei1,2 , XIAO Qi-tao1 , WANG Wei1 , WEN Xue-fa3 , HU Cheng1 , LIU Cheng1 , LIU Shou-dong1,2 , LI Xu-hui1     
1.Yale-NUIST Center on Atmospheric Environment, Nanjing University of Information Science and Technology, Nanjing 210044, China;
 2.Collaborative Innovation Center of Atmospheric Environment and Equipment Technology, Nanjing University of Information Science and Technology, Nanjing 210044, China;
 3.Key Laboratory of Ecosystem Network Observation and Modeling, Institute of Geographic Sciences and Natural Resources Research, Chinese Academy of Sciences, Beijing 100101, China
Abstract: The composition of hydrogen and oxygen stable isotopes in lake water is important to the researches in hydrology, meteorology and paleoclimatology. In this study, long-term and continuous measurement on the compositions of HDO and H218O in lake water (δDL and δ18OL) was conducted over Lake Taihu, the deuterium excess (dL) was calculated, and the temporal variability and controlling factors were analyzed. The results indicated that ① the variation of isotopic enrichment in lake water was significant, ranging from -59.8‰ to -24.2‰ for δDL, from -8.6‰ to -2.6‰ for δ18OL, and from -7.9‰ to 12.9‰ for dL, respectively. In comparison to cold season, δDL and δ18OL were higher and dL was lower during warm season. ② On monthly time-scale, lake evaporation and the ratio of total water inputs lost by evaporation controlled the isotopic enrichment in lake water. When lake evaporation or the ratio increased, δDL and δ18OL increased, but dL decreased. ③ Over Lake Taihu, the isotopic composition in precipitation and water temperature did not control the isotopic enrichment. The results provide scientific reference for isotope hydrology and the researches related to the isotopic enrichment in lake water in meteorology and paleoclimate.
Key words: lake      HDO      H218O      temporal variability      controlling factors     

水中HDO和H218O的组分能为水文学、 气象学和古气候学研究提供重要的信息[1～5]. 湖水在蒸发的过程中，相对于较重水分子(HDO和H218O)而言，较轻水分子(H216O)的扩散率较大、 饱和水汽压较高，从而会优先从水中逸出，较重水分子会在水中累积，因此，湖水氢氧同位素是决定湖泊蒸发同位素组分的关键因子之一[6]. 在水文学研究中，很多学者利用稳定同位素质量守恒模型计算湖泊蒸发量[7～10]； 利用稳定同位素方法计算湖泊蒸发占总入湖水量的比例(throughflow index，通流系数)和湖水停留时间等[2, 11, 12]. 在气象学研究中，大型湖泊蒸发会向经过湖面的气团贡献水汽，从而影响大气的湿度特征，研究者们采用稳定同位素方法计算湖泊蒸发对大气水汽的贡献量[1,13~15]. 而在古气候学研究中，湖水氢氧稳定同位素组分直接影响湖泊沉积物中的同位素组分，从而影响古气候重建的精度[16, 17]. 由此可见，湖水氢氧稳定同位素是上述研究中的关键因子，对其准确量化会影响相关研究的准确性和可靠性.

尽管研究者们已经认识到湖水氢氧稳定同位素观测的重要性，但是对湖水同位素长期连续的观测尚未见报道. 国内外学者对湖水稳定同位素的采样多是几年内采集一次的水样[18]，每年取几次样[19, 20]，或者某个月内连续采集几次水样[10, 21]. 这是因为湖水采样费时费力，而且样品分析成本较高. 但是没有长期连续的湖水氢氧稳定同位素数据，就无法揭示短时间尺度上湖水的时间变化特征，无法诊断不连续采样为相关计算带来的误差，也无法确定湖水同位素富集的控制因子.

本文以太湖为研究对象，长期连续监测湖水氢氧同位素组分的变化特征. 太湖能为此项研究提供优良的试验条件，这是因为： ①太湖位于亚热带季风区，四季分明，有利于观测湖泊氢氧同位素组分的季节变化，并研究降水、 温度等气象因子的影响； ②太湖是典型的大型浅水湖泊，蒸发量有明显的季节变化[22]，而湖泊蒸发及其占入湖水量的比重(通流系数)是引起δDL和δ18OL富集和dL改变的重要因素[23]，因此在太湖的研究能为人们判断蒸发过程的影响提供契机； ③太湖中尺度涡度通量网对湖泊上东西南北中5个位置的气象要素和水热通量有长期的连续观测[24]，能为本研究提供数据支持.

