Водные ресурсы, 2022, T. 49, № 3, стр. 286-297

ВВЕДЕНИЕ

Радий – щелочноземельный элемент, который в речной воде преимущественно адсорбируется, но существует в виде растворенного Ra²⁺ в морской воде из-за ее высокой ионной силы [25, 49]. Десорбция Ra из речной взвеси в эстуариях происходит на ранней стадии зоны смешения (ЗС) речных и морских вод до солености 10‰ [20, 22]. Поэтому растворенные изотопы ²²⁴Ra, ²²³Ra, ²²⁸Ra с периодом полураспада соответственно 3.6 и 11.5 сут и 5.7 года демонстрируют неконсервативную зависимость от солености воды в эстуариях при наличии речной взвеси [19, 20, 26, 30, 40]. Второй источник растворенного радия для эстуария – поток воды из осадков, который предполагает обмен поровыми водами (“pore water exchange” (PWE) [43]) и в более широком масштабе подземного устья – разгрузку субмаринных грунтовых вод (“submarine groundwater discharge” (SGD)) [32]. SGD включает в себя разгрузку одновременно пресных материковых и рециркулирующих морских вод в прибрежных водоносных горизонтах (“recirculated submarine groundwater discharge” (RSGD)) [18, 31]. Разгрузка пресных SGD в глобальном водном балансе составляет только 4.5 ± 3.2% от потоков речной воды в океан [15], но именно RSGD вносит 90% потока воды от общего SGD [24]. В ряде работ показано, что PWE может формировать одновременно потоки изотопов радия и биогенных веществ, конкурирующие с их потоками при SGD в небольших прибрежно-морских акваториях [27, 34, 41, 42]. Это во многом происходит из-за того, что донные отложения (ДО) обогащены биогенными веществами вследствие диагенеза в них органического вещества [14]. Поэтому поверхностный сток и поток PWE вносят доминирующий вклад в потоки Ra и биогенных веществ в эстуариях по отношению к пресным водам SGD [21, 23, 37, 38, 42 ]. Обмен поровой воды в прибрежно-морских бассейнах во многом формируется за счет биотурбации (построение нор инфауной и сифональное питание) и биорригации (вентиляция нор) [17, 48, 50]. Однако только относительно недавно было показано, что именно инфауна может быть определяющим звеном в потоках Ra и биогенных веществ при PWE в небольших заливах с выраженной сезонной изменчивостью температуры воды [42]. Морские воды, находящиеся под влиянием источника Ra в суточном и синоптическом диапазонах времени, обогащаются только короткоживущими изотопами ²²⁴Ra и ²²³Ra, в то время как на накопление долгоживущих изотопов ²²⁸Ra требуются годы [40]. Это позволяет устанавливать временны́е масштабы динамики вод и биогеохимических процессов в прибрежно-морских акваториях под влиянием PWE, SGD и речного стока.

Обобщение публикаций, связанных с изучением биогенных веществ в эстуарии р. Раздольной, можно найти в работах В.И. Звалинского с соавторами [1–3]; однако публикации, нацеленные на исследование изотопов Ra для данного водного объекта, авторами настоящей статьи не найдены.

Цель данной работы – выявить доминирующие источники и обсудить пути миграции изотопов Ra совместно с основными биогенными веществами на примере эстуария высокомутной р. Раздольной в паводок. В период паводка скорость обмена вод интенсифицирована из-за высоких скоростей стокового и компенсационного потоков воды, что представляет частое, но относительно краткосрочное явление во многих районах Мирового океана, находящихся под влиянием рек. Поэтому результаты данной статьи отражают ситуацию, характерную для процессов, имеющих короткопериодный (суточный и синоптический) диапазон изменчивости, требующий оперативных полевых исследований активности изотопов Ra и концентрации биогенных веществ.

