أكثر

5.7: تصنيف العناصر في مياه البحر - علوم الأرض

5.7: تصنيف العناصر في مياه البحر - علوم الأرض


الآن بعد أن أصبحنا على دراية بوفرة وملامح بعض المواد الذائبة الشائعة في المحيط ، يمكننا محاولة تصنيف هذه المواد بناءً على توزيعها. عادة ما يتم تصنيف المواد المذابة إلى مجموعة من عدة مجموعات:

العناصر المحافظة هم أولئك الذين يكون تركيزهم ثابتًا نسبيًا عبر المحيط ، رأسياً وأفقياً. تشمل هذه الفئة الأيونات الرئيسية في مياه البحر ، مثل الصوديوم أو الكلوريد ، والتي لها فترات مكوث طويلة جدًا ويتغير تركيزها فقط من خلال إضافة أو إزالة المياه العذبة (انظر القسم 5.3).

عناصر تشبه المغذيات لها توزيع مشابه للملف الشخصي الذي وصفناه للنترات في القسم السابق. تركيزات هذه المواد منخفضة على السطح ، حيث يتم استخدامها بسرعة في العمليات البيولوجية. أسفل المنطقة الضوئية ، ستزداد تركيزات هذه المواد ، حيث يؤدي التحلل بواسطة البكتيريا إلى إعادة تدويرها إلى عمود الماء.

العناصر التي تم مسحها هي تلك التي تتفاعل مع الجسيمات الأخرى ويتم امتصاصها على سطح الجسيمات. عندما تغرق الجسيمات ، تتم إزالة هذه العناصر إلى الرواسب. تظهر الملامح التي تم مسحها بشكل عام وفرة أعلى على السطح ، حيث ستدخل المواد إلى المحيط ، ولكن تنخفض المستويات مع العمق حيث يتم إزالتها بواسطة الجسيمات الغارقة. هذا الملف الشخصي شائع للمعادن ، مثل الألومنيوم أو الرصاص.

الغازات المستقرة تذوب في المحيط من الغلاف الجوي. لأن هذه المواد ليست شديدة التفاعل ، تصبح مياه المحيط مشبعة بهذه الغازات. نظرًا لأن قابلية ذوبان الغاز تزداد في الماء البارد ، غالبًا ما توجد هذه الغازات بتركيزات أعلى في المياه العميقة والباردة ، وفي تركيزات أقل في المياه السطحية الأكثر دفئًا.



تصنيف المادة إلى عناصر ومركبات ومخاليط

تم استخدام استبيان لتقييم المعرفة السابقة للطلاب.

أ. حدد ما إذا كانت العبارات التالية صحيحة أم خاطئة.

  1. أي شيء له كتلة ويحتل مساحة يسمى مادة.
  2. الأكسجين مهم.
  3. الهواء ليس له كتلة.
  4. الهواء لا يهم.
  5. الضوء والصوت أمثلة على المادة.
  6. يمكن تصنيف المادة إلى صلبة وسائلة وغازية.
  7. المواد الصلبة والسوائل والمواد الغازية لها نفس الخصائص الفيزيائية.
  8. المادة مصنوعة من جزيئات صغيرة.
  9. الهواء مادة نقية.
  10. الحليب بدون ماء مادة نقية.

ب- اذكر ما يلي: صلب أو سائل أو غاز - أكسجين ، كرسي ، حليب ، دخان

أثناء المناقشة ، عُرض على الطلاب ورقة واحدة وسئلوا عما إذا كانت تحتوي على كتلة. كانت الاستجابة الغريزية - ليس للورق كتلة. لقد اقتبست مثالًا عن كيفية وزن الحلي الذهبية الصغيرة في محل المجوهرات. جعلهم هذا يدركون حقيقة أنه لمجرد أن شيئًا ما يزن أقل ، فهذا لا يعني أنه ليس له كتلة على الإطلاق. تسبب السؤال حول ما إذا كانت المواد مصنوعة من جزيئات صغيرة في حدوث ارتباك بين الطلاب. لتوضيح ذلك ، تم إعطاء مثال على قطعة الطباشير ، والتي تصبح أصغر حجمًا وتكون بودرة عند الاستخدام. أشرت أيضًا إلى أن المكون الأساسي لكل مادة ، وهو ذرة صغيرة ، له أيضًا كتلة ويحتل مساحة. السؤال حول ما إذا كان الضوء والصوت لهما كتلة والمناقشة التي تلت ذلك أوضحت التمييز بين الطاقة والمادة. كان لدى الطلاب وضوح حول الاختلافات بين المواد الصلبة والسوائل والغازات. بالنسبة لأسئلة معينة ، على الرغم من أن الطلاب كانوا قادرين على التوصل إلى الإجابة الصحيحة من "صواب أو خطأ" ، إلا أن لديهم بعض المفاهيم الخاطئة فيما يتعلق بالسبب نفسه.

بعض المفاهيم الخاطئة الأخرى التي تم تناولها في المناقشة.

المفهوم الخاطئ / الفهم غير الكامل

الهواء ليس مادة نقية لأنه يحتوي على الكثير من الغبار والدخان والملوثات.

على الرغم من صحة العبارة والفهم المشترك ، فقد تم تذكير الطلاب بكيفية تكوين الهواء من أنواع مختلفة من الغازات. قيل لهم أيضًا أن معايير المادة التي يجب أن تكون نقية هي أنه يجب أن تحتوي على نوع واحد فقط من المكونات. مفهوم خليط كانت مقدمة.

الماء نجس لأنه يتكون من الهيدروجين والأكسجين.

فتح هذا المفهوم الخاطئ نقاشًا حول التمييز بين العناصر والمركبات. حقيقة أن الماء هو مجمع، والتي لها خصائص تختلف عن مكوناتها ، ونوقشت كيفية تصنيف المركبات على أنها مواد نقية.

الحليب غير المغشوشة مادة نقية.

تم سؤال الطلاب عن الأنواع المختلفة للمواد التي يمكن استخلاصها من الحليب. كان الأطفال قادرين على الخروج بإجابات مثل الزبدة والسمن. تم استجوابهم حول المكونات الأخرى من الناحية التغذوية وتمكن الطلاب من قول البروتينات والدهون والماء. عندما سئل الطلاب عما إذا كان الحليب مركبًا أم خليطًا ، أعطى الطلاب الإجابة الصحيحة كمزيج.

تم تقديم المزيد من الأمثلة للطلاب لتصنيف المادة - مثل مياه البحر والملح والسكر والمسامير الحديدية والحلي الفضية غير المخلوطة. تم استخدام مثال محدد للمياه لتوضيح ذلك بشكل أكبر. الماء ، كمركب يبقى كما هو في جميع الأماكن في جميع الأوقات على عكس الهواء الذي يختلف تكوينه في أماكن مختلفة مثل الغابة والمدينة وحول المصانع وما إلى ذلك.

خاتمة مع نشاط:

تم تقسيم الفصل إلى مجموعات. تم توزيع بطاقات الفلاش التي تمثل بشكل بياني مفهوم العناصر والمركبات والمخاليط على كل مجموعة وطُلب منهم تصنيفها.

تمكنت العديد من المجموعات من فصل البطاقات التعليمية بنجاح. تمكن آخرون من القيام بذلك بقليل من الدعم.

تصنيف العناصر بناءً على خصائصها الفيزيائية:

تم تقسيم الطلاب إلى سبع مجموعات وتزويدهم بالمواد (النحاس والألمنيوم والزنك والجرافيت والحديد والكبريت) لمعرفة أوجه التشابه / الاختلافات في الخواص (الليونة ، توصيل الحرارة والكهرباء ، إنتاج الصوت ، المرونة) للمواد المقدمة. . كانت النتائج الأولية التي توصلوا إليها هي أن بعض المواد صعبة ويصعب كسرها. تم كسر الجرافيت بسهولة وليس من الصعب.

في البداية ، طُلب من مجموعات الطلاب القيام بالنشاط. نظرًا لأن الفصل كان مزعجًا مع الأنشطة وكان الطلاب أكثر فضولًا بشأن جمع المواد من المجموعات الأخرى ، فقد قررت أن أعرض عليهم الأنشطة واحدة تلو الأخرى.

المفاهيم الخاطئة التي تم تناولها في هذه المناقشة.

المفهوم الخاطئ / الفهم غير الكامل

قالوا إن الجرافيت ينتج الصوت أيضًا في الفصل بأكمله.

طلبت منهم مقارنة شدة الصوت بالمواد الأخرى.

قال عدد قليل من الطلاب أن الهواء عبارة عن خليط لذا فهو من غير المعادن

على الرغم من صحة القول إن الهواء ليس معدنًا ، إلا أنهم بحاجة إلى فهم أن الهواء عبارة عن خليط من الغازات والغازات ليست فلزية.

ناقشنا مكونات الهواء وخصائصه لتحديد ما إذا كانت معادن أم غير معدنية - هل يمكن للهواء أن ينتج صوتًا ، هل هو مرن أم مرن ، هل يوصل الكهرباء وما إلى ذلك.


5.7: تصنيف العناصر في مياه البحر - علوم الأرض

تؤثر الملوحة على الكائنات البحرية لأن عملية التناضح تنقل الماء نحو تركيز أعلى عبر جدران الخلايا. الأسماك ذات الملوحة الخلوية 1.8٪ سوف تنتفخ في المياه العذبة وتجفف في الماء المالح. لذلك ، تشرب أسماك المياه المالحة الماء بكثرة بينما تفرز الأملاح الزائدة من خلال الخياشيم. تفعل أسماك المياه العذبة العكس من خلال عدم الشرب ولكن تفرز كميات وفيرة من البول بينما تفقد القليل من أملاح الجسم.

النباتات البحرية (الأعشاب البحرية) والعديد من الكائنات الحية المنخفضة ليس لديها آلية للتحكم في التناضح ، مما يجعلها شديدة الحساسية لملوحة المياه التي تعيش فيها.