本研究基于2012年5月11日至2014年12月31日2年多时间每天对太湖湖水氢氧同位素的观测结果，目标是分析湖水稳定同位素的时间变化特征，探讨湖面蒸发、 通流系数、 降水和水温等因子对湖水稳定同位素组分的影响.

1 材料与方法 1.1 试验站点

太湖是中国第三大淡水湖泊，位于长江三角洲的南缘，地理范围为北纬30°5′40″~31°32′58″，东经119°52′32″~120°36′10″，水域属于江浙两省. 太湖是典型的大型浅水湖泊，湖面面积2400 km2，平均水深1.9 m，蓄水总量达到47.6×108 m3 [25]. 根据无锡地面气象站1981~2010年的观测资料，该站年平均气温为16.2℃，平均风速为2.6m·s-1，露点温度为14.1℃，年降水量约为1100 mm[24].

1.2 湖水采样和同位素组分测量方法

自2012年5月11日开始至2014年12月31日，每天13：00定点采取太湖湖水水样. 采样站点是位于太湖北部梅梁湾湾口的中国科学院太湖湖泊生态系统试验站(31°25′11″N，120°12′50″E，图 1). 湖水采样点位于太湖湖泊生态系统试验站内湖上栈桥的远端，距离湖岸为250 m. 另外，每个季度(2、 5或6、 8和11月)在全湖29个点采集水样. 采样时，用300 mL的玻璃瓶采取水面以下20 cm深度处的水样，封口后放在4℃的冰箱中保存. 水样定期送往中国科学院地理科学与资源研究所生态系统网络观测与模拟实验室采用液态水同位素分析仪(型号DLT-100,美国Los Gatos Research公司)测定HDO和H218O的组分，观测精度分别为±0.3‰和±0.1‰.

图 1 观测站点位置示意 Fig. 1 Location of the observation sites

本研究采用δ值来表示稳定同位素的组分：

式中，R为较重水分子(HDO和H218O)与较轻水分子(H216O)的摩尔比，标准水采用维也纳标准平均海水[26] (vienna standard mean ocean water,V-SMOW)，对于HDO，RV-SMOW=(155.95±0.08) ×10-6[27]； 对于H218O，RV-SMOW=(2005.20±0.45) ×10-6[28]. 液态水同位素分析仪对HDO和H218O的分析精度分别为±0.3‰和±0.1‰. 另外，本研究采用过量氘(deuterium excess,d)衡量水中HDO和H218O的相对富集程度： d=δD-8δ18O (‰)[29].

1.3 湖面蒸发量和通流系数的计算方法

本研究用Priestley-Taylor公式计算湖面的月蒸发水量[30]：

(1)

式中，α是Priestley-Taylor常数，取1.26； s表示温度饱和水汽曲线中T=Ta时的斜率(Pa·℃-1)； Rn为净辐射通量(W·m-2)； Q为水体储热量(W·m-2)[31]； γ为干湿温度表湿度常数(Pa·℃-1)； λ为潜热通量与蒸发转化系数(J·kg-1). 其中Rn和水温的观测资料来源于太湖中尺度涡度通量网[24].

通流系数是指湖水蒸发量与入湖总水量之比： x=E/(I+P)，表征湖泊总收入水量中由蒸发散失的比重. 其中x、 E、 I和P分别表示通流系数、 湖水蒸发量、 入湖河水量和降水量.

1.4 降水同位素组分的计算方法

由于缺少对降水同位素组分的直接观测，本研究采用Liu 等[32]在中国科学院常熟农业生态试验站(31°32′56″N，120°41′53″E)观测得到的经验公式计算每月降水δDp和δ18Op的月平均值：

(2)
(3)

式中，T为月平均气温(℃)，S为月总日照时数(h). 本研究采用无锡气象站观测的T和S计算太湖降水的同位素组分. 该站距离太湖湖泊生态系统试验站43.6 km.

