по
Меню журнала
> Архив номеров > Рубрики > О журнале > Авторы > О журнале > Требования к статьям > Порядок рецензирования статей > Ретракция статей > Этические принципы > Политика открытого доступа > Оплата за публикации в открытом доступе > Публикация за 72 часа: что это? > Политика авторских прав и лицензий > Политика цифрового хранения публикации > Политика идентификации статей > Политика проверки на плагиат > Редакционный совет > Редакция
Журналы индексируются
Реквизиты журнала
Публикация за 72 часа - теперь это реальность!
При необходимости издательство предоставляет авторам услугу сверхсрочной полноценной публикации. Уже через 72 часа статья появляется в числе опубликованных на сайте издательства с DOI и номерами страниц.
По первому требованию предоставляем все подтверждающие публикацию документы!
ГЛАВНАЯ > Вернуться к содержанию
Арктика и Антарктика
Правильная ссылка на статью:

Экспериментальное изучение изотопного состава испаряющейся влаги из песчаных грунтов
Васильчук Юрий Кириллович

доктор геолого-минералогических наук

профессор, Московский государственный университет им. М.В. Ломоносова (МГУ)

119991, Россия, г. Москва, ул. Ленинские Горы, 1, оф. 2009

Vasil'chuk Yurij Kirillovich

Doctor of Geology and Mineralogy

Professor, the department of Geochemistry of Landscapes and Soil Geography, Lomonosov Moscow State University

119991, Russia, Moscow, ul. Leninskie Gory, 1, of. 2009

vasilch_geo@mail.ru
Другие публикации этого автора
 

 
Блудушкина Любовь

инженер, МГУ имени М.В.Ломоносова, географический факультет, кафедра геохимии ландшафтов и географии почв

119991, Россия, г. Москва, ул. Ленинские Горы, 1, оф. 2007

Bludushkina Lyubov' Bakhtiyarovna

Engineer, the faculty of Geography, the department of Geochemistry of Landscapes and Geography of Soils, M. V. Lomonosov Moscow State University

119991, Russia, g. Moscow, ul. Leninskie Gory, 1, of. 2007

bludushkina19@mail.ru
Буданцева Надежда Аркадьевна

кандидат географических наук

старший научный сотрудник, МГУ имени М.В.Ломоносова, географический факультет, кафедра геохимии ландшафтов и географии почв

119991, Россия, г. Москва, ул. Ленинские Горы, 1, оф. 2007

Budantseva Nadine Arkad'evna

PhD in Geography

Senior Scientific Associate, the faculty of Geography, the department of Geochemistry of Landscapes and Geography of Soils, M. V. Lomonosov Moscow State University

119991, Russia, g. Moscow, ul. Leninskie Gory, 1, of. 2007

vasilch_geo@mail.ru

Аннотация.

Предметом исследования является влияние температуры сушки и дисперсности песчаных грунтов на изотопный состав испаряющейся из них влаги. Эти исследования актуальны для тех районов криолитозоны, где преобладают резко континентальные условия с жарким летом и активным испарением. При испарении воды из песков сначала испаряются молекулы воды с наиболее лёгкими изотопами, после чего c более тяжёлыми. При высоких температурах сушки (180, 200, 220°С) изотопный состав категорий влаги в грунтах становится более тяжёлым в ряду: свободная вода Методика исследования изотопного состава воды при испарении заключается в сушке песчаных грунтов в термостате при разных температурах (180, 200, 220°С) с последующей конденсацией испарившейся воды и её отбором для изучения изотопного состава. Проведенное исследования показало, что влияние крупности песка на изотопный состав испарившейся влаги проявляется заметно при более низких температурах, при этом вода, испарившаяся из песка пылеватого при одинаковой температуре изотопически тяжелее, чем вода, испарившаяся из песка средней крупности. Для песка средней крупности порции конденсата, испарившиеся при более высокой температуре, имеют более тяжёлый изотопный состав по δ18О и по δ2Н, а для песка пылеватого по дейтерию также, а по кислороду у пылеватого песка влияние температуры менее выражено.

Ключевые слова: песок, грунты, испарение воды, температура испарения, стабильные изотопы, изотопный состав, изотопы кислорода, изотопы водорода, лабораторный эксперимент, многолетнемерзлые породы

DOI:

10.7256/2453-8922.2018.4.28589

Дата направления в редакцию:

08-01-2019


Дата рецензирования:

09-01-2019


Дата публикации:

16-01-2019


Работа выполнена при финансовой поддержке грантов РФФИ № 17-05-00793 (изотопные исследования) и № 18-05-60272 (обобщение данных) и бюджетного финансирования Московского университета имени М.В. Ломоносова с использованием масс-спектрометрического оборудования, приобретенного на средства Программы развития МГУ

Abstract.