العناصر الغذائية الرئيسية لنمو النبات هي النيتروجين (N كما في النترات NO3 - ، النتريت NO2 - ، الأمونيا NH4 +) ، الفوسفور (P مثل الفوسفات PO4 3-) والبوتاسيوم (K) يليه الكبريت (S) والمغنيسيوم (Mg) والكالسيوم (Ca). الحديد (Fe) هو مكون أساسي من الإنزيمات وهو متوفر بكثرة في التربة ، ولكن ليس في مياه البحر (0.0034 جزء في المليون). هذا يجعل الحديد عنصرًا غذائيًا أساسيًا لنمو العوالق. تحتاج كائنات العوالق (مثل الدياتومات) التي تصنع قشور مركبات السيليكون إلى أملاح السيليكون المذابة (SiO2) والتي يمكن أن تكون محدودة إلى حد ما عند 3 جزء في المليون.

بإضافة الميكرومول & في العمود الأخير لأعلى ، مضروبًا في التكافؤات الخاصة به ، مثل: -546 +468 -56.2 +106.6 +. ينتهي الأمر بـ 0 تقريبًا ، مما يشير إلى أن القيم المذكورة أعلاه صحيحة تقريبًا. خلال رحلة تشالنجر في سبعينيات القرن التاسع عشر ، تم اكتشاف أن النسب بين العناصر ثابتة تقريبًا على الرغم من أن الملوحة (كمية الماء) قد تختلف. لاحظ أن الأرقام أعلاه تختلف قليلاً في المنشورات المختلفة. كما أن البحار غير الساحلية مثل البحر الأسود وبحر البلطيق لها تركيزات مختلفة.

توضح خريطة العالم هذه كيف تتغير ملوحة المحيطات بشكل طفيف من حوالي 32 جزء في المليون (3.2٪) إلى 40 جزء في المليون (4.0٪). تم العثور على ملوحة منخفضة في البحار الباردة ، خاصة خلال فصل الصيف عندما يذوب الجليد. تم العثور على نسبة عالية من الملوحة في "صحاري" المحيط في نطاق يتزامن مع الصحاري القارية. بسبب الهواء الجاف البارد الذي ينزل ويدفأ ، فإن هذه المناطق الصحراوية لديها القليل من الأمطار ، والتبخر العالي. يقع البحر الأحمر في المنطقة الصحراوية ولكنه مغلق تمامًا تقريبًا ، ويظهر أعلى نسبة ملوحة على الإطلاق (40 جزء من المليون) ولكن البحر الأبيض المتوسط ​​يتبعه في المرتبة الثانية (38 جزء من المليون). توجد أقل ملوحة في الروافد العليا لبحر البلطيق (0.5٪). 24٪ من البحر الميت ملحي ويحتوي بشكل رئيسي على كلوريد المغنيسيوم MgCl2. المناطق الساحلية الضحلة 2.6-3.0٪ مالحة ومصبات الأنهار 0-3٪.

صنع ملح البحر
يتكون ملح البحر عن طريق تبخير مياه البحر ، لكن هذا لا يحدث بشكل مباشر. بين 100٪ و 50٪ أولاً تترسب كربونات الكالسيوم (CaCO3 = الحجر الجيري) ، وهي عبارة عن طباشير وغير مرغوب فيها. بين 50٪ و 20٪ ، يترسب الجبس (CaSO4.2H2O) ، والذي يتذوق طعمه مثل الطباشير. ما بين 20٪ و 1٪ من رواسب ملح البحر (كلوريد الصوديوم) ، ولكن إذا ذهبنا أبعد من ذلك ، فإن البوتاسيوم المر وكلوريدات المغنيسيوم والكبريتات تترسب ، والتي يجب تجنبها ، إلا لأسباب صحية. في إنتاج الملح التجاري ، يتم توجيه الماء عبر أحواض تبخير مختلفة ، لتحقيق النتيجة المرجوة.
لاحظ أن هذه العملية حدثت أيضًا عندما جفت البحيرات الكبيرة ، ووضع الأملاح المذكورة أعلاه في التسلسل أعلاه. لاحظ أن مياه البحر العادية غير مشبعة بالنسبة لجميع أملاحها ، باستثناء كربونات الكالسيوم التي قد تحدث في حالة مشبعة أو شبه مشبعة في المياه السطحية.
يُصنع محلول ملح صناعي بنسبة 3.5٪ (35 جزء من المليون) عن طريق وزن 35 جرامًا من الملح في دورق وتغطيته بالمياه العذبة حتى 1000 جرام.


كثافة
كثافة المياه العذبة 1.00 (جرام / مل أو كجم / لتر) لكن الأملاح المضافة يمكن أن تزيد من ذلك. كلما زادت ملوحة الماء ، زادت كثافته. عندما يسخن الماء ، يتمدد ويصبح أقل كثافة. كلما كان الماء أكثر برودة ، أصبح أكثر كثافة. لذلك من الممكن أن تبقى المياه المالحة الدافئة فوق المياه الباردة الأقل ملوحة. تبلغ كثافة مياه البحر المالحة 35 جزء من المليون عند 15 درجة مئوية حوالي 1.0255 أو s (سيجما) = 25.5. كلمة أخرى لل كثافة يكون جاذبية معينة.

تظهر العلاقة بين درجة الحرارة والملوحة والكثافة باللون الأزرق متساوي (بنفس الكثافة) في هذا الرسم التخطيطي. تظهر مياه المحيطات الرئيسية للكوكب بالأحمر والأخضر والأزرق لأعماق تقل عن 200 متر. يحتوي المحيط الهادئ على معظم المياه الأخف وزنا بكثافة أقل من 26.0 ، بينما يحتوي المحيط الأطلسي على معظم المياه الأكثر كثافة بين 27.5 و 28.0. إن مياه قاع القطب الجنوبي هي بالفعل الأكثر كثافة بالنسبة للمحيطين الهادئ والهندي ولكن ليس للمحيط الأطلسي الذي يحتوي على الكثير من المياه ذات الكثافة المماثلة.


الغازات المذابة في مياه البحر
الغازات المذابة في مياه البحر في حالة توازن ثابت مع الغلاف الجوي ، لكن تركيزاتها النسبية تعتمد على قابلية ذوبان كل غاز ، والتي تعتمد أيضًا على الملوحة ودرجة الحرارة. مع زيادة الملوحة ، تقل كمية الغاز المذاب بسبب تجمد المزيد من جزيئات الماء بواسطة أيون الملح. مع ارتفاع درجة حرارة الماء ، تؤدي زيادة حركة جزيئات الغاز إلى الهروب من الماء ، وبالتالي تقليل كمية الغاز المذاب.

لا تشارك الغازات الخاملة مثل النيتروجين والأرجون في عمليات الحياة وبالتالي لا تتأثر بالحياة النباتية والحيوانية. لكن الغازات غير المحافظة مثل الأكسجين وثاني أكسيد الكربون تتأثر بالحياة البحرية. تقلل النباتات تركيز ثاني أكسيد الكربون في وجود ضوء الشمس ، بينما تفعل الحيوانات العكس في الضوء أو الظلام.

يحتوي كيلوغرام واحد من الماء العذب على 55.6 مول H2O
* أبلغ أيضًا عن 80 مجم / كجم
يرجى ملاحظة أن هذه الأرقام قد تكون غير صحيحة حيث تم نشر عدد كبير جدًا من القيم المختلفة
غاز
مركب
٪ في
الغلاف الجوي
٪ في السطح
مياه البحر
مل / لتر
مياه البحر
ملغم / كغم (جزء في المليون)
في مياه البحر
جزيئي
وزن
مليمول /
كلغ
نيتروجين N2 78% 47.5% 10 12.5 28.014 0.446
الأكسجين O2 21% 36.0% 5 7 31.998 0.219
ثاني أكسيد الكربون CO2 0.03% 15.1% 40 90 * 42.009 2.142
أرجون 1% 1.4% . 0.4 39.948 0.01

في الجدول أعلاه ، لا تساهم غازات النيتروجين والأرجون المحافظة في عمليات الحياة ، على الرغم من إمكانية تحويل غاز النيتروجين بواسطة بعض البكتيريا إلى مركبات نيتروجين مخصبة (NO3 ، NH4). من المثير للدهشة أن العالم تحت الماء يختلف كثيرًا عن العالم أعلاه في توافر أهم الغازات للحياة: الأكسجين وثاني أكسيد الكربون. في حين أن حوالي واحد من كل خمسة جزيئات في الهواء هو الأكسجين ، في مياه البحر يكون هذا حوالي 4 فقط من كل ألف مليون جزيء ماء. بينما يحتوي الهواء على حوالي جزيء واحد من ثاني أكسيد الكربون في 3000 جزيء هواء ، فإن هذه النسبة في مياه البحر تصبح 4 من كل 100 مليون جزيء ماء ، مما يجعل ثاني أكسيد الكربون أكثر شيوعًا (متاحًا) في مياه البحر من الأكسجين. لاحظ أنه على الرغم من اختلاف تركيزاتها في المحلول بسبب الاختلافات في قابلية الذوبان (القدرة على الذوبان) ، فإن ضغوطها الجزئية تظل كما في الهواء ، وفقًا لقانون هنري ، باستثناء الحالات التي تغير فيها الحياة هذا. تزيد النباتات من محتوى الأكسجين مع تقليل ثاني أكسيد الكربون وتقوم الحيوانات بالعكس. حتى أن البكتيريا قادرة على استهلاك كل الأكسجين.

