Подводный сброс подземных вод (SGD) - это гидрологический процесс, который обычно происходит в прибрежных районах. Он описывается как подводный приток пресных и солоноватых грунтовых вод с суши в море. Подводный сброс подземных вод контролируется несколькими механизмами воздействия, которые вызывают гидравлический градиент между сушей и морем. Принимая во внимание различные региональные условия, сброс происходит либо в виде (1) сфокусированного потока вдоль трещин в карстовых и каменистых областях, (2) диспергированного потока в мягких отложениях, либо (3) рециркуляции морской воды в морских отложениях. Подводный сброс подземных вод играет важную роль в прибрежных биогеохимических процессах и гидрологических циклах, таких как формирование прибрежного цветения планктона, гидрологические циклы и выброс питательных веществ, микроэлементов и газов. Он влияет на прибрежные экосистемы и на протяжении тысячелетий использовался в качестве источника пресной воды некоторыми местными сообществами.
В прибрежных районах потоки грунтовых и морских вод определяются множеством факторов. Оба типа воды могут циркулировать в морских отложениях из-за приливной накачки, волн, донных течений или процессов переноса, обусловленных плотностью. Метеорные пресные воды могут сбрасываться в море по замкнутым и неограниченным водоносным горизонтам, или может иметь место противодействующий процесс проникновения морской воды в водоносные горизонты, заряженные грунтовыми водами. Поток пресной и морской воды в первую очередь контролируется гидравлическими градиентами между сушей и морем, а также различиями в плотностях обеих вод и проницаемости отложений.
Согласно Драббе и Бадон-Гийбену (1888) и Герцбергу (1901) толщина линзы пресной воды ниже уровня моря (z) соответствует толщине уровня пресной воды над уровнем моря (h) как:
z = ρf / ((ρs-ρf)) * h
Здесь z - толщина между границей раздела соленая вода - пресная вода и уровнем моря, h - толщина между верхней частью линзы пресной воды и уровнем моря, ρf - плотность пресной воды, а ρs - плотность соленой воды. Учет 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
Вместе с законом 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 разгрузки. Предполагая, что система водоносного горизонта изотропная, длина соляного клина зависит исключительно от гидравлической проводимости, толщины водоносного горизонта и обратно пропорциональна скорости разгрузки. Эти предположения действительны только в гидростатических условиях в системе водоносного горизонта. Обычно граница раздела пресной и соленой воды образует переходную зону из-за диффузии / диспергирования или локальной анизотропии.
Первое исследование подводного разряда подземных вод было сделано Сонрелом (1868), который размышлял о риске подводных источников для моряков. Однако до середины 1990-х годов SGD оставалась довольно непризнанной научным сообществом, потому что было трудно обнаружить и измерить сброс пресной воды. Первый разработанный метод изучения SGD был разработан Муром (1996), который использовал радий-226 в качестве индикатора для подземных вод. С тех пор было разработано несколько методов и инструментов, чтобы попытаться обнаружить и количественно оценить скорость сброса.
Первое исследование, которое выявило и количественно оценило расход подводных подземных вод на региональной основе, было проведено Муром (1996) в бухте Южной Атлантики 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 доставляется реками. Однако эти источники не могли объяснить высокие концентрации, присутствующие в районе исследования. Мур (1996) выдвинул гипотезу, что подводные грунтовые воды, обогащенные радием-226, являются причиной высоких концентраций. Эта гипотеза многократно проверялась на сайтах по всему миру и подтверждалась на каждом сайте.
Ли (1977) разработал измеритель фильтрации, который состоит из камеры, соединенной с отверстием для отбора проб, и пластикового мешка. Камера вставляется в отстой, и вода, выходящая через отложения, улавливается пластиковым пакетом. Изменение объема воды, попавшей в пластиковый пакет с течением времени, представляет собой поток пресной воды.
Согласно Schlüter et al. (2004) профили хлоридных поровых вод могут быть использованы для исследования подводного стока подземных вод. Хлорид можно использовать в качестве консервативного индикатора, поскольку он обогащен морской водой и обеднен грунтовыми водами. Три различных формы профиля хлоридных поровых вод 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 понижением указывает на диффузное перемешивание грунтовых и морской воды, а профиль хлоридов вогнутой формы представляет собой адвективную примесь подводных грунтовых вод снизу. Стабильные соотношения изотопов в молекуле воды также можно использовать для отслеживания и количественной оценки источников сброса подводных подземных вод.