In this article the influence of drying temperature and dispersion of sandy soils on isotopic composition of water evaporated from soils is investigated. These studies are relevant for those permafrost areas, where sharply continental conditions with very warm summers and active evaporation. During evaporation water molecules with the lightest isotopes evaporate first, after then the molecules with more heavy isotopes evaporate. At high drying temperatures (180, 200, 220 °C) the isotopic composition of moisture categories in soils becomes heavier in the series: free water< transitional water < bound water. The effect of soil grain size on the isotopic composition of water evaporated from sands is more noticeable at lower temperatures, wherein the water vaporized from silty sand at the same temperature is isotopically heavier than water evaporated from medium-grained sand. For medium-grained sand portions of the condensate evaporated at a higher temperature have a heavier isotopic composition in δ18O and δ2H values, the same relationship is observed for silty sand in deuterium values, but the effect of temperature is less pronounced for silty sand in oxygen values.

Keywords:

hydrogen isotope, oxygen isotope, isotopic composition, stable isotopes, evaporation temperature, water evaporation, soils, sand, laboratory experiment, permafrost

Введение

Изотопный состав воды в грунтах, как известно, изменяется под влиянием испарения (синоним - эвапорация), в процессе испарения меняется (становится тяжелее) изотопный состав испарившегося пара. Стабильные изотопы воды являются естественными индикаторами движения воды и могут дать полезную информацию для количественной оценки потоков влаги из грунтов [16, 17, 18]. Эти исследования актуальны для тех районов криолитозоны, где преобладают резко континентальные условия с жарким летом и активным испарением.

В настоящее время хорошо исследован вопрос изменения изотопного состава воды и испарившегося пара при эвапорации с поверхности озёр, рек и других водоёмов, в то время как изменение изотопного состава воды при испарении воды из грунтов остаётся недостаточно изученным.

Для поверхности свободной воды Г. Крейгом и Л. Гордоном [10] было предложено уравнение для расчета изотопного состава испарившегося водяного пара, который зависит от: изотопного состава испаряющейся воды и водяного пара окружающего воздуха, равновесного изотопного коэффициента фракционирования, различия в диффузии тяжёлых и лёгких молекул воды и относительной влажности воздуха. Ю. Циммерманом [19], было показано, что уравнение Крейга-Гордона, может быть применимо и для насыщенных грунтов.

Дж. Ван ден Аккером и др. [15] установлено, что фактическое испарение с поверхности затапливаемых ирригационных полей может быть определено с использованием аналитических изотопных методов, описанных Р. Гонфиантини [12] и Г. Симпсоном с соавторами [14], применяемых для испарения воды с поверхности озер. Скорость испарения, определенная этими методами, была подтверждена параллельными экспериментами прямых определений испарения с использованием испарителей класса А, которые использовались для установления взаимосвязи между изотопным обогащением воды и потерей воды из испарителя. Однако процесс эвапорации воды из грунтов является более сложным, по сравнению с испарением со свободной поверхности воды, и требует дальнейших исследований.

Результаты И. Брода с соавторами [9], исследовавших изотопный состав воды, испарившейся из грунтовых колонн в нестационарном режиме, показали, что когда в грунте доминирует жидкостный поток, изотопный состав испарившейся влаги контролируется изотопным составом воды, находящейся в очень тонком (не более 2-х-2,5 см) поверхностном слое грунта. Возможно, изотопный состав испарившегося пара контролируется изотопным составом испаряющейся воды на фронте испарения.

Когда в изотопном профиле появляется пик, то есть, когда поток пара становится доминирующим у поверхности грунта, тогда изотопный состав испарившегося пара контролируется изотопным составом влаги, находящейся на глубине положения этого пика.

Л.Б. Блудушкиной и В.А.Королевым [1, 2] выполнены параллельные экспериментальные и полевые исследования интенсивности испарения из песчаных грунтов. Это позволило выявить следующие закономерности: а). Для влажных и водонасыщенных грунтов рассматриваемой территории потери влаги на испарение и транспирацию составляют наибольшую величину в общем водном балансе и могут достигать 90% от суммарного потока влаги в грунтах в дневные часы при температурах 25-30 °С, остальная доля приходится на потоки влаги к поверхности и в нижележащие слои. При этом поток влаги при транспирации в 2–2,5 раз превышает поток влаги при испарении; б). Интенсивность испарения зависит от типа дисперсного грунта и возрастает в ряду cуглинок<супесь<песок. Таким образом, на испарение влаги из грунтов оказывает влияние большое количество факторов, главные из которых – тип грунта, температура и влажность воздуха [1, 2].

И. Брод с соавторами [9] наблюдали за потоками влаги при испарении в нестационарном режиме и исследовали изотопный состав воды, испарившейся из грунтовых колонн.

Прямых измерений испарения влаги из грунтов мало (к ним относятся: определение испарения с помощью испарителей или микролизиметров, а также лабораторные измерения испарения с поверхности грунтовых колонн и пр.), имеющихся данных по испарению недостаточно для проверки существующих математических моделей. Например, с помощи модели переноса грунт-растительность-атмосфера (SVAT), которая включает в себя сложные взаимодействия между атмосферой, грунтом и биосферой, можно получить оценку испарения с поверхности грунтов, перехвата осадков кронами деревьев и транспирации, тем не менее эта и другие модели нуждаются в проверке на основе прямых измерений испарения.

