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5.7 : Classification des éléments dans l'eau de mer - Géosciences

5.7 : Classification des éléments dans l'eau de mer - Géosciences


Maintenant que nous connaissons l'abondance et les profils de certaines substances dissoutes courantes dans l'océan, nous pouvons essayer de classer ces matériaux en fonction de leur distribution. Les matériaux dissous sont généralement classés dans l'un des groupes suivants :

Éléments conservateurs sont ceux dont la concentration est relativement constante à travers l'océan, à la fois verticalement et horizontalement. Cette catégorie inclurait les ions majeurs dans l'eau de mer, tels que le sodium ou le chlorure, qui ont des temps de séjour très longs et dont la concentration ne change que par l'ajout ou le retrait d'eau douce (voir section 5.3).

Éléments nutritifs ont une distribution similaire au profil que nous avons décrit pour le nitrate dans la section précédente. Les concentrations de ces substances sont faibles à la surface, car elles sont rapidement épuisées par les processus biologiques. Au-dessous de la zone photique, les concentrations de ces matériaux augmenteront, car la décomposition par les bactéries les ramènera dans la colonne d'eau.

Éléments récupérés sont ceux qui réagissent avec d'autres particules et sont adsorbés à la surface des particules. Lorsque les particules coulent, ces éléments sont éliminés dans les sédiments. Les profils récupérés montrent généralement une abondance plus élevée à la surface, où les matériaux entreront dans l'océan, mais des niveaux décroissants avec la profondeur à mesure qu'ils sont éliminés par les particules en train de couler. Ce profil est courant pour les métaux, tels que l'aluminium ou le plomb.

Gaz stables se dissoudre dans l'océan à partir de l'atmosphère. Parce que ces substances ne sont pas très réactives, l'eau de l'océan devient saturée de ces gaz. Étant donné que la solubilité d'un gaz augmente dans les eaux plus froides, ces gaz se trouvent souvent en plus grandes concentrations dans les eaux profondes et froides et en concentrations plus faibles dans les eaux de surface plus chaudes.



Classer la matière en éléments, composés et mélanges

Un questionnaire a été utilisé pour évaluer les connaissances préalables des étudiants.

A. Indiquez si les affirmations suivantes sont vraies ou fausses.

  1. Tout ce qui a une masse et occupe de l'espace est appelé matière.
  2. L'oxygène est matière.
  3. L'air n'a pas de masse.
  4. L'air n'est pas une matière.
  5. La lumière et le son sont des exemples de matière.
  6. La matière peut être classée en solide, liquide et gaz.
  7. Les solides, les liquides et les matières gazeuses ont les mêmes propriétés physiques.
  8. La matière est constituée de minuscules particules.
  9. L'air est une substance pure.
  10. Le lait sans eau est une substance pure.

B. Indiquez lesquels parmi les éléments suivants sont solides, liquides ou gazeux – oxygène, chaise, lait, fumée

Au cours de la discussion, on a montré aux élèves une seule feuille de papier et on leur a demandé si elle avait une masse. La réponse instinctive était - le papier n'a pas de masse. J'ai cité l'exemple de la pesée de minuscules ornements en or dans la bijouterie. Cela leur a fait réaliser que ce n'est pas parce que quelque chose pèse très moins, qu'il n'a pas de masse du tout. La question de savoir si les substances sont constituées de minuscules particules a semé la confusion parmi les étudiants. Pour clarifier cela, l'exemple du morceau de craie, qui devient plus petit et poudreux à l'usage, a été donné. J'ai également souligné que le constituant de base de toute matière, qui est un petit atome, a également une masse et occupe de l'espace. La question de savoir si la lumière et le son ont une masse et la discussion qui a suivi a clarifié la distinction entre énergie et matière. Les élèves comprenaient clairement les différences entre les solides, les liquides et les gaz. Pour certaines questions, bien que les étudiants aient pu trouver la bonne réponse de « vrai ou faux », ils avaient des idées fausses sur la raison de la même chose.

Quelques autres idées fausses qui ont été abordées dans la discussion.

Idée fausse / compréhension incomplète

L'air n'est pas une substance pure car il contient beaucoup de poussière, de fumée et de polluants.

Bien que l'énoncé et la compréhension commune soient corrects, on a rappelé aux étudiants comment l'air est constitué de différents types de gaz. On leur a également dit que le critère pour qu'une substance soit pure est qu'elle ne devrait avoir qu'un seul type de constituant. La notion de mélange a été présenté.

