Changes of Stable Oxygen and Hydrogen Isotopes and Their Responses to Freezing Process in Dali-Nor Lake in Cold-Arid Areas of China
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摘要: 利用自然界中广泛分布的环境同位素进行湖泊水体演化过程分析已经成为现代湖泊科学的重要研究方向.通过采集内蒙古达里诺尔湖(简称"达里湖") 2013年1月份的湖冰、湖水, 2012年夏季湖水与湖区大气降水等, 共分析了77个样品中稳定氢(H)、氧(O)同位素值的变化情况, 在此基础上对达里湖水体稳定H、O同位素组成变化及其对结冰过程的响应进行了详细分析, 结果显示: (1)伴随结冰过程的完成, 各站点深层冰体(厚度~65 cm)中δD、δ18O值比表层冰体(厚度~15 cm)中的值出现不同幅度的偏重.而冰下水体中δD、δ18O平均值则比冰体中的平均值分别偏轻约13.85‰、2.23‰.在冰层形成的快速与稳定阶段, δD、δ18O值的变化幅度也存在差异.同时, 冬季外源水体的输入对各站点间同位素值差异的影响比夏季更明显; (2)夏季湖水、冬季湖水与湖冰的同位素值均落在全球大气降水线与湖区大气降水线之外, 显示湖泊冰封之前, 蒸发对湖泊水体同位素偏移存在一定程度的影响; 而冬季湖水与湖冰的同位素值基本位于同一斜率区间, 且全部落在夏季湖水同位素值的右侧, 显示两者之间并不存在明显的蒸发分馏作用, 造成上述现象的因素只能归结于结冰过程.Abstract: Utilizing the environmental isotopes, which exist widely as one proxy of lake water evolution process, has become one important direction in lake sciences.In this paper, a total of 77 samples of lake water, ice and precipitation water were collected in Dali-Nor Lake, which locates in cold-arid areas of Inner Mongolia; and changes of δD and δ18O and their responses to freezing process in Dali-Nor Lake are analyzed. The comparison of the changes of δD and δ18O among lake ice, lake water and precipitate water shows that: (1) Following the freezing process, the values of ΔδD, Δδ18O between bottom (65 cm) and surface (15 cm) ice layers are both above zero.But in fast stage and stable stage during lake ice forming, the change range of water stable isotopes is different.Meanwhile, the values of δD and δ18O in water under the ice are about 13.85 ‰ and 2.23 ‰ lighter than those in lake ice.In addition, the river inflows have more obvious influence on value changes of δD and δ18O among different sites in winter than in summer. (2) The δD and δ18O values of water (both summer and winter) and ice are both in right side of the global meteoric water line (GMWL) and local meteoric water line (LMWL), which shows that the evaporation process has certain influence on the fractional distillation of water stable isotopes before the lake ice formed. On the other hand, the values of δD and δ18O in lake ice and winter lake water have the same slope range and both in right side of the values of δD and δ18O in summer lake water, which shows that the freezing process has obvious influence on the fractional distillation of water stable isotopes during the lake ice forming process.
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Key words:
- hydrogen isotope /
- oxygen isotope /
- freezing process /
- Dali-Nor Lake /
- cold-arid area /
- geochemistry
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0. 引言
稳定同位素广泛存在于自然环境中，如水体中氢(H)、氧(O)等环境同位素.由于同位素的分馏效应会导致不同水体具有特殊的H、O同位素含量，因此水体稳定同位素变化在大气降水、地表径流、地下水等“三水”转化等过程的分析研究中起到积极作用(章新平和姚檀栋, 1997; 包为民等, 2007; 胡海英等, 2007; Mayr et al., 2007; Stichler et al., 2008; Jonsson et al., 2009; 余婷婷等, 2010; 梁越等, 2014).利用自然界中广泛存在的稳定H、O同位素，进行湖泊水体等演化过程研究，分析湖泊的水量、水质及水体环境变化等问题已经成为现代湖泊科学研究的重要方向之一(璞培民等, 1989; 张应华等, 2006; Gibson and Reid, 2014; Hepp et al., 2014).就多数湖泊而言，其水体稳定H、O同位素的组成及变化主要受到湖泊流域大气降水同位素组成、流域水文状况及湖水的滞留时间等因素的影响(Ohba et al., 2000; 章新平等, 2003).而对位于中国寒旱地区的湖泊来讲，除受到上述因素影响外，夏季强烈的蒸发、冬季漫长的结冰期也往往成为湖泊水体稳定H、O同位素变化的主要因素之一(巩同梁等, 2007; 马金珠等, 2007; 张华安等, 2011; 甄志磊等, 2014).
