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　第 ３６卷　第 ６期２０１６年 １１月

第　四　纪　研　究ＱＵＡＴＥＲＮＡＲＹ　ＳＣＩＥＮＣＥＳ

Ｖｏｌ．３６，　Ｎｏ．６

Ｎｏｖｅｍｂｅｒ，２０１６

ｄｏｉ：１０．１１９２８／ｊ．ｉｓｓｎ．１００１７４１０．２０１６．０６．０３ 文章编号　　１００１－７４１０（２０１６）０６－１３７０－１３

辽宁本溪庙洞降水、滴水和现生碳酸钙的

δ１８Ｏ变化特征及其古气候意义

王　芳①②③ 　孙　青② 　蔡炳贵①④⑤ 　张　磊⑥ 　李苗发① 　李婷婷①

（①福建师范大学地理科学学院，福建省湿润亚热带山地生态重点实验室———省部共建国家重点实验室培育基地，福州　３５０００７；

②国家地质实验测试中心，北京　１０００３７；③中国地质大学（北京），地球科学与资源学院，北京　１０００８３；④福建师范大学地理研

究所，福州 ３５０００７；⑤ＣｅｎｔｅｒｆｏｒＷａｔｅｒＲｅｓｅａｒｃｈ，ＤｅｐａｒｔｍｅｎｔｏｆＧｅｏｌｏｇｉｃａｌＳｃｉｅｎｃｅｓ，ＵｎｉｖｅｒｓｉｔｙｏｆＴｅｘａｓａｔＳａｎＡｎｔｏｎｉｏ，ＳａｎＡｎｔｏｎｉｏ，

　　　　　　　ＴＸ７８２４９，ＵＳＡ；⑥中国科学院地质与地球物理研究所，新生代地质与环境重点实验室，北京　１０００２９）

摘要　　基于辽宁本溪庙洞降水和滴水的氢氧同位素，以及滴水碳酸钙沉积的氧同位素两年的观测数据（２０１２～

２０１３年），本文分析了庙洞滴水氧同位素对大气降水氧同位素的继承性，分析并讨论了洞穴滴水碳酸钙沉积的氧

同位素时空变化特征、影响因素及其对石笋古气候重建的指示意义。结果表明：１）庙洞降水 δ１８Ｏｐ季节性特征明

显，冬季降雪最负（－１３４３‰），６～９月降雨次之（－９８２‰），而春秋季降雨最正，当地降水线：δＤ＝７２８δ１８Ｏ＋

７１０（ｎ＝２１，ｒ＝０９７），与东北地区大气降水线平行，但过剩氘更大；斜率小于全球大气降水，与北京石花洞结果

更接近。２）庙洞 ３个观测点的滴水 δ１８Ｏｗ在误差范围内基本相同（约－９６‰），常年稳定，年际变化微弱（０２‰），

值介于全年降水加权平均值（－９８１‰）与 ４～１０月降雨加权平均值（－９５６‰）之间，更接近于后者，滴水的

δＤ－δ１８Ｏｗ位于降雨线性回归线的平均位置，与降雪的 δＤ－δ１８Ｏ回归线明显不同，说明滴水更多记录降雨的平均值，

而降雪贡献较小。３）滴水碳酸钙沉积的氧同位素出现显著的空间差异，滴水较快的点，其 δ１８Ｏｃ没有明显的季节

变化；相反，滴水慢的点，则出现明显的季节性变化（变幅约为 ０４‰），其 δ１８Ｏｃ值相对于滴水快的点整体偏正约

０２６‰，这种时空差异可能是由滴率太慢引起的动力分馏造成的，其机制可能与蒸发作用增强和（或）ＣＯ２逸出比

例增大有关。这种动力分馏机制可能是一些相同时段石笋氧同位素出现系统偏差的潜在原因。４）滴水沉积的

δ１８Ｏｃ值较理论计算值 δ１８Ｏｃｔ偏正，即使是无明显动力分馏的点也相差约 ０５９‰，这与最近一些室内模拟实验结果

类似，暗示洞穴滴水氧同位素分馏系数较常规经验值（１０３１３）略大。

主题词　　降水　滴水　δ１８Ｏ　δＤ　辽宁庙洞

中图分类号　　　Ｐ６４１１３４，Ｐ５９７＋．２，Ｐ５３２　　　　文献标识码　　Ａ

　　第一作者简介：王　芳　女　２５岁　硕士研究生　全球变化与第四纪环境演变研究　Ｅｍａｉｌ：ｆａｎｇｅｖｅｒ＠ｆｏｘｍａｉｌ．ｃｏｍ

　国家自然科学基金项目（批准号：４１２７２１９７、４１０７２１３４和 Ｕ１４０５２３１）和福建省公益类科研院所基本科研专项项目（批准号：２０１４Ｒ１０３４－２）

共同资助

２０１６－０４－２２收稿，２０１６－０７－２８收修改稿

通讯作者：蔡炳贵　Ｅｍａｉｌ：ｂｇｃａｉ＠ｆｊｎｕ．ｅｄｕ．ｃｎ

石笋氧同位素已经成为重要的高分辨率古气候

档案之一［１，２］，基于高精度 ＵＴｈ定年和（或）年纹层

定年［３］，结合高分辨率氧同位素测试技术，甚至可

以获得季节尺度的变化［４］。但是，近年来有关中国

季风区石笋氧同位素气候指代意义的争论［５～１３］

受

到广泛关注，这些争论基本上聚焦于中国季风区降

水氧同位素的气候学意义上［１４～１８］

。然而，将石笋

氧同位素等同于降水同位素需要满足以下 ３个假设前提：１）洞穴滴水继承降水氧同位素的变化；２）洞穴滴水碳酸钙沉积过程是同位素平衡分馏的；３）洞穴温度变化幅度很小，不足以影响石笋氧同位素波

动特征。

一般情况下，洞穴温度接近当地年均温，变化

幅度很小，如果石笋碳酸钙沉积是平衡分馏，其氧

同位素更多继承了滴水氧同位素的信号，又如果滴

水氧同位素继承了降水的氧同位素，则石笋氧同位

素代表大气降水氧同位素变化。因此，在石笋古气

候重建中，需要验证同位素是否平衡分馏。亨利准

则［１９］常被用来判断石笋碳氧同位素是否平衡分馏，

但是，近年来，有学者从不同角度对此提出质疑，例

如，Ｄｏｒａｌｅ和 Ｌｉｕ［２０］从洞穴滴水沉积理论与亨利准则检验的技术实践层面对亨利准则的实用性提出质

　６期 王　芳等：辽宁本溪庙洞降水、滴水和现生碳酸钙的δ１８Ｏ变化特征及其古气候意义

疑，并强调重现性的重要性；Ｄａｙ和 Ｈｅｎｄｅｒｓｏｎ［２１］通过滴水沉积的模拟实验也指出“亨利准则”存在局

限性；ＢａｒＭａｔｔｈｅｗｓ等［２２］认为洞穴滴水碳酸盐沉积

的现代过程观测是判断同位素平衡分馏与否的重要

途径；另外，滴水碳酸钙沉积的模拟实验发现平衡

分馏下的滴水碳酸钙氧同位素相对于理论估算值偏

正［２１］。这些争议说明有关滴水稳定同位素分馏机

制及其判别方法还需要更多的研究。

相对而言，上述第一个假设前提更容易被人们

所忽略，受上覆土壤层和包气带裂隙系统的调控，

洞穴滴水显出不同的响应模式［２３～２９］

。一般认为，滴

水 δ１８Ｏ值近似于全年降水 δ１８Ｏ的加权平均值，但是混合效应强弱差异很大

［３０～３９］。Ｈａｒｍｏｎ等［３０］

发现，

尽管洞穴渗流 δ１８Ｏ密切地反应当地降水，单一观测点的滴水 δ１８Ｏ值会偏离地表降水的 δ１８Ｏ平均值，同一洞穴内不同滴水点间的变化达 ５‰。我国一些洞穴观测结果也发现空间差异的存在

［３１～３３］。除了空

间可能出现差异，不同地点对降水的响应也可能因

为补给通道不同而存在差异，Ｄｕａｎ等［３８］总结了我

国东部季风区 ８个洞穴中 ３４个滴水点的滴水 δ１８Ｏ，根据观测期间所有 δ１８Ｏ值的变异度，将滴水 δ１８Ｏ划分为 ３个类型，即稳定型、季节变化型和中等程度变化型，前两个类型分别对应着多年际和季节性响

应大气降水 δ１８Ｏ变化，后者则可能受滴水补给管道变换或者洞内“蒸发效应”

［３６］的影响。另外，贵州

凉风洞洞穴系统观测［３２］还发现土壤层的“蒸发效

应”，导致滴水 δ１８Ｏ年算术平均值相对于大气降水δ１８Ｏ值偏重约 ０３‰以上。这些洞穴现代过程观测结果表明，大气降水与洞穴滴水之间的氧同位素信

号传递不一定是简单的对应关系，因此，开展洞穴

降水－滴水－现代沉积物氧同位素信号传递的研究是石笋古气候重建的基础。

目前，我国东北地区已有石笋记录主要来自本

溪地区［４０～４２］

，该区在地理位置上靠近现代亚洲夏季

风的东北缘，夏冬雨水丰沛，特别是冬半年多降雪的

气候特征与我国其他季风区差异显著。但是，我国

洞穴现代过程研究主要来自南方［４３～４９］

和华北地

区［５０～５２］

。庙洞是本溪为数不多的几个未受人类活

动显著影响（如旅游等）的岩溶洞穴之一，洞内次生

碳酸盐沉积丰富，已获得的石笋生长连续稳定，基

本涵盖整个全新世，可以为晚第四纪古气候研究提

供素材。本研究拟基于庙洞降水和滴水氢氧同位

素、滴水碳酸钙沉积的氧同位素两年（２０１２～２０１３年）的观测结果，探讨氧同位素信号在大气降水－滴

水－碳酸钙沉积中的传递特征，结果可以为研究东北地区的石笋氧同位素气候环境指示意义提供基础

参考。

１　研究区域概况

　　本溪庙洞（４１°０３′Ｎ，１２５°３１′Ｅ）位于辽宁省本溪市桓仁县境内（图１）。西北距沈阳市 １７１ｋｍ。桓仁县属辽东山地丘陵区，鸭绿江的支流浑江是流经桓

仁县境内的主要河流［５３］。本区属于中温带湿润季风

气候区，四季分明，年平均气温 ７４℃，最冷 １月平均气温为－１２４℃，最热 ７月平均气温为 ２２９℃［５４］

，年

平均相对湿度 ６６％，平均无霜期 １５３天左右。１９５３～２０１０年，桓仁县年降水量介于 ５７８ｍｍ与 １４５１ｍｍ之间，多年平均降水量为８８３ｍｍ，６～８月降水量占全年降水量的６５％［５５］

。１９５３～２０１２年桓仁县年蒸发量为９５３７～１４５２８ｍｍ，年平均蒸发量为 １２２１ｍｍ，春夏季蒸发量大

［５４］。桓仁县处于长白山与华北两大植物区

系过渡带，森林资源丰富。植被为针叶－落叶阔叶林混交林，主要树种为柞树（Ｘｙｌｏｓｍａｒａｃｅｍｏｓｕｍ）、红松（ＰｉｎｕｓｋｏｒａｉｅｎｓｉｓＳｉｅｂ．ｅｔＺｕｃｃ．）、落 叶 松 （Ｌａｒｉｘｇｍｅｌｉｎｉｉ（Ｒｕｐｒ．）Ｋｕｚｅｎ．）、云杉（ＰｉｃｅａａｓｐｅｒａｔａＭａｓｔ．）等，洞穴上覆植被以次生落叶阔叶林为主，见有落叶

松和油松（ＰｉｎｕｓｔａｂｕｌａｅｆｏｒｍｉｓＣａｒｒ．）零星分布。庙洞发育于奥陶系和寒武系碳酸盐岩地层中，

洞口海拔高程约为 １９３ｍ，上覆岩层厚约 ３０～７０ｍ。洞穴呈近南北向展布，洞道呈裂缝式和廊道状，没

有大的厅堂，洞道高度变化大，最高处超过 ２０ｍ，最矮处不足 １ｍ，一般宽度为 １～１０ｍ，洞穴总长约５００ｍ，是一个典型的流出型洞穴。洞口为长约 １０ｍ的厅堂，曾建有庙宇，庙洞由此得名。厅堂之后的

洞道突然收狭，人只能爬行而过，狭长洞道长约

１００ｍ，之后洞道较为宽敞，地下河时隐时现。每当雨季来临，地下河水抬升，漫过狭长洞道，人无法

进入，因此洞穴监测数据主要集中在秋、冬、春 ３个季节。

２　研究方法

２１　滴水点介绍

　　基于研究石笋和洞穴滴水分布特征，在距离洞口约 ４００ｍ的一个支洞内选取 ３个常年滴水点（ＭＤ１、ＭＤ３和 ＭＤ４）进行观测。ＭＤ１距支洞口较近，滴水点高约 １５ｍ，滴水较快且稳定；ＭＤ３和ＭＤ４位于支洞深处的小洞腔中，由 ＭＤ１通往 ＭＤ３

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第　　四　　纪　　研　　究 ２０１６年

图 １　辽宁本溪庙洞地理位置示意图

Ｆｉｇ１　ＳｃｈｅｍａｔｉｃｍａｐｓｈｏｗｉｎｇｌｏｃａｔｉｏｎｏｆＭｉａｏｄｏｎｇＣａｖｅ

和 ＭＤ４滴点的通道极为狭窄，仅能容纳一人爬行通过，环境封闭。ＭＤ３和 ＭＤ４点相距约 １５ｍ，顶板平整，滴水点高约２ｍ，根据洞顶鹅管及其供水管道分布情况分析，二者具有相同的补给水源，ＭＤ３和 ＭＤ４点均为小鹅管滴水，但是，ＭＤ４点的鹅管遭后期人为破坏，滴水快速，雨季有时会有连续流

出现，ＭＤ３则滴水缓慢。

２２　实验方法

２２１　观测方案　　从２０１２年１月至２０１３年１２月，在本溪桓仁庙洞开始逐步建立野外观测系统，采用仪器自动记

录、现场滴定和样品室内测试相结合的方法。现场

测试洞穴温湿度、滴水速率，现场收集滴水样品带

回实验室测试氢氧同位素；放置玻璃片接受滴水碳

酸钙沉积，带回实验室供分析碳氧同位素比值。除

了雨季无法进入洞穴外，平均每 １～２月观测一次。在距离洞口约 ５００ｍ处，选择开阔地，设立大气降水观测点，以月为时间间隔，收集大气降水样品，

供分析氢氧同位素，同时，自动记录降水量和大气

温湿度。

２２２　滴水速率、洞穴温湿度、滴水及其沉积样品收集

　　滴水速率（滴数／分钟）为人工计数，记录 １０滴

所用时间，计算滴水速率，为了减小因视觉产生的

误差，重复 ３次取平均值。对滴水较快的 ＭＤ４点采取多次计数 １分钟内滴水点数，最后取平均值来代表该点的滴水速率。洞内空气温度及相对湿度使

用便携温湿度计（ＨＡＮＮＡＨＩ８５６４，±０４℃，±２％）测试。ＭＤ１和 ＭＤ３点的滴水碳酸钙沉积采用磨砂玻璃片（５×５×０５ｃｍ３）收集，玻璃片的磨砂面朝上水平放置，ＭＤ４点因为滴水过快，玻璃片容易跌落，未放置玻璃片。玻璃片使用前用稀盐酸浸泡１２小时，经超纯水洗净后烘干备用。接受沉积后的玻

