Геоэкология. Инженерная геология, гидрогеология, геокриология, 2021, № 3, стр. 29-43
ИЗОТОПНЫЕ, ГИДРОЛОГИЧЕСКИЕ И ГИДРОХИМИЧЕСКИЕ ИНДИКАТОРЫ РАЗГРУЗКИ ГРУНТОВЫХ ВОД В ЭСТУАРИИ р. РАЗДОЛЬНАЯ (АМУРСКИЙ ЗАЛИВ, ЯПОНСКОЕ МОРЕ) В ПЕРИОД ЛЕДОСТАВА
П. Ю. Семкин 1, *, П. Я. Тищенко 1, А. Н. Чаркин 1, Г. Ю. Павлова 1, Е. В. Анисимова 1, Ю. А. Барабанщиков 1, Т. А. Михайлик 1, 2, Е. Ю. Тибенко 1, П. П. Тищенко 1, М. Г. Швецова 1, Е. М. Шкирникова 1
1 Тихоокеанский океанологический институт им. В.И. Ильичева ДВО РАН
690041 Владивосток,
ул. Балтийская, 43, Россия
2 Санкт-Петербургский филиал ФГБНУ “ВНИРО” (“ГосНИОРХ” им. Л. С. Берга”)
199053 Санкт-Петербург,
ул. Набережная Макарова, 26, Россия
* E-mail: pahno@list.ru
Поступила в редакцию 21.01.2021
После доработки 10.03.2021
Принята к публикации 15.03.2021
Аннотация
В феврале 2020 г. проведены комплексные исследования геохимических, гидрологических и гидрохимических характеристик эстуария трансграничной (Китай–Россия) р. Раздольная. На основании данных по распределению радионуклидов изб.224Ra обнаружена разгрузка грунтовых вод на расстоянии 22 км от устьевого бара реки. Изотопный состав (δ18O и δD) в зоне разгрузки определяется соотношением доли морских и речных вод. Доминирование прямых течений со скоростью до 15 см/с, повышенная активность избыточного изотопа 224Ra от 11.1 ± 0.1 до 2.2 ± 0.05 Бк/м3 и положительная температура воды до 1.1°С в придонном слое эстуария указывают на распространение осолоненных вод из района их разгрузки в приемный бассейн. По данным автономных измерений, полученных в 2014 г., температура в районе влияния грунтовых вод на протяжении периода ледостава возрастала до 2.5°С, а толщина льда при этом снижалась вдоль зоны смешения до 20 см (толщина льда за пределами зоны смешения составляла 90 см). Разгрузка грунтовых вод сопровождается понижением насыщения вод O2 и откликом в соотношениях главных биогенных веществ. В качестве основной причины разгрузки грунтовых вод рассматривается интрузия морских вод в верхний водоносный горизонт и просачивание этих вод через осадок в створе с наибольшей глубиной.
ВВЕДЕНИЕ
Разгрузка субмаринных грунтовых вод (СГВ) в прибрежно-морских акваториях – это процесс, существующий на побережьях всего Мирового океана [32, 42]. Этот процесс подразумевает поток подземных вод с суши, которые могут быть смешанны с морской водой, проникающей в прибрежные водоносные горизонты [34]. Проникновение морских вод в прибрежные водоносные горизонты в той или иной степени также происходит повсеместно [38], и приводит к осолонению речных долин [29]. Баланс между проникновением морских вод и разгрузкой СГВ формируется под влиянием интенсивности загрузки водоносных горизонтов метеорными водами, приливами в приемном бассейне, различием плотности вод суши и моря [34], а также наличием искусственных гидротехнические сооружений [41]. Установлено, что интенсивное проникновение морских вод в прибрежные водоносные горизонты наблюдается в периоды засухи [36], а максимальная разгрузка СГВ в приемные бассейны происходит после дождей [44]. Отслеживание и измерение величины потока грунтового водообмена и связанных с ним потоков веществ являются сложной задачей. В связи с развитием научного интереса к данным процессам в иностранной литературе сформировался относительно новый термин – “subterraneanestuary” (подземное устье реки) [33]. Как и в случае с поверхностными устьями, через подземные устья в поверхностные прибрежные воды поставляются значительные потоки химических веществ, которые сопостовимы с поверхностным стоком в приемные бассейны [34, 44] и имеют значимый эффект в формировании таких экологических негативных явлений как “красные” приливы [30] и гипоксия [26].
Основной инструмент для поиска источников и количественной оценки потоков СГВ в прибрежные районы − изотопы радия (226Ra, 228Ra, 223Ra и 224Ra) [23]. В качестве прямого метода для изучения генезиса вод в гидрогеологии и в гидрологии поверхностных вод используются стабильные изотопы δ18O и δD [18]. Самый простой способ поиска СГВ в прибрежных акваториях – измерение солености. Но, как правило, этот способ не информативен, поскольку СГВ могут быть представлены смесью грунтовых вод суши и рециркулируемой морской воды, проникающей в прибрежные водоносные горизонты. Рециркуляция морских вод и их последующая разгрузка, а также потоки термальных вод и пресных грунтовых вод суши часто сопровождатется аномалиями температуры в приемных бассейнах [21]. Поэтому при изучении разгрузки СГВ важно изучение температурного режима акватории. Химический состав грунтовых вод, как правило, значительно отличается от состава поверхностных вод [31], поэтому разгрузка СГВ может быть идентифицирована с помощью гидрохимических характеристик.
Водообмен эстуариев Японского моря, как параметр экосистемы, широко изучался но без учета потока СГВ на побережьях Японии [43] и Российской Федерации [1, 11, 15–17, 39], в том числе в период ледостава [4, 12]. Зима для рек Японии, впадающих в Японское море, это сезон половодий [25], а для покрытых льдом рек северо-западной части Японского моря − период устойчивой межени [7]. Ледяной покров исключает турбулентность, связанную с ветровым воздействием, и именно в этих условиях следует ожидать наибольшего проявления СГВ.