تكون جميع الغازات أقل قابلية للذوبان مع زيادة درجة الحرارة ، وخاصة النيتروجين والأكسجين وثاني أكسيد الكربون التي تصبح أقل قابلية للذوبان بنسبة 40-50٪ بزيادة قدرها 25 درجة مئوية. عندما يتم تسخين الماء ، يصبح أكثر مشبعة ، مما يؤدي في النهاية إلى خروج فقاعات من السائل. الأسماك مثل حمامات الشمس أو الراحة بالقرب من السطح الدافئ أو في المياه الدافئة بسبب ارتفاع مستويات الأكسجين هناك. كما تعزز درجة الحرارة المرتفعة عملية الأيض ، مما يؤدي إلى نمو أسرع ، وربما الشعور بالرفاهية.
وبالمثل ، إذا ارتفعت درجة حرارة المحيط بأكمله ، فإن التوازن مع الغلاف الجوي سيتغير نحو المزيد من ثاني أكسيد الكربون (والأكسجين) الذي يتم إطلاقه في الغلاف الجوي ، مما يؤدي إلى تفاقم ظاهرة الاحتباس الحراري.

نظرًا لأن حجم جميع المحيطات هو 1.35E21 كجم (انظر جدول الوحدات ومقاييس الأمبير) وتركيز ثاني أكسيد الكربون هو 9E-5 كجم / كجم (90 جزء في المليون) ، فإن الكمية الإجمالية لثاني أكسيد الكربون في جميع المحيطات هي 12.2E16 كجم = 121000 Pg (طن متري) وكمية الكربون الجزئية (12/42) = 34،700 Pg (600Pg في المياه السطحية + 7000Pg في المياه الوسطى + 30،000Pg في أعماق المحيط = 37،600Pg [1]). قارن هذا بكمية الكربون في التربة والغطاء النباتي (1301 + 664 = 1965 Pg ، انظر التربة / البيئة) والكربون في الغلاف الجوي ، حوالي 1 كجم لكل متر مربع على 510E6 km2 = 510E12 كجم = 510 Pg (700Pg [1 ]). ويترتب على ذلك أن المحيط هو خزان كبير جدًا لثاني أكسيد الكربون ، يُسمى أيضًا الكربون غير العضوي المذاب (DIC). بالإضافة إلى ذلك ، يحتوي على الكربون العضوي المذاب (DOC) بكمية غير معروفة. الفرق بين DIC و DOC هو حجم جسيم عشوائي يبلغ 0.45 ميكروم والذي يمر DIC عبر ورق الترشيح. هذا التعريف لا يميز ما اكتشفناه حديثًا طين (الجزيئات الحيوية المتحللة بشكل غير كامل) كـ DOC. انظر قسم DDA الخاص بنا.

جميع الجزيئات الحيوية التي تتكون منها بنية الكائن الحي هي جزيئات عضوية (باستثناء الأملاح في سوائل الجسم) ، وعندما تتحلل ، تكون جزيئات البقايا عضوية أيضًا ، باستثناء العناصر الغذائية غير العضوية وثاني أكسيد الكربون ، والغرض الكامل من التحلل هو التحول تتحول الجزيئات العضوية إلى مغذيات غير عضوية وثاني أكسيد الكربون للنباتات. يمكن نقل جميع الجزيئات الحيوية عن طريق إذابتها في الماء. عندما يموت كائن حي ويتحلل ، ينتهي الأمر بمعظم جزيئاته العضوية في محلول مثل الكربون العضوي المذاب (DOC) ، وهي جزيئات أصغر بكثير من أصغر الكائنات الحية (الفيروسات).

تصنف الكائنات الحية العوالق حسب الحجم من العوالق الفيمتوبلانكتونية (أصغر من 0.2 ميكروم) والعوالق البيكوبلانكتونية (0.2-2 ميكروم) إلى العوالق الضخمة (0.2-2 م). لاحظ أن الطول الموجي للضوء المرئي هو 0.4-0.7 ميكروم ، مما يعني أن الكائنات الأصغر من 1 ميكروم لا يمكن رؤيتها تحت المجهر الضوئي (جميع الفيروسات ومعظم البكتيريا). ما يعنيه كل هذا هو أن قياس الكتلة الحيوية للعوالق يكاد يكون مستحيلاً. لأسباب عملية ، قرر العلماء أن أي شيء يمر عبر ورق الترشيح الدقيق (0.45 ميكروم) هو كذلك مذاب وكل ما يتم الاحتفاظ به هو الجسيمات. لسوء الحظ ، يشير هذا إلى كمية كبيرة من الكتلة الحيوية للجسيمات كما هي مذابة.

تتكون العوالق النباتية من كائنات حية من البكتيريا إلى الدياتومات والسوطيات الكبيرة (مثل شرارة البحر ، Noctiluca scintillans). يمكن تقدير كتلتها الحيوية عن طريق قياس الكلوروفيل (الصباغ الأخضر) من قياسات الضوء. ومع ذلك ، فإن الأصباغ الأخرى (البني والأحمر) شائعة أيضًا وكمية الكلوروفيل ليست سوى جزء صغير من الكتلة الحيوية. لذلك ، حتى تحديد كمية العوالق النباتية يكاد يكون مستحيلًا.

لاحظ أن تركيز ثاني أكسيد الكربون في الغلاف الجوي قد زاد من 280 جزء في المليون في عام 1850 إلى 360 جزء في المليون في عام 1998 ، ولا يزال في ارتفاع. تشير التقديرات إلى أن المحيطات تمتص حوالي 50٪ من ثاني أكسيد الكربون الناتج عن الأنشطة البشرية. نظرًا لأن الغلاف الجوي العلوي تقصفه الأشعة الكونية ، فإن بعض ذرات النيتروجين تصبح نظائر مشعة C-14 بعمر نصف يبلغ 5730 عامًا. بمجرد دمجها في الكائنات الحية ، يتحلل نشاطها الإشعاعي ببطء ، مما يسمح للعلماء بحساب عمر المواد العضوية. لقد فقد الوقود الأحفوري الذي ظل تحت الأرض لأكثر من 60 مليون سنة ، ما يقرب من جميع نظائر الكربون المشعة ، وبهذه الطريقة يمكن تمييز ثاني أكسيد الكربون الناتج عن حرق الوقود الأحفوري عن الدورة العادية لثاني أكسيد الكربون. توضح الرسوم البيانية أدناه كيفية امتصاص المحيطات لثاني أكسيد الكربون الأحفوري.

لاحظ أنه عند درجة حموضة 7.0 (ماء محايد) يتم فصل 0.1 ميكرومول / كجم (10-7) فقط من الماء إلى أيونات الهيدروجين الموجبة H + وأيونات الهيدروكسيل السالبة OH -. في المحيط حيث يوجد الرقم الهيدروجيني حوالي 8 ، يصبح هذا أقل حتى 0.01 ميكرومول / كجم ، مما يجعل أيونات الهيدروجين أكثر ندرة بعشرين مرة من الأكسجين و 200 مرة أكثر ندرة من ثاني أكسيد الكربون. يشرح مدى أهمية الأس الهيدروجيني لإنتاجية النظم البيئية المائية. قم بزيارة أحدث اكتشافاتنا للعوالق في قسم Dark Decay Assay حيث تم تحديد هذا العامل المحدد في بحيرات المياه العذبة.

تُظهر خريطة العالم لحموضة المحيطات أن درجة الحموضة في المحيطات تتراوح من حوالي 7.90 إلى 8.20 ، ولكن على طول الساحل ، قد يجد المرء اختلافات أكبر بكثير من 7.3 داخل مصبات الأنهار العميقة إلى 8.6 في أزهار العوالق الساحلية المنتجة و 9.5 في برك المد والجزر. تُظهر الخريطة أن الأس الهيدروجيني هو الأدنى في أكثر المناطق إنتاجية حيث تحدث الارتفاعات العالية. يُعتقد أن متوسط ​​حموضة المحيطات انخفض من 8.25 إلى 8.14 منذ ظهور الوقود الأحفوري (جاكوبسون إم زد ، 2005).

تكون هذه الأشكال من الكربون دائمًا في حالة توازن وثيق مع الغلاف الجوي ومع بعضها البعض. عندما يتحدث المرء عن ثاني أكسيد الكربون المذاب ، فهو بيكربونات حمضية قليلاً. عندما يزداد تركيز ثاني أكسيد الكربون في الغلاف الجوي ، من المفترض أيضًا أن يزداد التركيز في سطح المحيط ، وهذا يعمل بنفسه حتى اليمين في المعادلة أعلاه.

غالبًا ما يتم تبسيط عملية التمثيل الضوئي للمواد العضوية على النحو التالي: CO2 + H2O + ضوء الشمس => CH2O + O2 ، والذي يحدث فقط في الأعماق المضاءة بنور الشمس إلى 150 مترًا ونزولاً إلى حيث يختلط البحر.

متوسط ​​تكوين النباتات البحرية هو: H: O: C: N: P: S = 212: 106: 106: 16: 2: 1 والتي تقترب من CH2O.

غالبًا ما يتم تبسيط التنفس على النحو التالي: CH2O => CO2 + H2O + الطاقة ، والتي يمكن أن تحدث في جميع الأعماق ، اعتمادًا على كمية الطعام التي تغرق من الأعلى.

لذلك تختلف تركيزات الأكسجين وثاني أكسيد الكربون باختلاف العمق. الطبقات السطحية غنية بالأكسجين الذي يتناقص بسرعة مع العمق ، لتصل إلى حد أدنى يتراوح بين 200-800 متر في العمق. المحيط العميق أكثر ثراءً بالأكسجين بسبب المياه السطحية الكثيفة والباردة التي تنحدر من القطبين إلى أعماق المحيط.

يُعتقد أن ثاني أكسيد الكربون الموجود في البحر موجود في حالة توازن مع الصخور المكشوفة التي تحتوي على الحجر الجيري CaCO3. بمعنى آخر ، أن عنصر الكالسيوم موجود في حالة توازن مع ثاني أكسيد الكربون. لكن تركيز الكالسيوم (411 جزء في المليون) هو 10.4 مليمول / لتر وتركيز جميع أنواع ثاني أكسيد الكربون (90 جزء في المليون) 2.05 مليمول / لتر ، منها CO3 حوالي 6٪ ، وبالتالي 0.12 مليمول / لتر. وهكذا فإن البحر به فائض هائل من الكالسيوم.


