Características de la evolución química del agua subterránea en el desierto de Taklimakan
Figura 6-4 Diagrama de relación entre el agua de yacimientos petrolíferos y el agua subterránea δ D-δD-δ18O en el interior del desierto
■ Aguas profundas ● Agua de pozo motorizado ○ Agua de pozo ▲ Cabezal de pozo a presión agua de estanque artificial.
Dado que el agua subterránea del desierto de Taklimakan se recarga principalmente con el agua subterránea lateral de la llanura aluvial en el borde sur de la cuenca, la evolución química del agua subterránea en el río Niya hasta la cuenca del río Andil y el área del desierto en el tramo medio y bajo del borde sur se centró.
(1) Características de salinización del agua subterránea
En muchos estudios, informes de investigación u trabajos anteriores, se han discutido las características de la composición química del agua subterránea en la zona de desbordamiento de grava del Gobi y sus características. La evolución no se describirá aquí en detalle, pero las características generales se resumen a continuación: Esta área es una zona activa alternante de aguas subterráneas en la cuenca. El cinturón de grava de Gobi tiene buenas condiciones de recarga y escurrimiento de aguas subterráneas, gran profundidad de enterramiento y evaporación débil. Bajo lixiviación a largo plazo, se forma un fondo geoquímico estable e insoluble y el contenido de sales solubles del esqueleto del acuífero es extremadamente bajo. Cerca de la zona de desbordamiento, el terreno se vuelve suave, las partículas de la formación se vuelven más finas, la escorrentía del agua subterránea se bloquea y la profundidad del entierro se reduce hasta que se desborda y se convierte en agua de manantial. La fuerte evaporación se convierte en el factor dominante en la salinización de las aguas subterráneas poco profundas, pero el agua subterránea en el acuífero confinado subyacente mantiene un TDS bajo porque no se ve afectada por la evaporación.
En el apartado anterior, al comparar las características químicas del agua subterránea en la llanura de suelo fino aguas abajo de la zona de desbordamiento y el interior del desierto, el autor cree que la recarga de agua subterránea en la llanura aluvial proviene principalmente del acuífero inferior. Por lo tanto, al comparar las características isotópicas químicas y ambientales del agua subterránea en el área de desbordamiento y el interior del desierto, se pueden analizar sus reglas de evolución. A su vez, sus fuentes y rutas de suministro también se pueden determinar en función de las características isotópicas químicas y ambientales del agua subterránea. aguas subterráneas en el interior del desierto.
La Figura 6-5 muestra el diagrama δ D-δD-δ18O de agua de río (manantial) y agua subterránea en el interior del desierto aguas abajo desde el área de desbordamiento del río Niya hasta el área de desbordamiento del río Andil. Todos los puntos de muestreo están ubicados a la derecha de la línea de precipitación global y distribuidos a lo largo de la línea de evaporación. A excepción de la muestra S16-2, las otras muestras de la figura pertenecen claramente a tres áreas, ahora denominadas dominio A, dominio B y dominio C respectivamente.
La evaporación del agua subterránea en el Área A es débil y la salinización del agua subterránea se debe principalmente a la lixiviación. El agua de manantial en los valles profundos de las áreas de desbordamiento de los ríos Andiel y Yatongguzi y el agua freática no evaporada en las áreas de desbordamiento de los ríos Andiel y Niya se encuentran todas en esta área, y sus TDS son inferiores a 2 g/L. En el área A también se encuentran muestras de agua de pozos y algunos pozos exploratorios en el interior del desierto (el nivel del agua supera los 1,5 m), pero el TDS del agua subterránea varía mucho. S6-1 ubicado en el borde del desierto alcanzó 9,46 g/L, mientras que la muestra en el interior del desierto fue de aproximadamente 5 g/L, lo que indica que el agua superficial en la zona del desierto no es una simple escorrentía lateral y recarga del agua subterránea. en la llanura aluvial del sur. Es el resultado de la recarga ascendente durante el proceso de escorrentía de aguas subterráneas inferiores, es decir, el borde del desierto es izado principalmente por la recarga de aguas subterráneas poco profundas en la llanura aluvial, mientras que el interior del desierto es izado por la recarga de aguas subterráneas profundas en la llanura aluvial. Lo primero se debe a la mala calidad del agua subterránea poco profunda en las llanuras aluviales, el alto contenido de sal soluble en el estrato y el alto TDS en el agua subterránea en el borde del desierto debido a la lixiviación; lo segundo es lo contrario, por lo que el TDS del agua superficial en las llanuras aluviales; el interior del desierto no es tan alto como se esperaba. Los puntos de muestreo de los pozos GS2 y KT2 están distribuidos cerca de la línea de precipitación, lo que indica que la evaporación antes de la recarga también es muy débil. Debería ser que el agua del río se filtre en el suelo poco después de abandonar el paso de montaña y fluya hacia el interior del desierto. una larga distancia.