ОБЪЕКТ И МЕТОДЫ ИССЛЕДОВАНИЙ

Трансграничная р. Раздольная (Китай – Приморский край Российской Федерации) впадает в северную часть Амурского залива (зал. Петра Великого, Японское море) (рис. 1). Эстуарий, по [6] и по уточненной терминологии в [9], имеет протяженность ~50 км и расположен в пределах заболоченной Раздольненской депрессии и северной части Амурского залива (рис. 1). Площадь водосбора р. Раздольной составляет 16 800 км².

Рис. 1.

Район исследований, схема расположения станций и плотность поселения полихет, экз/м², указанная на вставке в виде изолиний согласно [9]. РВ – речные воды, ВЭ – вершина эстуария, УБ – устьевой бар.

Средний расход реки на посту в с. Тереховка при осреднении за период 10 лет с 2008 г. составляет 97.8 м³/с. В водном режиме реки выделяется устойчивая зимняя межень со среднемесячным расходом 2–3 м³/с в январе и феврале (рис. 2), абсолютный минимумом расхода 0.3 м³/с случается в феврале. Весеннее половодье наблюдается в мае (рис. 2). Во время летних и осенних паводков расход регулярно >400 м³/с, а абсолютный максимум расхода на пике паводков в отдельные годы >3000 м³/с (рис. 2).

Рис. 2.

Среднемесячные, максимальные и минимальные расходы Q, м³/с, р. Раздольной за период 2008–2018 гг.

Динамика ЗС в эстуарии р. Раздольной в наибольшей степени определяется водным режимом реки [2]. При расходе >400 м³/с ЗС вытесняется за пределы устьевого бара и представляет собой линзу распресненных вод в Амурском заливе [2]. Относительно небольшие приливы высотой ~40 см не влияют на дальность проникновения ЗС, но определяют внутрисуточную изменчивость скорости течений в эстуарии [4].

В свою очередь положение ЗС в теплый период года определяет положение района наибольшей интенсивности биогеохимических процессов в эстуарии [13, 44]. В паводок река становится доминирующим источником биогенных веществ для Амурского залива [8]. На пике паводков концентрация взвеси достигает 2800 мг/л при среднегодовой концентрации 154 мг/л [6]. Резкое и многократное увеличение потоков биогенных веществ и взвеси приводит к импульсной эвтрофикации Амурского залива и вызывает формирование гипоксии придонных вод в летний сезон [12, 47]. Сгонные ветры в конце лета – начале осени приводят к затоку в залив в ходе сезонного апвеллинга промежуточных Япономорских вод, обогащенных кислородом относительно придонных гипоксийных вод Амурского залива [12, 47]. При этом в летний сезон наблюдается преимущественно циркуляция “даунвеллингового” типа, способствующая развитию гипоксии [46].

Относительно высокие содержания органического углерода в донных осадках северной части Амурского залива [14] способствуют развитию поселений полихет в данном районе до 6360 экз/м² при средней плотности 1480 экз/м² (рис. 1) [10].

Исследовали поверхностный и придонный слои воды толщиной 1 м. Пробы воды были отобраны с помощью 5-литрового батометра Нискина: 30 июня 2020 г. за <4 ч на восьми станциях, расположенных в ЗС (рис. 1); 1 июля 2020 г. на четырех станциях с речными водами (РВ). Полевым работам предшествовали выпадение осадков за 4 сут в количестве 194 мм в районе нижнего водосбора реки и умеренные юго-восточные ветры. Пик уровня воды в реке пришелся на 28 июня и составил 400 м³/с, после чего 1 июля последовал спад расхода до 231 м³/с. В ходе работ погода была безветренная. На каждой станции проводили зондирование водной толщи зондом “SBE 19Plus” (“Sea Beard Electronics”, США) для получения профилей электропроводности, температуры, мутности (в единицах “formazine turbidity unit” (FTU)). Для получения профиля О₂ использовали дополнительный оптический датчик О₂ “ARO2-Infinity” (“JFE Advantech Co., Ltd.”, Япония) с точностью 2% в диапазоне 0–200% насыщения вод О₂. На каждой станции определяли глубину видимости диска Секки. Пробы воды, отобранные для определения растворенных в воде радионуклидов (²²³Ra, ²²⁴Ra, ²²⁸Ra), были отфильтрованы в лаборатории в день отбора, биогенные вещества измерены на следующий день, а соленость S – в течение недели. Соленость измерена с использованием солемера “Guildline Autosal 8400B” (“Guildline Instruments”, США) с погрешностью 0.002‰.