目前为止，针对寒旱区湖泊开展的水体稳定同位素研究工作却不多见，特别是关系到冻融过程中同位素的分馏过程变化规律的分析就更加少见.因此，本文将利用2013年1月在达里诺尔湖(以下简称“达里湖”)采集的湖冰与湖水样品，结合2012年7—9月采集的湖水及大气降水样品进行H、O同位素分析，在详细了解结冰过程对达里湖水体稳定H、O同位素分馏过程影响的基础上，进一步通过冬、夏季湖泊水体及区域大气降水等样品之间的同位素组成情况的比较，将综合分析达里湖水体H、O同位素值在结冰过程中的分馏特征以及影响因素，为深入探讨冻融过程中水体稳定H、O同位素的分馏规律提供理论依据.
1. 研究区概况
达里湖位于内蒙古自治区克什克腾旗境内(N43°12′~N43°24′，E116°24′~E116°56′)，是中国北方寒旱区典型湖泊之一(图 1).湖区昼夜温差较大，夏季时短，冬季时长且寒冷，全年气候干燥，日照时间长.年均降水量约400~500 mm/a，蒸发量约1 500~1 600 mm/a；年均气温只有1~2 ℃，其中7月份最热，平均气温为16~18 ℃；1月份最冷，平均气温为-17~-24 ℃(Xiao et al., 2008).达里湖不仅具有调节区域气候，为鸟类提供栖息地，为人类提供丰富渔业、旅游资源等多种功能，而且是区域水循环中各个要素相互影响的重要节点(Williams, 1991; 李亚威和韩天成, 2000; 姜加虎和黄群, 2004; 胡汝骥等, 2007; 杨桂山等, 2010).
图 1 内蒙古地区气候特征及达里湖取样点分布a.内蒙古地区现代年均降水分布，左上小图中单位为mm/a；b.达里湖流域及取样点分布Fig. 1. Characteristic of local climate in Inner Mongolia and sample sites in Dali-Nor Lake目前，达里湖面积约为190 km2，湖水由西向东逐渐变浅，最深处约为13 m(Xiao et al., 2008; 孙园园等, 2013; 甄志磊等, 2013)，湖水补给来源主要为大气降水与河流输入等.现在共有4条河流流入达里湖，分别为：亮子河、沙里河、浩来河与贡格尔河(图 1)，其中亮子河与贡格尔河为主要入流河，沙里河与浩来河受季节变换影响明显，冬季往往出现断流.由于年份差异，4条河流每年输入湖泊的水量也存在较大差异.在地理学意义上，达里湖位置关键，既位于东亚夏季风的北部边缘，区域大气降水变化主要受到东亚夏季风影响(秦伯强，1999; Xiao et al., 2008; 安成邦和陈发虎，2009)；又是中国寒旱区典型的高原内陆湖泊，年均冰封期可长达4~5个月.因此，大气降水、蒸发及冰封等过程可能是影响湖泊水体稳定同位素值偏移的重要因素.
2. 样品及实验方法
根据达里湖水深变化等现代水文地质条件及入湖河流的河口位置，共在湖内布设9个取样站点：A7、B4、C5、C7、D4、D6、E1、E2、E5 (图 1，表 1)，其中A7、C7、E1、E2依据河口位置布设，其他站点依据达里湖水深变化及湖区年均风向等因素布设.本文实验样品为2013年1月所取达里湖湖冰、湖水样品以及2012年7—9月所采集的湖泊水体及湖区大气降水样品.冬季样品采集过程如下：在冰封湖面上的每个站点，首先利用专门的破冰工具进行破冰钻孔作业，在此过程中，进行湖冰样品的采集(在破冰的过程中，尽量保持采集冰块的完整)，将深度约15 cm、35 cm、65 cm处的冰体样品收集到聚乙烯采样瓶中，并立即密封，9个站点共采集湖冰样品27个.待冰孔钻取成功后(冰下湖水涌出)，测量每个站点的水深与冰层厚度，随后利用水样采集器采集冰下湖泊表层水样一次，同样密封在聚乙烯采样瓶中，共采集冬季湖水样品9个.夏季湖泊水体及大气降水采集工作相对简单：湖泊水样利用船舶直接在采样点进行样品采集工作，7—9月每月每个站点采集湖水样一次，约100 mL；大气降水采用标准集雨器于空旷的室外，在每次降水过程中采集雨水样一次，根据实际降水量采集约50~100 mL.同样需要注意的是采集完成后需立即密封保存，并尽快完成测试工作.笔者共采集夏季湖泊水样27个，大气降水样品14个.