2 结果与分析 2.1 湖水氢氧同位素组分的时间变化

湖水氢氧同位素组分的时间变化序列如图 2所示. 从2012年5月至2014年底，湖水同位素组分有明显的变化. 其中2013年7月1日湖水氧同位素组分(δ18OL)达到该研究时段内的最大值为-2.6‰，2014年4月28日，δ18OL为最小值为-8.6‰，在这两年多的时间内，湖水氧同位素的变化幅度为6.0‰. 而湖水氢同位素组分(δDL)，最大值与最小值分别为-24.2‰(2013年7月3日)和-59.8‰(2014年2月28日)，变化幅度为35.6‰. 对于dL，最大值与最小值分别为 12.9‰和-7.9‰，其对应的时间分别在2013年12月5日和2013年8月2日，变化幅度为20.8‰. δ18OL和δDL的变化趋势一致，同时升高或降低，而dL的变化趋势不同.

图 2 湖水同位素组分的时间序列 Fig. 2 Time series of the isotopic components of lake water

全湖平均湖水同位素的时间变化趋势如图 2所示. 此研究时段内，共有11次全湖采样，与同期梅梁湾站湖水同位素组分的差异(梅梁湾站-全湖平均)范围为： δ18OL相差-0.7‰~0.8‰，δDL相差-3.1‰~4.2‰，dL相差-2.4‰~3.1‰. 全湖δ18OL和δDL的空间变化范围在2014年6月最小，为0.3‰和2.0‰； 空间差异最大值发生在2012年11月，为1.4‰和8.9‰. 与全湖平均湖水氢氧同位素组分相比，梅梁湾站湖水同位素组分的数值和变化趋势都比较一致.

湖水同位素组分的月平均值如表 1所示. 总体看来，冬季δ18OL和δDL较低，dL较高； 夏季δ18OL和δDL较高，dL相对较低. 2013年度，δ18OL的最大值出现在8月，δDL的最大值出现在5月，分别为-3.3‰和-26.7‰； 二者的最小值均出现在1月，分别为-6.1‰和-42.9‰； 全年δ18OL和δDL的变化幅度分别为2.8‰和16.2‰； dL在4月最大，为6.6‰，8月最小，为-2.8‰. 2014年度，δ18OL和δDL的最大值均出现在6月，分别为-3.9‰和-26.6‰； 最小值均出现在3月，分别为-5.8‰和-42.9‰； 全年变化幅度分别为1.9‰和16.3‰； dL在9月最大，为6.3‰，8月最小，为2.8‰. 就月平均值而言，2013和2014年度δ18OL和δDL的变化幅度相当. 而湖水δ18OL和δDL年平均值分别为： 2013年-4.5‰和-34.4‰、 2014年-4.8‰和-33.6‰.

表 1 湖水同位素组分月平均值(±1倍标准差)/‰ Table 1 Monthly mean value (±1 standard deviation) of the isotopic components of lake water/‰

2.2 局地降水蒸发线

图 3为每个季节湖水δDL与δ18OL的关系，二者的线性回归线为湖水当地蒸发线(local evaporation line,LEL). 其中对季节按照气象划分的方法，以3~5月为春季，6~8月为夏季，9~11月为秋季，12月~次年2月划分为冬季. 太湖全年LEL的斜率为5.50，对比4个季节，春季LEL斜率最大，为7.24； 夏季和秋季斜率较低，为3.32和3.86； 而冬季LEL的斜率与全年斜率相近，为5.32. 对于亚洲高纬度湖泊，当地蒸发线的斜率为5~8之间[33]，梅梁湾地区LEL的斜率为5.5，低于GMWL斜率8.0，这表明研究区域的湖水稳定同位素组分的富集主要受控于湖水蒸发的影响. 就斜率而言春季的斜率要明显高于其他3个季节，说明在春季湖水中稳定同位素组分的富集主要受平衡分馏影响[34]，夏秋截距要高于其他两个季节说明在这两个季节动力分馏系数对其影响较大. 湖水稳定同位素组分偏离全球大气降水线的主要影响因素是湖水的蒸发，由图 3可知，在夏、 秋季湖水同位素与GMWL偏离程度要大于春、 冬季，说明在夏秋季节湖水蒸发对湖水氢氧同位素富集的影响要大于冬春季节.