璃片带回实验室，低温烘干处理后备用。滴水样品

用聚乙烯瓶收集，使用 ４ｍｌ棕色玻璃瓶封装，恒温（４℃）保存，以备氢氧稳定同位素测试。２２３　大气温度、降水量和降水样品收集　　大气降水量采用美国 ７８５２自动记录雨量温度计（±０２ｍｍ，－２０～７０℃）。使用置于百叶箱中的ＨＯＢＯＵ１２－０１１温 湿 度 记 录 采 集 大 气 温 度（±０３５℃，－２０～７０℃）和湿度 （±２５％，５％ ～９５％）。雨水样品使用聚乙烯瓶和漏斗收集，漏斗中放置乒乓球，为防止水分蒸发，依据 ＩＡＥＡ观测站的监测方法在瓶中加入石蜡油，并用箔纸包裹瓶

身以减少太阳照射，雨水样品以月为单位收集。降

雪样品通过套在圆桶上的密封袋采集，每次降雪

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　６期 王　芳等：辽宁本溪庙洞降水、滴水和现生碳酸钙的δ１８Ｏ变化特征及其古气候意义

后，将装有降雪样品的密封袋放入冰箱的保温层，

融化后水样转移到玻璃瓶保存。所有降水样品使用

４ｍｌ棕色玻璃瓶封装，恒温（４℃）保存，以备氢氧稳定同位素测试。

２２４　水中氢氧同位素测试

　　２０１２年 １月至 ２０１３年 ６月采集的水样稳定同

位素使用 Ｇａｓｂｅｎｃｈ联接 Ｍａｔ２５３同位素质谱仪，水平衡法测试氧同位素（±０１‰），使用ＴＣ／ＥＡ方法测试氢同位素（±１‰），实验在河海大学水文水资源与水利工程科学国家重点实验室完成。２０１３年 ７月之后的水中氢氧稳定同位素分析?用美国 ＬＧＲＤＴ１００液体水激光同位素分析仪测定，氢、氧同位素测试精度分别为 １０‰和 ０１‰，实验在中国科学院南京地理与湖泊研究所完成。所有水中氢、氧

同位素比值用 δ（‰，ＶＳＭＯＷ）值表示，并用 δ１８Ｏｐ、

δ１８Ｏｗ分别代表降水、滴水的氧同位素比值。

２２５　碳酸盐沉积的碳氧同位素测试

　　ＭＤ１与 ＭＤ３滴水点，各收取 ８个玻璃片。每

个玻璃片选用随机采样的方法，用手术刀刮取玻璃

片上的次生碳酸盐样品，每个粉末样品重约 ６０μｇ，每个玻璃片的采样个数为 ４～１１个，依沉积量大小而不等，计算单个玻璃片所有测试值的中位数，代

表该玻璃片的碳酸盐碳氧稳定同位素比值。碳酸盐

碳、氧稳定同位素比值使用碳酸盐自动进样装置

（ＫｉｅｌＣａｒｂｏｎａｔｅＤｅｖｉｃｅ）与 ＦｉｎｎｉｇａｎＭａｔ２５３型气体质谱仪联机测试，实验分别在国家地质实验测试中

心与南京师范大学地理科学学院完成。为了监控不

同系统之间可能的误差，采用国际标准样品

（ＮＢＳ１９）标定系统参考气体，测试过程中，随机内插与待测样品同位素比值接近的实验室标样

（ＣＡＩ１３），结果以δ１３Ｃ和 δ１８Ｏ（‰，ＶＰＤＢ）表示，测

试误差小于 ０１‰。其中，用 δ１８Ｏｃ代表碳酸钙测试

的氧同位素比值，δ１８Ｏｃｔ代表碳酸钙理论计算的氧同位素比值，单位均为（‰，ＶＰＤＢ）。

２２６　降水加权平均计算方法

　　降水的加权平均值采用以下公式计算：

δ１８ＯＰ ＝∑ｎ

ｉ＝１

δ１８ＯｉＰｉ

∑ｎ

ｉ＝１Ｐｉ

　　其中，Ｐｉ为月降水量或者场降雪（雨）量；δ１８Ｏｉ

为月降水量或者场降雪（雨）氧同位素值。

３　结果与讨论

３１　降水氢氧同位素

　　观测获得 ２０１２～２０１３年两年的大气降水和温度数据（图 ２ｃ），温度的季节性变化与我国东部季

图 ２　２０１２～２０１３年本溪庙洞大气温度、降水量

及降水与洞穴滴水氧同位素动态

（ａ）月平均降水氧同位素（点划线为年重量加权平均值）；（ｂ）洞穴

滴水氧同位素（点划线为年重量加权平均值，双点划线为 ６～９月雨

水重量加权平均值，虚线为 ４～１０月雨水重量加权平均值）；

　　　　　　　 （ｃ）大气温度和降水量

Ｆｉｇ２　Ｖａｒｉａｔｉｏｎｃｈａｒａｃｔｅｒｉｓｔｉｃｓｏｆｌｏｃａｌｍｏｎｔｈｌｙｔｅｍｐｅｒａｔｕｒｅ，

ｐｒｅｃｉｐｉｔａｔｉｏｎａｍｏｕｎｔ，ｐｒｅｃｉｐｉｔａｔｉｏｎｏｘｙｇｅｎｉｓｏｔｏｐｅａｎｄｄｒｉｐｗａｔｅｒ

ｏｘｙｇｅｎｉｓｏｔｏｐｅａｔｍｏｎｉｔｏｒｉｎｇｓｉｔｅｓｉｎＭｉａｏｄｏｎｇＣａｖｅ，Ｂｅｎｘｉ，

ｄｕｒｉｎｇｐｅｒｉｏｄｏｆ２０１２ｔｏ２０１３．（ａ）Ｍｏｎｔｈｌｙｐｒｅｃｉｐｉｔａｔｉｏｎｏｘｙｇｅｎ

ｉｓｏｔｏｐｅ（ｃｈａｉｎ ｌｉｎｅｓ ｓｈｏｗ ａｎｎｕａｌｌｙ ｗｅｉｇｈｔｅｄ ａｖｅｒａｇｅ ｏｆ

ｐｒｅｃｉｐｉｔａｔｉｏｎ）；（ｂ）Ｃａｖｅｄｒｉｐｗａｔｅｒｏｘｙｇｅｎｉｓｏｔｏｐｅ（ｔｗｏｄｏｔ

ｃｈａｉｎｌｉｎｅｓｓｈｏｗ ｗｅｉｇｈｔｅｄａｖｅｒａｇｅｏｆｒａｉｎｆａｌｌｆｒｏｍ Ｊｕｎｅｔｏ

Ｓｅｐｔｅｍｂｅｒ，ｄａｓｈｌｉｎｅｓｓｈｏｗｗｅｉｇｈｔｅｄａｖｅｒａｇｅｏｆｒａｉｎｆａｌｌｆｒｏｍ

　　　　　　　ＡｐｒｉｌｔｏＯｃｔｏｂｅｒ）；（ｃ）Ｔｅｍｐｅｒａｔｕｒｅａｎｄｐｒｅｃｉｐｉｔａｔｉｏｎａｍｏｕｎｔ

风区类似，呈正弦曲线变化特征。２０１３年平均温度为 ６３℃，２０１２年 １～２月因为记录器故障，数据缺失未做统计。２０１２年和 ２０１３年降水量分别为１１３８ｍｍ和 １１７８ｍｍ，其中雨季（６～９月）降水量占全年降水量的 ７４％；２０１３年降水在 ６～９月的雨季分布较为平均，相比之下，２０１３年降水主要在 ７月，月降水强度远大于 ２０１２年同期。

降水氧同位素显示出明显的季节变化（图 ２ａ和表 １）。冬季降雪的 δ１８Ｏｐ值最负，为－１３４３‰，６～

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第　　四　　纪　　研　　究 ２０１６年

表 １　辽宁庙洞降水、洞穴滴水及其碳酸盐沉积氧同位素值一览表

Ｔａｂｌｅ１　Ｏｘｙｇｅｎｉｓｏｔｏｐｅｖａｌｕｅｓｏｆｐｒｅｃｉｐｉｔａｔｉｏｎ，ｄｒｉｐｗａｔｅｒａｎｄｃａｌｃｉｔｅｄｅｐｏｓｉｔｉｏｎｉｎＭｉａｏｄｏｎｇＣａｖｅ，Ｌｉａｏｎｉｎｇ

年份

δ１８Ｏｐ（降水加权平均值） δ１８Ｏｗ（滴水加权平均值） δ１８Ｏｃ（测试值） δ１８Ｏｃｔ（计算值） δ１８Ｏｃ－δ１８Ｏｃｔ

／‰，ＶＳＭＯＷ ／‰，ＶＳＭＯＷ ／‰，ＶＰＤＢ ／‰，ＶＰＤＢ ／‰，ＶＰＤＢ

　 全年 降雪 雨水 ６～９月 ＭＤ１ ＭＤ３ ＭＤ１ ＭＤ３ ＭＤ１ ＭＤ３ ＭＤ１ ＭＤ３

２０１２ －９．７６ －１３．４８ －９．５５ －９．６７ 　－９．５４±０．０８　　－９．５９±０．０７　　－８．６５±０．１３　　－８．３３±０．２０　 －９．１６ －９．２２ ０．５１ ０．８９

２０１３ －９．８５ －１３．３７ －９．５７ －９．９６ 　－９．６４±０．０６　　－９．６４±０．１４　　－８．６０±０．０９　　－８．４１±０．２２　 －９．２７ －９．２８ ０．６７ ０．８７

合计 －９．８１ －１３．４３ －９．５６ －９．８２ 　－９．５９±０．０７　　－９．６２±０．１１　　－８．６３±０．１１　　－８．３７±０．２１　 －９．２２ －９．２５ ０．５９ ０．８８

Ｃ．Ｖ ／％ －０．６５ －０．５８ －０．１５ －２．０９　　　－０．７４ 　　　－０．３７ 　　　　－０．４１ 　　　－０．６８ －０．８４ －０．４６

　　Ｃ．Ｖ为变异系数，Ｃ．Ｖ＝（标准偏差／平均值）×１００％

９月雨季降水的 δ１８Ｏｐ值次之，为 －９８２‰（表 １），

春季和秋季的雨水偏正。降雪月均 δ１８Ｏｐ值较降水偏负的多，２０１２～２０１３年全年加权平均值分别为－１３４８‰和－１３３７‰（表 １），但单次降雪氧同位素值变化幅度很大，介于 －６０２‰和 －２６０１‰之间（图 ３ｂ）。降 雨 月 均 δ１８Ｏｐ 值 介 于 －１２０１‰ 和－７１５‰之间（图 ２ａ），２０１２年和 ２０１３年全年降雨（４～１０月）加权平均值分别为－９５５‰和－９５７‰，略高于 ６～９月降雨加权平均值 （－９６７‰ 和－９９６‰）（表 １和图 ２ｂ）。

不同年份季节性分布特征有所差异，总体上，

２０１２年单月平均降水氧同位素值较 ２０１３年同期偏负（图 ２ａ），但是，２０１３年７月份是一个例外，其氧同位素值较 ２０１２年同期小（负偏）的多，对应的单月降水量也高出其他月份甚多，得益于 ７月份更大的降水量和更负的 δ１８Ｏｐ值，２０１３年 ６～９月加权平均值为－９９６‰，略小于２０１２年的－９６７‰（表 １和图 ２ｂ），说明雨季强降雨同位素值对全年平均 δ１８Ｏｐ值的贡献。

全年月均降水氧同位素与月均温度相关显著

（ｒ＝０７１，ｐ＜０００１），而与降水量无相关关系。这与我国北方多数地方的降水同位素的统计特征类

似［３８，５６，５７］

。但是，如果不统计降雪，只统计 ４～１０月的降水，结果则完全相反，４～１０月降雨氧同位素与降水量显著相关（ｒ＝０６５，ｐ＜００１），而与温度则不具统计意义上的相关关系。这说明北方降水的

温度效应更多的反映了季节性差异的信息。

降水氘氧同位素关系如图 ３所示。庙洞当地的大气降水线方程为：δＤ＝７２８δ１８Ｏ＋７１０（ｎ＝２１，ｒ＝０９７）。与全球大气降水线（ＧＭＷＬ）［５８，５９］和我国东部季风区部分洞穴观测

［３８］结果相比，斜率和截距略

低，与北京石花洞观测结果［３８］类似。根据 ＩＡＥＡ观

测的东北 ４个站点（长春、齐齐哈尔、哈尔滨和锦

州）数据结果［６０］统计，东北地区的区域大气降水线

（ＬＭＷＬ）方程为：δＤ＝７２７δ１８Ｏ－１５４（ｎ＝１１１，ｒ＝０９７），二者斜率相同，但是，庙洞当地的大气降水线截距大的多（更大的过剩氘），这可能与 ＩＡＥＡ数据在冬季（降雪）缺失数据有关。从庙洞观测结果

看，场降雪较 ４～１０月降雨月均值具有更大的过剩氘（图 ３ｂ）。

３２　洞穴滴水氢氧同位素特征及其对降水的继承性分析

　　ＭＤ１为常年滴水点，２０１１～２０１３年的 １０～１２月滴率基本保持在 １２～１８滴／分钟，１～６月滴率保持在 ２～８滴／分钟，由图 ４可以看出，该点滴水稳定，对降水的响应较慢、持续时间较长；ＭＤ３、ＭＤ４也为常年滴水点，ＭＤ３滴水最慢（每分钟小于 ２滴），ＭＤ４滴水最快（保持在 ２０滴／分钟以上）。而在冬季所有滴水点的滴率均明显偏低。ＭＤ３、ＭＤ４滴水点滴率具有显著相关性，从侧面证明两滴水点

具有相同补给水源。

庙洞洞道曲折，洞内外空气交换弱，由洞口到

观测点所在小支洞，途径多处仅容一人穿行的狭

缝，洞内环境封闭，水潭常年有水，因此，洞内空

气湿度和温度基本保持恒定。观测期间，洞穴空气

相对湿度均大于 ９５％（图 ４ｃ），温度稳定在 １１５℃左右（图 ４ｂ），洞内平均温度比当地年均温度高出约 ４℃，这是否与洞穴内常年流淌的地下河有关，尚待进一步研究。

洞穴滴水氧同位素值如图 ２ｂ所示。总体上，滴水氧同位素不论是滴水点之间，还是随时间变化

都非常小，本研究中 ３个滴水点 ＭＤ１、ＭＤ３和ＭＤ４，其 δ１８Ｏｗ值在测试误差范围内基本相同，维持在－９６‰上下波动。说明洞穴上覆土壤层和表层岩溶系统调蓄能力较强，混合较均匀，这与我国南

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　６期 王　芳等：辽宁本溪庙洞降水、滴水和现生碳酸钙的δ１８Ｏ变化特征及其古气候意义

图 ３　庙洞降水和洞穴滴水的氢氧同位素关系图

（ａ）庙洞降水的 δＤ－δ１８Ｏ关系、全球大气降水线（ＧＭＷＬ，实线）［５８，５９］和东北地区的区域大气降水线（ＬＭＷＬ，数据来源 ＩＡＥＡ［６０］）；

（ｂ）庙洞降雨月均、场降雪和洞穴滴水的 δＤ－δ１８Ｏ关系

Ｆｉｇ３　ＲｅｌａｔｉｏｎｓｈｉｐｓｂｅｔｗｅｅｎｐｒｅｃｉｐｉｔａｔｉｏｎａｎｄｈｙｄｒｏｇｅｎａｎｄｏｘｙｇｅｎｉｓｏｔｏｐｅｖａｌｕｅｓｏｆｄｒｉｐｗａｔｅｒｉｎＭｉａｏｄｏｎｇＣａｖｅ．

（ａ）ＴｈｅδＤ－δ１８ＯｃｏｒｒｅｌａｔｉｏｎｏｆｐｒｅｃｉｐｉｔａｔｉｏｎｉｎＭｉａｏｄｏｎｇＣａｖｅ，ｇｌｏｂａｌｍｅｔｅｏｒｉｃｗａｔｅｒｌｉｎｅ（ＧＭＷＬ，ｓｏｌｉｄｌｉｎｅ）［５８，５９］