Целью данной статьи было экспериментально выявить влияние крупности песка и температуры сушки на скорость эвапорации и изотопный состав испарившейся воды. Для решения поставленной цели решались следующие задачи:

  • сравнить скорость испарения воды из песчаных грунтов разной дисперсности при высоких температурах сушки (180, 200, 220°С);
  • выявить зависимость изотопного состава испарившейся воды от дисперсности песка и температуры сушки;
  • определить вариации изотопного состава свободной, переходной и связанной воды в песках.

Методы и материалы. Методика исследования изотопного состава воды при испарении заключается в сушке песчаных грунтов в термостате при разных температурах (180, 200, 220°С) с последующей конденсацией испарившейся воды и её отбором для изучения изотопного состава. Такие высокие температуры в термостате задавались в связи с необходимостью большого контраста температур нагревателя и холодильника (разница температур для успешного прохождения опыта должна составлять заметно больше 100 °С). В будущем мы планируем создание такой установки, где конденсация будет производиться при низких температурах (ниже –25 °С).

Методика исследования состоит из трёх этапов: подготовки образцов к исследованию, проведению эксперимента и обработки экспериментальных данных.

Подготовка образцов к исследованию заключается в том, что исследуемый грунт предварительно отмывается дистиллированной водой от солей, высушивается до абсолютно-сухого состояния в термостате и насыщается водой до влажности полной влагоёмкости при максимально-плотном сложении грунта. Чтобы исключить защемление воздуха в стеклянную колбу объёмом 0,45 дм3 и площадью 57 см2 сначала наливалась небольшая порция воды. Затем в воду помещалась часть от рассчитанной навески песка, грунт перемешивался с водой, утрамбовывался для создания максимально-плотного сложения, затем добавлялись следующие порции воды и песка, и действия повторялись, пока в колбе не оказывались вся навеска песка (около 400 г) и 80 мл воды для полного водонасыщения грунта.

При проведении эксперимента образец водонасыщенного песка в стеклянной колбе закрывается перфорированной крышкой и помещается в термостат. К ёмкости с грунтом к отверстию в крышке подсоединяется силиконовая трубка, которая через отверстие в верхней стенке термостата выходит в пробирку-приёмник для сбора конденсата, закреплённую на кронштейне вне термостата. В термостате задаётся высокая температура: 180, 200 или 220°С для ускорения процесса испарения. Сушка грунта производится при заданной постоянной температуре в трёх режимах: 180, 200 или 220°С.

Испарение и конденсация фиксируются порциями, когда объём сконденсированной воды в пробирке достигает около 10 мл, пробирка отсоединяется и меняется на новую. При исходной массе воды в грунте около 80 мл, можно отобрать 7–8 проб воды для изотопного анализа. На проведение полного цикла испарения при одной температуре требуется от 4-х до 8 часов в зависимости от типа песка и температуры сушки.

Опыт прекращался после испарения всей содержащейся в грунте воды. Для контроля влажности образец взвешивался на весах в начале и в конце опыта.

Методика определения испарения воды из песков. Методика определения испарения воды из песков заключается в наблюдении за массой испарившейся воды за промежуток времени Δt и контроле изменения массы воды в образце (M) во времени. Масса испаряющейся воды (m) за время Δt соответствует массе конденсата, который предварительно взвешивается через каждые Δt и отбирается для изотопного анализа. Исходная масса воды в образце в начальный момент времени t=0 составляла M=80 г, поэтому, зная массу испарившейся воды, можно рассчитать массу воды в образце в разные моменты времени ti.

Таким образом, по результатам опытов получаются точечные значения массы воды в образце (M) от времени (t) M=f(t) при испарении. Для получения гладкой кривой эти значения интерполируются кубическим многочленом (то есть многочленом 3-й степени) в программе СurveExpert. Скорость испарения воды v (г/час), под которой понимается количество воды, испарившейся из образца в единицу времени, рассчитывается как первая производная функции M=f (t ) в точках ti c интервалом между точками 0,5 – 1 час.

Методика определения изотопного состава. Изотопные определения образцов испарившейся воды выполнялись в изотопной лаборатории географического факультета МГУ на масс-спектрометре Delta-V со стандартной опцией газ-бенч. Для измерений использовались международные стандарты V-SMOW, GISP, SLAP и собственные лабораторные стандарты. Погрешность определений составила ± 0,6‰ для δ2Н и ± 0,1‰ для δ18O.

Результаты исследований и их обсуждение. Испарение воды из песчаных грунтов. Рассмотрим процесс эвапорации воды из песков, а также определим, как меняется интенсивность испарения воды (E) в зависимости от влажности песка (рис. 1). При помещении водонасыщенного образца в сушильную камеру с заданной температурой (180, 200 или 220°С) на первой стадии – стадии прогрева (участок А – Б, см. рис. 1) – образец прогревается до температуры фазового перехода [7], во время прогрева интенсивность испарения возрастает и достигает максимального значения. На второй стадии – стадии приблизительно постоянной скорости и температуры (см. рис. 1, участок Б – В) – температура образца остаётся приблизительно постоянной и равной температуре фазового перехода [7], а интенсивность испарения остаётся постоянной и максимальной. При достижении некоторого критического влагосодержания Wк (соответствует точке «В» на графиках, см. рис. 1) скорость испарения начинает падать, начинается третья стадия – период убывающей скорости сушки и возрастающей температуры (см. рис. 1, участок В – Г).