L'eau est impure car elle est composée d'hydrogène et d'oxygène.

Cette idée fausse a ouvert la discussion sur la distinction entre éléments et composés. Le fait que l'eau soit un composé, qui a des propriétés différentes de ses constituants et comment les composés sont classés comme substances pures ont été discutés.

Le lait pur est une substance pure.

Les élèves ont été interrogés sur les différents types de matériaux qui peuvent être extraits du lait. Les enfants ont pu trouver des réponses comme du beurre, du ghee. Ils ont été interrogés sur les autres constituants sur le plan nutritionnel et les étudiants ont pu citer les protéines, les graisses et l'eau. Lorsqu'on leur a demandé si le lait est un composé ou un mélange, les élèves ont donné la bonne réponse sous forme de mélange.

D'autres exemples ont été fournis aux élèves pour classer la matière - comme l'eau de mer, le sel, le sucre, les clous en fer, les ornements en argent non allié. Un exemple spécifique de l'eau a été utilisé pour l'élaborer davantage. L'eau, en tant que composé, reste la même partout et à tout moment contrairement à l'air dont la composition diffère à divers endroits comme la forêt, la ville, autour des usines, etc.

Conclusion avec une activité :

La classe a été divisée en groupes. Des cartes éclair qui représentent schématiquement le concept d'éléments, de composés et de mélanges ont été distribuées à chaque groupe et il leur a été demandé de les classer.

De nombreux groupes ont réussi à séparer les cartes flash. D'autres ont pu le faire avec un peu de soutien.

Classification des éléments en fonction de leurs propriétés physiques :

Les étudiants ont été divisés en sept groupes et ont fourni les matériaux (cuivre, aluminium, zinc, graphite, fer et soufre) pour découvrir les similitudes/différences de propriétés (ductilité, conduction de la chaleur et de l'électricité, produit du son, malléabilité) des matériaux fournis . Leurs premières conclusions étaient que certains matériaux sont durs et difficiles à casser. Le graphite se casse facilement et n'est pas dur.

Initialement, les groupes d'étudiants ont été invités à faire l'activité. Comme la classe était bruyante avec les activités et que les élèves étaient plus curieux de collecter des matériaux des autres groupes, j'ai décidé de leur montrer les activités une par une.

Idées fausses qui ont été abordées dans cette discussion.

Idée fausse / compréhension incomplète

Dans l'ensemble de la classe, ont-ils dit, le graphite produit également du son.

Je leur ai demandé de comparer l'intensité du son avec d'autres matériaux.

Quelques étudiants ont dit que l'air est un mélange donc c'est un non-métaux

Bien qu'il soit vrai de dire que l'air est un non-métal, ils doivent comprendre que l'air est un mélange de gaz et que les gaz sont des non-métaux.

Nous avons discuté des constituants de l'air et de ses propriétés pour déterminer s'il s'agit de métaux ou de non-métaux - L'air peut-il produire du son, est-il ductile ou malléable, conduit-il l'électricité, etc.


5.7 : Classification des éléments dans l'eau de mer - Géosciences

La salinité affecte les organismes marins car le processus d'osmose transporte l'eau vers une concentration plus élevée à travers les parois cellulaires. Un poisson avec une salinité cellulaire de 1,8% gonflera en eau douce et se déshydratera en eau salée. Ainsi, les poissons d'eau salée boivent de l'eau en abondance tout en excrétant l'excès de sel par leurs branchies. Les poissons d'eau douce font le contraire en ne buvant pas mais en excrétant de grandes quantités d'urine tout en perdant peu de sels corporels.

Les plantes marines (algues) et de nombreux organismes inférieurs n'ont aucun mécanisme de contrôle de l'osmose, ce qui les rend très sensibles à la salinité de l'eau dans laquelle ils vivent.

Les principaux nutriments pour la croissance des plantes sont l'azote (N comme dans le nitrate NO3 - , le nitrite NO2 - , l'ammoniac NH4 + ), le phosphore (P comme phosphate PO4 3- ) et le potassium (K) suivi du soufre (S), du magnésium (Mg) et Calcium (Ca). Le fer (Fe) est un composant essentiel des enzymes et est abondamment disponible dans le sol, mais pas dans l'eau de mer (0,0034 ppm). Cela fait du fer un nutriment essentiel pour la croissance du plancton. Les organismes planctoniques (comme les diatomées) qui fabriquent des coquilles de composés de silicium ont en outre besoin de sels de silicium dissous (SiO2) qui, à 3 ppm, peuvent être assez limitatifs.