ａｎｄｌｏｃａｌｍｅｔｅｏｒｉｃｗａｔｅｒｌｉｎｅ（ＬＭＷＬ）ｉｎＮｏｒｔｈｅａｓｔｅｒｎＣｈｉｎａ（ｄａｔａｆｒｏｍＩＡＥＡ［６０］）；（ｂ）ＴｈｅδＤ－δ１８Ｏｃｏｒｒｅｌａｔｉｏｎ

ｏｆｍｏｎｔｈｌｙｒａｉｎｆａｌｌ，ｓｎｏｗｆａｌｌｅｖｅｎｔｓａｎｄｃａｖｅｄｒｉｐｗａｔｅｒｉｎＭｉａｏｄｏｎｇＣａｖｅ

图 ４　庙洞大气降水量、洞内温湿度和滴水滴率变化（ａ）滴水速率（ｄｒｉｐｒａｔｅ）；（ｂ）洞内温度（ｃａｖｅｔｅｍｐｅｒａｔｕｒｅ）；（ｃ）洞内相对湿度（ｃａｖｅｒｅｌａｔｉｖｅｈｕｍｉｄｉｔｙ）；（ｄ）降水量（ｐｒｅｃｉｐｉｔａｔｉｏｎａｍｏｕｎｔ）

Ｆｉｇ４　Ｓｅａｓｏｎａｌｖａｒｉａｂｉｌｉｔｙｏｆｐｒｅｃｉｐｉｔａｔｉｏｎａｍｏｕｎｔ，ｃａｖｅａｉｒｔｅｍｐｅｒａｔｕｒｅ，ｃａｖｅｒｅｌａｔｉｖｅｈｕｍｉｄｉｔｙａｎｄｄｒｉｐｒａｔｅｉｎＭｉａｏｄｏｎｇＣａｖｅ

方的 一 些 洞 穴 观 测 结 果［３２，６１］

差 异 较 大，也 与

Ｈａｒｍｏｎ等［３０］观测的洞穴不同。滴水时间变化特征

类似于 Ｄｕａｎ等［３８］划分的稳定型滴水，说明滴水反

映的是年际－数年际尺度分辨率的变化，此类滴水形成的石笋可用于年代尺度以上的气候变化研究。

虽然季节性变化非常微弱，但是，从图 ２ｂ中还是可以看出春季滴水同位素稍微偏正。正好对应于

滴水速率最小阶段（图 ４），这可能意味着滴率变慢会导致滴水富集

１８Ｏ，但是在本研究中，其影响非常有限，可以忽略不计。与季节性变化类似，由图 ２ｂ

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第　　四　　纪　　研　　究 ２０１６年

看出，庙洞 ３个滴水点 ＭＤ１、ＭＤ３和 ＭＤ４，其滴水

δ１８Ｏｗ年际变化也非常小，变幅约为 ０２‰（图 ２ｂ），

根据表 １，ＭＤ１和 ＭＤ３滴水点的 δ１８Ｏｗ 平均值，２０１３年较 ２０１２年负偏约 ００５‰～０１０‰，这与降水加权平均值的年际变化特征相同（图 ２ｂ和表 １）。

庙洞地区大气降水 δ１８Ｏｐ冬季降雪最负，值为－１３４３‰，６～９月雨季降水次之，值为－９８２‰，春秋降雨最正，根据降水的季节性分布特征，分别

对全年降水、４～１０月降雨做加权平均值（表 １和图 ２ｂ），其中全年降水 δ１８Ｏｐ加权平均偏负，值为

－９８１‰，全年降雨（４～１０月降雨）δ１８Ｏｐ加权平均

偏正，值为－９５６‰，而所有滴水 δ１８Ｏｗ 值（约为－９６‰）介于二者之间（表 １），更接近于 ４～１０月降雨 δ１８Ｏｐ加权平均值；另外，滴水的年际变化没有降雨加权平均值显著，但是其趋势与降水年际特征

类似。这些现象说明庙洞滴水更多的继承了降雨的

氧同位素值，特别是 ６～９月的雨季降水，而降雪的补给作用不明显。有研究表明土壤层和表层岩溶过

程可能发生蒸发作用，导致滴水氧同位素偏正［３２］，

庙洞是否也存在类似的“蒸发效应”？为了排除这

种可能性，我们将滴水的氘氧同位素投影到降雨和

降雪氘氧同位素关系图中（图 ３ｂ），从图 ３ｂ中可以清楚看出，滴水值位于降雨的平均值附近，二者都

位于降雪回归线的下方，说明滴水与降雨有相同的

过剩氘值，明显小于降雪的过剩氘值，这意味着降

雪对滴水补给贡献有限，另外这也从侧面证明了庙

洞上覆土壤过程对洞穴滴水补给水的氧同位素的影

响可能并不显著。

降雪对洞穴滴水的补给贡献小，除了降雪量相

对于降雨量少的因素外，更可能与该地区季节性冻

土层冻融过程与机制有关，因为开春积雪融化时段

正值该区春旱时节，融化的雪水可能更多地通过土

壤过程，或被蒸发或者被植物吸收，具体机制尚待

进一步的深入研究。

３３　滴水方解石沉积的氧稳定同位素特征

　　根据显微镜下晶体特征鉴定，庙洞滴水的碳酸盐沉积均为方解石，其 δ１８Ｏｃ值随时间变化如图 ５，

δ１８Ｏｃ值的年统计值列于表 １之中，δ１８Ｏ值和δ１３Ｃ值关

系如图 ６所示。一般认为，平衡分馏的碳酸盐氧同位素决定于

母液氧同位素值和沉积温度［６２，６３］

。为了验证平衡

分馏时，滴水碳酸钙沉积的 δ１８Ｏｃｔ理论值计算，采用

Ｋｉｍ和 ＯＮｅｉｌ［６３］的经验公式，即：１０００ｌｎαｃｔｗ ＝１８０３（１０

３Ｔ－１）－３２４２ （１）

则： δ１８Ｏｃｔ＝αｃｔｗ［δ１８Ｏｗ ＋１０００］－１０００ （２）

　　其中，αｃｔ－ｗ为滴水与碳酸钙沉积的氧同位素分

馏系数；δ１８Ｏｗ为滴水氧同位素，采用玻璃片放置与

收集时滴水氧同位素的算术平均值；δ１８Ｏｃｔ为平衡分馏理论计算值；Ｔ为绝对温度 （Ｋ），采用洞穴空气温度（约 １２℃）。滴水 δ１８Ｏｗ 的 ＰＤＢ标准值采用

Ｃｏｐｌｅｎ等［６４］的经验公式，即 δ１８ＯＰＤＢ ＝０９７００２×

δ１８ＯＶＳＭＯＷ－２９９８换算。计算的结果如图 ５ｂ和表 １所示。归纳起来，滴水碳酸钙沉积的 δ１８Ｏ具有以下各

个特点：

（１）单一滴水点，氧同位素变化幅度非常小，ＭＤ３点变化幅度（约 ０５‰）略大于 ＭＤ１点（约０３‰）（图 ５ｂ和图 ６）。

（２）不同滴水点，ＭＤ１点和 ＭＤ３点的 δ１８Ｏｃ平均值分别为－８６３（±０１１）‰和－８３７（±０２１）‰，ＭＤ１小于 ＭＤ３点，二者相差约 ０２６‰。

（３）不论是单一滴水点，还是两个滴水点一起，δ１８Ｏｃ和δ

１３Ｃ都具有线性相关关系，所有数据点的

δ１８Ｏｃ和δ１３Ｃ之间线性相关非常显著（图 ６）。

（４）滴水碳酸钙沉积的平衡分馏理论 δ１８Ｏｃｔ值较实测值偏轻（图 ５ｂ），ＭＤ１和 ＭＤ３分别偏轻约０５９‰和 ０８８‰（表 １）。

庙洞洞内环境封闭，空气温度恒定，湿度大于

９５％，一般而言，在这种环境下，滴水同位素“蒸发效应”

［３９］可以忽略不计。滴水沉积更有利于同位素

平衡分馏，庙洞所有观测点的滴水氧同位素在误差

范围内基本一致（约－９６‰），差异非常小，因此，根据平衡分馏经验公式

［６３］计算的理论值也基本保持

稳定（图 ５ｂ）。然而，实测结果却显示出显著的空间差异，滴水快的 ＭＤ１基本保持平衡分馏，而滴水慢的 ＭＤ３季节性变化约为 ０４‰（图 ５ｂ），平均值较ＭＤ１点偏正约 ０２６‰（表 １），这些证据都暗示着ＭＤ３点存在动力分馏现象，δ１８Ｏｃ和 δ

１３Ｃ显著相关（图 ６）进一步佐证了这一可能性。洞穴滴水沉积的动力分馏可能由于过快 ＣＯ２逸出或者蒸发作用造

成的［２２］，滴水的碳酸氢钙含量和电导都不高，而且

ＭＤ１还略微高于 ＭＤ３，说明不存在 ＣＯ２过快逸出导致 ＭＤ３发生动力分馏的可能性。比较这两个观测点的沉积环境，二者类似，ＭＤ３点位于支洞最深处，空气环境甚至更稳定，唯一的显著差异是滴水速

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　６期 王　芳等：辽宁本溪庙洞降水、滴水和现生碳酸钙的δ１８Ｏ变化特征及其古气候意义

图 ５　庙洞降水 δ１８Ｏｐ和滴水碳酸盐沉积的 δ１８Ｏ变化

（ａ）月平均降水氧同位素，点划线为年重量加权平均值（Ｍｏｎｔｈｌｙｐｒｅｃｉｐｉｔａｔｉｏｎｏｘｙｇｅｎｉｓｏｔｏｐｅ，ｃｈａｉｎｌｉｎｅｓｓｈｏｗａｎｎｕａｌｌｙｗｅｉｇｈｔｅｄａｖｅｒａｇｅ

ｏｆｐｒｅｃｉｐｉｔａｔｉｏｎ）；（ｂ）δ１８Ｏ值；（ｃ）ＭＤ１滴水速率（ｄｒｉｐｒａｔｅｏｆＭＤ１）；（ｄ）ＭＤ３滴水速率（ｄｒｉｐｒａｔｅｏｆＭＤ３）；（ｅ）降水量（ｐｒｅｃｉｐｉｔａｔｉｏｎａｍｏｕｎｔ）

Ｆｉｇ５　Ｖａｒｉａｂｉｌｉｔｙｏｆδ１８ＯｉｎｐｒｅｃｉｐｉｔａｔｉｏｎａｎｄｔｈｏｓｅｏｆｉｎｃａｒｂｏｎａｔｅｄｅｐｏｓｉｔｉｏｎｏｆｄｒｉｐｓＭＤ１ａｎｄＭＤ３ｉｎＭｉａｏｄｏｎｇＣａｖｅ

图 ６　滴水点 ＭＤ１和 ＭＤ３碳酸盐沉积的

碳氧稳定同位素关系图

Ｆｉｇ６　δ１８Ｏｃｖｓ．δ１３Ｃｉｎｃａｒｂｏｎａｔｅｐｒｅｃｉｐｉｔａｔｉｏｎ

ｏｆｄｒｉｐｓｉｔｅｓＭＤ１ａｎｄＭＤ３ｉｎＭｉａｏｄｏｎｇＣａｖｅ

率，ＭＤ３滴水速率较 ＭＤ１低了 １个数量级（图 ５ｃ

和图 ５ｄ），而且 ＭＤ３沉积物 δ１８Ｏｃ最为偏正的春季

对应的滴水速率也最低（图 ２ｂ和图 ４ａ）。因此，过

慢的滴水速率可能是导致 ＭＤ３点同位素偏正的原因。滴水速率太慢，致使滴水在沉积物顶面长期滞

留，滞留时间的延长可能引起以下 ３个过程：１）增强蒸发作用。尽管庙洞洞内环境封闭，常年湿度大

于 ９５％，但是滴水长时间滞留沉积物表面，仍可能使缓慢的蒸发不断累积，导致沉积物的 δ１８Ｏ出现可

识别的偏正现象；２）增加 ＣＯ２逸出比例。滞留时间延长意味着 ＣＯ２逸出时间的延长，这可能导致 ＣＯ２逸出比例的增加

［２２］，从而使得碳酸钙沉积物的 δ１８Ｏ

变正；３）增加水膜中的 ＣＯ２与环境空气中 ＣＯ２的交换概率。

这 ３个过程都可能导致滴水碳酸钙同位素偏离平衡分馏，究竟是哪个过程起主导？或者若干个过

程共同作用？尚待进一步的研究。

在石笋重建中，相同时段石笋有时会出现个别

石笋绝对值系统偏移，滴水太慢的点碳酸钙沉积物

的 δ１８Ｏ偏重可能是出现这种现象的潜在影响因素。如果不同石笋序列间相互拼接时，这种情况需要结

合沉积速率判断，以便采取更合理的平移策略，从

而减小趋势误差。

值得注意的是，ＭＤ１滴水碳酸钙沉积的 δ１８Ｏｃ显示其沉积基本达到同位素平衡分馏，但是，与理

论值 δ１８Ｏｃｔ比较，偏重了大约０５９‰（表 １），这说明洞穴滴水沉积的氧同位素分馏系数可能大于 Ｋｉｍ和 ＯＮｅｉｌ［６３］的估计值 １０３１３，这个结果与 Ｄａｙ和

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第　　四　　纪　　研　　究 ２０１６年

Ｈｅｎｄｅｒｓｏｎ［２１］的滴水模拟沉积实验结果类似，该模拟实验中滴水较慢的滴水点，其碳酸钙沉积的实测

值（２５℃条件下）比理论值［６３］δ１８Ｏｃｔ偏重了约 １．０‰。

４　结论

　　基于本溪庙洞降水和滴水的氢氧同位素，以及滴水碳酸钙沉积的氧同位素两年的观测数据

（２０１２～２０１３年），我们分析了庙洞滴水氧同位素对大气降水氧同位素的继承性，并讨论了洞穴滴水碳

酸钙沉积的氧同位素时空变化特征、影响因素及其

对石笋古气候重建的指示意义。综上所述，可以得

出以下几点认识：

（１）庙洞降水 δ１８Ｏｐ季节性特征明显，冬季降雪

δ１８Ｏｐ值（－１３４３‰）小于 ６～９月降雨（－９８２‰），春秋季降雨最正，当地降雨线与东北地区降雨线平

行，但是过剩氘更大，斜率小于全球大气降水线，

与北京观测结果更接近。

（２）洞穴滴水表现出很好的空间一致性，有微弱的年际变化，但是幅度很小（０２‰），滴水 δ１８Ｏｗ（约－９６‰）介于全年降水加权平均值（－９８１‰）与 ４～１０月降雨加权平均值（－９５６‰）之间，更接近于后者，滴水的 δＤ－δ１８Ｏ位于降雨线性回归线的