Результаты гидрологических исследований в эстуарии р. Раздольной показали существование обмена грунтовых вод с поверхностными речными водами в районе верхней границы зоны смешения (ЗС) [13].
Цель данной статьи – представить общую характеристику влияния разгрузки СГВ на комплекс гидролого-гидрохимических параметров в эстуарии р. Раздольной в период ледостава.
ОБЪЕКТ И МЕТОДЫ ИССЛЕДОВАНИЯ
Эстуарий трансграничной р. Раздольной (Китай–Приморский край РФ), согласно имеющимся публикациям [4, 15, 16] и уточненной устьевой терминологии [9], простирается более чем на 45 км (рис. 1). Из первых исследований [2] следует, что эстуарий относится к микро приливному типу с сильной стратификацией вод (величина сизигийных приливов от 15 до 20 см). Положение ЗС в эстуарии определяется объемом речного стока [3]. Средний расход реки за многолетний период на посту в с. Тереховка – 70.6 м3/с [7]. В водном режиме р. Раздольной выделяется устойчивая зимняя межень со среднемесячным расходом реки в январе и феврале – 2–3 м3/с [7], весеннее половодье в мае, а также дождевые паводки в летние и осенние месяцы. Максимумы весенних половодий приблизительно в 10 раз превосходят средний годовой расход реки и могут превышать 800 м3/с. Абсолютные максимумы расхода в период паводков летом и осенью в отдельные годы превышают 3000 м3/с (http://gmvo.skniivh.ru/). В период ледостава – с конца ноября по начало апреля – в эстуарии р. Раздольной устанавливается режим проникновения клина осолоненных вод на расстояние до 28 км от устьевого бара реки, соленость вод приемного бассейна при этом превышает 34‰ [4].
Рис. 1.
Схема расположения станций отбора проб в эстуарии в феврале 2020 г. ВЭ – вершина эстуария, УБ – устьевой бар, АБС – автономная буйковая станция с измерителями течений, WQM (Water Quality Monitor) – донная автономная станция, установленная с декабря 2013 г. по март 2014 г.
С 10 по 13 февраля 2020 г. были отобраны пробы воды в придонном (0.5 м от дна) и поверхностном (0.5 м от нижней границы льда) слоях воды эстуария (см. рис. 1). В пробах воды с использованием системы задержанных совпадений (Radium Delayed Coincidence Counter (RaDeCC)) [35] проведены измерения растворенных в воде изотопов 224Ra (период полураспада 3.66 сут) и 228Th (период полураспада 1.9 года), на основе чего рассчитывалась активность избыточных изотопов 224Ra (изб.224Ra) и погрешность определения, согласно методике, изложенной ранее [19]. Стабильные изотопы воды – δ18O и δD, анализировали на лазерном анализаторе Picarro L2130-i (Picarro Inc., США) с использованием стандарта VSMOW-2. Воспроизводимость метода равна 0.1‰ для δ18О и 0.5‰ для δD. Общий фосфор и азот определяли на автоматическом анализаторе Skalar San++ (Skalar, Netherlands). Биогенные вещества в неорганической форме определяли по стандартной методике с погрешностью 2% [6]. Соленость измеряли на солемере Guildline Autosal 8400B (Guildline Instruments, США) с точностью 0.002‰. Щелочность анализировали прямым титрованием соляной кислотой в открытой ячейке с погрешностью ± 0.003 ммоль/кг.
Пробы воды для определения концентрации макрокомпонентов (Cl–, ${\text{SO}}_{4}^{{2 - }}$, Na+, K+, Ca2+, Mg2+) были отобраны отдельно на выборочных станциях и измерены на хроматографе LC-20A (Shimadzu, Япония). В качестве концентрации гидрокарбонатного иона (HCO3-) принималась величина щелочности. Суммарная аналитическая погрешность определения главных ионов была оценена с помощью величины нормализованного зарядного баланса ионов NICB (normаlizеd inorgаniс сhаrgе bаlаnсе): NICB(%) = (TZ + – TZ–)/TZ + × 100, где TZ+ [Na+] + [K+] + 2[Ca2 +] + 2[Mg2+] и TZ– = = 2[${\text{SO}}_{4}^{{2 - }}$] + [Cl–] + [${\text{HCO}}_{3}^{ - }$]. Здесь в скобках концентрации макрокомпонентов в размерности ммоль/кг. Величины NICB для всех исследуемых проб не превышают 2.7%.
Для получения профилей температуры, солености, мутности, освещенности и кислорода на каждой станции параллельно с отбором проб воды использовали профилограф SBE 19 plus (Sea-bird Electronics, USA), снабженный дополнительным оптическим датчиком кислорода ARO2-Infinity (JFE Advantech Co., Ltd., Japan) с точностью 2% в диапазоне 0–200% насыщения вод кислородом.
С 22 по 23 февраля 2020 г., на протяжении суток, в районе предполагаемой разгрузки СГВ измеряли течение в поверхностном (0.5 м от нижней границы льда) и в придонном (1 м от дна) слоях воды (см. рис. 1). Для этого применялись два электромагнитных измерителя течений (INFINITY JFE Advantech Co., Ltd. Japan) в составе заякоренной автономной буйковой станции (АБС). Параллельно, с периодичностью 1 час, наблюдали уровень воды (льда) с использованием заякоренной рейки.
В статье приведены также данные долгопериодной изменчивости температуры придонного слоя воды на глубине 7 м в районе ст. 9 (см. рис. 1) за 2014 г. Эти данные получены с помощью автономной донной станции Water Quality Monitor (WQM) (Wet-Labs, USA).