La evaporación del agua subterránea en la zona B es evidente. La mayoría de las muestras de agua en pozos de exploración con una profundidad de agua subterránea inferior a 1,5 m en el interior del desierto se encuentran en esta área. A excepción de S12, el TDS de las otras muestras está entre 8 y 13 g/L. En comparación con las muestras del área A, la evaporación tardía puede aumentar el TDS del agua subterránea en 3 ~ 5 g/L. S12 es la muestra de agua subterránea superficial en el KT1. agujero, y su TDS es de solo 3,92 g / L. Se especula que esta ubicación es la zona terminal del río antiguo tardío, que es el resultado de la recarga y dilución de agua en ese momento. El agua de manantial (S5) en el área de desbordamiento del río Niya se encuentra en el extremo superior derecho del área B. Se recolecta de la misma área que la muestra S4 en el área a. El TDS de la primera es 4,1 g/L y el. Este último es de sólo 0,79 g/L, lo que muestra claramente que se explica el proceso de salinización del agua subterránea en la zona de desbordamiento debido a la evaporación.
S6-2, S9-2 y S10-2 en el Área C son muestras de charcos excavados durante la construcción de una carretera en el desierto. Después de una exposición prolongada, es equivalente a una prueba de evaporación natural, con un TDS de 10,22 ~ 17,07 g/L; se recogió S6-3 de la pendiente de filtración del pozo de agua en S6-2. La capa de arena superficial es pesada. contenido de sal y se mezcló una gran cantidad de sal en el agua durante el muestreo. Aunque la evaporación no fue tan fuerte como la del S6-2, el total de sólidos disueltos de la muestra alcanzó 26,4 g/L. Las muestras de este campo representan los resultados de la salinización bajo lixiviación artificial.
Figura 6-5 Diagrama de relación entre el agua del río (agua de manantial) y el agua subterránea δ D-δD-δ18O en el interior del desierto en el borde sur de la cuenca
○Agua subterránea △ río agua (manantial)
Figura 6-6 Mapa TDS-δ18O de aguas subterráneas en la zona de desbordamiento en el borde sur de la cuenca y en la zona desértica.
En la Figura 6-5, S16-2 está ubicado en el extremo inferior derecho del dominio A. Es un conjunto de muestras de comparación con S16-1, tomadas desde el hito de la carretera del desierto a 144 km. La primera es una muestra de agua extraída por uno mismo; la segunda se recoge del fondo de un pozo de agua empujado por un equipo de perforación petrolera (que se ha secado). El nivel del agua tiene unos 20 cm de profundidad y la capa de arena superficial tiene una importante acumulación de sal. Durante el proceso de muestreo se mezcló una gran cantidad de sal con el agua. La razón por la que S16-2 no está ubicado en el Dominio C no está clara, pero se estima que está relacionada con la contaminación humana (hay rastros evidentes de actividades humanas y manchas de petróleo en el fondo del pozo) y la gran cantidad de sal depositada. en la superficie.