Когда температура образца достигает температуры в камере, процесс теплообмена между фазами прекращается [7], и интенсивность испарения становится равной нулю. Полученные экспериментальные зависимости изменения интенсивности испарения от времени и от влажности согласуются с данными А.В. Лыкова [7], изучавшего процесс испарения воды из влажных материалов (в том числе из капиллярно-пористых тел) при сушке влажного тела нагретым воздухом с постоянными параметрами.

figure_1_02

Рис. 1. Зависимость интенсивности испарения Е воды из песка пылеватого (А) и песка средней крупности (Б) от влажности W при разных температурах (буквами А – Г обозначены стадии испарения). Wg – гигроскопическая влажность, Wmg – максимальная гигроскопическая влажность, Wmmc – влажность максимальной молекулярной влагоёмкости, Wс – капиллярная влагоёмкость, W0 – влажность полной влагоёмкости; пунктиром на графике изображён изотопный состав поровой (испаряющейся) воды по кислороду

При рассматриваемых высоких температурах сушки для песка пылеватого эвапорация переходит ко третьей стадии убывающего испарения (см. рис. 1, А, участок В – Г) при критической влажности Wк<Wmmc (Wк около 5–8%). При этой влажности в песке пылеватом содержится часть капиллярно-стыковой воды, капиллярно-конденсированная и связанная вода (см. рис. 1, А). А для песка средней крупности испарение переходит к убывающей стадии раньше: при Wк>Wmmc при влажности Wк около 3–5% при которой в грунте содержится помимо перечисленных категорий влаги, часть капиллярной влаги (см. рис. 1, Б, участок В – Г).

Чем выше температура в камере, тем выше интенсивность эвапорации: кривые E(W) смещаются вверх в сторону увеличения интенсивности испарения с повышением температуры в ряду 180<200<220°С. При этом наблюдается также зависимость интенсивности испарения от дисперсности песка: для песка пылеватого максимальная интенсивность испарения Emax при температуре T= 220°С составляет 0,78 г/час×см2, а для песка средней крупности – 0,67 г/час×см2. При T= 200°С для песка пылеватого и песка средней крупности она составляет 0,48 и 0,42 г/час×см2, соответственно, а при T= 180°С – 0,42 и 0,26 г/час×см2. Описываемая закономерность уменьшения интенсивности испарения с уменьшением дисперсности песков (увеличением крупности зерен) наблюдается и при более низких комнатных температурах испарения [1]. С увеличением размера зёрен при одинаковой неоднородности гранулометрического состава интенсивность испарения из песчаных грунтов преимущественно снижается на первом этапе при переходе от тонких>мелких>средних к крупным пескам [1], что объясняется уменьшением интенсивности плёночного потока [5].

В процессе испарения сначала испаряется свободная, затем переходная и связанная вода [6]. Вместе с тем изменяется изотопный состав воды, который зависит от температуры испарения и дисперсности песка (см. рис. 1, пунктирная линия).

Вариации изотопного состава испарившейся воды от температуры сушки. По результатам экспериментов были получены зависимости значений δ18О и δ2Н порций конденсата испарившейся воды от времени (t) для разных по дисперсности песков (пылеватого и песка средней крупности) при температуре испарения 180, 200 и 220°С (рис. 2).

figure_2b_01

Рис. 2. Вариации δ18O (А) и δ2H (Б) в порциях конденсата воды, испарившейся из песка пылеватого и песка средней крупности во времени при разных температурах

Первая точка на рассматриваемых графиках в момент времени t=0 представляет собой изотопный состав исходной воды (воды, используемой для водонасыщения образца) до начала испарения и имеет значение δ18О = –13,04‰ и δ2Н= –90,00 ‰ (см. рис. 2). После помещения водонасыщенного образца в изотермические условия, вода из грунта начинает испаряться. Состав первой отобранной порции испарившейся воды соответствует второй точке на графиках. Каждая последующая точка на графике отражает изотопный состав остальных порций испарившейся воды (конденсата), отобранных во времени в процессе испарения.

Первая порция испарившейся воды (2-я точка на графике) более лёгкая, чем исходная вода (1-я точка на графике), что естественно, потому что испарившаяся влага всегда легче, чем исходная, и степень её облегчения зависит от температуры испарения. Чем выше температура, тем степень облегчения меньше. Поскольку мы выполняли испарение при высоких температурах, то первая порция конденсата всего на 3–5‰ легче по кислороду [4] и приблизительно на 20‰ легче по водороду, чем исходная вода, тогда как в природных условиях часто наблюдается облегчение испарения влаги над водоёмом или грунтом даже на 8–10‰ по кислороду [3].

Естественно, после удаления более лёгкой 1-й порции воды влага в грунте становится более тяжёлой, поэтому следующая порция конденсата также становится более тяжёлой, еще более тяжелой при удалении 2-й порции воды и уже 3-я порция становится тяжелее, чем исходная вода. Первые порции конденсата имеют гораздо более лёгкий изотопный состав по сравнению с последними: при Т = 220°С для песка пылеватого первая порция конденсата имеет значение δ18О –15‰ по кислороду и δ2Н= –112‰ по водороду, а последняя порция конденсата имеет значения δ18О –4‰ и δ2Н = –40‰ (см. рис. 2, А).