En ajoutant le µmol dans la dernière colonne, multiplié par les valences respectives, comme : -546 +468 -56,2 +106,6 + . on finit avec presque 0, ce qui suggère que les valeurs ci-dessus sont à peu près correctes. Au cours de l'expédition Challenger des années 1870, il a été découvert que les rapports entre les éléments sont presque constants bien que la salinité (la quantité de H2O) puisse varier. Notez que les chiffres ci-dessus diffèrent légèrement selon les publications. Les mers enclavées comme la mer Noire et la mer Baltique ont également des concentrations différentes.

Cette carte du monde montre comment la salinité des océans change légèrement d'environ 32ppt (3,2%) à 40ppt (4,0%). Une faible salinité se trouve dans les mers froides, en particulier pendant la saison estivale lorsque la glace fond. La salinité élevée se trouve dans les « déserts » océaniques dans une bande coïncidant avec les déserts continentaux. En raison de l'air frais et sec qui descend et se réchauffe, ces zones désertiques ont très peu de précipitations et une forte évaporation. La mer Rouge, située dans la région désertique mais presque complètement fermée, présente la salinité la plus élevée de toutes (40ppt) mais la mer Méditerranée suit de près (38ppt). La salinité la plus faible se trouve dans le cours supérieur de la mer Baltique (0,5 %). La mer Morte est saline à 24%, contenant principalement du chlorure de magnésium MgCl2. Les zones côtières peu profondes sont salines de 2,6 à 3,0 % et les estuaires de 0 à 3 %.

Faire du sel de mer
Le sel de mer est fabriqué en évaporant l'eau de mer, mais ce n'est pas simple. Entre 100 % et 50 % d'abord, le carbonate de calcium (CaCO3 = calcaire) précipite, ce qui est de la craie et n'est pas souhaitable. Entre 50% et 20%, le gypse précipite (CaSO4.2H2O), qui a également un goût de craie. Entre 20 % et 1 % de sel marin précipitent (NaCl) mais en allant plus loin, les chlorures et sulfates amers de potassium et de magnésium précipitent, ce qui est à éviter, sauf pour des raisons de santé. Dans la production commerciale de sel, l'eau est acheminée à travers divers bassins d'évaporation, pour obtenir le résultat souhaité.
Notez que ce processus s'est également produit lorsque de grands lacs se sont asséchés, déposant les sels ci-dessus dans l'ordre ci-dessus. Notez que l'eau de mer normale est sous-saturée en ce qui concerne tous ses sels, à l'exception du carbonate de calcium qui peut se produire à l'état saturé ou presque saturé dans les eaux de surface.
Une solution saline artificielle à 3,5% (35ppt) est réalisée en pesant 35g de sel dans un bécher et en le complétant avec de l'eau douce jusqu'à 1000g.


Densité
La densité de l'eau douce est de 1,00 (gramme/ml ou kg/litre) mais les sels ajoutés peuvent l'augmenter. Plus l'eau est salée, plus sa densité est élevée. Lorsque l'eau se réchauffe, elle se dilate et devient moins dense. Plus l'eau est froide, plus elle devient dense. Il est donc possible que de l'eau salée chaude reste au-dessus de l'eau froide moins salée. La densité de 35ppt d'eau de mer salée à 15ºC est d'environ 1,0255, soit s (sigma)= 25,5. Un autre mot pour densité est gravité spécifique.

La relation entre la température, la salinité et la densité est représentée par le bleu isopycnique (de même densité) courbes dans ce diagramme. En rouge, vert et bleu, les eaux des principaux océans de la planète sont représentées pour des profondeurs inférieures à -200 mètres. Le Pacifique a la plupart des eaux les plus légères avec des densités inférieures à 26,0, tandis que l'Atlantique a la plupart des eaux les plus denses entre 27,5 et 28,0. L'eau du fond de l'Antarctique est en effet la plus dense pour les océans Pacifique et Indien, mais pas pour l'Atlantique qui a beaucoup d'eau aussi dense.