Para ilustrar mejor el impacto de la evaporación y la lixiviación en la salinización del agua subterránea del desierto, se analizó la relación TDS-δ18O de las muestras en la Figura 6-5, como se muestra en la Figura 6-6. La conexión entre S4 y S5 en la figura representa básicamente el proceso de salinización del agua dulce bajo evaporación, mientras que la conexión entre S4 y GS2 y KT2 representa básicamente el proceso de salinización del agua dulce bajo lixiviación. Todos los puntos de muestreo en la Figura 6-6 están ubicados en el lado superior derecho de estas dos líneas, lo que demuestra aún más que la salinización del agua subterránea del desierto es el resultado de la evaporación y la lixiviación. Si cada punto de muestreo se toma como punto de partida, la línea de evaporación natural paralela se dibuja directamente hacia la izquierda y se cruza con la línea de lixiviación natural (tomando como ejemplo S6-1 en la figura. El punto de intersección generalmente refleja la contribución de). lixiviación y evaporación hasta la salinización de las aguas subterráneas del desierto (Hao et al., 2000). Como se puede ver en la Tabla 6-4, incluso en áreas con aguas subterráneas poco profundas, la contribución de la evaporación a la salinización del agua subterránea del desierto es inferior al 30%, mientras que la contribución de la lixiviación es superior al 70%. Hay cuatro razones principales: ① Hay altas dunas de arena de más de 85 metros en la zona del desierto y el agua subterránea está profundamente enterrada. Las dunas de arena se convierten en una barrera natural para la evaporación del agua subterránea. (2) Como se mencionó anteriormente, en áreas donde el agua; el nivel es de 3 a 5 m de profundidad, agua de condensación y evaporación La cantidad está aproximadamente equilibrada y tiene un buen efecto protector sobre las aguas subterráneas (3) El interior del desierto tiene escasas precipitaciones y las funciones de suministro vertical y lavado de sal son débiles; evaporación en dos direcciones, lo que hace que la sal se acumule en la capa de arena superficial (4) La intensidad de la evaporación del agua salada es mucho menor en el agua dulce;
Tabla 6-4 Contribuciones de la lixiviación y la evaporación a la salinización del agua subterránea del desierto (tome S4 como referencia)
La Figura 6-6 también refleja la salinización bajo la influencia del proceso de quimización de las actividades humanas, pero S6-2, S6-5438 00-2 y S6-3, S6-5438 06-2 reflejan dos modos de acción diferentes. S6-2 y S10-2 son afloramientos artificiales de agua subterránea, que reflejan la evaporación pura del agua subterránea del desierto después de que emerge de la superficie. Son equivalentes a la prueba de evaporación natural del agua subterránea del desierto. El TDS del agua aumenta lentamente. S6-3 y S16-2 son los resultados del gran aumento de TDS del agua subterránea debido a la lixiviación artificial durante el proceso de muestreo después de que el agua subterránea se evaporó fuertemente.
(2) Características de evolución de la composición química del agua subterránea
Tome el agua superficial, el agua subterránea y el agua subterránea en el área desértica del norte de la zona de desbordamiento de la llanura aluvial del río Niya, río Morris y el representante del río Karamilan, realizaron un análisis de evolución química típico.
1. Desde el abanico aluvial del río Niya hasta la zona desértica
En la Figura 6-7, el número de dominio A (el número en la Tabla 6-5) representa la superficie del Cuenca del río Niya Muestras de agua y agua subterránea, el área D representa muestras de agua subterránea del interior del desierto al sur de 39° 10' de latitud norte (área del campo petrolífero Tazhong No. 4), incluidos los pozos de exploración, los pozos de suministro de agua del equipo de perforación petrolera y KT1 y KT2. muestras de agujeros.
1) Desde el abanico aluvial del río Niya hasta el borde del desierto
Como se puede observar en la Tabla 6-5 y la Figura 6-7, la calidad del agua del Río Niya durante la estación húmeda Varía mucho durante la estación seca. En la estación húmeda, el TDS es de solo 0,26 g/L y el tipo de química del agua es Cl HCO3-Ca, mientras que en la estación seca, el TDS alcanza 1,46 g/L y el tipo de química del agua es SO4 Cl-Ca Mg. . Se tomaron dos muestras (números de serie 29 y 58) en el mismo lugar (Puente Minfeng) en junio de 65438 el 1 de octubre y junio de 65438 en septiembre de 1998, y la calidad del agua del río era bastante diferente. Afectada por la recarga de inundaciones en diferentes períodos, la calidad del agua subterránea en la zona del oasis aguas abajo del río Niya ha sufrido cambios importantes.
Tabla 6-5 Breves resultados del análisis de muestras de agua superficial y subterránea en la cuenca del río Niya
Nota: S significa, C significa Cl-1, H significa N significa Na, M significa 2; Lo mismo a continuación.