С увеличением температуры испарения (T) в ряду 180<200<220°С кривые δ18О(t) и δ2Н(t) веерообразно расходятся как для песка пылеватого, так и для песка средней крупности, при этом чем выше температура сушки, тем выше смещаются кривые δ18О(t) в сторону утяжеления изотопного состава испарившейся воды. Например, порции воды через 3 часа от начала испарения из песка пылеватого приобретают более тяжёлый изотопный состав с повышением температуры: при Т = 180°С значение δ18О = –12,3‰ и δ2Н=–98,0‰, при Т = 200°С значение δ18О = –9,78‰ и δ2Н=–88,0‰, а при Т = 220°С ещё более высокие значения δ18О = –5,2‰ и δ2Н=–56,0‰ (см. рис. 2, А).

В песке средней крупности веерообразное расхождение (фуркация кривых) отмечается уже в 1-й фазе испарения, тогда как в песке пылеватом – начиная с 3-й фазы, при этом само расхождение у песков средней крупности больше. Так, в песке пылеватом при Т=220°С конденсат, имеющий значение δ18О =–8,0‰ и δ2Н=–76,0‰, происходит примерно через 2,4 часа, а при Т=180°С более, чем через 4 часа. А в песках средней крупности – при Т=220°С также, а при Т=180°С – более чем через 6 часов испарения.

Несмотря на выявленные закономерности, стоит отметить, что при анализе зависимостей изотопного состава испарившейся воды от времени δ18О(t) или δ2Н(t), мы сравниваем разные объёмы воды. То есть при сопоставлении изотопного состава влаги, испарившейся за время Δt при разных температурах, мы сравниваем разные по объёму порции испарившейся влаги. Так, например за одно и то же время Δt при температуре Т=180°С испарится объём воды V1, а при температуре Т=200°С испарится объём V2, при этом V2>V1. То есть влияние температуры на изотопный состав испарившейся влаги при этом не очевиден (так как при этом на результаты сравнения может оказывать влияние разный объём испарившейся влаги).

Для исключения данного фактора рассмотрим изотопный состав одинаковых по объёму порций испарившейся влаги: вариации изотопного состава от относительной массы испарившейся из песков воды (Мi) при разных температурах сушки (рис. 3).

fig_3_04

Рис. 3. Зависимость значений δ18О и δ2H в порции конденсата от относительной массы испарившейся воды Мi из песка пылеватого (А, Б) и средней крупности (В, Г) в процентах от первоначальной влаги

Для влаги, испарившейся из песка средней крупности, чем выше температура испарения, тем изотопно тяжелее испарившаяся влага: кривые δ18О(Mi) и δ2Н(Mi) смещаются вверх, в сторону утяжеления изотопного состава с повышением температуры в камере (см. рис. 3, В, Г), что близко к испарению с поверхности воды [11].

Для песка пылеватого, также, как и для песка среднего, начиная со второй порции влаги, чем выше температура, тем тяжелее изотопный состав испарившейся воды по дейтерию (см. рис. 3, Б), а по кислороду у пылеватого песка это менее выражено.

По дейтерию влияние температуры на изотопный состав испарившейся влаги проявляется более существенно для песка пылеватого, чем для песка средней крупности. Так, при испарении Mi = 50% воды из песка пылеватого порция конденсата при Т = 180°С имеет изотопный состав δ2Н = –102‰, при Т = 200°С δ2Н = –97‰, а при Т = 220°С δ2Н =–89‰ т.е. при повышении температуры на 40°С (от 180°С до 220°С) в песке пылеватом происходит утяжеление изотопного состава на (∆2Н) на 13‰. А в песке средней крупности утяжеление изотопного состава (2Н) при повышении температуры на 40°С происходит только на 4 ‰ (в песке средней крупности при испарении Mi=50% воды при Т = 180°С δ2Н = –95‰, а при Т = 220°С δ2Н = –91‰).

Вариации изотопного состава испарившейся воды от дисперсности песка. Влияние крупности песка на изотопный состав испаряющейся влаги проявляется заметно при более низких температурах: при температуре испарения 180 °C разница в изотопном составе песка пылеватого и песка средней крупности более выражена, чем при температуре 200, а тем более 220 °C (см. рис. 2). При этом вода, испаряющаяся из песка пылеватого при одинаковой температуре изотопически тяжелее, чем вода, испаряющаяся из песка средней крупности. С целью оценки влияния дисперсности песчаных грунтов на изотопный состав испаряющейся воды авторы также сопоставили зависимости значений δ18О и δ2Н в порции конденсата от относительной массы испарившейся воды Мi для разных песков при одинаковой температуре испарения 180°С (рис. 4, А, Б), 200°С (рис. 4, В, Г) и 220°С (рис. 4, Д, Е). fig_4

Рис. 4. Зависимость значений δ18О и δ2H в порции конденсата от относительной массы испарившейся воды Мi из песка пылеватого и песка средней крупности при температуре сушки T = 180 (А, Б), 200 (А, Г) и 220°C (Д, Е)