平均位置，与降雪的δＤ－δ１８Ｏ回归线明显不同，说明滴水更多记录降雨的平均值，而降雪贡献较小。

（３）滴水碳酸钙沉积的氧同位素出现显著的空间差异，滴水较快的点，其 δ１８Ｏｃ值没有明显的季节变化；相反，滴水慢的点（每分钟小于 ２滴），其

δ１８Ｏｃ值则出现明显季节性变化，变化幅度约为

０４‰，而且，其 δ１８Ｏｃ值相对于滴水快的点整体偏正约０２６‰，这种时空差异可能是滴率太慢引起的动力分馏造成的。

（４）对于无明显动力分馏的点，碳酸钙沉积的

δ１８Ｏｃ值较理论计算值 δ１８Ｏｃｔ偏正约 ０５９‰，意味着

洞穴滴水氧同位素分馏系数比现在常用的经验值更

大，这与最近一些室内模拟实验结果类似，可能是

一个值得深入研究的科学问题。

致谢　感谢福建师范大学地理科学学院雷国良博士和河海大学水同位素实验室苏治国博士在水中

氧同位素测试给予的帮助；感谢辽宁省桓仁县沙尖

子镇政府和干沟子村委会对野外观测予以的支持；

特别感谢审稿专家和编辑部杨美芳老师提出的宝贵

评审意见和修改建议，帮助提高和完善了本文。

参考文献 （Ｒｅｆｅｒｅｎｃｅｓ）

１　ＷａｎｇＹＪ，ＣｈｅｎｇＨ，ＥｄｗａｒｄｓＲＬｅｔａｌ．Ａｈｉｇｈｒｅｓｏｌｕｔｉｏｎａｂｓｏｌｕｔｅ

ｄａｔｅｄＬａｔｅＰｌｅｉｓｔｏｃｅｎｅｍｏｎｓｏｏｎｒｅｃｏｒｄｆｒｏｍ ＨｕｌｕＣａｖｅ，Ｃｈｉｎａ．

Ｓｃｉｅｎｃｅ，２００１，２９４（５５５０）：２３４５～２３４８

２　ＴａｎＭ，ＬｉｕＴＳ，ＨｏｕＪＺｅｔａｌ．Ｃｙｃｌｉｃｒａｐｉｄｗａｒｍｉｎｇｏｎｃｅｎｔｅｎｎｉａｌ

ｓｃａｌｅｒｅｖｅａｌｅｄｂｙａ２６５０ｙｅａｒｓｔａｌａｇｍｉｔｅｒｅｃｏｒｄｏｆｗａｒｍ ｓｅａｓｏｎ

ｔｅｍｐｅｒａｔｕｒｅ．ＧｅｏｐｈｙｓｉｃａｌＲｅｓｅａｒｃｈ Ｌｅｔｔｅｒｓ， ２００３， ３０（１２）：

１６１７～１６２０

３　ＴａｎＭ，ＢａｋｅｒＡ，ＧｅｎｔｙＤｅｔａｌ．Ａｐｐｌｉｃａｔｉｏｎｓｏｆｓｔａｌａｇｍｉｔｅｌａｍｉｎａｅｔｏ

ｐａｌｅｏｃｌｉｍａｔｅ ｒｅｃｏｎｓｔｒｕｃｔｉｏｎｓ： Ｃｏｍｐａｒｉｓｏｎ ｗｉｔｈ ｄｅｎｄｒｏｃｈｒｏｎｏｌｏｇｙ／

ｃｌｉｍａｔｏｌｏｇｙ．ＱｕａｔｅｒｎａｒｙＳｃｉｅｎｃｅＲｅｖｉｅｗｓ，２００６，２５（１７～１８）：２１０３～

２１１７

４　ＬｉｕＤＢ，ＷａｎｇＹＪ，ＣｈｅｎｇＨｅｔａｌ．ＡｄｅｔａｉｌｅｄｃｏｍｐａｒｉｓｏｎｏｆＡｓｉａｎ

ｍｏｎｓｏｏｎｉｎｔｅｎｓｉｔｙａｎｄＧｒｅｅｎｌａｎｄｔｅｍｐｅｒａｔｕｒｅｄｕｒｉｎｇｔｈｅＡｌｌｅｒｄａｎｄ

ＹｏｕｎｇｅｒＤｒｙａｓｅｖｅｎｔｓ．ＥａｒｔｈａｎｄＰｌａｎｅｔａｒｙＳｃｉｅｎｃｅＬｅｔｔｅｒｓ，２００８，

２７２（３～４）：６９１～６９７

５　谭　明．环流效应：中国季风区石笋氧同位素短尺度变化的气

候意义———古气候记录与现代气候研究的一次对话．第四纪研

究，２００９，２９（５）：８５１～８６２

ＴａｎＭｉｎｇ．Ｃｉｒｃｕｌａｔｉｏｎｅｆｆｅｃｔ：Ｃｌｉｍａｔｉｃｓｉｇｎｉｆｉｃａｎｃｅｏｆｔｈｅｓｈｏｒｔｔｅｒｍ

ｖａｒｉａｂｉｌｉｔｙｏｆｔｈｅｏｘｙｇｅｎｉｓｏｔｏｐｅｓｉｎｓｔａｌａｇｍｉｔｅｓｆｒｏｍ ｍｏｎｓｏｏｎａｌ

Ｃｈｉｎａ———Ｄｉａｌｏｇｕｅ ｂｅｔｗｅｅｎ ｐａｌｅｏｃｌｉｍａｔｅ ｒｅｃｏｒｄｓ ａｎｄ ｍｏｄｅｒｎ

ｃｌｉｍａｔｅｒｅｓｅａｒｃｈ．ＱｕａｔｅｒｎａｒｙＳｃｉｅｎｃｅｓ，２００９，２９（５）：８５１～８６２

６　ＣｌｅｍｅｎｓＳＣ，ＰｒｅｌｌＷ Ｌ，ＳｕｎＹ Ｂ．Ｏｒｂｉｔａｌｓｃａｌｅｔｉｍｉｎｇａｎｄ

ｍｅｃｈａｎｉｓｍｓｄｒｉｖｉｎｇＬａｔｅＰｌｅｉｓｔｏｃｅｎｅＩｎｄｏＡｓｉａｎｓｕｍｍｅｒｍｏｎｓｏｏｎｓ：

Ｒｅｉｎｔｅｒｐｒｅｔｉｎｇｃａｖｅｓｐｅｌｅｏｔｈｅｍδ１８Ｏ．Ｐａｌｅｏｃｅａｎｏｇｒａｐｈｙ，２０１０，２５

（４）：５４５～５５８

７　ＤａｙｅｍＫＥ，ＭｏｌｎａｒＰ，ＢａｔｔｉｓｔｉＤＳｅｔａｌ．Ｌｅｓｓｏｎｓｌｅａｒｎｅｄｆｒｏｍ

ｏｘｙｇｅｎｉｓｏｔｏｐｅｓｉｎｍｏｄｅｒｎｐｒｅｃｉｐｉｔａｔｉｏｎａｐｐｌｉｅｄｔｏｉｎｔｅｒｐｒｅｔａｔｉｏｎｏｆ

ｓｐｅｌｅｏｔｈｅｍｒｅｃｏｒｄｓｏｆｐａｌｅｏｃｌｉｍａｔｅｆｒｏｍ ＥａｓｔｅｒｎＡｓｉａ．Ｅａｒｔｈａｎｄ

ＰｌａｎｅｔａｒｙＳｃｉｅｎｃｅＬｅｔｔｅｒｓ，２０１０，２９５（１～２）：２１９～２３０

８　ＰａｕｓａｔａＦＳＲ，ＢａｔｔｉｓｔｉＤ Ｓ，ＮｉｓａｎｃｉｏｇｌｕＫ Ｈ ｅｔａｌ．Ｃｈｉｎｅｓｅ

ｓｔａｌａｇｍｉｔｅδ１８ＯｃｏｎｔｒｏｌｌｅｄｂｙｃｈａｎｇｅｓｉｎｔｈｅＩｎｄｉａｎｍｏｎｓｏｏｎｄｕｒｉｎｇａ

ｓｉｍｕｌａｔｅｄＨｅｉｎｒｉｃｈ ｅｖｅｎｔ．ＮａｔｕｒｅＧｅｏｓｃｉｅｎｃｅ， ２０１１， ４（７）：

４７４～４８０

９　ＭａｈｅｒＢＡ，ＴｈｏｍｐｓｏｎＲ．Ｏｘｙｇｅｎｉｓｏｔｏｐｅｓｆｒｏｍ Ｃｈｉｎｅｓｅｃａｖｅｓ：

Ｒｅｃｏｒｄｓｎｏｔｏｆｍｏｎｓｏｏｎｒａｉｎｆａｌｌｂｕｔｏｆｃｉｒｃｕｌａｔｉｏｎｒｅｇｉｍｅ．Ｊｏｕｒｎａｌｏｆ

ＱｕａｔｅｒｎａｒｙＳｃｉｅｎｃｅｓ，２０１２，２７（６）：６１５～６２４

１０　ＬｉｕＺＹ，ＷｅｎＸＹ，ＢｒａｄｙＥＣｅｔａｌ．Ｃｈｉｎｅｓｅｃａｖｅｒｅｃｏｒｄｓａｎｄｔｈｅ

ＥａｓｔＡｓｉａｓｕｍｍｅｒｍｏｎｓｏｏｎ．ＱｕａｔｅｒｎａｒｙＳｃｉｅｎｃｅＲｅｖｉｅｗｓ，２０１４，８３

（１）：１１５～１２８

１１　ＣａｌｅｙＴ，ＲｏｃｈｅＤＭ，ＲｅｎｓｓｅｎＨ．ＯｒｂｉｔａｌＡｓｉａｎｓｕｍｍｅｒｍｏｎｓｏｏｎ

ｄｙｎａｍｉｃｓｒｅｖｅａｌｅｄｕｓｉｎｇａｎｉｓｏｔｏｐｅｅｎａｂｌｅｄｇｌｏｂａｌｃｌｉｍａｔｅｍｏｄｅｌ．

ＮａｔｕｒｅＣｏｍｍｕｎｉｃａｔｉｏｎｓ，２０１４，５：ｄｏｉ：１０１０３８／ｎｃｏｍｍｓ６３７１

１２　谭　明．近千年气候格局的环流背景：ＥＮＳＯ态的不确定性分析

与再重建．中国科学：地球科学，２０１６，４６（５）：６５７～６７３

ＴａｎＭｉｎｇ．Ｃｉｒｃｕｌａｔｉｏｎｂａｃｋｇｒｏｕｎｄｏｆｃｌｉｍａｔｅｐａｔｔｅｒｎｓｉｎｔｈｅｐａｓｔ

ｍｉｌｌｅｎｎｉｕｍ：ＵｎｃｅｒｔａｉｎｔｙａｎａｌｙｓｉｓａｎｄｒｅｒｅｃｏｎｓｔｒｕｃｔｉｏｎｏｆＥＮＳＯｌｉｋｅ

ｓｔａｔｅ．ＳｃｉｅｎｃｅＣｈｉｎａ：ＥａｒｔｈＳｃｉｅｎｃｅｓ，２０１６，５９（６）：１２２５～１２４１

１３　何璐瑶，胡超涌，黄俊华等．石笋氧同位素指示东亚季风大尺

度环流特征．第四纪研究，２００９，２９（５）：９５０～９５６

８７３１

　６期 王　芳等：辽宁本溪庙洞降水、滴水和现生碳酸钙的δ１８Ｏ变化特征及其古气候意义

ＨｅＬｕｙａｏ，ＨｕＣｈａｏｙｏｎｇ，ＨｕａｎｇＪｕｎｈｕａｅｔａｌ．Ｃｈａｒａｃｔｅｒｉｓｔｉｃｓｏｆ

ｌａｒｇｅｓｃａｌｅｃｉｒｃｕｌａｔｉｏｎｏｆＥａｓｔＡｓｉａｎｍｏｎｓｏｏｎｉｎｄｉｃａｔｅｄｂｙｏｘｙｇｅｎ

ｉｓｏｔｏｐｅ ｏｆ ｓｔａｌａｇｍｉｔｅｓ． Ｑｕａｔｅｒｎａｒｙ Ｓｃｉｅｎｃｅｓ， ２００９， ２９（５）：

９５０～９５６

１４　胡超涌，汪颖钊，刘浴辉等．９６～６０ｋａＢ．Ｐ．阿曼降水重建及

其与中 国 南 方 降 水 的 对 比．第 四 纪 研 究，２０１６，３６（３）：

５８１～５８６

Ｈｕ Ｃｈａｏｙｏｎｇ， Ｗａｎｇ Ｙｉｎｇｚｈａｏ， Ｌｉｕ Ｙｕｈｕｉｅｔａｌ．Ｒａｉｎｆａｌｌ

ｒｅｃｏｎｓｔｒｕｃｔｉｏｎｆｒｏｍ Ｏｍａｎ ｄｕｒｉｎｇ ９６～６０ｋａＢ．Ｐ．ａｎｄ ｉｔｓ

ｃｏｍｐａｒｉｓｏｎｗｉｔｈｔｈａｔｆｒｏｍ ＳｏｕｔｈｗｅｓｔＣｈｉｎａ．ＱｕａｔｅｒｎａｒｙＳｃｉｅｎｃｅｓ，

２０１６，３６（３）：５８１～５８６

１５　程　海，艾思本，王先锋等．中国南方石笋氧同位素记录的重

要意义．第四纪研究，２００５，２５（２）：１５７～１６３

ＣｈｅｎｇＨａｉ，ＥｄｗａｒｄｓＲＬ，ＷａｎｇＸｉａｎｆｅｎｇｅｔａｌ．Ｏｘｙｇｅｎｉｓｏｔｏｐｅ

ｒｅｃｏｒｄｓｏｆｓｔａｌａｇｍｉｔｅｓｆｒｏｍ ＳｏｕｔｈｅｒｎＣｈｉｎａ．ＱｕａｔｅｒｎａｒｙＳｃｉｅｎｃｅｓ，

２００５，２５（２）：１５７～１６３

１６　谭　明．信风驱动的中国季风区石笋 δ１８Ｏ与大尺度温度场负耦

合———从年代际变率到岁差周期的环流效应 （纪念 ＧＮＩＰ建网

５０周年暨葫芦洞石笋末次冰期记录发表 １０周年）．第四纪研

究，２０１１，３１（６）：１０８６～１０９７

ＴａｎＭｉｎｇ．Ｔｒａｄｅｗｉｎｄｄｒｉｖｅｎｉｎｖｅｒｓｅｃｏｕｐｌｉｎｇｂｅｔｗｅｅｎｓｔａｌａｇｍｉｔｅ

δ１８ＯｆｒｏｍｍｏｎｓｏｏｎｒｅｇｉｏｎｏｆＣｈｉｎａａｎｄｌａｒｇｅｓｃａｌｅｔｅｍｐｅｒａｔｕｒｅ———

Ｃｉｒｃｕｌａｔｉｏｎｅｆｆｅｃｔｏｎｄｅｃａｄａｌｔｏｐｒｅｃｅｓｓｉｏｎａｌｔｉｍｅｓｃａｌｅｓ．Ｑｕａｔｅｒｎａｒｙ

Ｓｃｉｅｎｃｅｓ，２０１１，３１（６）：１０８６～１０９７

１７　谭　明，南素兰，段武辉．中国季风区大气降水同位素的季节

尺度环流效应．第四纪研究，２０１６，３６（３）：５７５～５８０

ＴａｎＭｉｎｇ，ＮａｎＳｕｌａｎ，ＤｕａｎＷｕｈｕｉ．Ｓｅａｓｏｎａｌｓｃａｌｅｃｉｒｃｕｌａｔｉｏｎ

ｅｆｆｅｃｔｏｆｓｔａｂｌｅｉｓｏｔｏｐｅｉｎａｔｍｏｓｐｈｅｒｉｃｐｒｅｃｉｐｉｔａｔｉｏｎｉｎｔｈｅｍｏｎｓｏｏｎ

ｒｅｇｉｏｎｓｏｆＣｈｉｎａ．ＱｕａｔｅｒｎａｒｙＳｃｉｅｎｃｅｓ，２０１６，３６（３）：５７５～５８０

１８　段克勤，姚檀栋，邰庆国等．南亚季风降水的双极振荡．第四纪

研究，２００６，２６（２）：１９２～１９７

ＤｕａｎＫｅｑｉｎ，ＹａｏＴａｎｄｏｎｇ，ＴａｉＱｉｎｇｇｕｏｅｔａｌ．Ａｄｉｐｏｌｅｍｏｄｅｏｆ

ｍｏｎｓｏｏｎ ｒａｉｎｆａｌｌｉｎ Ｈｉｍａｌａｙａ ａｎｄ ｓｏｕｔｈｅｒｎ ｐｅｎｉｎｓｕｌａｒＩｎｄｉａ

ｓｕｂｃｏｎｔｉｎｅｎｔ．ＱｕａｔｅｒｎａｒｙＳｃｉｅｎｃｅｓ，２００６，２６（２）：１９２～１９７

１９　ＨｅｎｄｙＣＨ．Ｔｈｅｉｓｏｔｏｐｉｃｇｅｏｃｈｅｍｉｓｔｒｙｏｆｓｐｅｌｅｏｔｈｅｍｓ———Ⅰ．Ｔｈｅ

ｃａｌｃｕｌａｔｉｏｎｏｆｔｈｅｅｆｆｅｃｔｓｏｆｄｉｆｆｅｒｅｎｔｍｏｄｅｓｏｆｆｏｒｍａｔｉｏｎｏｎｔｈｅ

ｉｓｏｔｏｐｉｃｃｏｍｐｏｓｉｔｉｏｎ ｏｆｓｐｅｌｅｏｔｈｅｍｓａｎｄ ｔｈｅｉｒａｐｐｌｉｃａｂｉｌｉｔｙ ａｓ

ｐａｌａｅｏｃｌｉｍａｔｉｃｉｎｄｉｃａｔｏｒｓ．ＧｅｏｃｈｉｍｉｃａｅｔＣｏｓｍｏｃｈｉｍｉｃａＡｃｔａ，１９７１，

３５（８）：８０１～８２４

２０　ＤｏｒａｌｅＪＡ，ＬｉｕＺＨ．ＬｉｍｉｔａｔｉｏｎｓｏｆＨｅｎｄｙＴｅｓｔｃｒｉｔｅｒｉａｉｎｊｕｄｇｉｎｇ

ｔｈｅｐａｌｅｏｃｌｉｍａｔｉｃ ｓｕｉｔａｂｉｌｉｔｙ ｏｆｓｐｅｌｅｏｔｈｅｍｓａｎｄ ｔｈｅ ｎｅｅｄ ｆｏｒ

ｒｅｐｌｉｃａｔｉｏｎ．ＪｏｕｒｎａｌｏｆＣａｖｅａｎｄＫａｒｓｔＳｔｕｄｉｅｓ，２００９，７１（１）：