La calidad del agua de otros ríos en el borde sur de la cuenca también tiene características cambiantes similares (Tabla 6-6). Esto está relacionado con el alto contenido de sal de los estratos terciarios en el área de fuente de suministro del río. y las diferentes condiciones de suministro en diferentes estaciones: la estación seca se debe principalmente a que la calidad del agua del río es mala cuando el agua de las fisuras del lecho rocoso con alto TDS se recarga durante los períodos húmedos, el agua del río se recarga con la lluvia y el agua de las fisuras del lecho rocoso, y la diferencia en la relación de suministro entre los dos provoca diferencias en la calidad del agua. Cuanto mayor es la recarga de lluvia, menor es el TDS del agua del río.
Figura 6-7 Aguas superficiales, subterráneas y subterráneas de Piporto en la zona de desbordamiento del río Niya, río Moriche y río Karamilan.
Tabla 6-6 Características hidroquímicas de algunos ríos en el borde sur de la cuenca durante las estaciones húmeda y seca
Aunque la calidad del agua de cada río cambia mucho, su acuífero de abanico aluvial tiene genial La capacidad reguladora del agua subterránea es el resultado de la mezcla completa del agua superficial en cada período, por lo que la calidad del agua es relativamente estable. En la Figura 6-7, el agua subterránea cerca del área de desbordamiento del abanico aluvial del río Niya en el Área A y el agua subterránea en el borde del desierto norte se pueden dividir en tres subdominios, es decir, el subdominio A1 es el agua subterránea en un área única de distribución de agua subterránea, y el subdominio A2 es el agua subterránea en el área de manantial y desbordamiento, y el subdominio A3 es el agua superficial en el área del borde del desierto. De acuerdo con las reglas de recarga y escorrentía de aguas subterráneas, A1 refleja las características evolutivas de la composición química de las aguas subterráneas desde el abanico aluvial del río Niya hasta el borde del desierto. Su tipo hidroquímico evoluciona gradualmente de SO4-Ca Na Mg a Cl SO4-Na Mg. y los cambios de TDS de menos de 1 g/L aumentaron a aproximadamente 10 g/L, el porcentaje de miliequivalentes de aniones aumentó de 85,9 a más de 95,0 y el porcentaje de miliequivalentes de Ca2 en cationes disminuyó.
Los tipos hidroquímicos de agua subterránea en el mismo subdominio son iguales o similares, pero como se puede ver en la Tabla 6-5, sus TDS difieren mucho. Por ejemplo, los TDS de las muestras No. 4 y 5 en la subregión A2 son 0,79 g/L y 4,1 g/L respectivamente, y los TDS de las muestras No. 6 y 7 en la subregión A3 son 9,46 g/L y 17,07 g/L. respectivamente. Según el análisis de las características de salinización del agua subterránea, la salinización de la muestra No. 5 es el resultado de la evaporación de la muestra No. 4, y la muestra No. 7 es el resultado de la prueba de evaporación de la muestra No. 6. Por lo tanto, el químico La evolución del agua subterránea en el mismo subdominio es principalmente evaporación (a un cierto TDS dentro del rango).
Los tipos químicos de agua subterránea son relativamente diferentes entre los diferentes subdominios, pero a juzgar por las características isotópicas de las muestras de agua (Figura 6-6), cada subdominio contiene muestras no evaporadas o débilmente evaporadas. por lo que los subdominios Dominios a 1 ~ A3 reflejan básicamente el impacto de la lixiviación en la evolución de la composición química del agua subterránea.
2) Desde el abanico aluvial del río Niya hasta el interior del desierto
Las muestras de agua subterránea en el interior del desierto se concentran en el área D, con TDS entre 3 y 10 g/L, y el tipo de química del agua es ClSO4. Na o ClNa. El porcentaje de equivalentes de magnesio en el anión es casi superior al 95 y el Cl- es el componente principal. El porcentaje equivalente en mg de K Na en cationes es principalmente de 60 a 75, seguido del Mg2, que es de 10 a 25.