Влияние дисперсности песчаных грунтов проявляется в том, что начальные порции конденсата (до Мi около 60%) для песка пылеватого при температурах 180 и 200°С имеют более тяжёлый изотопный состав по кислороду, чем для песка средней крупности при тех же температурах: кривые δ18О(Мi) лежат для пылеватого песка выше, чем δ18О(Мi) для песка средней крупности, а затем при Мi больше 60%, кривые δ18О(Мi) сближаются и разницы в изотопном составе воды, испарившейся из песка пылеватого и средней крупности, не наблюдается (см. рис. 4, А). С повышением температуры различия в изотопном составе порций конденсата по кислороду становятся незначительными, и при 220°С кривые δ18О(t) практически сливаются (см. рис. 4, Д), что также подтверждает вывод о том, что влияние крупности песка на изотопный состав испаряющейся влаги проявляется заметно при более низких температурах, а при 220°С крупность песка не влияет на изотопный состав испаряющейся влаги.

Обсуждение результатов. Интенсивность испарения из песков разной дисперсности отличается: для песка пылеватого она выше, чем из песка средней крупности.

Сначала испаряются молекулы воды с наиболее лёгкими изотопами, после чего с более тяжёлыми, что согласуется с данными ряда исследователей [8, 13]. В процессе испарения вначале испаряется свободная вода, затем переходная и в конце связанная вода [6]. В нашем эксперименте выявлено, что изотопный состав этих категорий влаги в песках при испарении не одинаков: он меняется от более лёгкого к более тяжёлому в ряду: свободная вода <переходная вода <связанная вода. На рис. 1. пунктирной линией показано изменение изотопного состава по кислороду от влажности (аналогичные зависимости получены и по дейтерию, но не представлены на рисунке). У свободной воды значения δ18О ниже –12,2‰, а величины δ2H ниже –89,1‰; у “механически захваченной + капиллярной” влаги значения δ18О ниже –11,5 –12,0‰, а величины δ2H ниже –78,5 –88,3‰; у капиллярной воды значения δ18О от –11,5 –12‰ до –9,0 –6,0‰, а значения δ2H от –78,5 –88,3‰ до –74,1 –53,8‰, у капиллярно-стыковой и капиллярно-конденсированной значения δ18О –9,0 –6,0‰ и выше, а величины δ2H: от –74,1 –53,8‰ и выше. Cамым тяжёлым изотопным составом обладает связанная вода при минимальной влажности.

Исследование влияния температуры испарения на изотопный состав испаряющейся воды показало, что порции конденсата, испарившиеся при более высокой температуре, имеют более тяжёлый изотопный состав: кривые δ18О(Mi) и δ2Н(Mi) смещаются вверх, в сторону утяжеления изотопного состава с повышением температуры в камере, а по кислороду у пылеватого песка это менее выражено.

Влияние дисперсности песчаных грунтов на изотопный состав испаряющейся влаги проявляется заметно при более низких температурах, при этом вода, испаряющаяся из песка пылеватого при одинаковой температуре изотопически тяжелее, чем вода, испаряющаяся из песка средней крупности.

Однако стоит отметить, что в полевых условиях не рекомендуется измерять изотопный состав водяного пара, так как он мгновенно смешивается с окружающим водяным паром воздуха. Поэтому изотопный состав испарившегося пара необходимо оценивать по изотопному составу воды в грунтах, листьях и стеблях растений [16, 17, 18] с использованием таких моделей, как модель Крейга и Гордона [10] или SiSPAT_Isotope [9].

Выводы

– изотопный состав категорий влаги в песчаных грунтах при испарении не одинаков: он меняется от более лёгкого к более тяжёлому в ряду: свободная вода <переходная вода <связанная вода.

– влияние крупности песка на изотопный состав испаряющейся влаги проявляется заметно при более низких температурах: при температуре испарения 180 °C разница в изотопном составе песка пылеватого и песка средней крупности более выражена, чем при температуре 200, а тем более 220 °C. При этом вода, испаряющаяся из песка пылеватого при одинаковой температуре изотопически тяжелее, чем вода, испаряющаяся из песка средней крупности.

– в зависимости от температуры испарения изотопный состав испарившейся воды меняется. Для песка средней крупности порции конденсата, испарившиеся при более высокой температуре, имеют более тяжёлый изотопный состав. Для песка пылеватого зависимость по дейтерию от температуры такая же, а по кислороду у пылеватого песка это менее выражено.

Благодарности

Авторы благодарны профессору В.В. Рогову за предоставление оборудования, на котором проводились эксперименты по исследованию испарения воды из грунтов, советы и рекомендации, профессору В.А. Королеву за высказанные пожелания и замечания, к.г.н., ст.н.с. Ю.Н.Чижовой за помощь в изотопных определениях, И.П.Пущину за консультации по математическим расчетам.