图 3 全年和四季湖水当地蒸发线对比 Fig. 3 Comparison of the local evaporation lines of the whole year and of each season

3 讨论 3.1 梅梁湾湖水稳定同位素组分对全湖的代表性

通过对比梅梁湾站和全湖采样测得的湖水氢氧同位素组分的时间变化(图 2)，梅梁湾站湖水同位素组分的数值和变化特征对整个太湖湖水同位素组分的平均值具有一定的代表性. 根据Li等[35] 在2011年采用三维数值模型对太湖的水分传输的模拟结果，夏季偏南风有助于梅梁湾内水体的交换，而“引江济太”工程从望虞河引水时，梅梁湾口的水龄(water age)有很大的梯度，这说明本研究观测站点所处的梅梁湾口与太湖水体有频繁的水体交换. 另外，值得注意的是对湖水同位素组分每日进行监测，能够反映出季度监测无法捕捉较短时间尺度上的同位素组分变化特征.

红色圆点和虚线： 春季δDL=7.24δ18OL+1.37； 绿色圆点和虚线： 夏季δDL=3.32δ18OL-16.86； 蓝色圆点和虚线： 秋季δDL=3.86δ18OL-17.50； 粉色圆点和虚线： 冬季δDL=5.32δ18O-10.28； 淡蓝色实线： 全年蒸发线δDL=5.50δ18OL-8.34； 黑色实线： 全球大气降水线δDL=8δ18OL+10

3.2 通流系数和湖水蒸发量对湖水稳定同位素组分的影响

很多研究表明通流系数是控制湖水同位素富集程度的重要因素[23, 36, 37]. 太湖湖水δDL、 δ18OL和dL月平均值与通流系数的相关关系如图 4所示. 湖水δDL和δ18OL组分与通流系数x存在显著正相关关系，而dL与之呈显著负相关关系. 其对应线性回归公式为： δ18OL=5.36x-5.84(r=0.53，P＜0.01) ；δDL=35.75x-41.85(r=0.52，P＜0.01) ； dL=17.95x-0.15(r=0.25，P＜0.05) . 因此可知太湖总入水量(降水+入湖河水)通过蒸发散失掉的比例是影响湖水同位素富集的重要因子.

图 4 湖水同位素组分与通流系数之间的关系 Fig. 4 Correlation between the isotopic composition of lake water and throughflow index

3.3 湖水蒸发量对湖水稳定同位素组分的影响

湖水月蒸发量与湖水氢氧稳定同位素月平均值的相关关系如图 5所示. 湖水δ18OL、 δDL和dL的月平均值与每月湖水蒸发量E均有显著的正相关关系(对于δ18OL，r=0.64，P＜0.01；对于δDL，r=0.62，P＜0.01； 对dL，r=0.32，P＜0.05) . 在研究时段内，6~8月梅梁湾湖区湖水的蒸发量达到494 mm，占年均蒸发总量的46%，δ18OL和δDL的月平均值也达到最大，分别为-4.2‰和-31.0‰(表 1).

图 5 湖泊湖水同位素组分月平均值与湖水蒸发量月总量之间的关系 Fig. 5 Correlation between the monthly mean value of the isotopic components of lake water and the monthly total lake evaporation

3.4 降水对湖水稳定同位素富集的影响

太湖降水量、 降水和湖水同位素组分月平均值的时间变化序列如图 6所示. 太湖位于亚热带季风区，45%的降水量集中在6~8月. 一年之中，降水中δ18OP比湖水中氧同位素值低1.7‰，降水中δDP比湖水中氢同位素值低7.8‰. 通过对比降水和湖水同位素组分的时间序列发现，二者变化趋势并不一致. 降水氢氧同位素组分呈暖季低、 冷季高的趋势. 而湖水氢氧同位素组分在暖季较高，冷季较低. 以2013年为例，在暖季降水中δDP、 δ18OP比湖水中氧氢同位素值低22.0‰和3.7‰，而在冷季降水中氢氧稳定同位素的组分比湖水稳定同位素组分仅仅高出9.3‰和0.03‰.