Для анализа ²²³Ra, ²²⁴Ra, ²²⁸Ra образцы воды объемом 22 л в день отбора отфильтровали через полипропиленовый картридж и вату MnO₂ со скоростью ≤0.3 л мин⁻¹ для получения эффективной экстракции 97% Ra [29]. C помощью системы RaDeCC (Radium Delayed Coincidence Counter) определены радиоизотопы ²²⁴Ra и ²²³Ra [33]. Для поправки на поддерживаемый ²²⁴Ra проводилась вторая серия измерений через 2–6 недель, чтобы позволить начальной избыточной активности ²²⁴Ra достичь векового равновесия с ²²⁸Th, который также абсорбировался на Mn-волокне [33, 36]. Активность ²²⁸Ra измерена через 6–12 мес. с поправкой на распад ²²⁸Th [29]. Для калибровки RaDeCC при измерениях ²²⁴Ra, ²²³Ra и ²²⁸Ra использовали стандарт ²³²Th, как предложено в работе [35].

Общий фосфор Total P и общий азот Total N определяли на автоматическом анализаторе “Skalar San++” (“Skalar”, Нидерланды). Концентрацию аммония (${\text{NH}}_{{\text{4}}}^{ + }$) определяли методом индофенолов. Нитраты ${\text{NO}}_{{\text{3}}}^{ - }$, нитриты ${\text{NO}}_{{\text{2}}}^{ - }$, растворенные силикаты DSi и растворенный неорганический фосфор DIP измеряли стандартными колориметрическими методами. Подробная информация о методах, используемых для анализа биогенных веществ, приведена в [7].

РЕЗУЛЬТАТЫ

Речная (верхняя) граница ЗС, выделяемая по изогалине 1‰, примыкала к устьевому бару в районе ст. 1 (рис. 3а). На баре у дна соленость воды была 13.2‰, в то время как на поверхности ≤1‰. На относительно небольшом расстоянии от бара в направлении реки на ст. RW 4 (рис. 1) придонный слой был занят речной водой. Стоковое течение формировало линзу высокомутных вод с соленостью <6‰ на расстоянии до 6 км от устьевого бара (рис. 3а). Наибольшая соленость воды (32.7‰) наблюдалась в придонном слое толщиной ~2 м на трех мористых станциях (ст. 6–8). Температура воды в поверхностном слое была ~16°С, а у дна снижалась до 11°С (рис. 3б). Судя по поднятию изолиний (рис. 3а, 3б), в мористой части эстуария формировался компенсационный поток относительно холодных морских вод над устьевым взморьем, что характерно для эстуариев [39]. Динамика вод прослеживалась в поле распределения условной плотности воды в виде двухслойной эстуарной циркуляции, вызванной эффектом вовлечения придонных вод стоковым течением (рис. 3в).

Рис. 3.

Профили солености (а), ‰, температуры (б), °С, условной плотности (в). Отсчет расстояния от устьевого бара.