Библиография
1.
Блудушкина Л.Б., Королёв В.А. Влияние гранулометрического состава грунтов на испарение из них влаги // Инженерные изыскания в строительстве. Материалы шестой научно-практической конференции молодых специалистов, 2010, с. 12-16.
2.
Блудушкина Л.Б., Королёв В.А. Влияние внешних метеорологических факторов на испарение влаги из песков // Сергеевские чтения .Материалы годичной сессии Научного совета РАН "Устойчивое развитие: задачи геоэкологии", 21-22 марта 2013 г. Вып. 15, РУДН г. Москва, том 15, c. 7-13.
3.
Васильчук Ю.К., Буданцева Н.А., Васильчук А.К., Чижова Ю.Н. Изотопные методы в географии. Часть 3: Геохимия стабильных изотопов атмосферы и гидросферы. Учебное пособие М.: Географический факультет МГУ, 2013, 216 с.
4.
Васильчук Ю.К., Блудушкина Л.Б., Буданцева Н.А. Влияние крупности песка и температуры сушки на изотопный состав испаряющейся воды // Геоэкология, инженерная геология, гидрогеология, геокриология, 2018, N6, с. 69–82. DOI: 10.1134/S0869780318060066 (Vasil’chuk Yu.K., Bludushkina L.B., Budantseva N.A. Influence of sand grain size and drying temperature on oxygen isotopic composition of water evaporated from soils. Geoecology. Engineering Geology, Hydrogeology, Geocryology. 2018. N.6, p.69–82. DOI: 10.1134/S0869780318060066)
5.
Дерягин Б.В., Чураев Н.В. Смачивающие плёнки. М.: Наука, 1984, 159 с.
6.
Королёв В. А., Блудушкина Л. Б. Взаимосвязь потенциала влаги в грунтах с параметрами испарения из них воды // Инженерная геология, № 3, 2015, c. 22–32.
7.
Лыков А.В. Тепломассообмен. – М.: Энергия, 1978, 478 с.
8.
Aravena R., Warner B.G. Oxygen-18 composition of Sphagnum, and microenvironmental water relations // The Bryologist, 1992, vol. 95, N4, p. 445–448.
9.
Braud I., Biron P., Bariac T., Richard P., Canale L., Gaudet J., Vauclin, M. Isotopic Composition of Bare Soil Evaporated Water Vapor. Part I: RUBIC IV Experimental Setup and Results // Journal of Hydrology, 2009, vol. 369, iss. 1-2, p. 1-16.
10.
Craig, H., Gordon, L.I. Deuterium and oxygen 18 variations in the ocean and the marine atmosphere // Proceedings of the Conference on the Stable Isotopes in Oceanographic Studies and Paleotemperatures. Lab. Geol. Nucl. Pisa, Italy, 1965, p. 9–130.
11.
Dansgaard W. Stable isotopes in precipitation // Tellus, 1964, vol. 16, N4, p. 436–468.
12.
Gonfiantini R. Environmental isotopes in lake studies // Handbook of environmental isotope geochemistry, Vol. 3, P. Fritz and J. C. Fontes, eds., Elsevier, New York, 1986, p. 113–168.
13.
Price J.S., Edwards T.W.D., Yi Y., Whittington P.N. Physical and isotopic characterization of evaporation from Sphagnum moss // Journal of Hydrology, 2009, vol. 369, iss. 1–2, p. 175–182.
14.
Simpson H. J., Herczeg A. L., Meyer W. S. Stable isotope ratios in irrigation water can estimate rice crop evaporation // Geophysical Research Letters, 1992, vol. 19, iss. 4, p. 377–380.
15.
van den Akker J., Simmons C. T., Hutson J. L. Use of Stable Isotopes Deuterium and Oxygen-18 to Derive Evaporation from Flood Irrigation on the Basis of Pan Evaporation Techniques // Journal of Irrigation and Drainage Engineering, 2011, vol. 137, iss. 12, p. 765–778.
16.
Williams D.G., Cable W., Hultine K., Hoedjes J.C.B., Yepez E.A., Simmoneaux V., Er-Raki S., Boulet G., de Bruin H.A.R., Cheehbouni A., Hartogensis O.K., Timouk F. Evapotranspiration components determined by stable isotope, sap flow and eddy covariance techniques // Agricultural and Forest Meteorology, 2004, vol. 125, p. 241– 258.
17.
Yakir D., Sternberg L. da S.L. The use of stable isotopes to study ecosystem gas exchange // Oecologia, 2000, vol. 123, p. 297–311.
18.
Yepez E.A., Williams D.G., Scott R.L., Lin G. Partitioning overstory and understory evapotranspiration in a semiarid savanna woodland from the isotopic composition of water vapor // Agricultural and Forest Meteorology, 2003, vol. 119, iss. 1–2, p. 53–68.
19.
Zimmermann U., Ehhalt D., Münnich K.O. Soil–water movement and evapotranspiration: changes in the isotopic composition of the water // Proc. Symp. Isot. Hydrol., Vienna, IAEA., 1967, p. 567–584.
References (transliterated)
1.
Bludushkina L.B., Korolev V.A. Vliyanie granulometricheskogo sostava gruntov na isparenie iz nikh vlagi // Inzhenernye izyskaniya v stroitel'stve. Materialy shestoi nauchno-prakticheskoi konferentsii molodykh spetsialistov, 2010, s. 12-16.