７３～８０

２１　ＤａｙＣＣ，ＨｅｎｄｅｒｓｏｎＧＭ．Ｏｘｙｇｅｎｉｓｏｔｏｐｅｓｉｎｃａｌｃｉｔｅｇｒｏｗｎｕｎｄｅｒ

ｃａｖｅａｎａｌｏｇｕｅｃｏｎｄｉｔｉｏｎｓ．ＧｅｏｃｈｉｍｉｃａｅｔＣｏｓｍｏｃｈｉｍｉｃａＡｃｔａ，２０１１，

７５（１４）：３９５６～３９７２

２２　ＢａｒＭａｔｔｈｅｗｓＭ，ＡｙａｌｏｎＡ，ＭａｔｔｈｅｗｓＡｅｔａｌ．Ｃａｒｂｏｎａｎｄｏｘｙｇｅｎ

ｉｓｏｔｏｐｅｓｔｕｄｙｏｆｔｈｅａｃｔｉｖｅｗａｔｅｒｃａｒｂｏｎａｔｅｓｙｓｔｅｍ ｉｎａｋａｒｓｔｉｃ

Ｍｅｄｉｔｅｒｒａｎｅａｎ ｃａｖｅ： Ｉｍｐｌｉｃａｔｉｏｎｓｆｏｒｐａｌｅｏｃｌｉｍａｔｅ ｒｅｓｅａｒｃｈ ｉｎ

ｓｅｍｉａｒｉｄｒｅｇｉｏｎｓ．ＧｅｏｃｈｉｍｉｃａｅｔＣｏｓｍｏｃｈｉｍｉｃａＡｃｔａ，１９９６，６０（２）：

３３７～３４７

２３　周运超，王世杰．贵州凉风洞洞穴滴水水文水化学过程分析．第

四纪研究，２００５，２５（２）：２０８～２１５

ＺｈｏｕＹｕｎｃｈａｏ，ＷａｎｇＳｈｉｊｉｅ．Ａｎａｌｙｓｉｓｏｆｈｙｄｒｏｃｈｅｍｉｃａｌｐｒｏｃｅｓｓｏｆ

ｄｒｉｐｗａｔｅｒｉｎｔｈｅＬｉａｎｇｆｅｎｇＣａｖｅ，Ｌｉｂｏ，Ｇｕｉｚｈｏｕ．Ｑｕａｔｅｒｎａｒｙ

Ｓｃｉｅｎｃｅｓ，２００５，２５（２）：２０８～２１５

２４　王新中，班凤梅，潘根兴．洞穴滴水地球化学的空间和时间变

化及其控制因素———以北京石花洞为例．第四纪研究，２００５，

２５（２）：２５８～２６４

ＷａｎｇＸｉｎｚｈｏｎｇ，ＢａｎＦｅｎｇｍｅｉ，ＰａｎＧｅｎｘｉｎｇ．Ｔｅｍｐｏｒａｌａｎｄｓｐａｔｉａｌ

ｖａｒｉａｔｉｏｎｏｆｃａｖｅｄｒｉｐｗａｔｅｒｇｅｏｃｈｅｍｉｓｔｒｙｉｎＳｈｉｈｕａＣａｖｅ，Ｂｅｉｊｉｎｇ，

Ｃｈｉｎａ．ＱｕａｔｅｒｎａｒｙＳｃｉｅｎｃｅｓ，２００５，２５（２）：２５８～２６４

２５　周运超，王世杰，谢兴能等．贵州 ４个洞穴滴水对大气降雨响

应的动力学及其意义．科学通报，２００４，４９（２１）：２２２０～２２２７

ＺｈｏｕＹｕｎｃｈａｏ，ＷａｎｇＳｈｉｊｉｅ，ＸｉｅＸｉｎｇｎｅｎｇｅｔａｌ．Ｓｉｇｎｉｆｉｃａｎｃｅａｎｄ

ｄｙｎａｍｉｃｓｏｆｄｒｉｐｗａｔｅｒｒｅｓｐｏｎｄｉｎｇｔｏｒａｉｎｆａｌｌｉｎｆｏｕｒｃａｖｅｓｏｆ

Ｇｕｉｚｈｏｕ， Ｃｈｉｎａ．Ｃｈｉｎｅｓｅ Ｓｃｉｅｎｃｅ Ｂｕｌｌｅｔｉｎ， ２００５， ５０（２）：

１５４～１６１

２６　李吉龙，段武辉，吴江滢．安徽蓬莱仙洞不同滴水点差异 ＰＣＰ

作用及其古气候记录研究意义．第四纪研究，２０１４，３４（４）：

９０５～９０６

ＬｉＪｉｌｏｎｇ，ＤｕａｎＷｕｈｕｉ，ＷｕＪｉａｎｇｙｉｎｇ．Ｐｒｉｏｒｃａｌｃｉｔｅｐｒｅｃｉｐｉｔａｔｉｏｎａｔ

ｄｉｆｆｅｒｅｎｔｄｒｉｐｗａｔｅｒｓｉｔｅｓｉｎＰｅｎｇｌａｉｘｉａｎＣａｖｅ，ＡｎｈｕｉＰｒｏｖｉｎｃｅａｎｄ

ｔｈｅｐａｌｅｏｃｌｉｍａｔｉｃｉｍｐｌｉｃａｔｉｏｎｓ．ＱｕａｔｅｒｎａｒｙＳｃｉｅｎｃｅｓ，２０１４，３４（４）：

９０５～９０６

２７　张　伟，段武辉，吴江滢等．南京葫芦洞缺失现代沉积的一个

重要原因：盐效应？———与同一气候条件下安徽蓬莱仙洞的对

比观测研究．第四纪研究，２０１２，３２（２）：３６１～３６８

ＺｈａｎｇＷｅｉ，ＤｕａｎＷｕｈｕｉ，ＷｕＪｉａｎｇｙｉｎｇｅｔａｌ．Ｏｎｅｏｆｔｈｅｉｍｐｏｒｔａｎｔ

ｃａｕｓｅｓｏｆｌａｃｋｏｆａｃｔｉｖｅｓｐｅｌｅｏｔｈｅｍｉｎＮａｎｊｉｎｇＨｕｌｕＣａｖｅ：Ｓａｌｔｉｎｇ

ｉｎｅｆｆｅｃｔ？—Ａ ｃｏｍｐａｒａｔｉｖｅｓｔｕｄｙｗｉｔｈＰｅｎｇｌａｉｘｉａｎＣａｖｅ，Ａｎｈｕｉ

ｕｎｄｅｒｔｈｅｓａｍｅｃｌｉｍａｔｅｃｏｎｄｉｔｉｏｎｓ．ＱｕａｔｅｒｎａｒｙＳｃｉｅｎｃｅｓ，２０１２，３２

（２）：３６１～３６８

２８　桑文翠，张德忠，王晓锋等．甘肃武都万象洞方解石现代沉积

控制因素分析．第四纪研究，２０１３，３３（５）：９３６～９４４

ＳａｎｇＷｅｎｃｕｉ，ＺｈａｎｇＤｅｚｈｏｎｇ，ＷａｎｇＸｉａｏｆｅｎｇｅｔａｌ．Ａｎａｌｙｓｉｓｏｆ

ｍｏｄｅｒｎｃａｌｃｉｔｅｄｅｐｏｓｉｔｉｏｎｃｏｎｔｒｏｌｌｉｎｇｆａｃｔｏｒｓｉｎＷａｎｘｉａｎｇＣａｖｅｆｒｏｍ

Ｗｕｄｕ，Ｇａｎｓｕ．ＱｕａｔｅｒｎａｒｙＳｃｉｅｎｃｅｓ，２０１３，３３（５）：９３６～９４４

２９　刘　肖，杨　琰，彭　涛等．河南鸡冠洞洞穴水对极端气候的

响应及其控制因素研究．环境科学，２０１５，３６（５）：１５８２～１５８９

ＬｉｕＸｉａｏ，ＹａｎｇＹａｎ，ＰｅｎｇＴａｏｅｔａｌ．Ｒｅｓｐｏｎｓｅａｎｄｃｏｎｔｒｏｌｆａｃｔｏｒｓ

ｏｆｇｒｏｕｎｄｗａｔｅｒｔｏｅｘｔｒｅｍｅｗｅａｔｈｅｒ，ＪｉｇｕａｎＣａｖｅ，ＨｅｎａｎＰｒｏｖｉｎｃｅ，

Ｃｈｉｎａ．ＥｎｖｉｒｏｎｍｅｎｔａｌＳｃｉｅｎｃｅ，３６（５）：１５８２～１５８９

３０　ＨａｒｍｏｎＲＳ，ＳｃｈｗａｒｃｚＨ Ｐ，ＧａｓｃｏｙｎｅＭ ｅｔａｌ．Ｐａｌｅｏｃｌｉｍａｔｅ

ｉｎｆｏｒｍａｔｉｏｎｆｒｏｍｓｐｅｌｅｏｔｈｅｍｓ：Ｔｈｅｐｒｅｓｅｎｔａｓａｇｕｉｄｅｔｏｔｈｅｐａｓｔ．

Ｉｎ：ＳａｓｏｗｓｋｙＩＤ，ＭｙｌｒｏｉｅＪｅｄｓ．ＳｔｕｄｉｅｓｏｆＣａｖｅＳｅｄｉｍｅｎｔｓ———

ＰｈｙｓｉｃａｌａｎｄＣｈｅｍｉｃａｌＲｅｃｏｒｄｓｏｆＰａｌｅｏｃｌｉｍａｔｅ．ＮｅｗＹｏｒｋ：Ｋｌｕｗｅｒ

Ａｃａｄｅｍｉｃ／ＰｌｅｎｕｍＰｕｂｌｉｓｈｅｒ，２００４．１９９～２２６

３１　白　晓，桑文翠，李丰山等．武都万象洞方解石现代沉积体系

δ１８Ｏ值月变化特征．地球化学，２０１５，４４（３）：２４５～２５３

ＢａｉＸｉａｏ，ＳａｎｇＷｅｎｃｕｉ，ＬｉＦｅｎｇｓｈａｎｅｔａｌ．Ｍｏｎｔｈｌｙｉｓｏｔｏｐｉｃ

ｖａｒｉａｔｉｏｎｓｏｆｃａｌｃｉｔｅｄｅｐｏｓｉｔｉｏｎｓｙｓｔｅｍ ｉｎＷａｎｘｉａｎｇＣａｖｅ，Ｗｕｄｕ

Ｃｏｕｎｔｙ，Ｇａｎｓｕ．Ｇｅｏｃｈｉｍｉｃａ，２０１５，４４（３）：２４５～２５３

３２　罗维均，王世杰．贵州凉风洞大气降水－土壤水－滴水的 δ１８Ｏ信

９７３１

第　　四　　纪　　研　　究 ２０１６年

号传递及其意义．科学通报，２００８，５３（１７）：２０７１～２０７６

ＬｕｏＷｅｉｊｕｎ，ＷａｎｇＳｈｉｊｉｅ．Ｔｒａｎｓｍｉｓｓｉｏｎｏｆｏｘｙｇｅｎｉｓｏｔｏｐｅｓｉｇｎａｌｓｏｆ

ｐｒｅｃｉｐｉｔａｔｉｏｎｓｏｉｌｗａｔｅｒｄｒｉｐｗａｔｅｒａｎｄｉｔｓｉｍｐｌｉｃａｔｉｏｎｓｉｎＬｉａｎｇｆｅｎｇ

ＣａｖｅｏｆＧｕｉｚｈｏｕ，Ｃｈｉｎａ．ＣｈｉｎｅｓｅＳｃｉｅｎｃｅＢｕｌｌｅｔｉｎ，２００８，５３（２１）：

３３６４～３３７０

３３　王海波，李廷勇，袁　娜等．重庆金佛山羊口洞滴水 δＤ和 δ１８Ｏ

变化特征及其环境意义．中国岩溶，２０１４，３３（２）：１４６～１５５

ＷａｎｇＨａｉｂｏ， ＬｉＴｉｎｇｙｏｎｇ， Ｙｕａｎ Ｎａ ｅｔａｌ．Ｅｎｖｉｒｏｎｍｅｎｔａｌ

ｓｉｇｎｉｆｉｃａｔｉｏｎａｎｄｃｈａｒａｃｔｅｒｉｓｔｉｃｓｏｆδＤａｎｄδ１８Ｏｖａｒｉａｔｉｏｎｉｎｄｒｉｐｗａｔｅｒ

ｉｎＹａｎｇｋｏｕＣａｖｅ，Ｃｈｏｎｇｑｉｎｇ．ＣａｒｓｏｌｏｇｉｃａＳｉｎｉｃａ，２０１４，３３（２）：

１４６～１５５

３４　张平中，陈一萌，ＪｏｈｎｓｏｎＫＲ等．甘肃武都万象洞滴水与现代

石笋 同 位 素 的 环 境 意 义．科 学 通 报，２００４，４９（１５）：

１５２９～１５３１

ＺｈａｎｇＰｉｎｇｚｈｏｎｇ，ＣｈｅｎＹｉｍｅｎｇ，ＪｏｈｎｓｏｎＫ Ｒ ｅｔａｌ．Ｍｏｄｅｒｎ

ｓｙｓｔｅｍａｔｉｃｓ ａｎｄ ｅｎｖｉｒｏｎｍｅｎｔａｌｓｉｇｎｉｆｉｃａｎｃｅ ｏｆｓｔａｂｌｅ ｉｓｏｔｏｐｉｃ

ｖａｒｉａｔｉｏｎｓｉｎＷａｎｘｉａｎｇＣａｖｅ，Ｗｕｄｕ，Ｇａｎｓｕ，Ｃｈｉｎａ．ＣｈｉｎｅｓｅＳｃｉｅｎｃｅ

Ｂｕｌｌｅｔｉｎ，２００４，４９（１５）：１６４９～１６５２

３５　李　彬，袁道先，林玉石等．桂林地区降水、洞穴滴水及现代洞

穴碳酸盐氧碳同位素研究及其环境意义．中国科学 （Ｄ辑），

２０００，３０（１）：８１～８７

ＬｉＢｉｎ，ＹｕａｎＤａｏｘｉａｎ，ＬｉｎＹｕｓｈｉｅｔａｌ．Ｏｘｙｇｅｎａｎｄｃａｒｂｏｎｉｓｏｔｏｐｉｃ

ｃｈａｒａｃｔｅｒｉｓｔｉｃｓｏｆｒａｉｎｗａｔｅｒ，ｄｒｉｐｗａｔｅｒａｎｄｐｒｅｓｅｎｔｓｐｅｌｅｏｔｈｅｍｓｉｎａ

ｃａｖｅｉｎＧｕｉｌｉｎａｒｅａ，ａｎｄｔｈｅｉｒｅｎｖｉｒｏｎｍｅｎｔａｌｍｅａｎｉｎｇｓ．Ｓｃｉｅｎｃｅｉｎ

Ｃｈｉｎａ（ＳｅｒｉｅｓＤ），２０００，４３（３）：２７７～２８５

３６　赵景耀，杨　琰，彭　涛等．河南鸡冠洞降水、滴水和现生碳酸

钙的 δ１８Ｏ变化特征及其环流意义．第四纪研究，２０１４，３４（５）：

１１０６～１１１６

ＺｈａｏＪｉｎｇｙａｏ，ＹａｎｇＹａｎ，ＰｅｎｇＴａｏｅｔａｌ．Ｖａｒｉａｔｉｏｎｏｆδ１８Ｏｖａｌｕｅｓｉｎ

ｔｈｅｐｒｅｃｉｐｉｔａｔｉｏｎ，ｃａｖｅｄｒｉｐｗａｔｅｒａｎｄｍｏｄｅｒｎｃａｌｃｉｔｅｄｅｐｏｓｉｔｉｏｎｉｎ

ＪｉｇｕａｎＣａｖｅ，ＨｅｎａｎＰｒｏｖｉｎｃｅａｎｄｉｔｓａｔｍｏｓｐｈｅｒｉｃｃｉｒｃｕｌａｔｉｏｎｅｆｆｅｃｔ．

ＱｕａｔｅｒｎａｒｙＳｃｉｅｎｃｅｓ，２０１４，３４（５）：１１０６～１１１６

３７　张美良，朱晓燕，吴　夏等．桂林洞穴滴水与现代碳酸钙 δ１８Ｏ记

录的环境意义———以桂林七星岩 Ｎｏ１５支洞为例．沉积学报，

２０１５，３３（４）：６９７～７０５

ＺｈａｎｇＭｅｉｌｉａｎｇ， Ｚｈｕ Ｘｉａｏｙａｎ， Ｗｕ Ｘｉａｅｔａｌ．Ｅｎｖｉｒｏｎｍｅｎｔａｌ

ｓｉｇｎｉｆｉｃａｎｃｅｏｆδ１８Ｏｒｅｃｏｒｄｆｒｏｍｃａｖｅｄｒｉｐｗａｔｅｒａｎｄｒｅｃｅｎｔｃａｒｂｏｎａｔｅ

ｄｅｐｏｓｉｔａｔＮｏ１５ｂｒａｎｃｈｉｎｇｃａｖｅｏｆＳｅｖｅｎＳｔａｒＣａｖｅｉｎＧｕｉｌｉｎ．Ａｃｔａ

ＳｅｄｉｍｅｎｔｏｌｏｇｉｃａＳｉｎｉｃａ，２０１５，３３（４）：６９７～７０５

３８　ＤｕａｎＷ Ｈ，ＲｕａｎＪＹ，ＬｕｏＷ Ｊｅｔａｌ．Ｔｈｅｔｒａｎｓｆｅｒｏｆｓｅａｓｏｎａｌ

ｉｓｏｔｏｐｉｃｖａｒｉａｂｉｌｉｔｙｂｅｔｗｅｅｎｐｒｅｃｉｐｉｔａｔｉｏｎａｎｄｄｒｉｐｗａｔｅｒａｔｅｉｇｈｔ

ｃａｖｅｓｉｎｔｈｅｍｏｎｓｏｏｎｒｅｇｉｏｎｓｏｆＣｈｉｎａ．ＧｅｏｃｈｉｍｉｃａｅｔＣｏｓｍｏｃｈｉｍｉｃａ

Ａｃｔａ，２０１６，１８３：２５０～２６６，ｄｏｉ：１０１０１６／ｊ．ｇｃａ．２０１６０３０３７

３９　田立军，周厚云，段武辉．“蒸发效应”对洞穴滴水氧同位素

信号传递的影响———以广东宝晶宫现代观测为例．第四纪研

究，２０１３，３３（３）：６１８～６２０

ＴｉａｎＬｉｊｕｎ，ＺｈｏｕＨｏｕｙｕｎ，ＤｕａｎＷｕｈｕｉ．Ｔｈｅ“ＥｖａｐｏｒａｔｉｏｎＥｆｆｅｃｔ”