Gaz dissous dans l'eau de mer
Les gaz dissous dans l'eau de mer sont en équilibre constant avec l'atmosphère mais leurs concentrations relatives dépendent de la solubilité de chaque gaz, qui dépend aussi de la salinité et de la température. À mesure que la salinité augmente, la quantité de gaz dissous diminue car davantage de molécules d'eau sont immobilisées par l'ion sel. À mesure que la température de l'eau augmente, la mobilité accrue des molécules de gaz les fait s'échapper de l'eau, réduisant ainsi la quantité de gaz dissous.

Les gaz inertes comme l'azote et l'argon ne participent pas aux processus de la vie et ne sont donc pas affectés par la vie végétale et animale. Mais les gaz non conservateurs comme l'oxygène et le dioxyde de carbone sont influencés par la vie marine. Les plantes réduisent la concentration de dioxyde de carbone en présence de la lumière du soleil, tandis que les animaux font le contraire dans la lumière ou l'obscurité.

Un kg d'eau douce contient 55,6 mol H2O
* également rapporté à 80 mg/kg
Veuillez noter que ces chiffres peuvent être incorrects car trop de valeurs différentes ont été publiées
gaz
molécule
% dans
atmosphère
% en superficie
eau de mer
ml/litre
eau de mer
mg/kg (ppm)
dans eau de mer
moléculaire
poids
mmol/
kg
Azote N2 78% 47.5% 10 12.5 28.014 0.446
Oxygène O2 21% 36.0% 5 7 31.998 0.219
Dioxyde de carbone CO2 0.03% 15.1% 40 90 * 42.009 2.142
Argon 1% 1.4% . 0.4 39.948 0.01

Dans le tableau ci-dessus, les gaz conservateurs azote et argon ne contribuent pas aux processus vitaux, même si l'azote gazeux peut être converti par certaines bactéries en composés azotés fertilisants (NO3, NH4). Étonnamment, le monde sous-marin est très différent de celui ci-dessus en ce qui concerne la disponibilité des gaz les plus importants pour la vie : l'oxygène et le dioxyde de carbone. Alors que dans l'air, environ une molécule sur cinq est de l'oxygène, dans l'eau de mer, cela ne représente qu'environ 4 sur mille millions de molécules d'eau. Alors que l'air contient environ une molécule de dioxyde de carbone sur 3000 molécules d'air, dans l'eau de mer, ce rapport devient de 4 sur 100 millions de molécules d'eau, ce qui rend le dioxyde de carbone beaucoup plus courant (disponible) dans l'eau de mer que l'oxygène. Notez que même si leurs concentrations en solution diffèrent en raison de différences de solubilité (capacité à se dissoudre), leurs pressions partielles restent comme dans l'air, selon la loi de Henry, sauf lorsque la vie change cela. Les plantes augmentent la teneur en oxygène tout en diminuant le dioxyde de carbone et les animaux font l'inverse. Les bactéries sont même capables d'utiliser tout l'oxygène.

Tous les gaz sont moins solubles lorsque la température augmente, en particulier l'azote, l'oxygène et le dioxyde de carbone qui deviennent environ 40 à 50 % moins solubles avec une augmentation de 25 °C. Lorsque l'eau est réchauffée, elle devient Suite saturé, entraînant éventuellement des bulles quittant le liquide. Les poissons aiment bronzer ou se reposer près de la surface chaude ou dans les exutoires d'eau chaude parce que les niveaux d'oxygène y sont plus élevés. La température élevée améliore également leur métabolisme, entraînant une croissance plus rapide et peut-être un sentiment de bien-être.
De même, si l'ensemble de l'océan se réchauffait, l'équilibre avec l'atmosphère changerait vers plus de dioxyde de carbone (et d'oxygène) rejeté dans l'atmosphère, aggravant ainsi le réchauffement climatique.