РЕЗУЛЬТАТЫ И ИХ ОБСУЖДНИЕ
Изотопные характеристики
Структура ЗС, активность изб.224Ra и величина мутности вдоль профиля наибольших глубин в эстуарии р. Раздольной представлены на рис. 2. Наибольшая активность изб. 224Ra, равная 11.1 ± ± 0.1 Бк/м3, была зафиксирована в придонных водах над депрессией рельефа эстуария на ст. 6 (см. рис. 1), на удалении 22 км от устьевого бара реки (см. рис. 2б). От депрессии рельефа до мелководного лимана активность изб. 224Ra снижалась практически линейно, а соленость в придонном слое воды была около 25.2‰. Также были отмечены два района с повышенной активностью изб. 224Ra в придонном слое на верхней и нижней границах ЗС: 7.8 ± 0.02 Бк/м3 при солености 3.8‰ на ст. 5 и 5.1 ± 0.07 Бк/м3 при солености 16.6‰ на ст. 13. Минимальная активность изб. 224Ra составляла менее 1 Бк/м3 и наблюдалась в речных и морских водах за пределами ЗС. При этом мутность вод с максимальной активностью изб. 224Ra в плесе на ст. 6 была минимальной, на уровне величины в морской воде за пределами ЗС. Тогда как в водах с повышенной активностью изб. 224Ra на ст. 5 и ст. 13 обнаружены максимальные величины мутности (см. рис. 2б).
Рис. 2.
Соленость воды, (‰) – (а), мутность воды (FTU-formazin turbidity unit) – (б); кружок – активность изотопов изб.224Ra (Бк/м3) в продольном профиле эстуария р. Раздольная 10–13.02.2020 г. Расстояние отсчитывается от устьевого бара реки. Пунктирные линии 1 и 2 на рис. (а) соответственно – район суточных наблюдений за уровнем и течением 22–23.02.2020 г. и район долгопериодной экспозиции станции WQM с декабря 2013 г. по март 2014 г.
Отмеченные закономерности указывают на то, что повышенная активность изб.224Ra, приуроченная к мелководьям на границах ЗС (ст. 5, 13), вероятнее всего, связанна с поступлением изотопов радия из взвешенных глинистых частиц, содержащих изотопы тория и являющихся постоянными источниками короткоживущих дочерних изотопов радия. Такие аномалии характерны для речных плюмов с высокой концентрацией осадочного материала [19]. Максимальная величина активности изб. 224Ra при минимальной мутности в плесе на ст. 6 указывает на наличие разгрузки СГВ в данном районе. Существование повышенного фона активности радионуклидов 224Ra в придонном слое воды при неизменной солености на протяжении 15 км от источника СГВ (ст. 6 – 11.1 ± 0.1 Бк/м3) до мелководного лимана (ст. 11 – 2.2 ± 0.05 Бк/м3), указывает на распространение этих вод в направлении моря от района их разгрузки (см. рис. 2).
В качестве основного источника СГВ в вершине эстуария мы рассматриваем морские воды, проникающие в прибрежный водоносный горизонт. Второй возможный источник грунтовых вод в придонном слое эстуария – глубинные водоносные горизонты в районе устьевой области поймы р. Раздольная. Но эти воды обладают более легким составом δ18О и δD, чем воды верхнего водоносного горизонта и речные воды [20], поэтому их влияние в данном случае полностью исключается. Из рис. 3 видно, что в эстуарии состав стабильных изотопов определяется соотношением речной и морской воды.
Температура вод
Несмотря на льдообразование, в районе с максимальной активностью изб. 224Ra (ст. 6) наблюдалась повышенная температура придонного слоя воды – более 1.1°С (рис. 4). Температура грунтовых вод, измеренная нами в трех опорных скважинах на границе поймы реки, составляла около 4°С. Повышенная температура на протяжении ЗС сопровождалась равномерным снижением толщины льда: от 85 см непосредственно перед ЗС до 40 см в районе устьевого бара реки, что также связано с влиянием рельефа дна (см. рис. 2). В то время как с морской стороны от устьевого бара температура воды была отрицательной (см. рис. 4), а толщина льда достигала 56 см. В феврале 2018 г. отмечалось снижение толщины льда до 20 см в зоне влияния разгрузки СГВ, тогда как за пределами ЗС толщина льда достигала 90 см [13].
Рис. 4.
Температура (°С) воды в продольном профиле эстуария р. Раздольная в феврале 2020 г. Стрелками обозначен поток морских грунтовых вод, район разгрузки СГВ и их распространение по эстуарию, полученные на основании активности радионуклида 224Ra и стабильных изотопов воды δ18О и δD. На вставке указана температура грунтовых вод (ГВ) в створе разгрузки СГВ. Расстояние отсчитывается от устьевого бара реки.
Судя по имеющимся за 2014 г. данным долгопериодных измерений (рис. 5), разгрузка относительно теплых СГВ сопровождается повышением температуры воды в ЗС с января по март. Экстремумы температуры придонного слоя воды, имеющие периодичность около 2 недель, совпадали с двухнедельным циклом приливов, согласно которому в указанные на рис. 5 даты наблюдались неправильные суточные приливы (http://esimo.oceanography.ru/tides/). В то время как понижение температуры в диапазонах между этими датами приходились на циклы полусуточных приливов. Данная закономерность может быть связана с разницей в продолжительности действия “приливной накачки” [34], т.е. разницей в продолжительности гидравлического напора в водоносном горизонте при суточных и полусуточных приливах.
Динамика вод зоны смешения
В период наблюдений в феврале 2020 г. величина прилива в створе постановки АБС составляла 10 см (рис. 6), а в зал. Петра Великого (по данным портала ЕСИМО) – 18 см (http://esimo.oceanography.ru/tides/). Коэффициент прилива Кпр для створа АБС составлял 0.55 (Кпр= Вт/Вм, где Вт – величина прилива в данной точке, Вм – величина прилива в море). Таким образом, приливная волна распространялась до района АБС с уменьшением амплитуды приблизительно на 1/2. При этом в поверхностном слое воды наблюдалась регулярная смена направления течения в зависимости от фаз приливов (см. рис. 6). В период приливной фазы течение в поверхностном слое воды со скоростью до 15 см/с было обратным (в сторону реки), а в отлив, в малые воды и в начальный период прилива течение сменялось на прямое (в сторону моря) со скоростью до 20 см/с.
