Подводный сброс подземных вод ( ПГВ ) — это гидрологический процесс, который обычно происходит в прибрежных районах. Его описывают как подводный приток пресных и солоноватых грунтовых вод с суши в море. Сброс подводных подземных вод контролируется несколькими силовыми механизмами, которые создают гидравлический градиент между сушей и морем. [1] Учитывая различные региональные условия, сток происходит либо как (1) сфокусированный поток по трещинам в карстовых и скалистых районах, (2) как рассеянный поток в мягких отложениях, либо (3) как рециркуляция морской воды в морских отложениях. Сброс подводных подземных вод играет важную роль в прибрежных биогеохимических процессах и гидрологических циклах, таких как формирование цветения морского планктона, гидрологические циклы и выброс питательных веществ, микроэлементов и газов. [2] [3] [4] [5] Он влияет на прибрежные экосистемы и тысячелетиями использовался некоторыми местными общинами в качестве ресурса пресной воды. [6]
В прибрежных районах потоки грунтовых и морских вод определяются множеством факторов. Оба типа воды могут циркулировать в морских отложениях за счет приливной перекачки, волн, придонных течений или процессов переноса, обусловленных плотностью. Метеорные пресные воды могут сбрасываться в море по напорным и незамкнутым водоносным горизонтам или может иметь место противоположный процесс проникновения морской воды в заряженные подземными водами водоносные горизонты. [1] Поток пресной и морской воды в первую очередь контролируется гидравлическими градиентами между сушей и морем, а также различиями в плотности обеих вод и проницаемости отложений.
Согласно Драббе и Бадон-Гийбену (1888) [7] и Герцбергу (1901), [8] толщина пресноводной линзы ниже уровня моря (z) соответствует толщине уровня пресной воды над уровнем моря (h) как:
z= ρf/((ρs-ρf))*h
где z — толщина между границей раздела соленой и пресной воды и уровнем моря, h — толщина между верхней частью пресноводной линзы и уровнем моря, ρf — плотность пресной воды, а ρs — плотность соленой воды. С учетом плотности пресной воды (ρf = 1,00 г ·см-3) и морской воды (ρs = 1,025 г ·см-3) уравнение (2) упрощается до:
г=40*ч
С помощью закона Дарси можно рассчитать длину соляного клина от береговой линии до внутренних районов:
L= ((ρs-ρf)Kf м)/(ρf Q)
Kf — это гидравлическая проводимость, m — толщина водоносного горизонта, а Q — скорость расхода. [9] Если предположить, что это изотропная система водоносных горизонтов, то длина соляного клина зависит исключительно от гидравлической проводимости, толщины водоносного горизонта и обратно пропорциональна скорости расхода воды. Эти предположения справедливы только в гидростатических условиях в системе водоносного горизонта. Обычно граница между пресной и соленой водой образует переходную зону из-за диффузии/дисперсии или локальной анизотропии. [10]
Первое исследование сброса подводных грунтовых вод было проведено Сонрелем (1868 г.), который высказал предположение о риске подводных источников для моряков. Однако до середины 1990-х годов SGD оставался непризнанным научным сообществом, поскольку было трудно обнаружить и измерить расход пресной воды. Первый разработанный метод изучения SGD был предложен Муром (1996), который использовал радий-226 в качестве индикатора для подземных вод. С тех пор было разработано несколько методов и инструментов, пытающихся обнаружить и количественно оценить интенсивность сбросов.
Первое исследование, которое выявило и количественно оценило расход подводных грунтовых вод на региональной основе, было проведено Муром (1996) в Южно-Атлантическом заливе у побережья Южной Каролины . Он измерил повышенную концентрацию радия-226 в толще воды у берега и на расстоянии примерно 100 километров (62 миль) от береговой линии. Радий-226 — продукт распада тория-230 , который образуется в отложениях и поступает с реками. Однако эти источники не могли объяснить высокие концентрации, присутствующие в исследуемой зоне. Мур (1996) предположил, что причиной высоких концентраций являются подводные грунтовые воды, обогащенные радием-226. Эта гипотеза была многократно проверена на объектах по всему миру и подтверждена на каждом объекте. [11]
Ли (1977) [12] разработал измеритель просачивания, который состоит из камеры, соединенной с отверстием для отбора проб, и пластикового пакета. Камера вставляется в осадок, а вода, вытекающая через осадки, улавливается пластиковым пакетом. Изменение объема воды, попавшей в пластиковый пакет, с течением времени представляет собой поток пресной воды.
По данным Шлютера и др. (2004) [13] Профили хлоридных поровых вод могут быть использованы для исследования разгрузки подводных подземных вод. Хлорид можно использовать в качестве консервативного индикатора, поскольку он обогащен морской водой и обеднен грунтовыми водами. Три различных формы профиля поровой воды хлоридов отражают три различных способа переноса в морских отложениях. Профиль хлоридов, показывающий постоянные концентрации с глубиной, указывает на отсутствие подводных грунтовых вод. Профиль хлоридов с линейным спадом указывает на диффузионное смешение грунтовых и морских вод, а профиль хлоридов вогнутой формы представляет собой адвективную примесь подводных подземных вод снизу. Соотношения стабильных изотопов в молекуле воды также можно использовать для отслеживания и количественной оценки источников подводных выбросов подземных вод. [14]
