Principal periodo de paleo-recarga de las aguas subterráneas
La información isotópica en aguas subterráneas registra el proceso histórico de recarga neta en el pasado, a partir del cual se pueden identificar los principales periodos de recarga en el proceso de formación de las aguas subterráneas. La formación de las aguas subterráneas tiene una estrecha interacción con la atmósfera, la litosfera y la biosfera. En ese momento existe una cierta correlación entre los isótopos y su composición hidroquímica en las aguas subterráneas y las condiciones climáticas durante su período de formación. Por ejemplo, en las latitudes medias y altas del hemisferio norte, existe una correlación entre δ18O en la precipitación atmosférica y la temperatura media anual, lo que hace que se utilice más ampliamente en el estudio del cambio ambiental global como un medio importante de identificación para documentar. investigación.
1. Registros paleoclimáticos de las aguas subterráneas
Los cambios isotópicos en las aguas subterráneas de la llanura del norte de China tienen las siguientes características: los valores de isótopos estables del hidrógeno y el oxígeno en las aguas subterráneas poco profundas de la Los valores cuaternarios son relativamente altos y las diferencias son grandes. Los valores δ de los isótopos de hidrógeno y oxígeno en el agua presurizada caen en su mayoría cerca de la línea de precipitación atmosférica. El valor de δ en la zona superior del abanico aluvial del piedemonte es mayor que el de la llanura oriental, lo que es inconsistente con el efecto continental de los isótopos. Los cambios de δD desde el piedemonte hasta la costa muestran un cambio alto-bajo-alto. , y el área de la llanura central es un área de bajo valor. La edad corregida por 14C muestra un cambio de joven a vieja y joven desde el piedemonte hasta la costa. La edad del agua subterránea en el área de la llanura central es mayor. La edad corregida por 14C vertical aumenta con la profundidad. 24000a (P.B.). El valor δ del agua subterránea terciaria en el agua subterránea del lecho rocoso cambia poco, y los isótopos del agua kárstica cambian mucho en la depresión de Jizhong. La característica general es una tendencia creciente desde el piedemonte hasta la depresión de Jizhong, y la edad corregida por 14C es de 11.000 a 33.000a. (B.P.), envejece a lo largo de la dirección de la escorrentía, con el abultamiento más antiguo en la ciudad de Niutuo (Liu Cunfu y Wang Peiyi, 1992; Li Guiru et al., 1988).
A partir de los datos isotópicos se establecen las curvas de 18O y 2H del agua subterránea, como se muestra en la Figura 3-7.
Figura 3-7 Características isotópicas del agua subterránea en la llanura del norte de China
(Según Zhang Guanghui et al., 2004)
(a) Hielo de Groenlandia curva isotópica central (b) curva isotópica del agua subterránea de la llanura del norte de China
La curva δ18O en la Figura 3-7 muestra que desde 35000a (A.P.), el valor δ18O se ha dividido claramente en dos etapas diferentes, con el valor promedio de -9‰ como límite Antes de 10000a (B.P.) Más bajo que el promedio, pero más alto que el promedio desde 10000a (B.P.), se han reportado los mismos resultados de investigación (Zhang Zonghu et al., 1997). La etapa de bajo valor de δ18O es equivalente a la segunda etapa de isótopos de oxígeno de aguas profundas, y la etapa de alto valor de δ18O es equivalente a la primera etapa de isótopos de oxígeno de aguas profundas, lo que refleja que la temperatura del Holoceno fue significativamente más alta que la del Pleistoceno tardío. Entre 33000 y 25000a (A.P.), δ18O tiende a disminuir y el clima se vuelve más frío. Alcanzando el punto más bajo en 25000a (A.P.), terminó el período interglacial y comenzó el período glacial desde 25000 a 15000a (A.P.), el valor de δ18O fue bajo, lo que indica que el clima glacial era frío y refleja las características climáticas del período glacial; El valor de δ18O alcanzó el más bajo alrededor de 18000a (Punto B.P., δ18O=-11,07‰, δD=-78,2‰. Correspondiente al máximo glacial del último período glacial, según la relación entre los isótopos de precipitación y la temperatura media anual a lo largo de la línea Beijing-Guangzhou (δD=2,8 t-94,0, δ18O=0,35 t-13,0), la temperatura media anual durante el El máximo glacial se calculó en 5,5 °C. Según la temperatura media anual en la llanura del norte de China, cuando la temperatura era de 10 a 14 °C, la temperatura durante el máximo de hielo era de 4,5 a 8,5 °C más baja que hoy, lo cual es constante. con los resultados del esporopolen y otros estudios (Wu Chen, 1992). Después de 18000a (A.P.), el valor de δ18O aumentó de forma oscilante y alcanzó el valor más alto durante el período glacial entre 15000 y 13000a (A.P.). El último período glacial tendió a disminuir después del 15000a (A.P.). En 12000a (A.P.), δ18O volvió a disminuir, lo que fue un breve período frío antes de la transición al Holoceno. Posteriormente, el valor de δ18O aumentó rápidamente, lo que indica que la edad de hielo estaba a punto de terminar, y revirtió su disminución alrededor de 10600a (A.P.), correspondiente al temblor del Younger Dryas, y luego pasó rápidamente al Holoceno.