Рис. 6.
Уровень воды (льда), величина и направление течения, измеренные с дискретностью 10 мин с использованием АБС на расстоянии 20 км от устьевого бара реки (ст. 7). Пунктиром выделены области с векторами, указывающими направление и скорость прямого течения (в направлении моря) в придонном слое воды.
Течение у дна в отлив и в малые воды было слабым и знакопеременным (до 5 см/с). Относительно устойчивое прямое течение у дна наблюдалось в прилив и в полные воды в двух случаях (см. рис. 6). То есть в то время, когда течение в поверхностном слое было обратным за счет возрастающего уровня в приемном бассейне, у дна в районе разгрузки СГВ поток осолоненных вод распространялся в направлении моря. Скорость прямого течения в придонном горизонте существенно возрастала (приблизительно до 15 см/с) после моментов полных вод. Суммарный вектор прямых течений в придонном слое осолоненных вод превышал за сутки в три раза суммарный вектор обратных течений, что согласуется с данными по радионуклидам изб.224Ra, указывающим на распространение осолоненных вод в направлении моря (см. рис 2б). При этом наши данные не исключают существование классической двухслойной циркуляции в эстуарии р. Раздольная, как это отмечается в высоко стратифицированных эстуариях [8, 14], когда поток морских вод преимущественно направлен в реку за счет плотностной и компенсационной (эффект вовлечения) составляющих. В эстуарии р. Раздольная поток осолоненных вод ориентирован в основном в море за счет разгрузки СГВ, но в периоды наибольшей скорости прямого течения в поверхностном слое, наличие слабого обратного течения в придонном слое воды все же имело место (см. рис. 6).
Растворенный кислород
Разгрузка бескислородных СГВ, имея косвенное влияние на кислородный режим акваторий, путем поставки питательных и органических веществ также может вносить прямой вклад в формирование кислородного режима вод, способствуя, в том числе формированию гипоксии [26]. Не исключая того, что определяющим фактором кислородного режима для эстуария р. Раздольная зимой является баланс фотосинтез/деструкция органического вещества [4], результаты, представленные в данной статье, согласуются с выводом, сделанным в работе [26]. Минимальное насыщение морской воды кислородом 67% и 35% соответствовало водам с максимальной активностью изотопов изб.224Ra в районе разгрузки СГВ (ст. 6, 7) и верхней границы ЗС (ст. 5). Возможно, наименьшее насыщение вод кислородом в районе на ст. 5 объясняется совместным влиянием деструкции ОВ и разгрузки бескислородных грунтовых вод верхнего водоносного горизонта.
Фотический слой, судя по данным зонда, в районах разгрузки СГВ и верхней границы ЗС был распространен до дна (табл. 1), из-за малой мутности в большей части водной колонки (см. рис. 3б) и отсутствия снежного покрова на льду. Поэтому в придонных водах следует ожидать доминирование фотосинтеза над деструкцией органического вещества и пересыщение воды кислородом, как это наблюдалось при солености более 10‰ на большей части акватории (рис. 7а). Недосыщение вод кислородом в пределах фотического слоя может означать, что поток СГВ это важный фактор в формировании кислородного режима придонных вод эстуария р. Раздольная зимой.
Таблица 1.
PAR (photosynthetically active radiation) – фотосинтетически активная радиация (мкмоль квантов/(м2 с)–1) и освещенность придонного слоя воды (PAR %), выраженная в процентном соотношении от освещенности поверхностного слоя воды (на нижней границе льда)
| № ст. | PAR | PAR % |
|---|---|---|
| 1д | 64.2 | – |
| 2д | 11.9 | – |
| 3п | 48.8 | – |
| 3д | 4.2 | 8.5 |
| 4п | 140.1 | – |
| 4д | 42.5 | 30.3 |
| 5п | 79.7 | – |
| 5д | 7.4 | 9.3 |
| 6п | 66.9 | – |
| 6д | 6.2 | 9.3 |
| 7п | 157.8 | – |
| 7д | 10.7 | 6.8 |
| 8п | 71.6 | – |
| 8д | 4.1 | 5.7 |
| 9п | 33.5 | – |
| 9д | 1.7 | 5.2 |
| 10п | 73.8 | – |
| 10д | 7.4 | 10.0 |
| 11п | 143.9 | – |
| 11д | 26.6 | 18.5 |
| 12д | 85.4 | – |
| 13д | 735.2 | – |
| 14п | 63.4 | – |
| 14д | 6.2 | 9.8 |
| 15п | 147.9 | – |
| 15д | 18.8 | 12.7 |
| 16п | 149.6 | – |
| 16д | 8.3 | 5.5 |
| 17п | 104.3 | – |
| 17д | 13.3 | 12.7 |
Биогенные вещества
Определяющим процессом добавления/изъятия в среду/из среды основных биогенных веществ (неорганических форм азота (DIN), фосфора (DIP), силикатов (DISi)) для эстуариев и в том числе эстуария р. Раздольная [4] также, как и для режима кислорода, является продукция/деструкция органического вещества. На фоне относительно высоких концентраций биогенных веществ в речной воде разгрузка СГВ не привела к заметным их искажениям в придонном слое ЗС (см. табл. 2). Не отрицая того, что химический состав грунтовых вод при просачивании через осадок может существенно изменяться [5, 10] в соотношениях главных биогенных веществ DIN/DIP и DISi/DIN нами отмечен отклик на разгрузку СГВ (рис. 8). Повышение величины DIN/DIP распространенное явление для районов разгрузки СГВ [30]. Однако в нашем случае это повышение связано с влиянием инфильтрации морских вод, обедненных фосфатами, в том числе из-за сорбции [40], в то время как в случае влияния пресных вод со стороны густонаселенных районов на побережье р. Раздольная следует ожидать существенного повышения DIP.