В речных водах активность растворенных изотопов Ra была низкой (табл. 1). Это было ожидаемо, поскольку в речной воде Ra находится в виде химических соединений, адсорбированных взвесью, которые в процессе пробоподготовки удаляются. С ростом солености наблюдается существенное увеличение активности всех трех измеренных изотопов (табл. 1). При этом наибольшая активность изотопов ²²³Ra и ²²⁸Ra, имеющих период полураспада 11.5 сут и 5.7 года соответственно, зафиксирована в наиболее динамичном районе – в начале ЗС на баре (табл. 1). В распределении активности изотопа ²²⁴Ra с периодом полураспада 3.6 сут также отмечено повышение на баре, но экстремум был приурочен к придонным водам на ст. 4 при глубине 8.3 м и солености 32.16‰ (табл. 1).

Следует отметить, что повышение активности всех трех изотопов Ra в районе бара при солености 13.2‰ (ст. 1) было зафиксировано в водах с высокой мутностью (рис. 4). В придонном слое воды с соленостью >32‰ также наблюдалась повышенная активность ²²⁴Ra с экстремумом на ст. 4, тогда как для ²²³Ra повышенная активность в этих водах прослеживалась в меньшей степени, а для ²²⁸Ra полностью отсутствовала (рис. 4).

Рис. 4.

Зависимость активности изотопов радия от солености и от мутности. 1 – поверхностный слой воды, 2 – придонный слой воды.

Также зафиксировано повышение концентрации для Total P, ${\text{NH}}_{4}^{ + }$, DSi, ${\text{NO}}_{3}^{ - }$, Total N в районе бара на ст. 1 (рис. 5). Однако для ${\text{NH}}_{4}^{ + }$ и ${\text{PO}}_{4}^{{3 - }}$ максимальные концентрации зафиксированы в водах с наибольшей активностью ²²⁴Ra на ст. 4 (рис. 4, 5). Также отмечен общий повышенный уровень концентраций ${\text{NH}}_{4}^{ + }$ и ${\text{PO}}_{4}^{{3 - }}$ в придонных водах с соленостью >32‰, как и для распределения ²²⁴Ra.

Рис. 5.

Зависимость концентраций биогенных веществ от солености. 1 – поверхностный слой воды, 2 – придонный слой воды.

ОБСУЖДЕНИЕ

Поток биогенных веществ со стоком р. Раздольной был изучен ранее в [8]. Концентрации биогенных веществ в ДО были измерены, а оценки их потоков с участием PWE проведены для мелководных бассейнов зал. Петра Великого [11, 14]. В обсуждении результатов настоящей работы внимание уделяется обнаруженным совместным потокам Ra и биогенных веществ при десорбции из речной взвеси и из донных отложений на устьевом взморье р. Раздольной.

Согласно результатам экспериментов [20], речная взвесь – определяющий фактор для активности десорбированного Ra на начальном этапе зоны смешения. Ее содержание в водах р. Раздольной во многом зависит от расхода реки: минимальная концентрация взвеси составляет ~5 мг/л в зимнюю межень, но может быть >2800 мг/л в период дождей [6, 8]. В ходе настоящих работ видимость диска Секки была <5 см, а вода имела темно-коричневый цвет. Для оценки содержания взвеси использовался датчик мутности, предел показаний которого при имеющейся калибровке зонда (2500 FTU – 1000 мг/л) был превышен, поэтому точных результатов по данному параметру в реке не смогли получить. Интенсивное поступление взвеси в реку было связано с выпадением атмосферных осадков накануне работ непосредственно в районе эстуария, когда за предшествующие четверо суток количество осадков составило 194 мм. Всего же за июнь в районе эстуария выпало 292 мм осадков (архив RP5) при месячной норме 110 мм. Содержание долгоживущих изотопов ²²⁸Ra во взвеси водосбора может только увеличиваться, так как их период полураспада существенно превышает возраст вод от истоков, в то время как короткоживущие изотопы подвергаются распаду за период возраста речной воды на водосборе. Таким образом, величина расхода реки может влиять преимущественно на количество растворенных долгоживущих изотопов ²²⁸Ra, поставляя их в приемный бассейн при десорбции.