图 6 月降水量、 降水和湖水同位素组分的时间序列图 Fig. 6 Time series of precipitation and isotopic components of rain water and lake water

在年尺度上，降水应对湖水的稳定同位素富集起到贫化作用，尤其在暖季. Henderson等[38]通过调查发现美国西部山区100个湖泊的同位素组分能与降水同位素组分的年权重值相关. 但是由图 6可知，湖水中稳定同位素的组分值在暖季并没有明显的降低，表明湖水稳定同位素组分值的变化反映湖水多年水文循环的结果[21]，其富集机制为多重影响因子控制，太湖湖水氢氧稳定同位素组分并不完全受控于降水氢氧稳定同位素组分的影响.

3.5 水温与湖水稳定同位素组分的关系

在日尺度上，湖水氢氧同位素组分与水温的相关关系如图 7所示. 从中可知，湖水δ18OL和δDL与水温(Tw)有显著的正相关关系，湖水dL与水温存在显著的负相关关系. 对于δ18OL： δ18OL=0.039×Tw-5.5(r=0.47，P＜0.01) ，对于δDL： δDL=0.26Tw-40(r=0.51，P＜0.01) ，对于dL：dL=-0.058Tw+4.6(r=0.17，P＜0.01) . 由图 7中水温与δ18OL分布情况可知，δ18OL与水温的变化趋势较为一致. 在夏季湖水温度与δ18OL都达到极大值，冬季达到极小值，湖水温度的升高有利于氢氧稳定同位素的富集.

图 7 湖水同位素组分与水温之间的关系 Fig. 7 Correlation between the isotopic components of lake water and water temperature

水温与湖水稳定同位素的相关关系与水体同位素富集理论相反. 根据同位素富集理论，在蒸发过程中，平衡分馏过程和动力学分馏过程会引起湖水同位素分馏，它们是分别由轻重同位素的饱和水汽压和扩散率的差异引起的. 其中，平衡分馏过程受温度的控制，而动力学分馏系数与温度无关. 目前，平衡分馏系数的计算方法已经是被很多试验所验证，其中最常用的是Majoube[39]的计算公式，即对于H218O，lnα=1137T-2-0.4156T-1-0.00207； 对于HDO，lnα=24844T-2-76.248T-1+0.05261. 根据该公式，温度越高，平衡分馏系数越低，即蒸发过程引起的湖水同位素富集程度越低. 另外，根据开发水面蒸发同位素富集模型(Craig-Gordon模型)，Dixit等[17]计算不同温度条件下湖水δ18O值，结果也表明温度越高，湖水δ18O值越低. 因此，水温与湖水稳定同位素组分的相关关系并不能说明水温是湖水同位素富集的控制因子.

为了诊断水温是否控制湖水同位素富集，笔者做了低通滤波处理，将湖水稳定同位素组分值观测值减去其10 d滑动平均值，从而判断湖水稳定同位素组分的高频变化是否与水温相关. 相关性检验结果表明湖水稳定同位素组分的高频变化与水温无关(对于δ18OL，r=0.71，P＞0.05；对于δDL，r=0.46，P＞0.05； 对dL，r=0.25，P＞0.05) ，所以水温并非湖水稳定同位素富集的直接控制因子. 而水温与湖水氢氧同位素的相关关系只能说明二者有相同的季节变化.

4 结论

本文自2012年5月11日至2014年12月31日长期连续观测太湖湖水δD和δ18O，分析湖水稳定同位素的时间变化特征和控制因素，结果表明： ① 太湖湖水同位素组分有明显的季节变化特征，夏季湖水氢氧同位素组分最高，冬季湖水氢氧同位素组分最低，而春季同位素组分变化范围最大. ② 湖水蒸发量及其占入湖水量的比重是控制湖水中稳定同位素富集的主要因子. ③ 降水同位素组分与湖水同位素组分的时间变化特征不一致，表明湖水同位素富集并非受降水同位素组分的控制. ④ 温度也不是湖水同位素富集的控制因子，二者的相关性只是因为季节变化规律一致. 本文的结果可以为研究湖水同位素富集过程及与此相关的水文学、 气象学和古气候学的研究提供参考.