الوفرة الأولية في الأرض والتصنيف الجيوكيميائي للعناصر

& # 160 & # 160 & # 160 & # 160 & # 160 & # 160 & # 160 يمكن التعبير عن وفرة العناصر بعدة طرق. واحد على أساس عدد من الذرات. هذا يفترض أن لدينا ، لنقل ، مليون ذرة. من بين هذه المليون ذرة ، سيكون هناك الكثير من الذرات من الأكسجين ، والكثير منها سيكون من السيليكون ، إلخ. هذا نظام عد رقمي بحت. طريقة أخرى تسمح بوزن كل ذرة. سيتم الإبلاغ عن الأرقام في نسبة الوزن أو الوزن لكل مليون جرام. إذا كان لدينا عينة مليون جرام ، فإن العديد من الجرامات عبارة عن أكسجين ، والكثير منها عبارة عن سيليكون ، وما إلى ذلك. تعمل هذه الطريقة على زيادة أعداد العناصر الثقيلة ، مع تقليل أعداد العناصر الأخف. طريقة أخرى تعتمد على الحجم. تستهلك الذرات الكبيرة (الأنيونات والكاتيونات الكبيرة) حجمًا أكبر بكثير من الذرات الصغيرة.

غزارة من عناصر الأرض الصلبة

& # 160 & # 160 & # 160 & # 160 & # 160 & # 160 & # 160 العنصران الرئيسيان في الكون هما الهيدروجين والهيليوم. لماذا هذه العناصر نادرة على الأرض؟ الأرض كوكب متمايز. تشكلت عن طريق تكثيف المادة الغازية حول بروتوسون. تم إثراء المكثفات بشكل كبير في العناصر التي تتكثف في درجات حرارة أعلى من الهيدروجين والهيليوم ، والتي تمتلك أدنى نقطتي تجمد وانصهار لجميع العناصر. وبالتالي ، فإن وفرة العناصر على الأرض لا تشبه مقياس الوفرة الكونية.

& # 160 & # 160 & # 160 & # 160 & # 160 & # 160 & # 160 أثناء التطور اللاحق للأرض ، يُعتقد أن الكوكب قد أعيد صهره بسبب تأثير النيزك. سمح هذا الصهر بفصل كثافة العناصر. غرقت العناصر الأثقل في منتصف الأرض ، بينما ارتفعت العناصر الأخف إلى الأجزاء الخارجية. تنقسم الأرض تقليديًا إلى اللب ، والعباءة ، والقشرة. يُعتقد أن المرحلة المعدنية من الحديد والنيكل تشكل اللب. تهيمن معادن السيليكات على الوشاح والقشرة ، مع إثراء تلك الموجودة في الوشاح بالحديد والمغنيسيوم (معادن المافيك) مقارنةً بتلك الموجودة في القشرة (معادن الفلسيك). يمكننا فقط أخذ عينات من القشرة مباشرة. وبالتالي ، فإن أفضل المعلومات حول وفرة العناصر الموجودة على الأرض هي الصخور القشرية. حتى داخل القشرة ، يوجد تمايز. يوضح الجدول 1 الوفرة النسبية للعناصر الرئيسية في القشرة القارية والقشرة الكلية ، معبرًا عنها بالوزن بالنسبة المئوية أكاسيد. صخور القشرة المحيطية غنية بالحديد والمغنيسيوم والكالسيوم مقارنة بصخور القشرة القارية. صخور القشرة القارية غنية بالسيليكون والألمنيوم والبوتاسيوم مقارنة بصخور المحيط. يمكن حساب معظم هذه الاختلافات من خلال وزن العناصر. الحديد والمغنيسيوم والكالسيوم أثقل من السيليكون والألمنيوم. البوتاسيوم لا يزال يتعين شرحه. البوتاسيوم أثقل من السيليكون أو الألمنيوم ، لذلك قد نتوقع أنه سيتركز في الوشاح. أيون البوتاسيوم (K +) كبير جدًا. لا يتناسب بشكل جيد مع المواقع البلورية المتوفرة في المعادن الموجودة في الوشاح. وبالتالي ، بشكل افتراضي ، ينتهي به الأمر في القشرة. وتجدر الإشارة أيضًا إلى أنه ، بدقة تصل إلى 0.1٪ ، تشكل قشرة الأرض أحد عشر عنصرًا فقط. العديد من العناصر الأخرى موجودة ، ولكن بكميات صغيرة فقط. يوضح الجدول 2 تأثير الأساليب المختلفة للإبلاغ عن البيانات. تم جدولة العناصر الثمانية الأكثر شيوعًا في القشرة الأرضية وفقًا لنسبة الذرة ونسبة الوزن والنسبة المئوية للحجم. لاحظ أن الأكسجين يزيد عن 90٪ من حيث الحجم ، وأكثر من 60٪ من حيث عدد الذرات ، ولكن 46٪ فقط من حيث الوزن. وبالتالي فإن الطريقة التي نختار بها تقديم البيانات يمكن أن يكون لها تأثير كبير على إدراكنا للبيانات. نحتاج أن نختار بعناية كيفية تعاملنا مع البيانات للتأكد من أن النقطة التي نوضحها واضحة ، وأن الاستنتاجات التي نستخلصها حقيقية.


التوزيع الأرضي

أظهرت دراسة موجات الزلازل التي تمر عبر جسم الأرض أن الداخل ليس موحدًا ، فهو يتكون من قذائف متميزة مفصولة بفواصل متحدة المركز تتغير عندها سرعات الموجات العابرة. الانقطاعان الرئيسيان المعترف بهما عالميًا هما انقطاع Mohorovii ، الذي يقسم قشرة الأرض عن غلافها الأساسي ، وانقطاع Wiechert-Gutenberg الذي يفصل الوشاح عن اللب. يوجد الانقطاع الأخير على عمق 2900 كيلومتر (1800 ميل) ويتميز بزيادة مفاجئة في الكثافة ، من حوالي 5.7 في قاعدة الوشاح إلى 9.7 في الجزء العلوي من اللب. التفسير المعقول الوحيد لهذا الانقطاع هو أن الوشاح يتكون من السيليكات وأكاسيد العناصر المشتركة (إلى حد كبير المغنيسيوم والحديد) ، ويتكون اللب من الحديد المعدني المخلوط بكميات قليلة من العناصر الأخرى (مماثلة لنيكل الحديد في النيازك ). يختلف توقف Mohoroviić في العمق من مكان إلى آخر ، حيث يبلغ متوسطه حوالي 33 كيلومترًا (20 ميلًا) تحت القارات وحوالي 8 كيلومترات (5 أميال) تحت قاع المحيطات العميقة. تتميز أيضًا بزيادة الكثافة من القشرة إلى الوشاح - وهي زيادة صغيرة نسبيًا ، من حوالي 3 إلى 3.3.

إلى الأقسام الكروية الثلاثة - القشرة ، والعباءة ، واللب - يجب إضافة قسمين آخرين: الغلاف المائي ، وهو الغلاف المتقطع للمياه العذبة والمالحة ، داخل وداخل القشرة والجو ، محيط الهواء المحيط بالأرض ، يتضاءل تدريجياً في فراغ الفضاء الخارجي.


التركيز المسبق للعناصر النزرة من مياه البحر باستخدام 8 هيدروكسي كينولين المثبت بالسيليكا

مشاهدات المقالات هي مجموع تنزيلات النصوص الكاملة للمقالات المتوافقة مع COUNTER منذ نوفمبر 2008 (بتنسيق PDF و HTML) عبر جميع المؤسسات والأفراد. يتم تحديث هذه المقاييس بانتظام لتعكس الاستخدام حتى الأيام القليلة الماضية.

الاقتباسات هي عدد المقالات الأخرى المقتبسة من هذه المقالة ، ويتم حسابها بواسطة Crossref ويتم تحديثها يوميًا. اعثر على مزيد من المعلومات حول عدد الاقتباسات من Crossref.

درجة الانتباه Altmetric هي مقياس كمي للانتباه الذي تلقته مقالة بحثية عبر الإنترنت. سيؤدي النقر فوق أيقونة الكعك إلى تحميل صفحة على altmetric.com تحتوي على تفاصيل إضافية حول النتيجة ووجود وسائل التواصل الاجتماعي للمقالة المحددة. يمكنك العثور على مزيد من المعلومات حول "نقاط الانتباه البديلة" وكيفية احتساب النتيجة.

ملحوظة: بدلاً من الملخص ، هذه هي الصفحة الأولى للمقالة.


النمذجة الفيزيائية والرقمية لتسلل مياه البحر بعد الضخ

يستكشف هذا البحث تسرب مياه البحر بعد الضخ (PP-SWI) ، وهي ظاهرة تدخل مياه البحر إلى الداخل أكثر من موقع البئر ، بعد توقف الضخ. على الرغم من الأوراق العديدة حول موضوع تسرب مياه البحر وضخها ، فإن هذه هي المرة الأولى التي يتم فيها وصف PP-SWI في الأدبيات ، على حد علمنا. تصف هذه الورقة تحقيقًا على نطاق المختبر لهذه الظاهرة ونوضح أنه يمكن إعادة إنتاج PP-SWI في التجارب الفيزيائية. نوضح أيضًا ، باستخدام النمذجة الرقمية ، أن PP-SWI ناتج عن عدم توازن في مجال التدفق بعد توقف الضخ. على وجه التحديد ، في عمليات المحاكاة التي أجريناها ، استمر مخروط الاكتئاب بعد توقف الضخ (التحرك أولاً إلى الداخل ثم التراجع نحو الحدود الساحلية) مما تسبب في تأخر إعادة تدفق المياه العذبة نحو الساحل ، بعد توقف الضخ. خلال هذه الفترة من عدم توازن مجال التدفق حدث PP-SWI. نتوقع أن تكون الأنظمة ذات الاختلال الأكبر بعد الاستخراج هي الأكثر عرضة لـ PP-SWI ونوصي بالبحوث المستقبلية لتحسين فهم العلاقة بين المعلمات الهيدروجيولوجية ومعدلات الاستخراج وموقع البئر ونسبة حدوث PP-SWI. في تلك الأنظمة حيث يكون PP-SWI هو الأكثر احتمالًا ، سيحتاج التحليل الكمي لاستخراج المياه الجوفية و SWI إلى استخدام مناهج عابرة لضمان عدم التقليل من أهمية SWI.