2.
Bludushkina L.B., Korolev V.A. Vliyanie vneshnikh meteorologicheskikh faktorov na isparenie vlagi iz peskov // Sergeevskie chteniya .Materialy godichnoi sessii Nauchnogo soveta RAN "Ustoichivoe razvitie: zadachi geoekologii", 21-22 marta 2013 g. Vyp. 15, RUDN g. Moskva, tom 15, c. 7-13.
3.
Vasil'chuk Yu.K., Budantseva N.A., Vasil'chuk A.K., Chizhova Yu.N. Izotopnye metody v geografii. Chast' 3: Geokhimiya stabil'nykh izotopov atmosfery i gidrosfery. Uchebnoe posobie M.: Geograficheskii fakul'tet MGU, 2013, 216 s.
4.
Vasil'chuk Yu.K., Bludushkina L.B., Budantseva N.A. Vliyanie krupnosti peska i temperatury sushki na izotopnyi sostav isparyayushcheisya vody // Geoekologiya, inzhenernaya geologiya, gidrogeologiya, geokriologiya, 2018, N6, s. 69–82. DOI: 10.1134/S0869780318060066 (Vasil’chuk Yu.K., Bludushkina L.B., Budantseva N.A. Influence of sand grain size and drying temperature on oxygen isotopic composition of water evaporated from soils. Geoecology. Engineering Geology, Hydrogeology, Geocryology. 2018. N.6, p.69–82. DOI: 10.1134/S0869780318060066)
5.
Deryagin B.V., Churaev N.V. Smachivayushchie plenki. M.: Nauka, 1984, 159 s.
6.
Korolev V. A., Bludushkina L. B. Vzaimosvyaz' potentsiala vlagi v gruntakh s parametrami ispareniya iz nikh vody // Inzhenernaya geologiya, № 3, 2015, c. 22–32.
7.
Lykov A.V. Teplomassoobmen. – M.: Energiya, 1978, 478 s.
8.
Aravena R., Warner B.G. Oxygen-18 composition of Sphagnum, and microenvironmental water relations // The Bryologist, 1992, vol. 95, N4, p. 445–448.
9.
Braud I., Biron P., Bariac T., Richard P., Canale L., Gaudet J., Vauclin, M. Isotopic Composition of Bare Soil Evaporated Water Vapor. Part I: RUBIC IV Experimental Setup and Results // Journal of Hydrology, 2009, vol. 369, iss. 1-2, p. 1-16.
10.
Craig, H., Gordon, L.I. Deuterium and oxygen 18 variations in the ocean and the marine atmosphere // Proceedings of the Conference on the Stable Isotopes in Oceanographic Studies and Paleotemperatures. Lab. Geol. Nucl. Pisa, Italy, 1965, p. 9–130.
11.
Dansgaard W. Stable isotopes in precipitation // Tellus, 1964, vol. 16, N4, p. 436–468.
12.
Gonfiantini R. Environmental isotopes in lake studies // Handbook of environmental isotope geochemistry, Vol. 3, P. Fritz and J. C. Fontes, eds., Elsevier, New York, 1986, p. 113–168.
13.
Price J.S., Edwards T.W.D., Yi Y., Whittington P.N. Physical and isotopic characterization of evaporation from Sphagnum moss // Journal of Hydrology, 2009, vol. 369, iss. 1–2, p. 175–182.
14.
Simpson H. J., Herczeg A. L., Meyer W. S. Stable isotope ratios in irrigation water can estimate rice crop evaporation // Geophysical Research Letters, 1992, vol. 19, iss. 4, p. 377–380.
15.
van den Akker J., Simmons C. T., Hutson J. L. Use of Stable Isotopes Deuterium and Oxygen-18 to Derive Evaporation from Flood Irrigation on the Basis of Pan Evaporation Techniques // Journal of Irrigation and Drainage Engineering, 2011, vol. 137, iss. 12, p. 765–778.
16.
Williams D.G., Cable W., Hultine K., Hoedjes J.C.B., Yepez E.A., Simmoneaux V., Er-Raki S., Boulet G., de Bruin H.A.R., Cheehbouni A., Hartogensis O.K., Timouk F. Evapotranspiration components determined by stable isotope, sap flow and eddy covariance techniques // Agricultural and Forest Meteorology, 2004, vol. 125, p. 241– 258.
17.
Yakir D., Sternberg L. da S.L. The use of stable isotopes to study ecosystem gas exchange // Oecologia, 2000, vol. 123, p. 297–311.
18.
Yepez E.A., Williams D.G., Scott R.L., Lin G. Partitioning overstory and understory evapotranspiration in a semiarid savanna woodland from the isotopic composition of water vapor // Agricultural and Forest Meteorology, 2003, vol. 119, iss. 1–2, p. 53–68.
19.
Zimmermann U., Ehhalt D., Münnich K.O. Soil–water movement and evapotranspiration: changes in the isotopic composition of the water // Proc. Symp. Isot. Hydrol., Vienna, IAEA., 1967, p. 567–584.
Ссылка на эту статью

Просто выделите и скопируйте ссылку на эту статью в буфер обмена. Вы можете также попробовать найти похожие статьи


Другие сайты издательства:
Официальный сайт издательства NotaBene / Aurora Group s.r.o.
Сайт исторического журнала "History Illustrated"