Таблица 2.
Соленость – S (‰) и концентрация биогенных веществ (мкМ/л) – DIP, DISi, ${\text{NO}}_{2}^{ - }$, ${\text{NO}}_{3}^{ - }$, ${\text{NH}}_{4}^{ + }$, DIN, Total P, Total N в придонном и поверхностном слоях воды
| № станции | S | DIP | DSi | ${\text{NO}}_{2}^{ - }$ | ${\text{NO}}_{3}^{ - }$ | ${\text{NH}}_{4}^{ + }$ | DIN | Total P | Total N |
|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|
| 1д | 0.13 | 2.85 | 268.71 | 1.07 | 172.81 | 63.52 | 237.39 | 3.47 | 248.48 |
| 2д | 0.14 | 3.27 | 331.51 | 1.15 | 167.56 | 65.67 | 234.38 | 4.59 | 238.48 |
| 3п | 0.14 | 3.96 | 333.89 | 1.17 | 162.16 | 63.19 | 226.52 | 4.84 | 240.49 |
| 3д | 0.13 | 3.91 | 333.90 | 1.20 | 166.72 | 63.13 | 231.05 | 4.81 | 232.68 |
| 4п | 0.18 | 3.88 | 335.46 | 1.20 | 157.24 | 59.84 | 218.28 | 4.64 | 229.94 |
| 4д | 0.20 | 3.77 | 330.67 | 1.14 | 161.18 | 60.62 | 222.93 | 4.63 | 226.96 |
| 5п | 0.37 | 3.66 | 328.98 | 1.13 | 159.39 | 59.11 | 219.63 | 4.39 | 226.82 |
| 5д | 3.78 | 3.28 | 301.58 | 1.21 | 146.42 | 55.13 | 202.76 | 4.00 | 210.32 |
| 6п | 0.54 | 3.75 | 325.69 | 1.21 | 162.13 | 57.61 | 220.95 | 4.32 | 230.43 |
| 6д | 25.19 | 0.70 | 89.34 | 1.18 | 43.20 | 11.98 | 56.36 | 1.36 | 67.89 |
| 7п | 0.63 | 3.60 | 324.05 | 1.18 | 156.25 | 55.89 | 213.31 | 4.20 | 227.50 |
| 7д | 25.23 | 0.76 | 87.82 | 1.13 | 43.54 | 11.59 | 56.26 | 1.35 | 68.80 |
| 8п | 0.67 | 3.35 | 330.38 | 1.19 | 147.78 | 54.18 | 203.15 | 4.15 | 215.73 |
| 8д | 25.37 | 0.66 | 84.01 | 0.93 | 35.78 | 12.23 | 48.93 | 1.30 | 56.87 |
| 9п | 3.31 | 2.46 | 271.82 | 1.19 | 126.18 | 44.20 | 171.57 | 3.33 | 176.22 |
| 9 д | 25.19 | 0.71 | 87.82 | 0.85 | 39.18 | 12.08 | 52.11 | 1.38 | 60.30 |
| 10п | 9.92 | 2.97 | 324.56 | 1.27 | 148.64 | 46.02 | 195.92 | 3.92 | 208.61 |
| 10д | 24.95 | 0.59 | 82.56 | 0.71 | 34.29 | 9.39 | 44.39 | 1.42 | 55.54 |
| 11п | 6.38 | 1.50 | 218.38 | 1.01 | 84.33 | 26.76 | 112.09 | 2.47 | 129.92 |
| 11д | 25.40 | 0.50 | 81.73 | 0.51 | 34.11 | 7.03 | 41.65 | 1.36 | 53.02 |
| 12д | 10.49 | 1.23 | 208.08 | 0.92 | 84.02 | 23.07 | 108.00 | 2.10 | 123.06 |
| 13д | 16.63 | 0.82 | 159.40 | 0.71 | 66.95 | 15.31 | 82.96 | 1.97 | 93.49 |
| 14п | 23.13 | 0.36 | 77.28 | 0.36 | 26.61 | 4.11 | 31.08 | 1.17 | 45.52 |
| 14д | 32.34 | 0.21 | 15.27 | 0.11 | 4.57 | 1.16 | 5.84 | 1.11 | 14.15 |
| 15п | 23.38 | 0.44 | 120.36 | 2.56 | 35.12 | 3.72 | 41.40 | 1.26 | 60.92 |
| 15д | 34.07 | 0.22 | 4.17 | 0.09 | 0.80 | 0.56 | 1.45 | 1.01 | 10.05 |
| 16п | 32.16 | 0.17 | 79.24 | 0.57 | 28.93 | 2.86 | 32.35 | 1.16 | 34.50 |
| 16д | 34.32 | 0.52 | 4.01 | 0.05 | 1.16 | 0.47 | 1.68 | 1.47 | 2.42 |
| 17п | 34.20 | 0.22 | 1.60 | 0.05 | 0.32 | 0.46 | 0.83 | 0.99 | 2.53 |
| 17д | 34.36 | 0.23 | 2.40 | 0.01 | 0.66 | 0.30 | 0.97 | 1.11 | 4.53 |
Рис. 8.
Зависимость DIN/DIP от расстояния, отложенного от устьевого бара реки (а) и DISi/DIN от солености (б). 1 – поверхностный слой воды, 2 – придонный слой воды. РВ – речные воды, СГВ – субмаринные грунтовые воды.
Концентрация DISi в речных водах непосредственно перед ЗС на станциях 2–4 (см. табл. 2) была существенно выше, чем в реке на ст. 1. При приблизительно равной или меньшей концентрации неорганических форм азота в речных и грунтовых водах, пониженная концентрация DISi в грунтовых водах приводит к понижению величины DISi/DIN в зоне разгрузки СГВ. В данном случае, причина понижения DISi/DIN неоднозначна из-за различий в реакциях окисления органического вещества, содержащегося в этих водах. При исчерпании О2 пути окисления органического вещества обычно идут согласно реакциям: денитрификация, восстановление оксидов железа (Fe) и марганца (Mn), восстановление сульфатов или метаногенез [37]. При наличии осолононения за счет вторжения морскикх вод в водоносный горизонт деструкция органического вещества происходит по пути восстановления сульфатов, а при их отсутствии окисление происходит согласно реакции метаногенеза с накоплением аммонийного азота [45].