Принимая во внимание то, что накопление изотопов Ra в ДО определяется их константами распада, рециркуляция морской воды в верхнем слое ДО на протяжении суток сопровождается ростом активности только короткоживущих изотопов ²²³Ra и ²²⁴Ra [40], в то время как воды водоносных горизонтов обычно обогащены, помимо ²²³Ra и ²²⁴Ra, долгоживущими изотопами ²²⁸Ra [45]. Для изотопов ²²³Ra и ²²⁴Ra разброс на графике “активность–мутность” гораздо больший, особенно для ²²⁴Ra, по сравнению с долгоживущим изотопами ²²⁸Ra (рис. 4). Экстремум данного радионуклида наблюдался в придонных водах с соленостью >32‰ (табл. 1), которые удалены от источника взвеси в районе устьевого бара. Поэтому поступление радионуклидов ²²³Ra и ²²⁴Ra из ДО оказалось более значимым, а по ²²⁴Ra – доминирующим по сравнению с поступлением при десорбции в районе устьевого бара.

Согласно [42], в илистых отложениях прибрежных акваторий активность ²²⁴Ra обычно составляет 1100‒1300 dpm 100 л^–1. Активность ²²⁴Ra для морской воды исследуемого объекта в отсутствии речного стока получена в период ледостава и составляет 6.7 dpm 100 л^–1 [5]; т. е. активность ²²⁴Ra в поровых водах осадков, принятая из литературных данных (~1000 dpm 100 л^–1), может превышать по меньшей мере в 100 раз значение для морской воды на устьевом взморье р. Раздольной.

Возможным механизмом поставки Ra в водную толщу при PWE может быть метаногенез, когда через толщу осадка просачиваются пузырьки метана и увлекают за собой поровые воды [43]. Однако масштаб этого явления не может быть распространен на все устьевое взморье вплоть до глубин 19 м на самой мористой станции настоящих исследований. Поток Ra при повторном взмучивании терригенной взвеси, осевшей на дно, также исключаем, поскольку это не приводит к повышению аммонийного азота и фосфат-ионов. Учитывая, что над устьевым взморьем отсутствует сколь-нибудь значимое неконсервативное повышение ²²⁸Ra, возможное влияние SGD на поток Ra в приемный бассейн в данную водную фазу р. Раздольной также исключаем.

PWE зависит от видового состава и численности инфауны, поведение которой определяется условиями окружающей среды – в основном температурой и содержанием растворенного О₂ [17, 27, 48, 50]. PWE при участии инфауны достигает глубины ~40 см в ДО за <46 ч [27]. Наиболее активные биоирригаторы – полихеты [49]. Поток PWE при участии полихет будет существенно изменяться в разных частях Амурского залива и, вероятно, достигнет максимума в районе с наибольшей плотностью экземпляров на глубине ~8 м (рис. 1), на которой в наблюдениях был обнаружен экстремум активности ²²⁴Ra (табл. 1). Поток PWE при биоирригации, на примере зал. Альфакс Средиземного моря со средней плотностью полихет 10 400 экз/м², достигает ∼20 л/м² сут^–1 [42]. По аналогии с зал. Альфакс поток PWE при участии полихет в Амурском заливе при плотности поселения 1480 экз/м² [10] будет, в грубом приближении, в 7 раз меньше, т. е. 2.85 л/м² сут^–1. При этой приближенной оценке поток PWE из ДО площадью 132 км² в северной части Амурского залива составит 376 × 10³ м³/cут, или 4 м³/c. В придонном слое активность ²²⁴Ra должна приближаться к таковой в поровых водах (>1000 dpm 100 л^–1), однако этому препятствует адвективный перенос придонных вод (рис. 3).