Étant donné que le volume de tous les océans est de 1,35E21 kg (voir le tableau des unités et mesures) et que la concentration de CO2 est de 9E-5 kg/kg (90ppm), il s'ensuit que la quantité totale de CO2 dans tous les océans est de 12,2E16 kg = 121 000 Pg (Mt) et la quantité partielle de carbone (12/42) = 34 700 Pg ( 600 Pg dans les eaux de surface + 7 000 Pg dans les eaux moyennes + 30 000 Pg dans l'océan profond = 37 600 Pg [1] ). Comparez cela avec la quantité de carbone dans le sol et la végétation (1301 + 664 = 1965 Pg, voir sol/écologie) et le carbone dans l'atmosphère, environ 1 kg par mètre carré sur 510E6 km2 = 510E12 kg = 510 Pg ( 700Pg [1 ] ). Il s'ensuit que l'océan est un très grand réservoir de dioxyde de carbone, également appelé carbone inorganique dissous (DIC). En plus de cela, il contient du Carbone Organique Dissous (COD) en quantité inconnue. La différence entre le DIC et le DOC est une taille de particule arbitraire de 0,45 micromètre qui fait passer le DIC à travers du papier de filtration. Cette définition ne distingue pas nos nouvelles découvertes neige fondu (biomolécules incomplètement décomposées) en tant que DOC. Voir notre section DDA.

Toutes les biomolécules qui composent la structure d'un organisme sont organiques (à l'exception des sels contenus dans les liquides corporels), et lorsqu'elles sont décomposées, les molécules restantes sont également organiques, à l'exception des nutriments inorganiques et du CO2, car le seul but de la décomposition est de transformer molécules organiques en nutriments inorganiques et en CO2 pour les plantes. Toutes les biomolécules peuvent être transportées en étant dissoutes dans l'eau. Lorsqu'un organisme meurt et se décompose, la plupart de ses molécules organiques se retrouvent en solution sous forme de carbone organique dissous (DOC), molécules beaucoup plus petites que le plus petit des organismes (virus).

Les organismes planctoniques sont classés par taille, du femtoplancton (inférieur à 0,2µm), du picoplancton (0,2-2µm) au mégaplancton (0,2-2m). Notez que la longueur d'onde de la lumière visible est de 0,4-0,7µm, ce qui signifie que les organismes plus petits que 1µm ne sont pas visibles au microscope optique (tous les virus et la plupart des bactéries). Tout cela signifie que mesurer la biomasse du plancton est presque impossible. Pour des raisons pratiques, les scientifiques ont décidé que tout ce qui passe à travers un papier de filtration fin (0,45 & microm) est dissous et tout ce qui est retenu est particulaire. Malheureusement, cela marque une quantité substantielle de biomasse particulaire dissoute.

Le phytoplancton se compose d'organismes allant des bactéries aux diatomées et aux grands dinoflagellés (comme l'étincelle de mer, Noctiluca scintillant). Leur biomasse peut être estimée en mesurant leur chlorophylle (pigment vert) à partir de mesures lumineuses. Cependant, d'autres pigments (brun, rouge) sont également courants et la quantité de chlorophylle n'est qu'une petite partie de la biomasse. Ainsi, même quantifier la quantité de phytoplancton est presque impossible.

A noter que la concentration de CO2 dans l'atmosphère est passée de 280 ppm en 1850 à 360 ppm en 1998, et continue d'augmenter. On estime qu'environ 50 % du CO2 anthropique a été absorbé par les océans. Parce que la haute atmosphère est bombardée par les rayons cosmiques, certains des atomes d'azote deviennent des isotopes radioactifs C-14 avec une demi-vie de 5730 ans. Une fois incorporée dans les organismes, sa radioactivité décroît lentement, permettant aux scientifiques de calculer l'âge des substances organiques. Les combustibles fossiles qui se trouvent sous terre depuis plus de 60 millions d'années ont perdu presque tous leurs isotopes radioactifs du carbone, et de cette manière, le CO2 provenant de la combustion de combustibles fossiles peut être distingué de la circulation normale du CO2. Les diagrammes ci-dessous montrent comment le dioxyde de carbone fossile est absorbé par les océans.

A noter qu'à un pH de 7,0 (eau neutre) seulement 0,1 µmol/kg (10 -7 ) d'eau est dissocié en ions hydrogène positifs H + et ions hydroxyle négatifs OH - . Dans l'océan où l'on trouve un pH d'environ 8, celui-ci devient encore moins à 0,01 µmol/kg, ce qui rend les ions hydrogène vingt fois plus rares que l'oxygène et 200 fois plus rares que le dioxyde de carbone. Il explique à quel point le pH est important pour la productivité des écosystèmes aquatiques. Visitez nos dernières découvertes de plancton dans la section Dark Decay Assay où ce facteur limitant a été quantifié dans les lacs d'eau douce.