Высокая концентрация сульфат ионов в морской воде позволяет окислять гораздо больше органического углерода, чем в пресных грунтовых водах [22, 28], и приводит к высоким концентрациям ${\text{NH}}_{{\text{4}}}^{ + }$ при осолонении грунтовых вод [31]. Деструкуция органического вещества с участием растворренного О2, в соответствии со стехиометрией Редфилда, сопровождается выделением в среду ${\text{NO}}_{{\text{3}}}^{ - }$, при этом верхний предел содержания ${\text{NH}}_{{\text{4}}}^{ + }$ в пресных грунтовых водах составляет менее 0.04 мкмоль/л [31]. Понижение DIN может быть связано с денитрификацией – превращением азота (${\text{NO}}_{{\text{3}}}^{ - }$ + ${\text{NO}}_{{\text{2}}}^{ - }$ + ${\text{NH}}_{{\text{4}}}^{ + }$) микроорганизмами в газовые формы (NO, N2O и N2) и последующее удаление из среды, что отмечалось в эстуарии Раздольной [16].
Макрокомпонентный состав
Полученные результаты по макрокомпонентному составу в водах эстуария р. Раздольная приведены в табл. 3. Здесь же для сравнения различных типов вод указаны весовые ион-хлорные отношения (отношения концентрации ионов к концентрации Cl–-иона, выраженные в единицах г/кг / г/кг) для исследованных вод и стандартной морской воды [27]. Анализируемые в данной работе макрокомпоненты составляют около 99.66% от общего веса растворенных в морской и речной воде веществ и могут быть, следовательно, использованы для полной характеристики солевого состава исследуемых вод. Общий солевой состав был оценен через величину общей минерализации (∑i), которая является суммой макрокомпонентов: ∑i = [Na+] + [K+] + [Ca2+] + [Mg2+] + + [${\text{SO}}_{4}^{{2 - }}$] + [Cl–] + [${\text{HCO}}_{3}^{ - }$].
Таблица 3.
Общий солевой состав (∑i,г/кг), концентрации (ммоль/кг) и весовые ион-хлорные отношения главных ионов в эстуарии р. Раздольная
| № стан-ции | ∑i | Cl- | ${\text{SO}}_{4}^{{2 - }}$ | ${\text{SO}}_{4}^{{2 - }}$/Cl– | Na + | Na+/Cl– | K+ | K+/Cl– | Ca2+ | Ca2+/Cl– | Mg2+ | Mg2+/Cl– |
|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|
| 1п | 0.19 | 0.37 | 0.23 | 1.66 | 0.66 | 1.15 | 0.07 | 0.19 | 0.63 | 1.92 | 0.33 | 0.61 |
| 3п | 0.21 | 0.74 | 0.24 | 0.88 | 0.93 | 0.82 | 0.07 | 0.11 | 0.63 | 0.97 | 0.37 | 0.34 |
| 4п | 0.21 | 0.73 | 0.24 | 0.90 | 0.93 | 0.83 | 0.07 | 0.11 | 0.63 | 0.98 | 0.36 | 0.34 |
| 5п | 0.25 | 1.39 | 0.27 | 0.53 | 1.44 | 0.67 | 0.08 | 0.07 | 0.65 | 0.53 | 0.42 | 0.21 |
| 5д | 0.52 | 5.83 | 0.48 | 0.22 | 4.88 | 0.54 | 0.15 | 0.03 | 0.72 | 0.14 | 0.82 | 0.10 |
| 6п | 0.41 | 3.99 | 0.40 | 0.27 | 3.46 | 0.56 | 0.14 | 0.04 | 0.68 | 0.19 | 0.63 | 0.11 |
| 6д | 24.05 | 373.10 | 19.66 | 0.14 | 319.61 | 0.56 | 6.01 | 0.02 | 7.15 | 0.02 | 38.65 | 0.07 |
| 7п | 0.74 | 9.39 | 0.67 | 0.19 | 7.66 | 0.53 | 0.23 | 0.03 | 0.77 | 0.09 | 1.11 | 0.08 |
| 7д | 23.81 | 370.39 | 19.48 | 0.14 | 314.47 | 0.55 | 5.84 | 0.02 | 7.08 | 0.02 | 38.87 | 0.07 |
| 8п | 0.56 | 6.55 | 0.50 | 0.20 | 5.47 | 0.54 | 0.18 | 0.03 | 0.72 | 0.12 | 0.85 | 0.09 |
| 9п | 0.64 | 7.81 | 0.57 | 0.20 | 6.43 | 0.53 | 0.19 | 0.03 | 0.74 | 0.11 | 0.96 | 0.08 |
| 10п | 0.99 | 13.77 | 0.81 | 0.16 | 10.97 | 0.52 | 0.28 | 0.02 | 0.82 | 0.07 | 1.46 | 0.07 |
| Стандартная морская вода [27] | 0.14 | 0.56 | 0.02 | 0.02 | 0.07 | |||||||
Для характеристики химического состава речной воды в эстуарии Раздольной была выбрана точка с минимальной ∑i (ст. 1), а морской – с максимальной ∑i (придонная вода на ст. 6, см. табл. 3). В речной воде (ст. 1) среди катионов доминирует Ca2+, отношение Ca2+/TZ+ = 0.466. Отношения Na+/TZ+, Mg2+/TZ+ и К+/TZ+ составляли 0.243, 0.244 и 0.024 соответственно. Основным противо-ионом для катионов является ${\text{HCO}}_{3}^{ - }$, TA/TZ– = = 0.600. Отношения ${\text{SO}}_{4}^{{2 - }}$/TZ– и Cl–/TZ– составляли соответственно 0.168 и 0.141. Концентрация Cl– ионов в речной воде в 1000 раз ниже, чем в морской, а величины ион-хлорных отношений макрокомпонентов, особенно Са2+/Cl– и ${\text{HCO}}_{3}^{ - }$/Cl, повышены в реке по сравнению с морской водой в десятки раз (см. табл. 3). Таким образом, слабоминерализованная речная вода в нижнем течении Раздольной в период зимней межени 2020 г. была гидрокарбонатно-кальциевой. В районе разгрузки грунтовых вод (ст. 6, см. табл. 3) среди катионов в наибольшем количестве присутствует Na+ (Na+/TZ+ = 0.766), а среди анионов – Cl– (Cl–/TZ = = 0.901); ион-хлорные отношения макрокомпонентов хорошо согласуются с принятыми значениями для морской воды [27].