В настоящих исследованиях при расходе реки в день отбора 262.9 м³/с активность ²²⁴Ra, десорбированного на баре, в сумме с активностью ²²⁴Ra в реке составила 66.39 dpm 100 л^–1 (табл. 1). Поток Ra c речным стоком при данных величинах расхода и концентрации взвеси в реке будет превышать поток Ra за счет PWE, несмотря на >100-кратное превышение активности ²²⁴Ra в ДО. Вероятно, в межень, когда количество содержащей Ra речной взвеси снизится многократно, как указано выше, поток Ra за счет PWE будет доминирующим. Этому будет способствовать возрастание до 40% [17, 27, 48, 50] потока PWE за счет биоирригации при летнем прогреве вод и понижении концентрации О₂ до уровня гипоксии [12]. В зал. Альфакс, например, летом для всей площади поток PWE достигает 13.9, а зимой только 3.1 м³/c [42].

Повышение активности ²²⁴Ra совместно с ${\text{PO}}_{4}^{{3 - }}$ и ${\text{NH}}_{4}^{ + }$ (рис. 6), а также повышение активности ²²³Ra при неизменной солености (рис. 4) указывает на их единый источник. Для биогенных веществ таким источником может быть органическое вещество, подвергающееся микробиологической деструкции как в воде, так и в ДО [14]. Для северной части Амурского залива концентрации ${\text{PO}}_{4}^{{3 - }}$ и ${\text{NH}}_{4}^{ + }$ в летний сезон в поровой воде ДО на горизонте 5 см увеличены в 5 раз и в 34 раза соответственно по сравнению с придонным слоем воды [14]. Относительно малое повышение ${\text{PO}}_{4}^{{3 - }}$ на фоне роста ${\text{NH}}_{4}^{ + }$ в ДО связано с процессами адсорбции–десорбции в поровой воде [14]. Поэтому поровый обмен должен сопровождаться увеличением концентраций ${\text{PO}}_{4}^{{3 - }}$ и ${\text{NH}}_{4}^{ + }$, а также соотношением N/P. Соотношение N/P (рис. 5) в придонных водах с соленостью >32‰, однако, составляет 6.6–6.9, что существенно ниже, чем в соотношении Редфилда, равном 16. Поэтому, в северной части Амурского залива существует дополнительный поток соединений фосфора, вероятно, связанный с жизнедеятельностью полихет.

Рис. 6.

Зависимость концентрации биогенных веществ от активности изотопов ²²⁴Ra. 1 – поверхностный слой воды, 2 – придонный слой воды.

Для Амурского залива деструкция автохтонного органического вещества оказывает основное влияние на концентрации и распределение биогенных веществ в послепаводковый период [12, 47]. В этом случае максимумы биогенных веществ (${\text{PO}}_{4}^{{3 - }}$, ${\text{NH}}_{4}^{ + }$, а также DSI) в придонном слое воды пространственно совпадают с минимальной концентрацией О₂, пониженной до состояния гипоксии (<2 мг/л) [12, 47]. Развитию придонной гипоксии при южных ветрах способствует даунвеллинг [46]; в то время как в момент паводка вследствие развития двухслойной эстуарной циркуляции формируется “апвеллинговая” структура распределения плотности (рис. 2). Такой вид циркуляции в Амурском заливе существует регулярно при развитии сгонных ветров и сопровождается адвекцией вод из открытой части залива с относительно высокой концентрацией О₂, пониженной концентрацией ${\text{NH}}_{4}^{ + }$, но повышенной концентрацией ${\text{NO}}_{3}^{ - }$ [12, 47]. Однако в компенсационном потоке вод при концентрациях О₂ ~ ~5 мг/л по мере его переноса над устьевым взморьем в направлении реки отмечено повышение содержания ${\text{PO}}_{4}^{{3 - }}$ и ${\text{NH}}_{4}^{ + }$, а также фосфора в органической форме и экстремум аквтиности ²²⁴Ra (рис. 3, 5, 6, 7 ). Взаимосвязь данных характеристик объясняется влиянием потока поровой воды за счет жизнедеятельности полихет.