参考文献
[1] Gat J R, Bowser C J, Kendall C. The contribution of evaporation from the Great Lakes to the continental atmosphere:estimate based on stable isotope data[J]. Geophysical Research Letters, 1994, 21(7) :557-560.
[2] Gibson J J, Edwards T W D. Regional water balance trends and evaporation-transpiration partitioning from a stable isotope survey of lakes in northern Canada[J]. Global Biogeochemical Cycles, 2002, 16(2) :10-1-10-14.
[3] Henderson A K, Shuman B N. Hydrogen and oxygen isotopic compositions of lake water in the western United States[J]. Geological Society of America Bulletin, 2009, 121(7-8) :1179-1189.
[4] Jouzel J, Delaygue G, Landais A, et al. Water isotopes as tools to document oceanic sources of precipitation[J]. Water Resources Research, 2013, 49(11) :7469-7486.
[5] 靳晓刚, 张明军, 王圣杰, 等. 基于氢氧稳定同位素的黄土高原云下二次蒸发效应[J]. 环境科学,2015,36 (4) : 1241–1248.
[6] Craig H, Gordon L I. Deuterium and oxygen-18 variations in the ocean and the marine atmosphere[A]. In:Tongiorgi E (Ed.). Proceedings of Conference on Stable Isotopes in Oceanographic Studies and Paleotemperatures[C]. Pisa, Italy:Laboratory of Geology and Nuclear Science, 1965. 9-130.
[7] Allison G B, Brown R M, Fritz P. Estimation of the isotopic composition of lake evaporate[J]. Journal of Hydrology, 1979, 42(1-2) :109-127.
[8] 章新平, 姚檀栋. 利用稳定同位素比率估计湖泊的蒸发[J]. 冰川冻土,1997,19 (2) : 161–166.
[9] Jasechko S, Gibson J J, Edwards T W D. Stable isotope mass balance of the Laurentian Great Lakes[J]. Journal of Great Lakes Research, 2014, 40(2) :336-346.
[10] Skrzypek G, Mydłowski A, Dogramaci S, et al. Estimation of evaporative loss based on the stable isotope composition of water using Hydrocalculator[J]. Journal of Hydrology, 2015, 523:781-789.
[11] Gibson J J, Reid R. Stable isotope fingerprint of open-water evaporation losses and effective drainage area fluctuations in a subarctic shield watershed[J]. Journal of Hydrology, 2010, 381(1-2) :142-150.
[12] Brooks J R, Gibson J J, Birks S J, et al. Stable isotope estimates of evaporation:inflow and water residence time for lakes across the United States as a tool for national lake water quality assessments[J]. Limnology and Oceanography, 2014, 59(6) :2150-2165.
[13] Machavaram M V, Krishnamurthy R V. Earth surface evaporative process:a case study from the Great Lakes region of the United States based on deuterium excess in precipitation[J]. Geochimica et Cosmochimica Acta, 1995, 59(20) :4279-4283.
[14] Bowen G J, Kennedy C D, Henne P D, et al. Footprint of recycled water subsidies downwind of Lake Michigan[J]. Ecosphere, 2012, 3(6) :1-16.
[15] Bryan A M, Steiner A L, Posselt D J. Regional modeling of surface-atmosphere interactions and their impact on Great Lakes hydroclimate[J]. Journal of Geophysical Research:Atmospheres, 2015, 120(3) :1044-1064.
[16] Yadav D N. Oxygen isotope study of evaporating brines in Sambhar Lake, Rajasthan (India)[J]. Chemical Geology, 1997, 138(1-2) :109-118.
[17] Dixit Y, Hodell D A, Sinha R, et al. Oxygen isotope analysis of multiple, single ostracod valves as a proxy for combined variability in seasonal temperature and lake water oxygen isotopes[J]. Journal of Paleolimnology, 2015, 53(1) :35-45.
[18] Timsic S, Patterson W P. Spatial variability in stable isotope values of surface waters of Eastern Canada and New England[J]. Journal of Hydrology, 2014, 511:594-604.