De acuerdo con el análisis de las características de recarga de aguas subterráneas en llanuras aluviales a aguas subterráneas en áreas desérticas en la segunda parte de la primera sección de este capítulo, la principal masa de agua subterránea en el interior del desierto recibe recarga del Escorrentía lateral de los acuíferos más profundos de las llanuras aluviales. Por lo tanto, independientemente del impacto del cambio climático en la calidad del agua de los ríos y del agua subterránea en períodos históricos, la evolución de la composición química del agua subterránea desde el abanico aluvial del río Niya hasta el interior del desierto puede representarse básicamente del subdominio A1 al dominio D. Según el análisis de las características de salinización del agua subterránea en el interior del desierto en la sección anterior, la lixiviación es el principal factor que influye en el aumento del TDS del agua subterránea del desierto. Por lo tanto, la evolución de los componentes químicos del subdominio A1 al dominio D es. también reflejado por la lixiviación. Para describir este proceso en detalle, se utilizaron muestras de agua del pozo KT2 para representar el agua subterránea en el interior del desierto, y se representaron los diagramas característicos de cambio de los contenidos relativos y absolutos de cada ion en el agua subterránea desde el abanico aluvial hasta el interior del desierto. (consulte la Figura 6-8 y la Figura 6-9). Desde la perspectiva del contenido relativo (porcentaje equivalente en mg), los iones en el agua subterránea desde los abanicos aluviales hasta las áreas desérticas cambian mucho el Cl- y el Na se convierten gradualmente en los iones dominantes, mientras que otros iones se convierten en componentes menores, especialmente en el agua subterránea en las áreas desérticas. . Desde el punto de vista del contenido absoluto, todos los iones muestran características crecientes, pero Ca2, Mg2 y Na aumentan en cantidades más pequeñas, principalmente porque los contenidos de Cl- y Na aumentan rápidamente, lo que también refleja el contenido soluble en la formación disuelta durante la escorrentía de agua subterránea. Características de la Sal.
2. Las inundaciones y los abanicos de inundaciones del río Morris y del río Kalamilan fluyen hacia la zona desértica.
El área B1 en la Figura 6-7 muestra los ríos que fluyen desde el río Moriche y el río Karamilan, que básicamente pueden reflejar las características hidroquímicas de la zona de grava de Gobi en el borde posterior del abanico aluvial. El dominio B2 indica la zona de desbordamiento del abanico aluvial de dos ríos y el buceo en el área del borde del desierto. En consecuencia, los dominios B1 a B2 representan el proceso de evolución de la composición química del agua subterránea desde el abanico aluvial hasta el borde del desierto, mientras que los dominios B1 a D representan el proceso de evolución de la composición química del agua subterránea desde el abanico aluvial hasta el interior del desierto.
Debido a las diferentes características de composición química del río Morris, el río Kalamilan y el río Niya, las características de composición química del agua subterránea en sus respectivos abanicos aluviales también son diferentes. A medida que la composición química del agua subterránea evoluciona desde el abanico aluvial hasta el interior del desierto, el porcentaje miliequivalente de cationes cambia significativamente en la cuenca del río Niya, y el porcentaje miliequivalente de aniones en las cuencas del río Morris y del río Kalamlan cambia significativamente.
3. Información sobre las características de evolución de la composición química del agua subterránea
Desde la perspectiva de las características de recarga de la escorrentía regional del agua subterránea, el agua subterránea en el interior del desierto del área D en la Figura 6-7 es principalmente desde el este del río Niya, el agua subterránea en la llanura aluvial al oeste del río Kalamilan se recarga, y el agua subterránea en la llanura aluvial se recarga principalmente por los ríos que fluyen desde el río Shankou. Por lo tanto, si las características químicas del agua superficial en cada cuenca son similares, el proceso de evolución química del agua subterránea desde las llanuras aluviales hasta las zonas desérticas también debería ser relativamente consistente. En esta región, la calidad del agua varía ampliamente entre ríos y entre estaciones y, por lo tanto, las características hidroquímicas de las aguas subterráneas de los abanicos aluviales también varían mucho, como resultado de su entorno geoquímico relativamente insoluble. Sin embargo, en el proceso de escorrentía lenta desde los abanicos aluviales hacia las zonas desérticas, el agua subterránea tiene un fuerte efecto de lixiviación y se convierte en agua salada con un alto contenido de sal soluble. Eventualmente evoluciona al dominio D y la influencia de las diferencias en la calidad del agua entre los ríos desaparece gradualmente. . Por lo tanto, las zonas de desbordamiento de los abanicos aluviales y los puntos de muestra del borde del desierto distribuidos alrededor del dominio D tienen un significado de referencia importante para que la escorrentía de agua subterránea de la llanura aluvial recargue el agua subterránea del área del desierto: los puntos de muestra de agua subterránea en el borde del desierto se distribuyen alrededor del dominio D, lo que indica que el agua subterránea todavía se encuentra en el río dentro del ámbito de control e influencia. Al comparar las características de la composición química del agua de los ríos y el agua subterránea de los abanicos aluviales, se pueden determinar las fuentes de recarga específicas y las rutas del agua subterránea en áreas desérticas.