表 1 2013年1月达里湖湖水(冰)取样站点位置Table Supplementary Table Sample locations of lake ice and water in the Dali-Nor Lake during January 2013序号 站点名称 经度(°) 纬度(°) 水深(m) 冰厚(m) 1 A7 116.695 9 43.370 8 3.0 0.92 2 B4 116.598 7 43.332 6 6.8 1.01 3 C5 116.632 9 43.300 5 8.5 0.93 4 C7 116.722 3 43.300 0 7.3 1.01 5 D4 116.603 6 43.267 7 1.7 1.12 6 D6 116.666 9 43.266 7 7.0 1.21 7 E1 116.501 2 43.233 6 8.1 0.90 8 E2 116.516 9 43.216 9 9.5 1.06 9 E5 116.633 9 43.233 4 7.8 1.10 湖泊冰、水以及大气降水样品的稳定H、O同位素值采用美国Los Gatos Research(LGR)公司生产的液态水同位素分析仪进行测定.样品在分析测试之前需要经过0.45 μm的滤膜过滤2~3次，每一样品测试6次，取后4次的平均值.样品测试结果均经过国际原子能机构(IAEA)的VSMOW标准样品进行校正，测试精确度为：δ18O误差小于0.1 ‰，δD误差小于0.3 ‰.所有测试分析工作均在内蒙古农业大学水资源保护与利用自治区重点实验室完成.
3. 结果与讨论
3.1 达里湖冬季不同厚度冰层中稳定H、O同位素值变化对比
达里湖是中国北方寒旱区典型的高原内陆湖泊，每年拥有长达4~5个月的冰封期(根据近几年的实际观察结果，每年的11月上旬达里湖即可完全冰封，第2年的4月下旬才能开始解冻).虽然年均结冰厚度受到湖泊地形、湖水深度以及冬季温度等因素的影响，但是近几年的测量结果显示各取样点处冬季冰层平均厚度超过0.8 m.而在2013年1月，达里湖各取样点湖冰最厚处可以达到1.21 m(D6点，表 1)，最薄处也有0.9 m(E1点，表 1)，这为分析达里湖冬季冰体中δD、δ18O值分布及变化特征提供了理想材料.
由于湖泊结冰是由表层水体开始，逐渐向下冰冻，最终形成具有一定厚度的湖冰(Duguay et al., 2003; Ashton，2011; 滕晖等，2011)，因此通过表层(15 cm)、中层(35 cm)与深层(65 cm)冰体中δD、δ18O值的对比，将在一定意义上揭示结冰过程中水体稳定H、O同位素值的变化情况.而通过对比不同厚度冰层中δD、δ18O值的变化及分布特征，可以发现结冰过程的确会对湖泊水体稳定H、O同位素值分馏过程产生影响.同时，取样点的位置差异也会导致水体稳定H、O同位素值出现变化.首先，在中层冰体(35 cm)与表层冰体(15 cm)间，多数站点间的ΔδD为正值，初步显示结冰过程主要导致δD值出现偏重(图 2，表 2).当然，需要注意的是，B4与C5点出现相反变化趋势，分别偏轻约0.46、0.43；同样，多数站点间的Δδ18O值也表现为正值，虽然D6、E5与B4点偏轻，但是D6、E5点的Δδ18O值仅仅出现约0.03‰的轻微偏移，鉴于分析测试过程中的误差，该偏移可以忽略不计.只有B4点出现较为明显的变化，相对偏轻约0.23‰(图 2，表 2).因此，可以说在表层冰体到中层冰体过程中，多数站点的δD、δ18O值均出现不同程度的偏重.