ｏｎ ｔｒａｎｓｍｉｓｓｉｏｎ ｏｆｏｘｙｇｅｎ ｉｓｏｔｏｐｅ ｓｉｇｎａｌｏｆｄｒｉｐ ｗａｔｅｒ ｉｎ

Ｂａｏｊｉｎｇｇｏｎｇ，Ｇｕａｎｇｄｏｎｇｒｅｖｅａｌｅｄｂｙｃａｖｅｍｏｎｉｔｏｒｉｎｇ．Ｑｕａｔｅｒｎａｒｙ

Ｓｃｉｅｎｃｅｓ，２０１３，３３（３）：６１８～６２０

４０　ＨｏｕＪＺ，ＴａｎＭ，ＣｈｅｎｇＨｅｔａｌ．Ｓｔａｂｌｅｉｓｏｔｏｐｅｒｅｃｏｒｄｓｏｆｐｌａｎｔ

ｃｏｖｅｒｃｈａｎｇｅａｎｄ ｍｏｎｓｏｏｎ ｖａｒｉａｔｉｏｎ ｉｎ ｔｈｅｐａｓｔ２２００ ｙｅａｒｓ：

Ｅｖｉｄｅｎｃｅｆｒｏｍ ｌａｍｉｎａｔｅｄｓｔａｌａｇｍｉｔｅｓｉｎＢｅｉｊｉｎｇ，Ｃｈｉｎａ．Ｂｏｒｅａｓ，

２００３，３２（２）：３０４～３１３

４１　吴江滢，汪永进，董进国．全新世东亚夏季风演化的辽宁暖和

洞石笋 δ１８Ｏ记录．第四纪研究，２０１１，３１（６）：９９０～９９８

ＷｕＪｉａｎｇｙｉｎｇ，ＷａｎｇＹｏｎｇｊｉｎ，ＤｏｎｇＪｉｎｇｕｏ．ＣｈａｎｇｅｓｉｎＥａｓｔＡｓｉａｎ

ｓｕｍｍｅｒｍｏｎｓｏｏｎｄｕｒｉｎｇｔｈｅＨｏｌｏｃｅｎｅｒｅｃｏｒｄｅｄｂｙｓｔａｌａｇｍｉｔｅδ１８Ｏ

ｒｅｃｏｒｄｓｆｒｏｍ ＬｉａｏｎｉｎｇＰｒｏｖｉｎｃｅ．ＱｕａｔｅｒｎａｒｙＳｃｉｅｎｃｅｓ，２０１１，３１

（６）：９９０～９９８

４２　郭　允，吴江滢，汪永进等．辽宁本溪暖和洞早全新世石笋年

纹层记录．海洋地质与第四纪地质，２０１２，３２（２）：１３５～１４１

ＧｕｏＹｕｎ，ＷｕＪｉａｎｇｙｉｎｇ，ＷａｎｇＹｏｎｇｊｉｎｅｔａｌ．ＥａｒｌｙＨｏｌｏｃｅｎｅ

ｌａｍｉｎａｔｅｄｓｔａｌａｇｍｉｔｅｒｅｃｏｒｄｓｆｒｏｍ ＮｕａｎｈｅＣａｖｅ，Ｂｅｎｘｉ，Ｃｈｉｎａ．

ＭａｒｉｎｅＧｅｏｌｏｇｙ＆ＱｕａｔｅｒｎａｒｙＧｅｏｌｏｇｙ，２０１２，３２（２）：１３５～１４１

４３　邓　朝，汪永进，刘殿兵等．“８２ｋａ”事件的湖北神农架高分

辨率年纹层石笋记录．第四纪研究，２０１３，３３（５）：９４５～９５３

ＤｅｎｇＣｈａｏ，ＷａｎｇＹｏｎｇｊｉｎ，ＬｉｕＤｉａｎｂｉｎｇｅｔａｌ．ＴｈｅＡｓｉａｎｍｏｎｓｏｏｎ

ｖａｒｉａｂｉｌｉｔｙａｒｏｕｎｄ８２ｋａＢ．Ｐ．ｒｅｃｏｒｄｅｄｂｙａｎａｎｎｕａｌｌｙｌａｍｉｎａｔｅｄ

ｓｔａｌａｇｍｉｔｅ ｆｒｏｍ Ｍｔ．Ｓｈｅｎｎｏｎｇｊｉａ， ＣｅｎｔｒａｌＣｈｉｎａ．Ｑｕａｔｅｒｎａｒｙ

Ｓｃｉｅｎｃｅｓ，２０１３，３３（５）：９４５～９５３

４４　李玲珑，刘再华．不同植被条件下岩溶地下水δ１３ＣＤＩＣ的差异研

究———以贵州夜郎洞、天钟洞和普定岩溶水碳通量模拟试验场

为例．第四纪研究，２０１５，３５（４）：９１３～９２１

ＬｉＬｉｎｇｌｏｎｇ，ＬｉｕＺａｉｈｕａ．Ｓｔｕｄｙｏｎｔｈｅｄｉｆｆｅｒｅｎｃｅｉｎδ１３ＣＤＩＣｏｆｋａｒｓｔ

ｇｒｏｕｎｄｗａｔｅｒｕｎｄｅｒｄｉｆｆｅｒｅｎｔｃｏｎｄｉｔｉｏｎｓｏｆｖｅｇｅｔａｔｉｏｎ———Ｅｘａｍｐｌｅｓ

ｆｒｏｍＹｅｌａｎｇＣａｖｅ，ＴｉａｎｚｈｏｎｇＣａｖｅａｎｄＰｕｄｉｎｇＳｉｍｕｌａｔｉｏｎＴｅｓｔＳｉｔｅ．

ＱｕａｔｅｒｎａｒｙＳｃｉｅｎｃｅｓ，２０１５，３５（４）：９１３～９２１

４５　王晓艳，何尧启，姜修洋．ＣＩＳ２４事件的精确定年及亚旋回特

征：以黔北三星洞石笋为例．第四纪研究，２０１５，３５（６）：

１４１８～１４２４

ＷａｎｇＸｉａｏｙａｎ，ＨｅＹａｏｑｉ，ＪｉａｎｇＸｉｕｙａｎｇ．Ｐｒｅｃｉｓｅｄａｔｉｎｇｏｆｔｈｅ

ＣｈｉｎｅｓｅＩｎｔｅｒｓｔａｄｉａｌ２４ｅｖｅｎｔａｎｄｉｔｓｓｕｂｃｙｃｌｅｓｉｎｆｅｒｒｅｄｆｒｏｍａｈｉｇｈ

ｒｅｓｏｌｕｔｉｏｎｓｔａｌａｇｍｉｔｅδ１８Ｏ ｒｅｃｏｒｄｉｎｎｏｒｔｈｅｒｎＧｕｉｚｈｏｕＰｒｏｖｉｎｃｅ．

ＱｕａｔｅｒｎａｒｙＳｃｉｅｎｃｅｓ，２０１５，３５（６）：１４１８～１４２４

４６　张振球，刘殿兵，汪永进等．中全新世东亚季风年至 １０年际气

候变率：湖北青天洞５５６～４８４ｋａＢ．Ｐ．石笋年层厚度与地球

化学证据．第四纪研究，２０１４，３４（６）：１２４６～１２５５

ＺｈａｎｇＺｈｅｎｑｉｕ，ＬｉｕＤｉａｎｂｉｎｇ，ＷａｎｇＹｏｎｇｊｉｎｅｔａｌ．Ａｎｎｕａｌｔｏ

ｄｅｃａｄａｌｓｃａｌｅｖａｒｉａｂｉｌｉｔｙｏｆＡｓｉａｎｍｏｎｓｏｏｎｃｌｉｍａｔｅｓｄｕｒｉｎｇＭｉｄ

Ｈｏｌｏｃｅｎｅ：Ｅｖｉｄｅｎｃｅｆｒｏｍｐｒｏｘｉｅｓｏｆａｎｎｕａｌｂａｎｄｓａｎｄｇｅｏｃｈｅｍｉｃａｌ

ｂｅｈａｖｉｏｒｓｏｆａｓｐｅｌｅｏｔｈｅｍｆｒｏｍ５５６ｋａＢ．Ｐ．ｔｏ４８４ｋａＢ．Ｐ．ｉｎ

ＱｉｎｇｔｉａｎＣａｖｅ，ＣｅｎｔｒａｌＣｈｉｎａ．ＱｕａｔｅｒｎａｒｙＳｃｉｅｎｃｅｓ，２０１４，３４（６）：

１２４６～１２５５

４７　李　伟，陈仕涛，吴帅男等．东亚季风 “２８ｋａ”事件高分辨率

的石笋记录．第四纪研究，２０１４，３４（６）：１２５６～１２６３

ＬｉＷｅｉ，ＣｈｅｎＳｈｉｔａｏ，ＷｕＳｈｕａｉｎａｎｅｔａｌ．ＡｈｉｇｈｒｅｓｏｌｕｔｉｏｎＥａｓｔ

Ａｓｉａｎｍｏｎｓｏｏｎｒｅｃｏｒｄｓａｒｏｕｎｄ２．８ｋａＢ．Ｐ．ｆｒｏｍＭｔ．Ｓｈｅｎｎｏｎｇｊｉａ，

ＣｅｎｔｒａｌＣｈｉｎａ．ＱｕａｔｅｒｎａｒｙＳｃｉｅｎｃｅｓ，２０１４，３４（６）：１２５６～１２６３

４８　陈　琼，刘淑华，米小建等．川东北石笋记录的 ＧＩＳ４～５夏季

风气候变化及与高纬气候的联系．第四纪研究，２０１４，３４（６）：

１２６４～１２６９

ＣｈｅｎＱｉｏｎｇ，ＬｉｕＳｈｕｈｕａ，ＭｉＸｉａｏｊｉａｎｅｔａｌ．Ｓｐｅｌｅｐｔｈｅｍｄｅｒｉｖｅｄ

ＡｓｉａｎｓｕｍｍｅｒｍｏｎｓｏｏｎｖａｒｉａｔｉｏｎｓｄｕｒｉｎｇＧｒｅｅｎｌａｎｄＩｎｔｅｒｓｔａｄｉａｌｓ４ｔｏ

０８３１

　６期 王　芳等：辽宁本溪庙洞降水、滴水和现生碳酸钙的δ１８Ｏ变化特征及其古气候意义

５ｉｎＮＥ Ｓｉｃｈｕａｎ，ＣｅｎｔｒａｌＣｈｉｎａａｎｄｔｅｌｅｃｏｎｎｅｃｔｉｏｎｓｗｉｔｈｈｉｇｈ

ｌａｔｉｔｕｄｅｃｌｉｍａｔｅｓ．ＱｕａｔｅｒｎａｒｙＳｃｉｅｎｃｅｓ，２０１４，３４（６）：１２６４～１２６９

４９　张伟宏，汪永进，吴江滢等．南京葫芦洞石笋微量元素记录的

末次冰消期气候变化．第四纪研究，２０１４，３４（６）：１２２７～１２３７

ＺｈａｎｇＷｅｉｈｏｎｇ，ＷａｎｇＹｏｎｇｊｉｎ，ＷｕＪｉａｎｇｙｉｎｇｅｔａｌ．Ｌａｓｔｄｅｇｌａｃｉａｌ

ｃｌｉｍａｔｅｖａｒｉａｔｉｏｎｓｉｎｆｅｒｒｅｄｆｒｏｍｔｒａｃｅｅｌｅｍｅｎｔｓｉｎａｓｔａｌａｇｍｉｔｅｆｒｏｍ

ＨｕｌｕＣａｖｅ，Ｎａｎｊｉｎｇ．ＱｕａｔｅｒｎａｒｙＳｃｉｅｎｃｅｓ，２０１４，３４（６）：１２２７～

１２３７

５０　王晓锋，张平中，周鹏超等．ＭＩＳ５ｃ向 ＭＩＳ５ｂ转换期亚洲夏季

风的演变特征———万象洞石笋记录．第四纪研究，２０１５，３５

（６）：１４１２～１４１７

ＷａｎｇＸｉａｏｆｅｎｇ，ＺｈａｎｇＰｉｎｇｚｈｏｎｇ，ＺｈｏｕＰｅｎｇｃｈａｏｅｔａｌ．Ｔｈｅ

ｅｖｏｌｕｔｉｏｎｏｆＡｓｉａｎｓｕｍｍｅｒｍｏｎｓｏｏｎｄｕｒｉｎｇＭＩＳ５ｃ～５ｂｆｒｏｍ ａ

ｓｔａｌａｇｍｉｔｅｒｅｃｏｒｄｉｎＷａｎｘｉａｎｇＣａｖｅ．ＱｕａｔｅｒｎａｒｙＳｃｉｅｎｃｅｓ，２０１５，３５

（６）：１４１２～１４１７

５１　董进国，吉云松，钱　鹏．黄土高原洞穴石笋记录的８２ｋａＢ．Ｐ．