Поскольку поток PWE имеет гораздо большую концентрацию веществ в сравнении с вышележащей водой, накопление веществ в придонном слое воды будет определяться интенсивностью адвективного переноса вод вдоль устьевого взморья. В эстуариях сроки адвективного обмена воды могут варьировать от нескольких дней до месяцев и зависят в основном от расхода речной воды [16]. В периоды паводков скорость обмена в эстуарии многократно возрастает за счет усиления стокового течения и интенсификации компенсационного потока в придонном слое вод. Для короткоживущих изотопов, а также биогенных веществ, которые активно задействованы в продукционно-деструкционных процессах, важен временнóй диапазон существования этого потока. Оценка пространственной изменчивости возраста воды в эстуариях с множеством потенциально возможных источников веществ, принимаемых в качестве индикаторов, – сложная задача. Отношения активности ²²⁴Ra/²²³Ra определяют возраст воды в синоптическом диапазоне и позволяют рассчитать “кажущийся возраст радия” (“apparent radium age”) [28]. Потоки растворенных радионуклидов ²²⁴Ra из ДО будут существенно увеличивать отношение ²²⁴Ra/²²³Ra в придонных водах в следующих случаях: 1) скорость вертикального перемешивания ниже, чем скорость переноса придонной воды вдоль дна; 2) преодоление придонными водами пути вдоль дна с обогащением ²²⁴Ra происходит быстрее, чем скорость распада этих изотопов. При выполнении этих условий происходит накопление ²²⁴Ra в придонных водах, что вызывает рост соотношения ²²⁴Ra/²²³Ra, тем самым уменьшая возраст воды, рассчитанный на основе модели с единым источником [28]. В исследуемом случае соотношение ²²⁴Ra/²²³Ra меняется контрастно от станции к станции в интервале от 15.2 до 36.3 при почти неизменной солености компенсационного потока (табл. 1; рис. 3), что указывает на неоднородность поступления ²²⁴Ra и ²²³Ra. Поэтому нет возможности рассчитать точный возраст придонных вод и оценить массовый баланс Ra, не располагая данными по активности ²²⁴Ra и ²²³Ra для поровых вод на каждой станции отбора. Однако само по себе наличие контраста свидетельствует о том, что возраст вод в компенсационном потоке имеет временнóй диапазон, сравнимый с временны́м диапазоном полураспада ²²⁴Ra – 3.6 сут, что согласуется с периодом развития наблюдаемой двухслойной циркуляции (рис. 3), сформированной на пике прохождения паводка за два дня до отбора проб воды. Таким образом, полученная картина распределения изотопов и биогенных веществ характерна для синоптического периода от 1 сут до 1–2 недель в зависимости от продолжительности и интенсивности паводка. После ослабления стокового течения и компенсационного потока происходит перестройка динамики вод на противоположную – с преобладанием даунвеллинга при южных ветрах [46].

ВЫВОДЫ

Рассмотрено распределение радионуклидов радия и биогенных веществ над устьевым взморьем р. Раздольной при развитии двухслойной эстуарной циркуляции, период существования которой определяется продолжительностью летнего паводка.

Установлено, что доминирующий процесс поступления в эстуарий растворенных изотопов ²²⁸Ra – десорбция из речной взвеси в начале зоны смешения, в районе устьевого бара. Повышение активности изотопов ²²³Ra и ²²⁴Ra в районе бара проявлялось в меньшей степени.

Обмен поровых вод с придонными водами устьевого взморья вызвал возникновение экстремума активности ²²⁴Ra и повышение ²²³Ra. Одновременный экстремум короткоживущих изотопов ²²⁴Ra, аммонийного азота и растворенного фосфора в придонном слое устьевого взморья объясняется их поступлением за счет биоирригации и биотурбации полихет.

Разгрузка пресных грунтовых вод на устьевом взморье р. Раздольной в исследуемую фазу водного режима реки на основе распределения изотопов Ra не выявлена.