Para verificar esta característica, en la Figura 6-7 también se marcan muestras de agua subterránea desde el área de desbordamiento del abanico aluvial del río Yatunguzi y el río Andil hasta el área desértica aguas abajo. El dominio C1 representa el buceo y el agua de manantial en las áreas de desbordamiento de los dos ríos. El dominio C2 representa el buceo de superficie en el área desértica en el lado oeste del curso inferior del río Yatunguzi. Los 12 puntos de muestreo en el dominio C2. están ubicados cerca de los 38° 40' de latitud norte, entre el río Niya y el río Yatunguzi. El interior desértico del curso bajo del río Zi. Su composición química es obviamente diferente de la del agua superficial y subterránea de la cuenca del río Niya, pero también es diferente del agua de manantial en el área de desbordamiento del río Yatunguzi (dominio C2). superficie, no se puede considerar que sea agua superficial temprana. También es recarga lateral de agua subterránea en la llanura aluvial.
Figura 6-8 Características de cambio del porcentaje de miliequivalentes de iones del agua subterránea en el abanico aluvial del río Niya en el interior del desierto.
Figura 6-9 Características de variación del contenido de iones del agua subterránea desde el abanico aluvial del río Niya hasta el interior del desierto
(3) Evolución química del agua subterránea local en el interior del desierto
Zona desértica Las depresiones con aguas subterráneas poco profundas tienen una fuerte evaporación, mientras que las crestas de arena, dunas o montañas de arena circundantes tienen aguas subterráneas más profundas y básicamente no tienen evaporación. Dado que la escorrentía lateral y la recarga de agua subterránea en el interior del desierto son muy lentas, la diferencia de evaporación antes mencionada dará lugar a diferencias en los niveles de agua subterránea en diferentes microformas terrestres, formando un patrón de nivel de agua alto en la periferia y bajo en la medio, provocando que el agua subterránea en la parte baja de las dunas (montañas) se descargue con escorrentía hacia la depresión central (Figura 6-10). Este tipo de movimiento local de agua subterránea puede ser lento y débil, pero es común en depresiones con pequeños niveles de agua en el interior del desierto. Desde la perspectiva de un sistema de flujo, se le puede llamar un sistema de microflujo.
Figura 6-10 Diagrama esquemático del sistema de microflujos en el interior del desierto
Figura 6-11 Perfil de salinidad de la capa de arena en la depresión entre dunas
El impacto del sistema de microflujos en el desierto La evolución química local de las aguas superficiales del interior es de gran importancia. Dado que el proceso de suministro de agua subterránea desde la superficie de la duna a la depresión es también un proceso de migración de sal, el agua subterránea en la depresión se saliniza continuamente bajo una fuerte evaporación y lleva sal a la capa de arena superficial (Figura 6-11). Además, las lluvias intensas, extremadamente raras, en el interior del desierto pueden formar escorrentías superficiales, que se acumulan en depresiones para reponer las aguas subterráneas. El proceso de acumulación de escorrentía superficial en las depresiones es también el proceso de lixiviación de sal de la superficie de la arena a las depresiones. Cuando el agua acumulada en las depresiones se filtra al agua subterránea, las sales regresarán al agua subterránea. Por lo tanto, tanto la evaporación como la precipitación provocan la acumulación de sal en la superficie de la depresión, y el agua subterránea debajo de ella se desarrolla en dirección a la salinización, mientras que el agua subterránea enterrada profundamente en las dunas se vuelve relativamente desalinizada. Debido a los efectos a largo plazo, la salinidad del agua subterránea en la depresión es significativamente mayor que la de las dunas de arena circundantes.