图 2 不同厚度冰层中δD、δ18O同位素值分布特征a.达里湖不同厚度冰层中δD的分布特征；b.为达里湖不同厚度冰层中δ18O的分布特征; 图中黑色圆点为H、O同位素值变化示意，各站位样品中H、O同位素的具体数值以图中给出的大小为准Fig. 2. Distribution of δD and δ18O in different layers of lake ice表 2 达里湖不同厚度冰层间δD、δ18O同位素差值变化Table Supplementary Table The change of ΔδD and Δδ18O between different layers of lake ice厚度 取样点 A7 B4 C5 C7 D4 D6 E1 E2 E5 ΔδD(‰) 35~15 cm 2.50 -0.46 -0.43 2.75 0.69 0.58 2.86 5.46 1.15 65~15 cm 2.69 1.32 0.28 3.03 0.97 0.51 4.55 8.23 5.45 Δδ18O(‰) 35~15 cm 0.44 -0.23 0.20 0.72 0.23 -0.03 0.17 1.13 -0.03 65~15 cm 0.62 0.44 0.15 0.35 0.15 0.08 0.57 1.72 1.77 其次，在深层冰体(65 cm)与中层冰体(35 cm)之间，虽然δD、δ18O值随着结冰过程的进行又发生不同程度的改变，但是多数站点间的ΔδD、Δδ18O值同样趋于偏重，只有个别站点出现偏轻.例如，在这一过程中，D6点的δD值出现约0.07‰的偏轻，C5、D4的δ18O值分别偏轻约0.05‰、0.08‰(鉴于仪器分析误差，上述偏移同样可以忽略不计).只有C7点的δ18O值出现明显偏轻，约0.37‰(图 2，表 2).
整体看来，虽然不同冰层间ΔδD、Δδ18O值的偏移情况存在差异，但是深层冰体与表层冰体间的ΔδD、Δδ18O全部为正值，即相对于表层冰体，深层冰体中的δD、δ18O值均出现不同程度的偏重(表 2).同时，这也说明由于结冰过程的存在，最终导致湖泊冰体中稳定δD、δ18O值逐渐出现不同程度的偏重.当然，值得注意的是，δ18O与δD的变化对结冰过程的响应并不完全一致: 相对于δD的变化而言，结冰过程中湖泊水体δ18O的变化过程可能要相对复杂一些(图 2，表 2).
而通过对相对稳定水体(如湖泊、水库等)的结冰过程的实际观测分析结果显示：结冰过程可以分为快速结冰和稳定结冰两个阶段：其中表层冰体主要形成于快速结冰阶段；中层及以下冰体则主要形成于稳定结冰阶段(图 3a，3b)(李志军等，2009; Scott et al., 2011; Aslamova et al., 2014).具体来讲，在冰体生长过程中，冰体密度会出现一定幅度下降，冰体的结构与构造也随之出现一定程度的变化，下层冰体中的气泡明显增加.而伴随冰体结构的改变，不同深度冰体中δD、δ18O值的组成也发生改变.在达里湖，各个站点冰体中的δD、δ18O值则基本呈现出偏重的变化趋势(图 3c, 3d，表 2).由图 3可以看出，冰体中稳定同位素值的变化主要发生在表层冰体与中层冰体之间，这可能和冰体生长速率及冰体密度的改变存在一定的联系(在后续的研究工作中，需要进一步分析不同冰层厚度中δD、δ18O值的变化情况).整体上，结冰过程的阶段性差异显然会对湖泊水体稳定同位素的分馏过程产生影响，导致深层冰体中的δD、δ18O值都要比表层冰体偏重.而伴随结冰过程进入稳定阶段，冰体中δD、δ18O值的变化幅度也出现了一定程度的下降.
另一方面，外部水体的输入对湖泊冰体中δD、δ18O值的变化也产生了一定的影响.例如，入湖河流河口区域附近的A7、E2站点的δD、δ18O值比其他站点的同位素值明显偏轻(图 2).以7~9月为例，达里湖入湖河流的δD、δ18O同位素平均值(-87.78‰、-13.55‰)，都远轻于湖水水体δD、δ18O同位素平均值(-37.66‰、-3.38‰) (甄志磊等，2014).这也说明在缺少有效降水的冬季，外部水体的输入将对湖泊水体稳定同位素值变化产生一定程度的影响.不过，在整个结冰过程中，A7、E2点与其他站点的δD、δ18O值的变化趋势基本一致(图 2，3) (Craig，1961; 章新平等，2003; 马金珠等，2007; Mugler et al., 2008).