Cette carte mondiale de l'acidité des océans montre que le pH de l'océan varie d'environ 7,90 à 8,20, mais le long de la côte, on peut trouver des variations beaucoup plus importantes de 7,3 à l'intérieur des estuaires profonds à 8,6 dans les efflorescences de plancton côtier productives et à 9,5 dans les bassins de marée. La carte montre que le pH est le plus bas dans les régions les plus productives où se produisent des upwellings. On pense que l'acidité moyenne des océans est passée de 8,25 à 8,14 depuis l'avènement des combustibles fossiles (Jacobson M Z, 2005).

Ces formes de carbone sont toujours en équilibre étroit avec l'atmosphère et entre elles. Quand on parle de dioxyde de carbone dissous, il s'agit du bicarbonate légèrement acide. Lorsque la concentration de CO2 dans l'atmosphère augmente, on peut supposer que la concentration à la surface de l'océan augmente également, et cela se répercute vers la droite dans l'équation ci-dessus.

La photosynthèse de la matière organique est souvent simplifiée comme suit : CO2 + H2O + lumière du soleil => CH2O +O2, ce qui ne se produit que dans les profondeurs ensoleillées jusqu'à 150 m et jusqu'à l'endroit où la mer se mélange.

La composition moyenne des plantes marines est : H:O:C:N:P:S = 212:106:106:16:2:1 ce qui se rapproche du CH2O.

La respiration est souvent simplifiée par : CH2O => CO2 + H2O + énergie, ce qui peut se produire à toutes les profondeurs, selon la quantité de nourriture qui descend d'en haut.

Par conséquent, les concentrations d'oxygène et de dioxyde de carbone varient avec la profondeur. Les couches superficielles sont riches en oxygène qui diminue rapidement avec la profondeur, pour atteindre un minimum entre 200 et 800 m de profondeur. L'océan profond est plus riche en oxygène en raison de l'eau de surface froide et dense descendant des pôles dans l'océan profond.

On pense que le dioxyde de carbone dans la mer existe en équilibre avec celui de la roche exposée contenant du calcaire CaCO3. En d'autres termes, que l'élément calcium existe en équilibre avec le CO3. Mais la concentration de Ca (411ppm) est de 10,4 mmol/l et celle de toutes les espèces CO2 (90ppm) de 2,05 mmol/l, dont le CO3 est d'environ 6%, donc 0,12 mmol/l. Ainsi, la mer a une vaste offre excédentaire de calcium.


Abondances élémentaires dans la Terre et classification géochimique des éléments

         Les abondances élémentaires peuvent être exprimées de plusieurs manières. L'un est basé sur un certain nombre d'atomes. Cela suppose que nous ayons, disons, un million d'atomes. Sur ce million d'atomes, tant d'atomes seront de l'oxygène, tant seront du silicium, etc. Il s'agit purement d'un système de comptage numérique. Une autre méthode tient compte du poids de chaque atome. Les chiffres seront indiqués en pourcentage en poids ou en poids par million de grammes. Si nous avons un échantillon d'un million de grammes, autant de grammes d'oxygène, autant de silicium, etc. Cette méthode augmente le nombre d'éléments lourds, tout en diminuant le nombre d'éléments plus légers. Une autre méthode est basée sur le volume. Les gros atomes (anions et gros cations) occupent beaucoup plus de volume que les petits atomes.

ABONDANCES ÉLÉMENTAIRES DE LA TERRE SOLIDE

Les deux éléments principaux de l'univers sont l'hydrogène et l'hélium. Pourquoi ces éléments sont-ils rares sur terre ? La terre est une planète différenciée. Il s'est formé par condensation de matière gazeuse autour d'un protosoleil. Le condensat était fortement enrichi en éléments qui se condensent à des températures plus élevées que l'hydrogène et l'hélium, qui ont les deux points de congélation et de fusion les plus bas de tous les éléments. Ainsi, l'abondance des éléments sur terre ne ressemble pas à l'échelle d'abondance cosmique.