气候突变事件．第四纪研究，２０１３，３３（５）：１０３４～１０３６

ＤｏｎｇＪｉｎｇｕｏ，ＪｉＹｕｎｓｏｎｇ，ＱｉａｎＰｅｎｇ． “８２ｋａＢ．Ｐ．ｅｖｅｎｔ”ｏｆ

ＡｓｉａｎｍｏｎｓｏｏｎｉｎａｓｔａｌａｇｍｉｔｅｒｅｃｏｒｄｆｒｏｍＣｈｉｎｅｓｅＬｏｅｓｓＰｌａｔｅａｕ．

ＱｕａｔｅｒｎａｒｙＳｃｉｅｎｃｅｓ，２０１３，３３（５）：１０３４～１０３６

５２　谭亮成，蔡演军，安芷生等．石笋氧同位素和微量元素记录的

陕南地区 ４２００～２０００ａＢ．Ｐ．高分辨率季风降雨变化．第四纪研

究，２０１４，３４（６）：１２３８～１２４５

ＴａｎＬｉａｎｇｃｈｅｎｇ，ＣａｉＹａｎｊｕｎ，ＡｎＺｈｉｓｈｅｎｇｅｔａｌ．Ｈｉｇｈｒｅｓｏｌｕｔｉｏｎ

ｍｏｎｓｏｏｎｐｒｅｃｉｐｉｔａｔｉｏｎｖａｒｉａｔｉｏｎｓｉｎｓｏｕｔｈｅｒｎＳｈａａｎｘｉ，ＣｅｎｔｒａｌＣｈｉｎａ

ｄｕｒｉｎｇ４２００～２０００ａＢ．Ｐ．ａｓｒｅｖｅａｌｅｄｂｙｓｐｅｌｅｏｔｈｅｍδ１８ＯａｎｄＳｒ／Ｃａ

ｒｅｃｏｒｄｓ．ＱｕａｔｅｒｎａｒｙＳｃｉｅｎｃｅｓ，２０１４，３４（６）：１２３８～１２４５

５３　张　鑫．辽宁省自然灾害的第四纪环境背景研究．大连：辽宁师

范大学硕士学位论文，２００５．１８～２６

ＺｈａｎｇＸｉｎ．Ｓｔｕｄｙｏｎ ｔｈｅＱｕａｔｅｒｎａｒｙＥｎｖｉｒｏｎｍｅｎｔｏｆＮａｔｕｒａｌ

ＤｉｓａｓｔｅｒｓｉｎＬｉａｏｎｉｎｇＰｒｏｖｉｎｃｅ．Ｄａｌｉａｎ：ＴｈｅＭａｓｔｅｒｓＤｉｓｓｅｒｔａｔｉｏｎｏｆ

ＬｉａｏｎｉｎｇＮｏｒｍａｌＵｎｉｖｅｒｓｉｔｙ，２００５．１８～２６

５４　赵　雷，吉　奇，林　双等．１９５３－２０１２年桓仁县气温与蒸发量

变化特征及趋势分析．现代农业科技，２０１５，（３）：２２６～２２８

ＺｈａｏＬｅｉ， ＪｉＱｉ， Ｌｉｎ Ｓｈｕａｎｇ ｅｔａｌ．Ａｎａｌｙｓｉｓｏｎ ｖａｒｉａｔｉｏｎ

ｃｈａｒａｃｔｅｒｉｓｔｉｃｓａｎｄｔｒｅｎｄｏｆｔｅｍｐｅｒａｔｕｒｅａｎｄｅｖａｐｏｒａｔｉｏｎｉｎＨｕａｎｒｅｎ

Ｃｏｕｎｔｙｆｒｏｍ １９５３ ｔｏ２０１２．Ｍｏｄｅｒｎ ＡｇｒｉｃｕｌｔｕｒａｌＳｃｉｅｎｃｅａｎｄ

Ｔｅｃｈｎｏｌｏｇｙ，２０１５，（３）：２２６～２２８

５５　高　博，吉　奇，孙　雪等．近 ５８年桓仁县暖干化趋势与土壤

蒸发量特征分析．安徽农业科学，２０１４，２４：８２８９～８２９０

ＧａｏＢｏ，ＪｉＱｉ，ＳｕｎＸｕｅｅｔａｌ．Ａｎａｌｙｓｉｓｏｎｗａｒｍｉｎｇａｎｄｄｒｙｉｎｇ

ｔｒｅｎｄｓａｎｄｃｈａｒａｃｔｅｒｉｓｔｉｃｓｏｆｓｏｉｌｅｖａｐｏｒａｔｉｏｎｉｎＨｕａｎｒｅｎＣｏｕｎｔｙｉｎ

ｒｅｃｅｎｔ５８ｙｅａｒｓ．ＪｏｕｒｎａｌｏｆＡｎｈｕｉＡｇｒｉｃｕｌｔｕｒａｌＳｃｉｅｎｃｅｓ，２０１４，２４：

８２８９～８２９０

５６　ＪｏｈｎｓｏｎＫＲ，ＩｎｇｒａｍＢＬ．Ｓｐａｔｉａｌａｎｄｔｅｍｐｏｒａｌｖａｒｉａｂｉｌｉｔｙｉｎｔｈｅ

ｓｔａｂｌｅｉｓｏｔｏｐｅ ｓｙｓｔｅｍａｔｉｃｓ ｏｆｍｏｄｅｒｎ ｐｒｅｃｉｐｉｔａｔｉｏｎ ｉｎ Ｃｈｉｎａ：

Ｉｍｐｌｉｃａｔｉｏｎｓｆｏｒｐａｌｅｏｃｌｉｍａｔｅｒｅｃｏｎｓｔｒｕｃｔｉｏｎｓ．ＥａｒｔｈａｎｄＰｌａｎｅｔａｒｙ

ＳｃｉｅｎｃｅＬｅｔｔｅｒｓ，２００４，２２０（３～４）：３６５～３７７

５７　柳鉴容，宋献方，袁国富等．中国东部季风区大气降水 δ１８Ｏ的特

征及水汽来源．科学通报，２００９，５４（２２）：３５２１～３５３１

ＬｉｕＪｉａｎｒｏｎｇ，ＳｏｎｇＸｉａｎｆａｎｇ，ＹｕａｎＧｕｏｆｕｅｔａｌ．Ｃｈａｒａｃｔｅｒｉｓｔｉｃｓｏｆ

δ１８ＯｉｎｐｒｅｃｉｐｉｔａｔｉｏｎｏｖｅｒｅａｓｔｅｒｎｍｏｎｓｏｏｎＣｈｉｎａａｎｄｔｈｅｗａｔｅｒｖａｐｏｒ

ｓｏｕｒｃｅｓ．ＣｈｉｎｅｓｅＳｃｉｅｎｃｅＢｕｌｌｅｔｉｎ，２０１０，５５（２）：２００～２１１

５８　ＣｒａｉｇＨ．Ｉｓｏｔｏｐｉｃｓｔａｎｄａｒｄｓｆｏｒｃａｒｂｏｎａｎｄｏｘｙｇｅｎａｎｄｃｏｒｒｅｃｔｉｏｎ

ｆａｃｔｏｒｓｆｏｒｍａｓｓｓｐｅｃｔｒｏｍｅｔｒｉｃａｎａｌｙｓｉｓｏｆｃａｒｂｏｎｄｉｏｘｉｄｅ．Ｇｅｏｃｈｉｍｉｃａ

ｅｔＣｏｓｍｏｃｈｉｍｉｃａＡｃｔａ，１９５７，１２（１～２）：１３３～１４９

５９　ＣｒａｉｇＨ．Ｉｓｏｔｏｐｉｃｖａｒｉａｔｉｏｎｓｉｎｍｅｔｅｏｒｉｃｗａｔｅｒｓ．Ｓｃｉｅｎｃｅ，１９６１，１３３

（３４６５）：１７０２～１７０３

６０　ＩＡＥＡ／ＷＭＯ．ＧｌｏｂａｌＮｅｔｗｏｒｋｏｆＩｓｏｔｏｐｅｓｉｎＰｒｅｃｉｐｉｔａｔｉｏｎ．ＴｈｅＧＮＩＰ

Ｄａｔａｂａｓｅ．２００４，Ａｃｃｅｓｓｉｂｌｅａｔ：ｈｔｔｐ：∥ｉｓｏｈｉｓ．ｉａｅａ．ｏｒｇ

６１　李廷勇，李红春，向晓晶等．碳同位素 （δ１３Ｃ）在重庆岩溶地区

植被－土壤－基岩－洞穴系统运移特征研究．中国科学：地球科

学，２０１２，４２（４）：５２６～５３５

ＬｉＴｉｎｇｙｏｎｇ，ＬｉＨｏｎｇｃｈｕｎ，ＸｉａｎｇＸｉａｏｊｉｎｇｅｔａｌ．Ｔｒａｎｓｐｏｒｔａｔｉｏｎ

ｃｈａｒａｃｔｅｒｉｓｔｉｃｓｏｆδ１３Ｃ ｉｎｔｈｅｐｌａｎｔｓｓｏｉｌｂｅｄｒｏｃｋｃａｖｅｓｙｓｔｅｍ ｉｎ

Ｃｈｏｎｇｑｉｎｇｋａｒｓｔａｒｅａ．ＳｃｉｅｎｃｅＣｈｉｎａ：ＥａｒｔｈＳｃｉｅｎｃｅｓ，２０１２，５５

（４）：６８５～６９４

６２　ＯＮｅｉｌＪＲ，ＣｌａｙｔｏｎＲＮ，ＭａｙｅｄａＴＫ．Ｏｘｙｇｅｎｉｓｏｔｏｐｅｆｒａｃｔｉｏｎａｔｉｏｎ

ｉｎｄｉｖａｌｅｎｔｍｅｔａｌｃａｒｂｏｎａｔｅｓ．ＪｏｕｒｎａｌｏｆＣｈｅｍｉｃａｌＰｈｙｓｉｃｓ，１９６９，５１

（１２）：５５４７～５５５８

６３　ＫｉｍＳＴ，ＯＮｅｉｌＪＲ．Ｅｑｕｉｌｉｂｒｉｕｍ ａｎｄ ｎｏｎｅｑｕｉｌｉｂｒｉｕｍ ｏｘｙｇｅｎ

ｉｓｏｔｏｐｅｅｆｆｅｃｔｓｉｎｓｙｎｔｈｅｔｉｃｃａｒｂｏｎａｔｅｓ．ＧｅｏｃｈｉｍｉｃａｅｔＣｏｓｍｏｃｈｉｍｉｃａ

Ａｃｔａ，１９９７，６１（１６）：３４６１～３４７５

６４　ＣｏｐｌｅｎＴＢ，ＫｅｎｄａｌｌＣ，ＨｏｐｐｌｅＪ．Ｃｏｍｐａｒｉｓｏｎｏｆｓｔａｂｌｅｉｓｏｔｏｐｅ

ｒｅｆｅｒｅｎｃｅｓａｍｐｌｅｓ．Ｎａｔｕｒｅ，１９８３，３０２（５９０５）：２３６～２３８

１８３１

第　　四　　纪　　研　　究 ２０１６年

ＶＡＲＩＡＴＩＯＮＯＦδ１８ＯＩＮＴＨＥＭＥＴＥＯＲＩＣＰＲＥＣＩＰＩＴＡＴＩＯＮ，ＤＲＩＰＷＡＴＥＲＡＮＤＴＨＥＩＲＣＡＬＣＩＴＥＤＥＰＯＳＩＴＩＯＮＩＮＭＩＡＯＤＯＮＧＣＡＶＥ，ＬＩＡＯＮＩＮＧＰＲＯＶＩＮＣＥＡＮＤＩＴＳＩＭＰＬＩＣＡＴＩＯＮＳＦＯＲＰＡＬＡＥＯＣＬＩＭＡＴＩＣＲＥＣＯＮＳＴＲＵＣＴＩＯＮＳ

ＷａｎｇＦａｎｇ①②③　ＳｕｎＱｉｎｇ②　ＣａｉＢｉｎｇｇｕｉ①④⑤　ＺｈａｎｇＬｅｉ⑥　ＬｉＭｉａｏｆａ①　ＬｉＴｉｎｇｔｉｎｇ①

（①ＫｅｙＬａｂｏｒａｔｏｒｙｆｏｒＳｕｂｔｒｏｐｉｃａｌＭｏｕｎｔａｉｎＥｃｏｌｏｇｙ（ＭｉｎｉｓｔｒｙｏｆＳｃｉｅｎｃｅａｎｄＴｅｃｈｎｏｌｏｇｙａｎｄＦｕｊｉａｎＰｒｏｖｉｎｃｅＦｕｎｄｅｄ），ＣｏｌｌｅｇｅｏｆＧｅｏｇｒａｐｈｉｃａｌＳｃｉｅｎｃｅｓ，

ＦｕｊｉａｎＮｏｒｍａｌＵｎｉｖｅｒｓｉｔｙ，Ｆｕｚｈｏｕ３５０００７；②ＮａｔｉｏｎａｌＲｅｓｅａｒｃｈＣｅｎｔｅｒｆｏｒＧｅｏａｎａｌｙｓｉｓ，Ｂｅｉｊｉｎｇ１０００３７；③ＳｃｈｏｏｌｏｆＧｅｏｓｃｉｅｎｃｅｓａｎｄＲｅｓｏｕｒｃｅｓ，Ｃｈｉｎａ