ВЫВОДЫ
1. Разгрузка СГВ является источником радионуклида 224Ra и приурочена к наиболее глубоководному створу в вершине эстуария р. Раздольная.
2. Разгрузка СГВ формирует придонное течение осолоненных вод в направлении моря и положительную температурную аномалию, которая сопровождается снижением толщины льда на протяжении зоны смешения.
3. Насыщение вод кислородом имеет отрицательную корреляцию с радионуклидом 224Ra, что указывает на участие потока СГВ в формировании кислородного режима зоны смешения вод в эстуарии р. Раздольная в период ледостава.
4. В районе разгрузки СГВ отмечено повышение соотношения DIN/DIP и понижение соотношения DISi/DIN.
5. Состав стабильных изотопов и макрокомпонентов в районе разгрузки субмаринных грунтовых вод определяется смешением морских и речных вод.
Работа выполнена при финансовой поддержке гранта Президента МК-153.2020.5, программы госзадания ТОИ ДВО РАН (рег. № 121-21500052-9, АААА-А20-120011090005-7).
Список литературы
Важова А.С., Зуенко Ю.И. Особенности распределения биогенных элементов вдоль градиента солености в эстуариях рек Суходол и Раздольная (залив Петра Великого, Японское море) // Известия ТИНРО. 2015. Т. 180. С. 226–235.
Гомоюнов К.А. Гидрологический очерк Амурского залива и реки Суйфуна // Производительные силы Дальнего Востока. Тр. 1-й конф. Владивосток, 1927. Вып. 2. С. 73–91.
Звалинский В.И., Недашковский А.П., Сагалаев С.Г. и др. Биогенные элементы и первичная продукция эстуария реки Раздольной (Амурский залив, Японского моря) // Биология моря. 2005. Т. 31. № 2. С. 107–116.
Звалинский В.И., Марьяш А.А., Тищенко П.Я и др. Продукционные характеристики эстуария реки Раздольной в период ледостава // Известия ТИНРО. 2016. Т. 185. С. 155–174.
Кондратьева Л.М., Андреева Д.В., Уткина А.С. Изменение состава органических веществ в подземных водах в зоне речной фильтрации после наводнения // Геоэкология. 2018. № 6. С. 21–30.
Методы гидрохимических исследований основных биогенных элементов. М.: ВНИРО, 1988. 120 с.
Многолетние данные о режиме и ресурсах поверхностных вод суши. Л.: Гидрометеоиздат, 1986. Т. 1. Вып. 21. 387 с.
Михайлов В.Н. Гидрологические процессы в устьях рек. М.: ГЕОС, 1997. 176 с.
Михайлов В.Н., Горин С.Л. Новые определения, районирование и типизация устьевых областей рек и их частей–эстуариев // Водные ресурсы. 2012. Т. 39. № 3. С. 243–257.
Павлова Г.Ю., Тищенко П.Я., Ходоренко Н.Д. и др. Основной солевой состав и карбонатное равновесия в поровой воде осадков эстуария реки Раздольной (Амурский залив, Японское море) // Тихоокеанская геология. 2012. Т. 31. № 3. С. 69–80.
Павлова Г.Ю., Тищенко П.Я., Михайлик Т.А. и др. Гидрохимический режим эстуария реки Раздольной (Амурский залив, Японское море) // Вода: химия и экология. 2014. № 12 (78). С. 16–25.
Семкин П.Ю., Тищенко П.Я., Лобанов В.Б. и др. Структура и динамика вод в эстуарии реки Партизанской (Японское море) // Водные ресурсы. 2019. Т. 46. № 1. С. 24–34.
Семкин П.Ю., Тищенко П.Я., Лобанов В. Б. и др. Обмен вод в эстуарии реки Раздольной (Амурский залив, Японское море) в период ледостава // Известия ТИНРО. 2019. Т. 196. С. 123–137.
Симонов А.И. Гидрология и гидрохимия устьевого взморья. М.: Гидрометеоиздат, 1969. 230 с.
Тищенко П.Я., Вонг Ч.Ш. Волкова Т.И. и др. Карбонатная система эстуария реки Раздольной (Амурский залив Японского моря) // Биология моря. 2005. Т. 31. № 1. С. 51–60.
Тищенко П.Я., Семкин П.Ю., Тищенко П.П. и др. Гипоксия придонных вод эстуария реки Раздольная // Доклады Академии наук. 2017. Т. 476. № 5. С. 576–580.
Тищенко П.Я., Семкин П.Ю., Павлова Г.Ю. и др. Гидрохимия эстуария реки Туманной (Японское море) // Океанология. 2018. Т. 58. № 2. С. 192–204.
Ферронский В.И., Поляков В.А. Изотопия гидросферы Земли. М.: Научный мир, 2009. 632 с.
Чаркин А.Н., Дударев О.В., Салюк А.Н. и др. Короткоживущие изотопы 224Ra и 223Ra в системе река Анадырь – Берингово море // Доклады Академии наук. 2017. Т. 476. № 1. С. 51–54.