1 المقدمة

تعتبر طبقات المياه الجوفية الساحلية مصادر رئيسية لإمدادات المياه العذبة في العديد من البلدان [1-7]. يمكن أن تتسبب التغيرات في هيدرولوجيا المنطقة الساحلية ، من خلال ضخ المياه الجوفية على سبيل المثال ، في حركة اتجاه اليابسة لمياه البحر ، وهي عملية يشار إليها باسم تسرب مياه البحر (SWI) [8]. يتسبب SWI في فقدان الأمن المائي في طبقات المياه الجوفية الساحلية من خلال إزاحة المياه الجوفية العذبة بمياه البحر ومن خلال تدهور جودة المياه الجوفية حيث أقل من 1٪ من مياه البحر (

250 ملغم / لتر كلوريد) يجعل المياه العذبة غير صالحة للشرب [9 ، 10].

تلقى SWI الناجم عن ضخ المياه الجوفية اهتمامًا كبيرًا على مر السنين. في مراجعة حديثة للأدبيات حول الأوصاف الميدانية لملوحة الآبار و SWI ، لاحظ Houben and Post [11] أن أول دراسة منهجية كانت لستيفنسون [12] الذي أبلغ عن زيادة في تركيزات الملح في آبار إمداد المياه في ليفربول ، إنكلترا. تسبق هذه الدراسة بخمسين عامًا ورقة هيرزبيرج الشهيرة [13] ، التي وصفت زيادة تركيزات الملح في آبار المياه الجوفية في جزيرة نورديرني السياحية الألمانية ، بعد شتاء وربيع جاف بشكل غير معتاد. وصف هيرزبيرج [13] أيضًا العلاقة بين المياه العذبة والمياه المالحة (أي تقريب غيبن-هيرزبيرج) ، وهو أمر أساسي للنمذجة الكمية لـ SWI.

على الرغم من التاريخ الطويل للدراسات التي توضح بالتفصيل ضخ المياه الجوفية و SWI ، فإن تقييم احتمالية سحب المياه الجوفية التي تسبب تملح الآبار لا يزال غير مباشر. على سبيل المثال ، محاكاة تدفق المياه الجوفية متغيرة الكثافة والنقل المذاب في أنظمة المياه الجوفية الساحلية العابرة وغير المتجانسة مكلفة من الناحية الحسابية ، وتتطلب بيانات ميدانية واسعة للمعايرة ، ولا تنجح دائمًا [14-16]. ندرة البيانات وأوقات الحوسبة الأسرع تعني أن النماذج التحليلية للواجهة الحادة تستخدم على نطاق واسع لدراسة مشاكل SWI [على سبيل المثال ، 17 ، 18]. من الأساليب المعروفة أسلوب Strack [19] ، الذي استخدم نظرية محتملة لحل موقع واجهة المياه العذبة والمياه المالحة في أنظمة تدفق المياه الجوفية الإقليمية مع بئر ضخ. يقدّر المحلول أيضًا معدل الضخ الحرج (أي الحد الأقصى) المسموح به قبل أن تصبح البئر مالحة. يمكن أن توفر الفيزياء الموجودة في الحلول التحليلية وبساطة تطبيقها توازنًا جيدًا بين المحاسبة عن العمليات ذات الصلة ، ومتطلبات البيانات ، وأوقات الحساب [20 ، 21].

ومع ذلك ، من المهم فهم الآثار المترتبة على تبسيط الافتراضات الكامنة وراء الحلول التحليلية. أحد أهم هذه الافتراضات هو ظروف الحالة المستقرة (على سبيل المثال ، يتم تقدير مدى مياه البحر داخل الخزان الجوفي بعد وقت غير محدود). Research into SWI and sea-level rise (SLR) has shown that the steady-state assumption may lead to an underestimation of SWI impacts because of the so-called “seawater intrusion overshoot” phenomenon [22–26]. Seawater intrusion overshoot is the temporary movement of the saltwater-freshwater interface inland beyond the post-SLR steady-state position. Morgan et al. [25, 26] used physical and numerical modelling to show that the overshoot is physically reproducible and can occur within field-scale aquifers under realistic sea-level rise scenarios, as predicted by the Intergovernmental Panel on Climate Change [27]. Morgan et al. [26] found that the overshoot occurred during the period of flow-field disequilibrium (i.e., when the head and flow had not reached their post-SLR steady state) and was magnified when the disequilibrium was longer.

In this study, we consider a phenomenon that has not been described previously (to our knowledge) and that is likely also caused by flow-field disequilibrium, but in this case following the cessation of pumping. In a modelling study by Walther et al. [28] of the Oman coastal aquifer system (where groundwater has been intensively used for agricultural purposes for several decades under a semiarid climate conditions), scenario calculations showed that salinities in some of the wells did not immediately drop after pumping stopped. Rather, salinities in these wells increased for a certain amount of time (i.e., years to decades) suggesting that seawater continued to move landward beyond the pumping well location after the cessation of pumping. We term this phenomenon post-pumping seawater intrusion (PP-SWI) and hypothesize that disequilibrium in the flow field following pumping is causing the PP-SWI phenomenon.

In this study, we use a physical experiment in combination with numerical modelling to investigate the PP-SWI phenomenon in a systematic manner. Specifically, we aim to show that SWI does not necessarily stop immediately after the cessation of pumping in a coastal aquifer, and may penetrate further inland than the location of the pump after the cessation of pumping. Given this objective, laboratory conditions were designed to be especially conducive to PP-SWI. This included the use of a fixed-flux inland boundary condition, shown to increase flow-field disequilibrium in the seawater intrusion overshoot studies of Morgan et al. [25, 26]. Also, active seawater intrusion was instigated to enhance SWI within the study. This is because, under active SWI, the hydraulic gradient slopes from the ocean toward the well under pumping, as described previously by Badaruddin et al. [29] and Werner [30]. Unconfined conditions are considered because these types of aquifers are most commonly used for water supply purposes [22]. The present study neglects direct groundwater recharge from above, which is a valid assumption for arid regions, e.g., Arab countries and Australia.

2. Methods and Materials

2.1. Physical Model

An acrylic box of 2.0 m length, 0.5 m height, and 0.05 m width was used for physically simulating a cross section of an unconfined aquifer consisting of quartz sand (Figure 1). The apparatus used for physical modelling had essentially the same dimensions as that used by Stoeckl and Houben [31] and Strack et al. [18] in their investigation of freshwater lenses and saltwater intrusion. The box was homogeneously filled with quartz sand up to a height of 0.2 m. Using a Camsizer® (Retsch Technology, Germany), with a measurement range of 30 μm to 30 mm, the grain size distribution of the filter sand (

) was optically determined. Applying Hazen’s equation [32] on the grain size distribution, a hydraulic conductivity

was additionally obtained using Darcy’s constant-head conductivity tests. Resulting intrinsic permeabilities are

and , respectively, considering a density of 996.9 kg m −3 and a viscosity of 0.00089 kg m -1 s -1 , for freshwater at 25°C [32]. Porosity

(-) was calculated by density measurements using a helium pycnometer (Micromeritics®, Germany) and was found to be 0.41. For visualization purposes, freshwater and saltwater were coloured using different tracer dyes, at a concentration of 0.3 g L −1 . Freshwater was coloured with uranine (yellow) and indigotine (blue) to distinguish flow paths, whereas saltwater was coloured with eosin (red). Dyed freshwater and saltwater densities were determined using a DMA 38 density meter (Anton Paar, Austria) and were found to be 996.9 kg m −3 (freshwater) and 1020.9 kg m −3 (saltwater) at 25 °C.

Sixteen tubes were attached to a peristaltic pump, creating a fixed-flux inland boundary condition. Tube outlets were equally spaced in the vertical direction below the water table on the right-hand edge of the acrylic box. The flow was distributed equally between the tubes, with a total flux of 0.086 m 3 d −1 , which was maintained throughout the entire experiment. A constant water level was maintained in the saltwater reservoir at the left side of the sand box, simulating the sea. A permeable fabric (Huesker Synthetic, Germany) with a mesh spacing of 0.45 mm was used to construct a vertical boundary, representing the coastline. According to the physical properties of the fabric, i.e., mesh spacing, no additional resistance in water flow is generated. Freshwater discharge from the aquifer into the “ocean” formed a thin layer in the saltwater reservoir, which was removed by an overflowing bucket at a tube’s fixed position. The saltwater reservoir was continuously recharged with additional saltwater to maintain the water level and avoid dilution.

A tube with a 2 cm perforation at the base was placed 60 cm from the simulated coastline at a height of 4 cm above the aquifer base (i.e., the base of the sand tank), as shown in Figure 1. The tube was connected to another peristaltic pump such that water could be extracted and a well simulated in the physical model. Initially, constant boundary conditions were maintained for around 12 h to achieve a steady-state interface. Steady-state conditions were then confirmed by monitoring the interface position for a period of 1 h, over which time the interface remained stationary. The interface was visually approximated as the midpoint of the transition zone between freshwater and saltwater in the aquifer. Groundwater pumping was simulated by extracting water from the well at a constant rate of 1 m 3 d −1 . Water extraction was stopped just prior to the interface reaching the well, and the experiment continued until the interface returned to the original steady-state position. The entire experiment was filmed at an interval of one picture per second (Sony XDCAM EX) enabling detailed optical analyses of quantitative indicators described in Section 2.3.