总之，伴随结冰过程的进行，各站点冰体中的δD、δ18O值均出现一定程度的偏重.而结冰过程中冰体结构的阶段性变化，对冰体中δD、δ18O值的分馏过程也产生了差异影响: 在快速结冰阶段，δD、δ18O值变化幅度较大; 在稳定结冰阶段，δD、δ18O值的变化幅度则相对下降.同时，在冰体的形成过程中，δ18O值的变化比δD值的变化可能要复杂一些.此外，虽然冬季外源水体的输入对相关站点的δD、δ18O值大小产生一定程度的影响，但是对结冰过程导致的δD、δ18O值出现整体偏重趋势的干扰却并不明显.
3.2 达里湖冬、夏季湖冰(水)中δD、δ18O值变化差异
在地理位置上，达里湖位于东亚夏季风的北部边缘(安成邦和陈发虎，2009)，区域降水量主要受到东亚夏季风的影响，这也导致夏季成为该区域的主要降水期，多年降水资料显示该区域6~9月的降水量占到年均降水量的70%以上(吕妍等，2009).为了进一步了解结冰过程对水体稳定H、O同位素分馏作用的影响，本文选取夏季大气降水样品与湖泊水体样品(主要集中在7~9月)作为参考，通过达里湖夏、冬季湖水之间同位素值变化的比较，结合大气降水同位素值的变化，对冬季达里湖稳定H、O同位素分馏过程的影响因素进行了深入分析.
伴随湖泊冰层的逐渐形成，达里湖冰下水体中的δD、δ18O值与冰体中的δD、δ18O值出现明显差异: 冰下水体中δD平均值比上覆冰体中的平均值偏轻了约13.85‰，而冰下水体中δ18O平均值则比冰体中的平均值偏轻约2.23‰.另外，冰下水体与湖冰之间δD与δ18O值的明显差异显示了结冰过程的确会对湖泊水体稳定H、O同位素的分馏产生明显影响(图 4a，表 3)；而通过冬季湖泊冰下水体与夏季湖水的比较，可以发现多数站位冬季水体样品中的δD、δ18O平均值比夏季湖水中的δD、δ18O平均值偏重(图 4b)，特别是δ18O值偏重明显.如果不考虑近河口的A7与E2两个站位，那么各站位冬季湖泊水体中δ18O平均值要比夏季湖泊水体中的δ18O平均值偏重约1.89‰；δD平均值要比夏季水体中的δD平均值偏重约1.11‰；当然，如果考虑A7与E2两个站位，那么各站位冬季水体中δ18O平均值同样比夏季水体中的δ18O平均值偏重约1.14 ‰；相反地，δD平均值则比夏季水体中的δD平均值偏轻约3.49‰(表 3).
图 4 达里湖冬季湖水与冬季湖冰及夏季湖水中δD、δ18O值变化对比a.达里湖冬季湖冰与冰下水体中δD、δ18O值对比；b.达里湖冬季冰下水体与夏季湖水中δD、δ18O值对比.图中实验结果间的连接虚线不代表各点间具体的变化趋势Fig. 4. Comparison of δD, δ18O values of lake water between winter and summer表 3 达里湖区域降水及湖水中δD、δ18O平均值Table Supplementary Table The average value of δD, δ18O in precipitation, lake water and ice夏季降水 夏季湖水 冬季湖水 冬季湖冰 冬季平均(湖冰+湖水) δD -64.23 -37.66 -41.15(-36.55)* -27.30 -34.23 δ18O -8.33 -3.38 -2.24(-1.49)* -0.009 -1.123 注：带“*”的表示括号内数值为去掉A7、E2两点以后的冬季湖泊水体各站位的δD、δ18O的平均值. 由此可见，相对于夏季湖水而言，虽然冬季外源水体的输入确实可以对近河口区域的湖泊水体稳定同位素值变化产生一定的影响，导致相关站点(A7，E2)的δD、δ18O值大幅度偏轻，但是对结冰过程中湖泊水体H、O同位素值变化趋势的影响并不明显.伴随结冰过程的进行，湖泊冰体逐渐富集较重的H、O同位素，进而导致冰下水体中δD、δ18O值出现不同程度的偏轻.