En periodos en los que el clima y la estructura son relativamente estables, la migración de la sal y su acumulación en sistemas microfluídicos locales es el principal mecanismo de salinización de la superficie del desierto. Sólo cuando los grandes ríos cambian su curso, la sal llegará a los pequeños. las depresiones sean llevadas más abajo.
(4) Características isotópicas ambientales e importancia de las masas de agua en la cuenca del Tarim.
1. Características e importancia del valor de tritio del agua de manantial en el área de desbordamiento.
Durante el período sin inundaciones, el contenido de tritio en el agua de manantial (río) aguas abajo del río. El pequeño río al pie norte de la montaña Kunlun es muy pequeño (Tabla 6-7), lo que indica su penetración antes de 1952. En general, el cinturón de grava de Gobi del abanico aluvial del Piamonte tiene buena permeabilidad y escorrentía rápida de agua subterránea, y el agua de manantial libre de tritio indica que el cinturón está ubicado en la depresión del Piamonte, con un enorme espesor de acuífero, una fuerte capacidad de regulación y abundantes reservas de agua subterránea. convirtiéndolo en un depósito subterráneo ideal. Durante el período de inundación, el agua del río que fluye desde el paso de montaña generalmente fluye hacia los tramos más bajos del área de desbordamiento, por lo que el agua de manantial contiene tritio.
Tabla 6-7 Contenido de tritio en el agua de manantial de algunos aliviaderos de ríos pequeños en las estribaciones norte de la montaña Kunlun
Este trabajo no recolectó agua de manantial en las áreas de desbordamiento de grandes y medianas ríos de tamaño mediano, pero según la experiencia del autor en el corredor Hexi y muestras recolectadas de la cuenca Qaidam (Li et al., 1995), los manantiales en las áreas de desbordamiento de los ríos grandes generalmente contienen niveles más altos de tritio, y los ríos de tamaño mediano contienen una pequeña cantidad de tritio, lo que indica que el agua subterránea se recarga en gran medida con el agua del río y se alterna rápidamente. La cuenca del Tarim también debería tener esta característica.
2. Características del valor del tritio en las aguas superficiales del desierto de Taklimakan.
El desierto de Taklimakan es la base de pruebas nucleares de mi país y el contenido de tritio en la precipitación atmosférica es muy alto. Dado que las precipitaciones sólo pueden reponer las aguas subterráneas superficiales en las depresiones y regresar rápidamente a la atmósfera debido a una fuerte evaporación, las aguas subterráneas superficiales en el interior del desierto generalmente no contienen tritio. Durante el trabajo de campo en zonas desérticas, suele ser durante la temporada de lluvias.
Con excepción de los pozos de suministro temporal de agua para la exploración petrolera, la mayoría de las muestras de isótopos se recolectan en pozos de exploración, que sólo pueden excavarse en depresiones poco profundas donde se entierra el agua subterránea. Por lo tanto, los valores de tritio de las muestras individuales recolectadas durante un período de tiempo después de la lluvia son más altos, pero no se puede decir que la precipitación atmosférica haya recargado en gran medida las aguas subterráneas del desierto.
3. Características de δD y δ18O del agua moderna y del agua antigua en la Cuenca del Tarim y su significado.
En 1969, Dan Skoll realizó un estudio de isótopos de oxígeno en un núcleo de hielo de 1390 m de largo en el campamento Shiji en el norte de Groenlandia (Li et al., 1995) y llegó a la siguiente conclusión: δ18O no ha cambiado mucho desde entonces. 8000a, lo que indica que el clima ha sido similar desde 8000a; durante el último período glacial de hace 10.000 a 60.000 años, el δ18O promedio era aproximadamente 10 menor que ahora. Los valores de isótopos del agua subterránea antigua (δD, δ18O, lo mismo a continuación) recopilados por el autor hace 30.000 años en el corredor Hexi y la cuenca Qaidam también son aproximadamente un 10% más bajos que los del agua subterránea formada en las condiciones climáticas modernas (Figura 6- 12, Figura 6-13). Las cuencas de los ríos Kuitun, Manas, Hutubi y Santun al pie norte de las montañas Tianshan también tienen la característica de que el valor isotópico del agua subterránea antigua es menor que el del agua moderna, pero no es lo suficientemente obvio (Figura 6). -14).