2.2. Numerical Modelling

The physical experiment was simulated using the finite-element code FEFLOW 7.0, which considers variably saturated, density-dependent flow and solute transport processes [33] and is benchmarked for variable-density flow by Stoeckl et al. [34]. The numerical model was assumed to be a unit-width aquifer (2-D), and hence, the freshwater inflow at the inland boundary was scaled to

The vertical coast was simulated using the Dirichlet boundary conditions for head and concentration (Figure 2). A constraint was applied to the Dirichlet-type concentration boundary such that seawater concentration (

) occurred only where inflow occurs. The concentration of inflows through the inland boundary on the right-hand side was (representing freshwater). Inflows at the inland boundary were applied using a Neumann boundary condition. As in Morgan et al. [25], a seepage face boundary condition was implemented in the numerical model along the vertical beach face. The seepage face boundary was implemented using a fixed-head boundary (with the head equal to the elevation of each node) that is only active if there is flow out of the model. Otherwise, the vertical beach face was a no-flow boundary above the seepage face. A mass sink term was implemented at one single node, i.e., 0.6 m inland from the coastal boundary and 0.05 m above ground, representing the center of the well screening in the physical model.

A combined quadrilateral-trapezoidal mesh with around 94,500 elements was used. The model grid was refined in the area between the coastal boundary and the well to allow for more stable calculations. Grid discretization was

, and for the refined area 1 mm. Automatic time stepping was used with an upper step size limit of 0.02 s.

The unsaturated zone was modelled using van Genuchten’s [35] functions, with different curve fitting parameters for alpha (L -1 ) and (-). Initial values for and were taken from the physical experiment and varied during calibration, together with van Genuchten’s [35] parameters. A density ratio

(-) of 0.0241 was applied in accordance with the physical modelling values, defined as

, where and are freshwater and saltwater densities (mL −3 ), respectively. Longitudinal and transverse dispersivities were set to and

, respectively, and the molecular diffusion coefficient was set to

2.3. Quantitative Indicators

Several indicators were used to measure saltwater intrusion and retreat, as well as water level in the vicinity of the well. The wedge toe occurs at the point of intersection between the aquifer base and the freshwater-saltwater interface. The wedge toe length is defined as the distance between the vertical coastal boundary and the wedge toe. In the physical experiments, the interface was visually determined as the transition between the freshwater (yellow/blue in colour) and the saltwater (red in colour), as described above. In the numerical modelling, the interface was characterized as the 50% saltwater concentration isochlor.

The cone of depression was also used as a quantitative indicator. The cone of depression was visible as a grey-shaded area above the pump in the physical model, when pumping was enabled. For visualization purposes and for a comparison to numerical model results, a blue line was drawn onto the photographs by hand, indicating the location and extent of the cone of depression more clearly. In the numerical model, the cone of depression was visualized using a grey scale for moisture content between 0.25 (unsaturated) and 1 (fully saturated).

Freshwater flow paths were also used as indicators and were visualized by two different tracer dyes in the physical model. The changes in the flow paths were tracked over time and provided additional information relating to the transient response to pumping within the freshwater component of the aquifer. In the numerical model, velocity contours and vectors were used as indicators of flow direction for the freshwater and saltwater.

3. Results and Discussion

3.1. Physical Model

A steady-state equilibrium between saltwater and freshwater was initially established in the two-dimensional physical experiment, without pumping. At steady-state, the saltwater wedge toe length was 0.09 m due to the density contrast between freshwater and saltwater. This equilibrium condition can be seen in Figure 3(a) (

). Under equilibrium conditions, flow paths can be seen to be roughly parallel to the aquifer base, except above the saltwater wedge where they are bent upwards, as expected.

The pump was switched on at time , and the saltwater wedge started to move inland (compare Figure 3(b), and Figure 3(c), ). The pump was switched off at time

, just before seawater entered the well. A valve stopped the water in the well from flowing back into the sand tank. After pumping had stopped, the saltwater continued moving inland until its wedge toe length reached a maximum value of 0.75 m at . That is, after the cessation of pumping, the saline interface continued to move inland beyond the pump location and at was 0.15 m further landward than the pump location. After the maximum wedge toe length was reached at , the wedge toe slowly started receding back to its original steady-state position, which was reached after around 5000 s.

Immediately after the pumping commenced (at ), the yellow and blue freshwater flow paths bent toward the pumping well (see Figure 3(b), and Figure 3(c), ), as expected. After pumping stopped (at ), this zone of disturbed flow paths can be seen to move inland beyond the pumping well, indicating the inland movement of freshwater and saltwater. That is, freshwater as well as saltwater (within the saltwater wedge) was observed to move landward following the cessation of pumping. After around , the zone of disturbed freshwater flow paths was observed to start retreating back toward the coast.

A cone of depression was identified as a result of pumping, as expected. The position and extent were tracked over time in the video that was recorded during the experiment. In Figure 3, the position of the saturated-unsaturated interface was drawn in by hand for each of the selected time frames. The cone of depression started forming immediately after the pump was switched on and continuously extended vertically as well as horizontally until it almost reached the depth of the pump location at , at which time the pump was turned off. The pump did not take in air at any point in time, which confirms that the maximum depth of the cone of depression always remained above pump level. When the pump was switched off, the cone of depression immediately started to recover. As described previously for the zone of freshwater flow disturbance, the cone of depression moved landward after the cessation of pumping before retreating back toward the coast.

3.2. Numerical Model

The establishment of a stable simulation of the “small scale” sand tank experiment incorporating density driven flow, as well as unsaturated flow, was time consuming and difficult to achieve. The mesh was refined several times, especially in the region between the coast and the pump. The single pump location was eventually also redistributed to 10 different “well nodes,” each abstracting 1/10 th of the total volume. Time steps had to be as low as 0.01 s to enable stability. In addition to the testing of grid resolution and time-stepping schemes, different solvers (e.g., pcg, pardiso, and samg) were tested and the samg solver showed the best performance and stability it was subsequently used for the simulations. The calibration was done manually, because the simulations had to be stopped and restarted to enable the switching on and off of the groundwater well for extraction (compare [22]). Every simulation was done in three steps: (a) achieving an initial steady state, (b) enabling groundwater extraction by implementing a well, and (c) disabling groundwater extraction by removing the well. The first and third phase took 5000 s each, whereas the second phase (where groundwater is being extracted) was set to 135 s, in line with the period of time that groundwater was extracted in the physical experiment.

During calibration of the numerical model, we tried to match several observations from the physical experiment: (a) Steady-state wedge toe length of 0.09 m at (b) Wedge toe length of 0.6 m (i.e., at the pump location) at (c) Maximum wedge toe length of 0.75 m at (d) A similar time (of 5000 s) for the wedge toe to return to the preextraction steady-state location (e) A realistic saltwater wedge shape at all times that was comparable to the observations in the physical experiment

Parameters taken into account during the calibration process were (varied between and ), (between 0.25 and 0.4), and van Genuchten’s [35] parameters alpha (varied between 1.3 m -1 and 20 m -1 ) and (varied between 0.3 and 3). As the first two parameters were measured in the laboratory, they were varied over a smaller range than the latter two. It was observed that the variation of van Genuchten’s [35] parameters had a strong influence on the temporal as well as the spatial evolution of the saltwater wedge.

Out of the approximately 150 different parameter combinations trialled, simulated wedge toe trends from a selection of 15 parameter combinations are shown in Figure 4. The toe length trend in all of these simulations reflect the typical behaviour of saltwater intruding due to pumping followed by recession due to the cessation of pumping, as observed in the physical experiment (black dots in Figure 4). However, many parameter sets do not show a temporary continuation of saltwater intrusion after the cessation of pumping, some do not show an overall intrusion length further than the pump location at 0.6 m, and for some parameter combinations the initial and final steady-state wedge toe positions differ from those observed in the physical model (of 0.09 m). One parameter set with a porosity of 0.3, van Genuchten’s [35] parameters

and , and of was selected for detailed analysis (black line in Figure 4). This parameter set satisfied all but one of the previously mentioned criteria (a) to (e). The time for the saltwater wedge to return to its preextraction steady-state location was better met by using a porosity of 0.4 (compare a similar curve to the selected fit in Figure 4). However, this scenario deviates more from the observed maximum wedge toe length of 0.75 m at around . More importantly, a higher porosity leads to a quicker advance of the saltwater-freshwater interface during pumping and therefore to a significant intake of saltwater into the pump. This results in an awkward deformation of the saltwater wedge (not shown). Thus, the parameter set with the lower porosity of 0.3 was chosen to work with in the following model, even though the time of recession did not exactly match the observations in the physical experiment. The shorter recession times in the numerical model may have different causes: (a) hysteresis effects in the unsaturated zone may slow down the reequilibration process, as the drying process is faster than rewetting (the van Genuchten relationship of water suction capacity and water content in the numerical simulation does not account for hysteresis) (b) a significant portion of the sand tank is unsaturated at pump stop, thus certain pores may not have fully resaturated (due to entrapped air), which possibly leads to a reduced permeability and therefore retention in the backward movement of the saltwater-freshwater interface and (c) the distribution of smaller and larger pores (double porosity) may additionally lead to a longer tailing (and blurring), as the coloured sea water is slowly released from the smaller pores. As the numerical model does not account for these effects, shorter times of recession are likely, compared to the physical experiment or even to real-world observations. For the interpretation of the results, however, the exact timing of the recession is less important than accurately simulating the interface movement to, beyond, and back to the pump location at 0.6 m, which is defined as PP-SWI here.