[19] 肖可, 沈立成, 王鹏. 藏南干旱区湖泊及地热水体氢氧同位素研究[J]. 环境科学,2014,35 (8) : 2952–2958.
[20] Xiao W, Wen X F, Wang W, et al. Spatial distribution and temporal variability of stable water isotopes in a large and shallow lake[J]. Isotopes in Environmental and Health Studies, 2015, doi:10.1080/10256016.2016.1147442.
[21] 巩同梁, 田立德, 刘东年, 等. 羊卓雍湖流域湖水稳定同位素循环过程研究[J]. 冰川冻土,2007,29 (6) : 914–920.
[22] Wang W, Xiao W, Cao C, et al. Temporal and spatial variations in radiation and energy balance across a large freshwater lake in China[J]. Journal of Hydrology, 2014, 511:811-824.
[23] Gibson J J, Prepas E E, McEachern P. Quantitative comparison of lake throughflow, residency, and catchment runoff using stable isotopes:modelling and results from a regional survey of Boreal lakes[J]. Journal of Hydrology, 2002, 262(1-4) :128-144.
[24] Lee X, Liu SD, Xiao W, et al. The Taihu eddy flux network:an observational program on energy, water, and greenhouse gas fluxes of a large freshwater lake[J]. Bulletin of the American Meteorological Society, 2014, 95(10) :1583-1594.
[25] 金相灿, 叶春, 颜昌宙, 等. 太湖重点污染控制区综合治理方案研究[J]. 环境科学研究,1999,12 (5) : 1–5.
[26] Coplen T B. New guidelines for reporting stable hydrogen, carbon, and oxygen isotope-ratio data[J]. Geochimica et Cosmochimica Acta, 1996, 60(17) :3359-3360.
[27] deWit J C, vander Straaten C M, MookW G. Determination of the absolute hydrogen isotopic ratio of V-SMOW and SLAP[J]. Geostandards Newsletter,1980,4 (1) : 33–36.
[28] Baertschi P. Absolute 18O content of standard mean ocean water[J]. Earth and Planetary Science Letters, 1976, 31(3) :341-344.
[29] Dansgaard W. Stable isotopes in precipitation[J]. Tellus, 1964, 16(4) :436-468.
[30] Priestley C H B, Taylor R J. On the assessment of surface heat flux and evaporation using large-scale parameters[J]. Monthly Weather Review, 1972, 100(2) :81-92.
[31] Henderson-Sellers B. Calculating the surface energy balance for lake and reservoir modeling:a review[J]. Reviews of Geophysics, 1986, 24(3) :625-649.
[32] Liu J R, Song X F, Yuan G F, et al. Stable isotopic compositions of precipitation in China[J]. Tellus B, 2014, 66:22567.
[33] Gibson J J, Birks S J, Edwards T W D. Global prediction of δA and δ2H-δ18O evaporation slopes for lakes and soil water accounting for seasonality[J]. Global Biogeochemical Cycles, 2008, 22(2) :GB2031.
[34] 王永森, 马振民, 徐征和. 基于瑞利分馏模式的水体蒸发线斜率模型[J]. 水科学进展,2011,22 (6) : 795–800.
[35] Li Y P, Acharya K, Yu Z B. Modeling impacts of Yangtze River water transfer on water ages in Lake Taihu, China[J]. Ecological Engineering, 2011, 37(2) :325-334.
[36] Dinçer T. The use of oxygen 18 and deuterium concentrations in the water balance of lakes[J]. Water Resources Research, 1968, 4(6) :1289-1306.
[37] Biggs T W, Lai C T, Chandan P, et al. Evaporative fractions and elevation effects on stable isotopes of high elevation lakes and streams in arid western Himalaya[J]. Journal of Hydrology, 2015, 522:239-249.
[38] Henderson A K, Shuman B N. Differing controls on river-and lake-water hydrogen and oxygen isotopic values in the western United States[J]. Hydrological Processes, 2010, 24(26) :3894-3906.
[39] Majoube M. Oxygen-18 and deuterium fractionation between water and steam[J]. Journal de Chimie Physique et de Physico-Chimie Biologique, 1971, 68(10) :1423-1436.