Figura 6-12 Diagrama de relación δ D-δD-δ18O del agua subterránea en la cuenca del río Shiyang
○Agua moderna ●Agua de confluencia de agua antigua ▲Embalse de Hongyashan
Figura 6-13 Diagrama de relación δ D-δD-δ18O en la cuenca del río Golmud
○ Agua moderna ● Agua antigua (reciente) ■ Agua antigua (yuan) Agua de convergencia de las dos aguas () ▲Dabxun Lago
Figura 6-14 Diagrama de relación de agua subterránea δ D-δD-δ18O en la cuenca del río Beilusi de las montañas Tianshan
●Aguas confinadas de Manas○Buceo de Manas▲Aguas confinadas de Hutu△ Buceo de Hutu Buceo en el río Port Santun ◆ Agua viva del río Kuitun ◇ Buceo en el río Kuitun Puerto Agua superficial del río Kuitun ■ Agua confinada del río Santun
Figura 6-15 Las diferentes aguas de la cuenca del río Luntai Dina y el isótopo δ D-δD del río Tarim -Diagrama δ18O
◆Agua de manantial▲Río Dina△Río Ta ■Desembocadura de buceo del río Dina Buceo Tahe ●agua artesiana presurizada
Figura 6-δ D -La relación entre pequeños ríos en el borde sur de la cuenca δD-δ18O y agua subterránea en el interior del desierto
■ Aguas profundas ● Agua de pozo accionada por máquina ○ Agua de pozo ▲ Agua de estanque artificial con cabezal de pozo a presión.
En las cuencas fluviales grandes y medianas de la cuenca del Tarim, como el río Kaidu, el río Kizil, el río Dina, etc., los valores isotópicos de las aguas subterráneas antiguas son casi los mismos que los modernos. agua (Figura 6-15). Esto puede deberse a la elevación de montañas causada por movimientos neotectónicos, y los cambios de temperatura causados por cambios de altitud en el mismo lugar compensan los cambios en el clima natural. En otras palabras, la temperatura moderna es más alta que antes de los 10.000 a, y las montañas también son más altas. Antes del año 10000a, el clima era más frío y las montañas más bajas. Por lo tanto, la temperatura en las zonas montañosas modernas es aproximadamente la misma que hace 10.000 años y los valores isotópicos del agua no han cambiado significativamente.
En comparación con las características isotópicas del agua antigua y el agua moderna en otras zonas del interior del noroeste, la diferencia entre el agua antigua y el agua moderna en la cuenca del Tarim no es obvia y es difícil utilizar esta característica. como base para dividir los sistemas de flujo de agua. Afortunadamente, la diferencia entre la pequeña cuenca en el borde sur de la cuenca y el agua subterránea en el interior del desierto todavía existe, pero es muy pequeña, lo que proporciona una inspiración útil para analizar la formación y evolución del agua subterránea del desierto. La Figura 6-16 muestra la relación δ D-δD-δ18O entre el agua superficial de ríos pequeños y medianos en el borde sur de la cuenca y el agua subterránea en el interior del desierto. En la figura, el Área A son las aguas superficiales de los ríos pequeños y medianos en el borde sur de la cuenca. El agua subterránea en el interior del desierto se puede dividir aproximadamente en tres áreas, a saber, el Área B, aguas subterráneas profundas (KT2, GS2). Área C, aguas subterráneas poco profundas y agua de estanque del Área D (aguas de evaporación de aguas subterráneas poco profundas). En comparación con las aguas modernas, las paleoaguas recientes y las paleoaguas de largo plazo en la Figura 6-13, los límites de los dominios A, B y C en la Figura 6-16 no son obvios, pero también se puede demostrar que se recargaron en diferentes períodos climáticos, las muestras del dominio C (aguas subterráneas poco profundas) pueden ser más antiguas. Dado que es difícil recolectar y examinar muestras de datación con 14C, aún no es seguro si las áreas B y C en la Figura 6-16 corresponden a las paleoaguas recientes y a las paleoaguas de largo plazo en la Figura 6-13.