同时，相对于冬季外源水体输入导致达里湖相关站点δD、δ18O值出现差异，夏季各站点湖水中δD、δ18O值表现出了明显的稳定性.就7、8、9三个月而言，相对冬季湖水，不同月份中达里湖水体的δD、δ18O值的差异并不大，而同一时间不同区域取样点(既使是河流入湖口处的A7、E2点)之间的同位素差值也很小(图 4).因此，可以说这一结果显示了夏季的蒸发过程与降水过程对湖泊水体H、O同位素值变化的影响可能产生了相互抵消的作用，导致夏季湖泊水体的H、O同位素值没有出现大幅度变化.而在冬季，由于冰封作用的影响，入湖河流等外源水体由冰下直接进入湖中，进而导致河口附近区域的站点δD、δ18O值出现明显变化.
通过对达里湖湖水、湖冰及区域大气降水同位素组成情况的综合分析，结果显示：(1)无论夏季还是冬季，达里湖湖水、湖冰的同位素值均落在全球大气降水线和达里湖区域降水线之外，这显示自夏季到冬季，蒸发对湖泊水体同位素偏移存在一定程度的影响(图 5，表 3)(郑淑蕙等，1983; Schefuss et al., 2005; 徐彦伟等，2011)；(2)达里湖冬季湖水、湖冰同位素值全部落在了夏季湖水同位素值的右侧，而由于冬季冰封作用的影响，显然这一阶段内蒸发对同位素值分馏作用的影响会被大幅度削弱，因此造成这种偏移的因素只能归结于结冰过程.同时，达里湖冬季湖水与湖冰的同位素值基本位于同一斜率区间，显示两者之间并不存在明显的蒸发分异作用(Craig，1961; Mugler et al., 2008; 徐彦伟等，2011)，这进一步表明冬季冰封期间，蒸发对同位素值的分馏作用影响很弱，湖泊水体的同位素分馏主要依靠结冰过程完成，这也解释了冬季河口区域站点与其他站点间同位素值的明显差异现象.
图 5 达里湖湖水(冬季、夏季)、湖冰及湖区大气降水等的同位素组成GMWL为全球降水曲线(Craig, 1961)；LMWL为达里湖区域夏季降水曲线，根据2012年7—9月份达里湖区域大气降水样品的稳定同位素值计算，其公式为：δD=7.71δ18O-0.06，R2=0.897 5Fig. 5. δD-δ18O relation of waters (winter and summer), ice and precipitation in Dali-Nor Lake整体上，寒旱区湖泊水体中的H、O同位素的分馏作用受到多种因素的影响，如蒸发、大气降水输入以及河流水体输入等多种因素(张华安等，2011; 甄志磊等，2014; Hepp et al., 2014).而在达里湖，冰封过程造成的水体稳定同位素的分馏程度可能要比蒸发造成的分馏程度强烈.以水体H同位素为例，夏季湖水中δD平均值与冬季湖(水+冰)中δD平均值相差约5.74 ‰，远远小于冬季湖泊水体与冰体之间约9.25‰的差值.同时，由于冬季冰封过程的存在，蒸发对湖泊水体同位素分馏过程几乎不存在影响，这一阶段的同位素分馏过程主要受到结冰过程的影响.
4. 结论
(1) 伴随达里湖结冰过程的进行，各站点冰体中δD、δ18O值逐渐出现不同程度的偏重.结冰过程中冰体结构的阶段性变化，对冰体中稳定H、O同位素分馏过程也产生了差异影响: 在快速结冰阶段，δD、δ18O值变化幅度较大；在稳定结冰阶段，δD、δ18O值的变化幅度则相对下降.
(2) 冰下水体中δD、δ18O值比冰体分别偏轻约13.85‰、2.23‰，显示了结冰过程对湖泊水体稳定H、O同位素分馏作用的影响明显.此外，虽然位于河口区域的A7、E2点的δD、δ18O值比其他站点明显偏轻，可能受到冬季外源水体的输入的影响，但是外源水体的输入对相关站点水体δD、δ18O值在结冰过程中的整体变化趋势并没有明显干扰.