ＵｎｉｖｅｒｓｉｔｙｏｆＧｅｏｓｃｉｅｎｃｅｓ（Ｂｅｉｊｉｎｇ），Ｂｅｉｊｉｎｇ１０００８３；④ＩｎｓｔｉｔｕｔｅｏｆＧｅｏｇｒａｐｈｙ，ＦｕｊｉａｎＮｏｒｍａｌＵｎｉｖｅｒｓｉｔｙ，Ｆｕｚｈｏｕ３５０００７；⑤ＤｅｐａｒｔｍｅｎｔｏｆＧｅｏｌｏｇｉｃａｌ

Ｓｃｉｅｎｃｅｓ，ＵｎｉｖｅｒｓｉｔｙｏｆＴｅｘａｓａｔＳａｎＡｎｔｏｎｉｏ，ＳａｎＡｎｔｏｎｉｏ，ＴＸ７８２４９，ＵＳＡ；⑥ＫｅｙＬａｂｏｒａｔｏｒｙｏｆＣｅｎｏｚｏｉｃＧｅｏｌｏｇｙａｎｄＥｎｖｉｒｏｎｍｅｎｔ，ＩｎｓｔｉｔｕｔｅｏｆＧｅｏｌｏｇｙ

　　　　　　　 ａｎｄＧｅｏｐｈｙｓｉｃｓ，ＣｈｉｎｅｓｅＡｃａｄｅｍｙｏｆＳｃｉｅｎｃｅｓ，Ｂｅｉｊｉｎｇ１０００２９）

Ａｂｓｔｒａｃｔ

ＴｈｅＭｉａｏｄｏｎｇＣａｖｅ（４１°０３′Ｎ，１２５°３１′Ｅ）ｉｓｌｏｃａｔｅｄｉｎＨｕａｎｒｅｎＣｏｕｎｔｙ，ＢｅｎｘｉＣｉｔｙ，ＬｉａｏｎｉｎｇＰｒｏｖｉｎｃｅ，１７１ｋｍｎｏｒｔｈｅａｓｔｏｆＳｈｅｎｙａｎｇＣｉｔｙ．ＴｈｅｌｏｃａｔｉｏｎｉｓｃｌｏｓｅｔｏｎｏｒｔｈｅｒｎｍａｒｇｉｎｒｅｇｉｏｎｏｆｔｈｅＥａｓｔＡｓｉａｎＳｕｍｍｅｒＭｏｎｓｏｏｎ（ＥＡＳＭ）．ＩｔｓｃｌｉｍａｔｅｉｓｓｅｎｓｉｂｌｅｔｏｏｓｃｉｌｌａｔｉｏｎｏｆＥＡＳＭ．Ｈｉｇｈｒｅｓｏｌｕｔｉｏｎｓｔａｌａｇｍｉｔｅδ１８Ｏ ｒｅｃｏｒｄｉｎｔｈｉｓａｒｅａｉｓｉｍｐｏｒｔａｎｔｆｏｒｕｎｄｅｒｓｔａｎｄｉｎｇｔｈｅｅｖｏｌｕｔｉｏｎａｎｄｍｅｃｈａｎｉｓｍｏｆＥＡＳＭ．Ｈｏｗｅｖｅｒ，ｉｎｔｅｒｐｒｅｔａｔｉｏｎｏｆｓｔａｌａｇｍｉｔｅδ１８Ｏｉｓｎｅｖｅｒｓｔｒａｉｇｈｔｆｏｒｗａｒｄｄｕｅｔｏｃｏｍｐｌｅｘｋａｒｓｔｐｒｏｃｅｓｓｅｓ．Ｔｈｕｓ，ｋｎｏｗｌｅｄｇｅａｂｏｕｔｔｒａｎｓｆｅｒｓｏｆｓｅａｓｏｎａｌｉｓｏｔｏｐｉｃｖａｒｉａｂｉｌｉｔｙａｍｏｎｇｍｅｔｅｏｒｉｃｐｒｅｃｉｐｉｔａｔｉｏｎ，ｄｒｉｐｗａｔｅｒａｎｄｉｔｓｃａｌｃｉｔｅｄｅｐｏｓｉｔｉｏｎｉｓｃｒｕｃｉａｌｆｏｒｂｅｔｔｅｒｕｎｄｅｒｓｔａｎｄｉｎｇｏｆｓｔａｌａｇｍｉｔｅδ１８Ｏ．Ｔｏｔｈｉｓｅｎｄ，ｓｕｂｍｏｎｔｈｌｙｉｎｓｉｔｕｍｏｎｉｔｏｒｉｎｇｏｆδ１８Ｏｉｎｔｈｅｍｅｔｅｏｒｉｃｐｒｅｃｉｐｉｔａｔｉｏｎ，ｄｒｉｐｗａｔｅｒａｎｄｃａｌｃｉｔｅｄｅｐｏｓｉｔｉｏｎｒａｔｅｗａｓｃａｒｒｉｅｄｏｕｔａｔＭｉａｏｄｏｎｇＣａｖｅ，ｔｈｒｏｕｇｈｔｗｏｈｙｄｒｏｌｏｇｉｃａｌｙｅａｒｓ（ｆｒｏｍ Ｊａｎｕａｒｙ２０１２ｔｏＤｅｃｅｍｂｅｒ２０１３）ｔｏｄｅｔｅｒｍｉｎｅｔｈｅｓｅａｓｏｎａｌｖａｒｉａｂｉｌｉｔｙａｎｄｍｅｃｈａｎｉｓｍｓｏｆｏｘｙｇｅｎｉｓｏｔｏｐｉｃｔｒａｎｓｆｅｒｉｎＭｉａｏｄｏｎｇＣａｖｅ．

Ｏｘｙｇｅｎｉｓｏｔｏｐｉｃｒａｔｉｏｎｉｎｐｒｅｃｉｐｉｔａｔｉｏｎ（δ１８Ｏｐ，ＶＳＭＯＷ） ｅｘｈｉｂｉｔｓｓｉｇｎｉｆｉｃａｎｔｓｅａｓｏｎａｌｔｒｅｎｄ，ｗｉｔｈｍｏｓｔｎｅｇａｔｉｖｅｖａｌｕｅｓｉｎｗｉｎｔｅｒｓｎｏｗ（－１３４３‰），ａｎｄｌｅｓｓｎｅｇａｔｉｖｅｖａｌｕｅｓｆｒｏｍＪｕｎｅｔｏＳｅｐｔｅｍｂｅｒ（－９８２‰），ｗｈｉｌｅｍｏｒｅｐｏｓｉｔｉｖｅｖａｌｕｅｓｉｎｓｐｒｉｎｇａｎｄａｕｔｕｍｎｒａｉｎｆａｌｌ．Ａｎｎｕａｌｌｙｗｅｉｇｈｔｅｄａｖｅｒａｇｅｖａｌｕｅｏｆδ１８Ｏｐｉｓａｂｏｕｔ－９８１‰，ａｎｄｗｅｉｇｈｔｅｄａｖｅｒａｇｅｖａｌｕｅｏｆｒａｉｎｆａｌｌ（ｆｒｏｍ ＡｐｒｉｌｔｏＯｃｔｏｂｅｒ）δ１８Ｏｐ ｉｓ－９５６‰．ＴｈｅｌｏｃａｌＭｅｔｅｏｒｉｃＷａｔｅｒＬｉｎｅ（ＬＭＷＬ）ｈａｓｓｍａｌｌｅｒｓｌｏｐｅ，ｗｈｉｃｈｉｓｄｉｆｆｅｒｅｎｔｆｒｏｍＧｌｏｂａｌＭｅｔｅｏｒｉｃＷａｔｅｒＬｉｎｅ（ＧＭＷＬ）ａｎｄｔｈｏｓｅｏｆｆｒｏｍＳｏｕｔｈｅｒｎＣｈｉｎａ，ｂｕｔｉｓｓｉｍｉｌａｒｗｉｔｈｔｈａｔｏｆＢｅｉｊｉｎｇｒｅｇｉｏｎ．

Ｕｎｌｉｋｅｔｏｌａｒｇｅａｍｐｌｉｔｕｄｅｖａｒｉａｂｉｌｉｔｙｏｆδ１８Ｏｐ，ｖａｌｕｅｓｏｆδ１８Ｏｉｎｄｒｉｐｗａｔｅｒ（δ１８Ｏｗ，ＶＳＭＯＷ）ｏｆｔｈｒｅｅｄｒｉｐｓｉｔｅｓ

（ＭＤ１，ＭＤ３ａｎｄＭＤ４）ｓｈｏｗｅｘｔｒｅｍｅｌｙｃｏｎｓｔａｎｔｂｏｔｈｏｎｓｅａｓｏｎａｌａｎｄｓｐａｔｉａｌｓｃａｌｅｓ，ｗｉｔｈａｍｅａｎｖａｌｕｅｏｆ－９６‰，ａｌｔｈｏｕｇｈｔｈｅｒｅｉｓｓｌｉｇｈｔｌｙｉｎｔｅｒａｎｎｕａｌｖａｒｉａｂｉｌｉｔｙ（ａｂｏｕｔ０２‰ ｎｅｇａｔｉｖｅｉｎ２０１３ｔｈａｎｉｎ２０１２）．δ１８Ｏｗｒａｎｇｅｂｅｔｗｅｅｎａｎｎｕａｌｌｙｗｅｉｇｈｔｅｄａｖｅｒａｇｅｏｆｐｒｅｃｉｐｉｔａｔｉｏｎａｎｄｗｅｉｇｈｔｅｄａｖｅｒａｇｅｏｆｒａｉｎｆａｌｌ（ｆｒｏｍＡｐｒｉｌｔｏＯｃｔｏｂｅｒ），ａｎｄｉｓｍｕｃｈｃｌｏｓｅｔｏｔｈｅｌａｔｔｅｒ．ＴｈｅδＤ－δ１８Ｏｗｉｎｄｒｉｐｗａｔｅｒｉｓｐｌｏｔｔｅｄｉｎａｍｅｄｉｕｍｐｏｓｉｔｉｏｎｏｆｔｈｅｌｉｎｅａｒｒｅｇｒｅｓｓｉｏｎｌｉｎｅｏｆｒａｉｎｆａｌｌδ１８Ｏｗ，ｗｈｉｃｈｉｓｄｉｆｆｅｒｅｎｔｔｏｔｈａｔｏｆｓｎｏｗｆａｌｌ．Ｔｈｅｓｅｔｏｇｅｔｈｅｒｉｍｐｌｙｔｈａｔｄｒｉｐｗａｔｅｒδ

１８Ｏｗｒｅｓｐｏｎｓｅｓｔｏｒａｉｎｆａｌｌδ１８Ｏｗｅｌｌ，ａｎｄｓｎｏｗｆａｌｌｃｏｎｔｒｉｂｕｔｅｓｍｕｃｈｌｅｓｓｔｏｔｈｅｄｒｉｐｗａｔｅｒ．

Ｔｈｅｖａｒｉａｔｉｏｎｏｆδ１８ＯｗｓｈｏｗｓｓｉｔｅｉｎｄｅｐｅｎｄｅｎｔｅｖｅｎｄｒｉｐｒａｔｅｄｉｆｆｅｒｓｓｏｍｕｃｈｂｅｔｗｅｅｎＭＤ１ａｎｄＭＤ３．Ｈｏｗｅｖｅｒ，ｔｈｅｖａｒｉａｂｉｌｉｔｙｏｆδ１８Ｏｉｎｃａｌｃｉｔｅｄｅｐｏｓｉｔｉｏｎｏｆｄｒｉｐｗａｔｅｒ（δ１８Ｏｃ）ｙｉｅｌｄｓｓｉｇｎｉｆｉｃａｎｔｓｉｔｅｄｅｐｅｎｄｅｎｔ．Ａｔｓｉｔｅｗｉｔｈｍｏｄｅｒａｔｅｄｉｓｃｈａｒｇｅｒａｔｅ（ＭＤ１），ｔｈｅδ１８Ｏｃｋｅｅｐｓｃｏｎｓｔａｎｔｌｉｋｅｔｈａｔｏｆｆｅｅｄｉｎｇｄｒｉｐｓｗａｔｅｒ．Ｏｎｔｈｅｃｏｎｔｒａｒｙ，ｔｈｅδ１８ＯｃｓｈｏｗｓｓｉｇｎｉｆｉｃａｎｔｓｅａｓｏｎａｌｔｒｅｎｄａｔｄｒｉｐｓｉｔｅＭＤ３，ｗｉｔｈｓｌｏｗｄｉｓｃｈａｒｇｅ（ｌｅｓｓｔｈａｎ２ｄｒｏｐｓｐｅｒｍｉｎｕｔｅ），ｗｉｔｈｃａ．０４‰ ｈｅａｖｉｅｒｉｎｄｒｙｓｅａｓｏｎｔｈａｎｔｈａｔｏｆｉｎｒａｉｎｙｓｅａｓｏｎ．Ｉｎａｄｄｉｔｉｏｎ，δ１８ＯｃｏｆＭＤ３ｉｓｓｌｉｇｈｔ（ｃａ．０２６‰），ｂｕｔｓｉｇｎｉｆｉｃａｎｔ，ｈｅａｖｉｅｒｔｈａｎｔｈｏｓｅｏｆＭＤ１．Ｔｈｉｓｄｉｓｃｒｅｐａｎｔｏｆδ１８Ｏｃｂｅｔｗｅｅｎｔｗｏｄｒｉｐｓｉｔｅｓｍａｙｂｅｄｅｒｉｖｅｆｒｏｍｄｙｎａｍｉｃｆｒａｃｔｉｏｎａｔｉｏｎｄｕｅｔｏｍｕｃｈｄｉｆｆｅｒｅｎｔｄｉｓｃｈａｒｇｅｒａｔｅ，ｃｏｎｓｉｄｅｒｉｎｇｔｈｅｓｉｍｉｌａｒａｎｄｈｕｍｉｄａｉｒｃｏｎｄｉｔｉｏｎａｒｏｕｎｄｔｗｏｓｉｔｅｓ．Ｉｔｉｓｉｎｔｅｒｅｓｔｉｎｇｔｈａｔｔｈｅδ１８Ｏｃｉｓａｂｏｕｔ０５９‰ ｈｅａｖｉｅｒｔｈａｎｔｈｏｓｅｏｆｃａｌｃｕｌａｔｅｄｒｅｓｕｌｔｓｂａｓｉｎｇｏｎδ

１８ＯｗａｎｄＴｕｎｄｅｒｅｑｕｉｌｉｂｒｉｕｍｆｒａｃｔｉｏｎ．Ｔｈｉｓｃｏｉｎｃｉｄｅｓｗｉｔｈｓｏｍｅｓｉｍｕｌａｔｅｄｅｘｐｅｒｉｍｅｎｔ，ａｎｄｉｍｐｌｉｅｓｔｈａｔｔｈｅｆｒａｃｔｉｏｎａｔｅｆａｃｔｏｒｓｏｆｄｒｉｐｗａｔｅｒｏｘｙｇｅｎｉｓｏｔｏｐｅｉｓｓｌｉｇｈｔｌｙｇｒｅａｔｅｒｔｈａｎｔｈｅｖａｌｕｅ（ａｂｏｕｔ１０３１３）ｅｓｔｉｍａｔｅｄｂｙＫｉｍａｎｄＯＮｅｉｌ（１９９７）．

Ｋｅｙｗｏｒｄｓ　　ｍｅｔｅｏｒｉｃｐｒｅｃｉｐｉｔａｔｉｏｎ，ｄｒｉｐｗａｔｅｒ，δ１８Ｏ，δＤ，ＭｉａｏｄｏｎｇＣａｖｅｉｎＬｉａｏｎｉｎｇＰｒｏｖｉｎｃｅ

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