Au cours de l'évolution ultérieure de la Terre, on pense que la planète a refondu en raison de l'impact d'une météorite. Cette refusion a permis une séparation en densité des éléments. Les éléments les plus lourds ont coulé au milieu de la terre, tandis que les éléments les plus légers sont montés vers les parties extérieures. La terre est traditionnellement divisée en noyau, manteau et croûte. On pense qu'une phase métallique fer-nickel constitue le noyau. Le manteau et la croûte sont dominés par les minéraux silicatés, ceux du manteau étant enrichis en fer et magnésium (minéraux mafiques) par rapport à ceux de la croûte (minéraux felsiques). On ne peut que prélever directement la croûte. Ainsi, la meilleure information dont nous disposons sur l'abondance des éléments sur terre concerne les roches crustales. Même à l'intérieur de la croûte, la différenciation existe. Le tableau 1 montre l'abondance relative des éléments majeurs dans la croûte continentale et totale, exprimée en pourcentage en poids d'oxydes. Les roches crustales océaniques sont enrichies en fer, magnésium et calcium par rapport aux roches crustales continentales. Les roches crustales continentales sont enrichies en silicium, aluminium et potassium par rapport aux roches océaniques. La plupart de ces différences s'expliquent par le poids des éléments. Le fer, le magnésium et le calcium sont tous plus lourds que le silicium et l'aluminium. Le potassium reste à expliquer. Le potassium est plus lourd que le silicium ou l'aluminium, on pourrait donc s'attendre à ce qu'il soit concentré dans le manteau. L'ion potassium (K + ) est très gros. Il ne s'intègre pas bien dans les sites cristallins disponibles dans les minéraux présents dans le manteau. Ainsi, par défaut, il se retrouve dans la croûte. Il faut aussi noter qu'avec une précision de 0,1%, seuls onze éléments composent l'ensemble de la croûte terrestre. De nombreux autres éléments sont présents, mais seulement en petites quantités. Le tableau 2 montre l'effet des différentes méthodes de communication des données. Les huit éléments les plus courants de la croûte terrestre sont classés selon le pourcentage d'atomes, le pourcentage de poids et le pourcentage de volume. A noter que l'oxygène représente plus de 90 % en volume, plus de 60 % en nombre d'atomes, mais seulement 46 % en poids. Ainsi, la manière dont nous choisissons de présenter les données peut avoir un impact significatif sur notre perception des données. Nous devons choisir avec soin la manière dont nous manipulons les données pour être sûr que le point que nous faisons valoir est clair et que les conclusions que nous tirons sont réelles.


Répartition terrestre

L'étude des ondes sismiques traversant le corps de la Terre a montré que l'intérieur n'est pas uniforme, il se compose de coquilles distinctes séparées par des discontinuités concentriques auxquelles les vitesses des ondes qui passent changent. Les deux principales discontinuités universellement reconnues sont la discontinuité de Mohorovičić, qui sépare la croûte terrestre de son manteau sous-jacent, et la discontinuité de Wiechert-Gutenberg, qui sépare le manteau du noyau. Cette dernière discontinuité existe à une profondeur de 2 900 kilomètres (1 800 miles) elle est marquée par une augmentation soudaine de la densité, d'environ 5,7 à la base du manteau à 9,7 au sommet du noyau. La seule interprétation raisonnable de cette discontinuité est que le manteau se compose de silicates et d'oxydes des éléments communs (en grande partie du magnésium et du fer), et le noyau se compose de fer métallique allié avec des quantités mineures d'autres éléments (analogue au nickel-fer dans les météorites ). La discontinuité de Mohorovičić varie en profondeur d'un endroit à l'autre, elle se situe en moyenne à environ 33 kilomètres (20 miles) sous les continents et à environ 8 kilomètres (5 miles) sous le fond des océans profonds. Elle aussi est marquée par une augmentation de la densité de la croûte au manteau, relativement faible, d'environ 3 à 3,3.

Aux trois divisions sphériques - croûte, manteau et noyau - il faut en ajouter deux autres : l'hydrosphère, qui est la coquille discontinue d'eau douce et salée, sur et dans la croûte et l'atmosphère, l'océan d'air qui entoure la Terre. , s'amincissant progressivement dans le vide de l'espace.