Челноков Г.А., Харитонова Н.А., Зыкин Н.Н., Верещагина О.Ф. Генезис подземных минеральных вод Раздольненского проявления (Приморский край) // Тихоокеанская геология. 2008. Т. 27. № 6. С. 65–72.
Anderson M.P. Heat as a ground water tracer // Ground Water. 2005. V. 43. № 6. P. 951–968.
Arndt S., Jørgensen B.B., La Rowe D.E. et al. Quantifying the degradation of organic matter in marine sediments: a review and synthesis // Earth-Science Reviews. V. 123. P. 53–86.
Burnett W. C., Aggarwal P. K., Aureli A. et al. Quantifying submarine groundwater discharge in the coastal zone via multiple methods // Science of The Total Environment. 2006. V. 367. Is. 2–3. P. 498–543.
Craig H. Isotopic variations in meteoric waters // Science. 1961. V. 133. №. 3465. P. 1702–1703.
Funahashi1 T., Kasai A., Ueno M., Yamashita Y. Effects of Short Time Variation in the River Discharge on the Salt Wedge Intrusion in the Yura Estuary, a Micro Tidal Estuary, Japan // Journal of Water Resource and Protection. 2013. V. 5. P. 343–348.
Guo X., Xu B., Burnett W.C. et al. Does submarine groundwater discharge contribute to summer hypoxia in the Changjiang (Yangtze) River Estuary? // Science of the Total Environment. 2020. V. 719. https://doi.org/10.1016/j.scitotenv.2020.137450
Guide to Best Practices for Ocean CO2 Measurements / A.G. Dickson, C.L. Sabine, J.R. Christian (eds.). PICES Special Publication, 2007. 191 p.
Jakobsen R., Postma D. In situ rates of sulfate reduction in an aquifer (Rømø, Denmark) and implications for the reactivity of organic matter // Geology. 1994. V. 22. № 12. P. 1101–1106.
Larsen, F., Tran, L., Van Hoang, H. et al. Groundwater salinity influenced by Holocene seawater trapped in incised valleys in the Red River delta plain // Nature Geoscience. 2017. V. 10. P. 376–381.
Luo X., Jiao J.J. Submarine groundwater discharge and nutrient loadings in Tolo Harbor, Hong Kong using multiple geotracer-based models, and their implications of red tide outbreaks // Water Research. 2016. V. 102. P. 11–31.
Luo X., Jiao J.J., Moore W.S. et al. Significant chemical fluxes from natural terrestrial groundwater rival anthropogenic and fluvial input in a large-river deltaic estuary // Water Research. 2018. V. 144. P. 603–615.
Moore W.S. Large groundwater inputs to coastal waters revealed by 226Ra enrichments // Nature. 1996. V. 380. P. 612–614.
Moore W.S. The subterranean estuary: a reaction zone of ground water and sea water // Marine Chemistry. 1999. V. 65. № 1–2. P. 111–125.
Moore W.S. The effect of submarine groundwater discharge on the ocean // Annual Review of Marine Science. 2010. V. 2. P. 59–88.
Moore W. S., Arnold R. Measurement of 223Ra and 224Ra in coastal waters using delayed coincidence counter // Journal of Geophysical Research. 1996. V. 101. P. 1321–1329.
Parizi E., Hosseini S.M., Ataie-Ashtiani B., Simmons C.T. Vulnerability mapping of coastal aquifers to seawater intrusion: review, development and application // Journal of Hydrology. 2019. V. 570. P. 555–573.
Regnier P., Dale A.W., Arndt S. et al. Quantitative analysis of anaerobic oxidation of methane (AOM) in marine sediments: a modeling perspective // Earth-Science Reviews. 2011. V. 106. № 1. P. 105–130.
Seawater intrusion in coastal aquifers – concepts, methods and practices / J. Bear., Cheng A.H.-D, S. Sorek, D. Ouazar, I. Herrera (Eds.). The Netherlands, Kluwer Academic Publishers, Dordrecht. 1999. P. 625.
Shulkin V.M., Tishchenko P.Ya., Semkin P. Yu., Shvetsova M.G. Influence of river discharge and phytoplankton on the distribution of nutrients and trace metals in Razdolnaya River estuary, Russia // Estuarine, Coastal and Shelf Science. 2018. V. 211. P. 166–176.
Spiteri C., Van Cappellen P., Regnier P. Surface complexation effects on phosphate adsorption to ferric iron oxyhydroxides along pH and salinity gradients in estuaries and coastal aquifers // Geochim. et Cosmochim. Acta. 2008. V. 72. P. 3431–3445.
Shen Y., Xin P., Yu X. Combined effect of cutoff wall and tides on groundwater flow and salinity distribution in coastal unconfined aquifers // Journal of Hydrology. 2020. V. 581. https://doi.org/10.1016/j.jhydrol.2019.124444
Taniguchi M., Burnett W.C., Cable J. E., Turner J.V. Investigation of submarine groundwater discharge // Hydrological Processes. 2002. V. 16. P. 2115–2129.
Watanabe, K., Kasai, A., Antonio, E.S. et al. Influence of salt-wedge intrusion on ecological processes at lower trophic levels in the Yura Estuary, Japan // Estuarine, Coastal and Shelf Science. 2014. V. 139. P. 67–77.
Wang X., Baskaran M., Su K., Du J. The important role of submarine groundwater discharge (SGD) to derive nutrient fluxes into River dominated Ocean Margins – The East China Sea // Marine Chemistry. 2018. V. 204. P. 121–132.
Wang Y., Jiao J.J. Origin of groundwater salinity and hydrogeochemical processes in the confined Quaternary aquifer of the Pearl River Delta, China // Journal of Hydrology. 2012. V. 438. P. 112–124.
Дополнительные материалы отсутствуют.
Инструменты
Геоэкология. Инженерная геология, гидрогеология, геокриология
Пн.-пт.: 10.00-19.00