(3) 在达里湖，无论夏季湖水还是冬季湖水、湖冰的同位素值均落在全球大气降水线与湖区大气降水线之外，显示自夏季到冬季，蒸发对湖泊水体同位素偏移存在一定程度的影响; 而在冬季，达里湖冬季湖水与湖冰的同位素值基本位于同一斜率区间，显示两者之间并不存在明显的蒸发分异作用，同时两者的同位素值又全部落在夏季湖水同位素值的右侧，由于冬季冰封作用的影响，显然这一阶段里蒸发对水体同位素值变化的影响作用会被大幅度削弱，造成这种偏移的因素只能归结到结冰过程.因此，在冬季冰封期，蒸发对达里湖水体同位素分馏过程几乎不存在影响，这一时期的水体同位素分馏过程主要受到结冰过程的影响.
致谢: 感谢两位匿名审稿专家提出的宝贵意见！感谢内蒙古自治区达里诺尔湖国家级自然保护区生态旅游有限公司工作人员在采样过程中给予的大力帮助. -
图 1 内蒙古地区气候特征及达里湖取样点分布
a.内蒙古地区现代年均降水分布，左上小图中单位为mm/a；b.达里湖流域及取样点分布
Fig. 1. Characteristic of local climate in Inner Mongolia and sample sites in Dali-Nor Lake
图 2 不同厚度冰层中δD、δ18O同位素值分布特征
a.达里湖不同厚度冰层中δD的分布特征；b.为达里湖不同厚度冰层中δ18O的分布特征; 图中黑色圆点为H、O同位素值变化示意，各站位样品中H、O同位素的具体数值以图中给出的大小为准
Fig. 2. Distribution of δD and δ18O in different layers of lake ice
图 4 达里湖冬季湖水与冬季湖冰及夏季湖水中δD、δ18O值变化对比
a.达里湖冬季湖冰与冰下水体中δD、δ18O值对比；b.达里湖冬季冰下水体与夏季湖水中δD、δ18O值对比.图中实验结果间的连接虚线不代表各点间具体的变化趋势
Fig. 4. Comparison of δD, δ18O values of lake water between winter and summer
图 5 达里湖湖水(冬季、夏季)、湖冰及湖区大气降水等的同位素组成
GMWL为全球降水曲线(Craig, 1961)；LMWL为达里湖区域夏季降水曲线，根据2012年7—9月份达里湖区域大气降水样品的稳定同位素值计算，其公式为：δD=7.71δ18O-0.06，R2=0.897 5
Fig. 5. δD-δ18O relation of waters (winter and summer), ice and precipitation in Dali-Nor Lake
表 1 2013年1月达里湖湖水(冰)取样站点位置
Table 1. Sample locations of lake ice and water in the Dali-Nor Lake during January 2013
序号 站点名称 经度(°) 纬度(°) 水深(m) 冰厚(m) 1 A7 116.695 9 43.370 8 3.0 0.92 2 B4 116.598 7 43.332 6 6.8 1.01 3 C5 116.632 9 43.300 5 8.5 0.93 4 C7 116.722 3 43.300 0 7.3 1.01 5 D4 116.603 6 43.267 7 1.7 1.12 6 D6 116.666 9 43.266 7 7.0 1.21 7 E1 116.501 2 43.233 6 8.1 0.90 8 E2 116.516 9 43.216 9 9.5 1.06 9 E5 116.633 9 43.233 4 7.8 1.10 
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表 2 达里湖不同厚度冰层间δD、δ18O同位素差值变化
Table 2. The change of ΔδD and Δδ18O between different layers of lake ice
厚度 取样点 A7 B4 C5 C7 D4 D6 E1 E2 E5 ΔδD(‰) 35~15 cm 2.50 -0.46 -0.43 2.75 0.69 0.58 2.86 5.46 1.15 65~15 cm 2.69 1.32 0.28 3.03 0.97 0.51 4.55 8.23 5.45 Δδ18O(‰) 35~15 cm 0.44 -0.23 0.20 0.72 0.23 -0.03 0.17 1.13 -0.03 65~15 cm 0.62 0.44 0.15 0.35 0.15 0.08 0.57 1.72 1.77
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表 3 达里湖区域降水及湖水中δD、δ18O平均值
Table 3. The average value of δD, δ18O in precipitation, lake water and ice
夏季降水 夏季湖水 冬季湖水 冬季湖冰 冬季平均(湖冰+湖水) δD -64.23 -37.66 -41.15(-36.55)* -27.30 -34.23 δ18O -8.33 -3.38 -2.24(-1.49)* -0.009 -1.123 注：带“*”的表示括号内数值为去掉A7、E2两点以后的冬季湖泊水体各站位的δD、δ18O的平均值.
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