Interface location results for the selected fit simulation are shown in Figure 5. In addition to the 0.5 relative salinity contour, we also show the 0.1, 0.3, 0.7, and 0.9 relative saltwater contours as they provide information on the interface width. Between the commencement of pumping (at ) and the cessation of pumping (at ), the interface moved inland, as expected. At exactly , the 0.1 relative salinity contour reaches the well location, which was also the time when the pump was switched off in the physical experiment. The cone of depression (i.e., the white area above the pump) at this point is the largest. A widening of the interface was also observed and continued until a maximum wedge toe length of 0.76 cm was simulated at (compared to the physically measured time of ). The wedge toe receded back to the initial steady-state position faster in the numerical modelling than was observed in the physical experiment, as noted above.

with relative concentration contours of 0.1, 0.3, 0.5, 0.7, and 0.9 in white. The different grey shadings indicate the relative degrees of saturation between 0.25 and 1.

During the wedge toe recession phase of the simulation, the wedge toe was temporarily closer to the coast than the initial steady-state position. After the wedge toe reached its minimum length of around 0.07 m, it then proceeded inland to reach its final steady-state position at 0.09 m. This overshooting of the steady-state position is visible in the last two time frames in Figure 5, where it can be seen that the 0.5 relative saltwater contour is closer to the coast at

than at . The overshoot is also evident in Figure 4, where the line of the “best fit” simulation drops below the prepumping steady-state wedge toe length of 0.09 m (indicated by a dashed line) and then returns to the steady-state position at around . The wedge toe recession overshoot was not detected in the physical experiment, perhaps due to a blurring of the tracer dye and the small scale of the effect. The overshoot during the wedge toe recession (in response to a sea-level drop) was observed previously by Morgan et al. [25] using both physical and numerical modelling. As mentioned previously, the cause of the overshoot was shown by Morgan et al. [25, 26] to be disequilibrium between the hydraulic head and the saltwater interface as they both moved to a new steady state in response to a change in sea level. The overshoot observed in the current numerical modelling can also be attributed to this form of disequilibrium.

In Figure 5, grey shading is used to indicate the relative degree of saturation. Light grey-shaded areas at the top of the model indicate areas of lower saturation while black-shaded areas are saturated. It can be seen that at , there is a gradient in water saturation from right to left, which conforms to the flow of freshwater from right to left within the model. At (i.e., 10 s after pumping has commenced) a cone of depression had already developed above the well location. The cone of depression is visible as an area of lower relative saturation and is slightly asymmetric, with lower saturation over a greater depth inland of the well, compared to the coastal side of the well. The cone of depression gets larger until the cessation of pumping at , after which time the cone of depression slowly recovers. The relative saturation contours (which also indicate the approximate water table location and hence hydraulic gradient, not accounting for density effects) show that the cone of depression is causing saltwater and freshwater to be pulled toward the well from the coastal and landward boundaries, respectively. A link between the cone of depression and the direction of the saltwater movement (i.e., intrusion versus retreat) was observed. After the cone of depression was “filled up” by both the intruding seawater from the coast boundary and the freshwater from the landward boundary, the wedge toe started to retreat (at ). That is, the wedge toe began retreating once the cone of depression had recovered enough such that the hydraulic gradient and flow toward the coast in the vicinity of the saltwater wedge had reestablished, at . At , the steady-state relative saturation condition was reestablished with a saturation gradient from the land toward the ocean.

In Figure 6, Darcy flow velocities are visualized as black contours of 0.1, 0.5, 1, 2, 5, 10, and 20 m/s. At steady state, flow directions are generally horizontal from right to left. Freshwater is only diverted upward above the saltwater wedge circulation cell, as previously observed in various studies [34, 36, 37]. As pumping commences, the saltwater wedge starts intruding inland and flow velocity vectors are directed toward the pump (not shown here). Flow velocity contours in general stay parallel until pumping is stopped at (compare Figure 5). After , semicircular flow velocity contours start to develop at the bottom of the model, to the right of the well location. These are contours of low flow velocities and they indicate a singularity, where flow from the right and left sides merge and get directed upward. An excerpt view of the singularity (from Figure 6, time frame ) is shown in Figure 7 with additional flow vectors as black arrows. The full height of the numerical model is displayed, a scale in the upper-left corner shows the exact dimensions. Flow at the bottom of the model merges at the singularity from both sides where velocities are lowest (semicircular contours), and is directed vertically upward to fill the cone of depression above the singularity.

The singularity (and cone of depression above it) moved inland first (Figure 6, to ), before receding back toward the pump location (Figure 6, to ). As the semicircular contours surrounding the singularity reach the position of the intruding saltwater wedge at , they dissolve and form parallel lines again, until the initial condition is reached for both the concentration and Darcy velocity contours.

The singularity (and cone of depression) moved in and out of the aquifer faster than the saltwater wedge (Figure 6). We hypothesize that the occurrence and duration of this singularity dictate the extent to which seawater will continue to intrude after the cessation of pumping. Future studies are needed to investigate this further and to explore the influence of hydraulic parameters on the dynamics of the singularity. We expect that it will not be easy to draw direct linear relationships between single parameters and the extent of PP-SWI. It is rather expected that a local maximum for each parameter (or combination of parameters) exists, where the occurrence of the PP-SWI phenomenon is greatest. For example, when hydraulic conductivity is low, seawater intrusion will be slower and hence the likelihood of the PP-SWI phenomenon will be lower however, if hydraulic conductivity is high, the cone of depression will develop more slowly and this might also reduce the likelihood of the PP-SWI phenomenon. We also expect that pump distance from the coast and extraction rate will influence the extent of PP-SWI in a nonlinear manner.

The upscaling of our findings to field-scale cases is not straight forward, as inherent difficulties in scaling sand box models exist [38]. Further discrepancies in transferring our findings to real-world cases result from neglecting, e.g., heterogeneity in the subsurface, direct groundwater recharge from above, or variable pump schemes in the sand tank experiment. The finding that PP-SWI is physically based, however, may be transferred from the two-dimensional setting used in the present study into the third dimension by considering a coastline, where pumping wells (e.g., well fields) are located a certain distance along the coastline and groundwater flow can be considered perpendicular to the coast. It is assumed that PP-SWI occurs at a field scale on much larger time scales. Here too, larger areas will be salinized that would be the case without PP-SWI, potentially threatening inland ecosystems and fresh groundwater resources.

PP-SWI might also be expected in certain cases where countermeasures are taken, for example, where pump rates are reduced (but not ceased), as well as when seawater has not reached the well but is still moving toward it. This is expected for cases where pump rates are not sustainable and groundwater tables are strongly lowered due to overexploitation over several decades, resulting in a large regional cone of depression in close vicinity to the coast. Times for filling up such a deficit water volume depend on recharge rates, as well as aquifer geometries. It can be stated, though, that the longer the time for reestablishing water tables and gradients from the land toward the sea, the longer SWI will take place and the more pronounced PP-SWI is expected to be. A proper analysis of field-scale cases is beyond the scope of this paper, which is about the mechanistic understanding of the PP-SWI phenomenon that was previously observed in the numerical model simulation of a coastal aquifer in Oman [28].

4. Conclusions

The physical experiment conducted here highlights the PP-SWI phenomenon, whereby seawater intrudes further inland than the location of a well, after pumping has ceased. A numerical model with the same extent as the physical model was calibrated and showed a very similar behaviour with minor differences in the overall time duration of the phenomenon. The calibration was considered adequate with a parameter set which satisfied four out of five predefined criteria: the steady-state wedge toe length without pumping, the time for the wedge toe to reach the well location after pumping had commenced, the maximum wedge toe length, and the shape of the wedge. The only predefined criteria that was poorly met was the timing of saltwater retreat.

The modelling carried out within this study offers insight into the cause of the PP-SWI phenomenon, at least for the conditions used in this study (i.e., active SWI and a fixed-flux inland boundary). In both the physical and numerical models, the driving force for the PP-SWI phenomenon was identified to be the presence, duration, and movement of the cone of depression. As a result of pumping, water entered the model from both sides, from the coastal boundary as seawater and from the inland boundary as freshwater, to fill up the “deficit volume” of the cone of depression. Under pumping, the new steady-state position of the saltwater wedge occurred at the pump and did not intrude further inland because the pumping well is the point where all waters merge. When the pump was turned off, the cone of depression moved inland (as did the singularity beneath the cone of depression), which caused water to flow from the coast and inland in order to fill the cone of depression. As a result, the saltwater wedge continued to move landward after the cessation of pumping until the cone of depression had recovered enough that a hydraulic gradient (and fresh water flow) toward the coast had reestablished. As such, it has been demonstrated that the PP-SWI phenomenon is caused by pumping-induced transience in the hydraulic gradient between the land and the ocean. The transience of the hydraulic gradient is linked to the dynamics of the cone of depression (and the associated flow singularity) following the cessation of pumping.

The PP-SWI phenomenon has not, to the best of our knowledge, been mentioned previously in the literature, except for the Oman case [28]. The observation of seawater intruding further inland than the location of an abandoned well field led us to investigate the possibility of the physical occurrence of PP-SWI and its driving mechanism. In this study, we have shown PP-SWI to be a physically reproducible phenomenon. It has important implications for coastal groundwater aquifers all around the world and shows that seawater intrusion induced by pumping (a) may not immediately stop or recede when pumping is ceased, (b) may significantly extend further inland than the actual position of a previously active pump or well field, and (c) may have a direct impact on the time scales for remediating salinized wells. This means that not only will there be salinization of much greater areas of coastal aquifers, but the times for sea water to retreat will also be much longer than expected. In (semi-)arid areas with limited groundwater recharge, such as in Arab countries, in Australia, or in other coastal areas of Africa and South America, SWI associated with groundwater pumping may have been underestimated if transient processes were not accounted for. SWI induced by freshwater abstraction from coastal aquifers is not limited to the time period of pumping, but rather extends beyond it, depending on pumping rates and locations, and aquifer characteristics, e.g., hydraulic conductivity and porosity, length-to-height relationship of an aquifer, density contrast between freshwater and saltwater, and recharge condition. It is thus important to foster research of transient dynamics in groundwater systems rather than to assume steady-state solutions, especially when investigating the effects of groundwater abstraction in coastal aquifers.