Préconcentration d'oligo-éléments de l'eau de mer avec de la 8-hydroxyquinoléine immobilisée sur silice

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Modélisation physique et numérique de l'intrusion d'eau de mer après pompage

Cet article explore l'intrusion d'eau de mer après pompage (PP-SWI), qui est le phénomène d'intrusion d'eau de mer plus loin à l'intérieur des terres que l'emplacement d'un puits, après la fin du pompage. Malgré de nombreux articles sur le thème de l'intrusion d'eau de mer et du pompage, c'est la première fois que le PP-SWI est décrit dans la littérature, à notre connaissance. Cet article décrit une enquête à l'échelle du laboratoire du phénomène et nous démontrons que PP-SWI peut être reproduit dans les expériences physiques. Nous montrons également, en utilisant la modélisation numérique, que PP-SWI est causé par un déséquilibre dans le champ d'écoulement suite à l'arrêt du pompage. Concrètement, dans nos simulations, le cône de dépression persistait après l'arrêt du pompage (d'abord vers l'intérieur des terres puis recul vers la limite côtière) ce qui entraînait un décalage dans le rétablissement du débit d'eau douce vers la côte, après l'arrêt du pompage. C'est au cours de cette période de déséquilibre du champ d'écoulement que le PP-SWI s'est produit. Nous nous attendons à ce que les systèmes avec un déséquilibre post-extraction plus important soient les plus sensibles au PP-SWI et recommandons des recherches futures pour améliorer la compréhension de la relation entre les paramètres hydrogéologiques, les taux d'extraction, l'emplacement du puits et l'incidence du PP-SWI. Dans les systèmes où le PP-SWI est le plus probable, l'analyse quantitative de l'extraction des eaux souterraines et du SWI devra utiliser des approches transitoires pour s'assurer que le SWI n'est pas sous-estimé.

1. Introduction

Les aquifères côtiers sont des sources majeures d'approvisionnement en eau douce dans de nombreux pays [1–7]. Les changements dans l'hydrologie de la zone côtière, par le pompage des eaux souterraines par exemple, peuvent provoquer un mouvement de l'eau de mer vers les terres, un processus appelé intrusion d'eau de mer (SWI) [8]. SWI entraîne une perte de sécurité de l'eau dans les aquifères côtiers par le déplacement des eaux souterraines douces par l'eau de mer et par la dégradation de la qualité des eaux souterraines où moins de 1% de l'eau de mer (

250 mg/L de chlorure) rend l'eau douce impropre à la consommation [9, 10].

Le SWI causé par le pompage des eaux souterraines a reçu une attention considérable au fil des ans. Dans une récente revue de la littérature sur les descriptions sur le terrain de la salinisation des puits et du SWI, Houben et Post [11] ont noté que la première étude systématique était celle de Stephenson [12] qui a signalé une augmentation des concentrations de sel dans les puits d'approvisionnement en eau de Liverpool. , Angleterre. Cette étude est antérieure de 50 ans au célèbre article de Herzberg [13], qui décrivait l'augmentation des concentrations de sel dans les puits d'eau souterraine de l'île touristique allemande de Norderney, à la suite d'un hiver et d'un printemps exceptionnellement secs. Herzberg [13] a également décrit la relation entre l'eau douce et l'eau salée (c'est-à-dire l'approximation de Ghyben-Herzberg), qui est fondamentale pour la modélisation quantitative de SWI.

Malgré la longue histoire d'études détaillant le pompage des eaux souterraines et le SWI, l'évaluation de la probabilité que les prélèvements d'eau souterraine provoquent la salinisation des puits n'est toujours pas simple. Par exemple, la simulation de l'écoulement des eaux souterraines à densité variable et du transport des solutés dans les systèmes d'eaux souterraines côtières transitoires et hétérogènes est coûteuse en calcul, nécessite des données de terrain étendues pour l'étalonnage et n'est pas toujours réussie [14-16]. La rareté des données et les temps de calcul plus rapides ont signifié que des modèles analytiques d'interface pointus sont largement utilisés pour étudier les problèmes SWI [par exemple, 17, 18]. Une approche bien connue est celle de Strack [19], qui a utilisé la théorie du potentiel pour résoudre la position de l'interface eau douce-eau salée dans les systèmes d'écoulement régional des eaux souterraines avec un puits de pompage. La solution estime également le taux de pompage critique (c'est-à-dire maximal) admissible avant que le puits ne devienne salinisé. La physique contenue dans les solutions analytiques et la simplicité de leur application peuvent fournir un bon équilibre entre la prise en compte des processus pertinents, les exigences en matière de données et les temps de calcul [20, 21].

Cependant, il est important de comprendre les implications des hypothèses simplificatrices qui sous-tendent les solutions analytiques. L'une des hypothèses les plus importantes est celle des conditions d'équilibre (c'est-à-dire que l'étendue de l'eau de mer dans l'aquifère est estimée après un temps infini). 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.

Acknowledgments

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/).

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