Data Availability

Measurement data of the saltwater-freshwater interface were generated by the experimental work and are documented in the manuscript.

Conflicts of Interest

The authors declare that they have no conflicts of interest.

شكر وتقدير

The authors thank Katrin Damm for helping with the physical experiments. Leanne Morgan is partly supported by Environment Canterbury, New Zealand (https://www.ecan.govt.nz/).

مراجع

  1. P. M. Barlow and E. G. Reichard, “Saltwater intrusion in coastal regions of North America,” Hydrogeology Journal, vol. 18, no. 1, pp. 247–260, 2010. View at: Publisher Site | Google Scholar
  2. E. Bocanegra, G. C. Da Silva, E. Custodio, M. Manzano, and S. Montenegro, “State of knowledge of coastal aquifer management in South America,” Hydrogeology Journal, vol. 18, no. 1, pp. 261–267, 2010. View at: Publisher Site | Google Scholar
  3. E. Custodio, “Coastal aquifers of Europe: an overview,” Hydrogeology Journal, vol. 18, no. 1, pp. 269–280, 2010. View at: Publisher Site | Google Scholar
  4. G. Steyl and I. Dennis, “Review of coastal-area aquifers in Africa,” Hydrogeology Journal, vol. 18, no. 1, pp. 217–225, 2010. View at: Publisher Site | Google Scholar
  5. G. Ferguson and T. Gleeson, “Vulnerability of coastal aquifers to groundwater use and climate change,” Nature Climate Change, vol. 2, no. 5, pp. 342–345, 2012. View at: Publisher Site | Google Scholar
  6. L. K. Morgan and A. D. Werner, “A national inventory of seawater intrusion vulnerability for Australia,” Journal of Hydrology: Regional Studies, vol. 4, pp. 686–698, 2015. View at: Publisher Site | Google Scholar
  7. H. A. Michael, V. E. A. Post, A. M. Wilson, and A. D. Werner, “Science, society, and the coastal groundwater squeeze,” Water Resources Research, vol. 53, no. 4, pp. 2610–2617, 2017. View at: Publisher Site | Google Scholar
  8. J. Bear, Hydraulics of Groundwater, McGraw-Hill, New York, 1979.
  9. WHO, Ed.“Water sanitation hygiene,” in Guidelines for Drinking-Water Quality, p. 564, World Health Organization, 4th edition, 2011. View at: Google Scholar
  10. A. D. Werner, M. Bakker, V. E. A. Post et al., “Seawater intrusion processes, investigation and management: recent advances and future challenges,” Advances in Water Resources, vol. 51, pp. 3–26, 2013. View at: Publisher Site | Google Scholar
  11. G. Houben and V. E. A. Post, “The first field-based descriptions of pumping-induced saltwater intrusion and upconing,” Hydrogeology Journal, vol. 25, no. 1, pp. 243–247, 2017. View at: Publisher Site | Google Scholar
  12. R. Stephenson, On the Supply of Water to the Town of Liverpool, Bradbury and Evans, London, 1850, 89 pp.
  13. A. Herzberg, “Die Wasserversorgung einiger Nordseebäder,” J Gasbeleuchtung Wasserversorgung, vol. 44, pp. 842–844, 1901. View at: Google Scholar
  14. W. E. Sanford and J. P. Pope, “Current challenges using models to forecast seawater intrusion: lessons from the eastern shore of Virginia USA,” Hydrogeology Journal, vol. 18, no. 1, pp. 73–93, 2010. View at: Publisher Site | Google Scholar
  15. M. Walther, J.-O. Delfs, J. Grundmann, O. Kolditz, and R. Liedl, “Saltwater intrusion modeling: verification and application to an agricultural coastal arid region in Oman,” Journal of Computational and Applied Mathematics, vol. 236, no. 18, pp. 4798–4809, 2012. View at: Publisher Site | Google Scholar
  16. F. Magri, N. Inbar, C. Siebert, E. Rosenthal, J. Guttman, and P. Möller, “Transient simulations of large-scale hydrogeological processes causing temperature and salinity anomalies in the Tiberias Basin,” Journal of Hydrology, vol. 520, pp. 342–355, 2015. View at: Publisher Site | Google Scholar
  17. H. Ketabchi and B. Ataie-Ashtiani, “Review: coastal groundwater optimization—advances, challenges, and practical solutions,” Hydrogeology Journal, vol. 23, no. 6, pp. 1129–1154, 2015. View at: Publisher Site | Google Scholar
  18. O. D. L. Strack, L. Stoeckl, K. Damm, G. Houben, B. K. Ausk, and W. J. de Lange, “Reduction of saltwater intrusion by modifying hydraulic conductivity,” Water Resources Research, vol. 52, no. 9, pp. 6978–6988, 2016. View at: Publisher Site | Google Scholar
  19. O. D. L. Strack, “A single‐potential solution for regional interface problems in coastal aquifers,” Water Resources Research, vol. 12, no. 6, pp. 1165–1174, 1976. View at: Publisher Site | Google Scholar
  20. A. D. Werner, J. D. Ward, L. K. Morgan, C. T. Simmons, N. I. Robinson, and M. D. Teubner, “Vulnerability indicators of sea water intrusion,” Ground Water, vol. 50, no. 1, pp. 48–58, 2012. View at: Publisher Site | Google Scholar
  21. L. K. Morgan and A. D. Werner, “Seawater intrusion vulnerability indicators for freshwater lenses in strip islands,” Journal of Hydrology, vol. 508, pp. 322–327, 2014. View at: Publisher Site | Google Scholar
  22. T. A. Watson, A. D. Werner, and C. T. Simmons, “Transience of seawater intrusion in response to sea level rise,” Water Resources Research, vol. 46, no. 12, 2010. View at: Publisher Site | Google Scholar
  23. S. W. Chang, T. P. Clement, M. J. Simpson, and K. K. Lee, “Does sea-level rise have an impact on saltwater intrusion?” Advances in Water Resources, vol. 34, no. 10, pp. 1283–1291, 2011. View at: Publisher Site | Google Scholar
  24. S. W. Chang and T. P. Clement, “Experimental and numerical investigation of saltwater intrusion dynamics in flux‐controlled groundwater systems,” Water Resources Research, vol. 48, no. 9, 2012. View at: Publisher Site | Google Scholar
  25. L. K. Morgan, L. Stoeckl, A. D. Werner, and V. E. A. Post, “An assessment of seawater intrusion overshoot using physical and numerical modeling,” Water Resources Research, vol. 49, no. 10, pp. 6522–6526, 2013. View at: Publisher Site | Google Scholar
  26. L. K. Morgan, M. Bakker, and A. D. Werner, “Occurrence of seawater intrusion overshoot,” Water Resources Research, vol. 51, no. 4, pp. 1989–1999, 2015. View at: Publisher Site | Google Scholar
  27. IPCC, “Summary for policymakers,” Climate Change 2013: The Physical Science Basis. Contribution of Working Group I to the Fifth Assessment Report of the Intergovernmental Panel on Climate Change, T. F. Stocker, D. Qin, G.-K. Plattner et al., Eds., Cambridge University Press, Cambridge, United Kingdom and New York, NY, USA, 2013. View at: Google Scholar
  28. M. Walther, L. Bilke, J.-O. Delfs et al., “Assessing the saltwater remediation potential of a three-dimensional, heterogeneous, coastal aquifer system,” Environmental Earth Sciences, vol. 72, no. 10, pp. 3827–3837, 2014. View at: Publisher Site | Google Scholar
  29. S. Badaruddin, A. D. Werner, and L. K. Morgan, “Water table salinization due to seawater intrusion,” Water Resources Research, vol. 51, no. 10, pp. 8397–8408, 2015. View at: Publisher Site | Google Scholar
  30. A. D. Werner, “On the classification of seawater intrusion,” Journal of Hydrology, vol. 551, pp. 619–631, 2017. View at: Publisher Site | Google Scholar
  31. L. Stoeckl and G. Houben, “Flow dynamics and age stratification of freshwater lenses: experiments and modeling,” Journal of Hydrology, vol. 458-459, pp. 9–15, 2012. View at: Publisher Site | Google Scholar
  32. C. W. Fetter, Applied Hydrogeology, Waveland Press, Prentice Hall, 2001.
  33. H. J. G. Diersch, Feflow: Finite Element Modeling of Flow, Mass and Heat Transport in Porous and Fractured Media, vol. 996, Springer, Berlin, 2014. View at: Publisher Site
  34. L. Stoeckl, M. Walther, and T. Graf, “A new numerical benchmark of a freshwater lens,” Water Resources Research, vol. 52, no. 4, pp. 2474–2489, 2016. View at: Publisher Site | Google Scholar
  35. M. T. van Genuchten, “A closed-form equation for predicting the hydraulic conductivity of unsaturated soils,” Soil Science Society of America Journal, vol. 44, no. 5, pp. 892–898, 1980. View at: Publisher Site | Google Scholar
  36. H. R. Henry, “Effects of dispersion on salt encroachment in coastal aquifer,” Geological Survey Water Supply Paper 1613-C, Prentice Hall, U.S, 1964. View at: Google Scholar
  37. M. J. Simpson and T. P. Clement, “Improving the worthiness of the Henry problem as a benchmark for density-dependent groundwater flow models,” Water Resources Research, vol. 40, no. 1, article W01504, 2004. View at: Publisher Site | Google Scholar
  38. J. Bear, Dynamics of Fluids in Porous Media, Elsevier, New York, 1972.

Copyright

Copyright © 2019 Leonard Stoeckl et al. This is an open access article distributed under the Creative Commons Attribution License, which permits unrestricted use, distribution, and reproduction in any medium, provided the original work is properly cited.


شاهد الفيديو: علوم ارض. الصف التاسعالمياه الجوفية حل أمثلة مختلفة المساميه +النفاذية المعلمة نوره ابراهيم