El clima se ha calentado significativamente desde el año 10000a (A.P.), pero en relación con todo el Holoceno, el δ18O fue menor durante el 8000-6000a (A.P.). Si el valor δ18O se utiliza como marcador de cambios de temperatura, obviamente es inconsistente con el período climático adecuado del Holoceno indicado por otros registros geológicos. El Dr. Chen Zongyu cree que δ18O desde 10000a (A.P.) refleja cambios en las precipitaciones y la humedad provocados por el monzón de verano. La precipitación provocada por el monzón de verano tiene un impacto importante en las aguas subterráneas. Por lo tanto, el δ18O en las aguas subterráneas registra principalmente el ascenso y la caída del monzón de verano. En este sentido, la formación y evolución de las aguas subterráneas desde el Holoceno están estrechamente relacionadas con el monzón de verano.
El ascenso del monzón en la llanura del norte de China comenzó entre 10.000 y 9.000 a.P., prevaleció entre 8.000 y 5.000 a.P. y se debilitó ligeramente alrededor de 5.500 a.P. Después del año 5000a (A.P.), los monzones comenzaron a debilitarse. Fue mejorado durante 2000~1000a (A.P.). Desde el año 1000a (A.P.), ha entrado en un período de declive y el clima se ha vuelto más seco.
Durante la Edad del Hielo, el valor de δ18O del agua subterránea reflejó cambios de temperatura, mientras que el valor de δ18O del agua subterránea durante el Holoceno reflejó cambios de humedad causados por las precipitaciones provocadas por los monzones. Por lo tanto, los valores de δ18O y δD del agua subterránea en la llanura del piedemonte son significativamente más bajos que los de las llanuras central y oriental, lo que refleja las características de recarga del agua subterránea a partir de las precipitaciones durante el relativamente fuerte monzón de verano.
2. Recarga de agua subterránea en condiciones paleoclimáticas
El agua subterránea en la llanura del norte de China se formó en su mayor parte hace miles de años, o incluso hace decenas de miles de años (Figura 3-8). , y es un producto de la historia geológica. La formación de aguas subterráneas y el clima en la llanura del norte de China se restringen mutuamente mediante una serie de procesos de retroalimentación, como el efecto de la temperatura, el efecto de las precipitaciones y el efecto continental, y se registran en las aguas subterráneas mediante información isotópica. Los cambios en las precipitaciones afectan el momento de la escorrentía y la frecuencia e intensidad de las alternancias secas y húmedas. Los cambios de temperatura afectan directamente la evaporación de la superficie del agua, la evaporación de la superficie de la tierra y la evaporación freática, y cambian la humedad del suelo y las condiciones de infiltración. Todos estos efectos dejan registros eternos en la formación y evolución de las aguas subterráneas. Por lo tanto, al estudiar el impacto del paleoclima en la formación de aguas subterráneas, podemos comprender sus características en las propias aguas subterráneas. A su vez, los resultados de la investigación paleoclimática pueden utilizarse para verificar la coherencia de las reglas de formación y evolución de las aguas subterráneas y los cambios. en el ciclo hidrológico regional.
La distribución de edad corregida por 14C del agua subterránea en la llanura del norte de China tiene el siguiente patrón. Desde finales del Pleistoceno tardío, los principales períodos de recarga del agua subterránea regional han sido periódicos, y cada período de recarga principal ha durado aproximadamente. 1000 a 2000 años (Figura 3-9). Durante el máximo glacial, la recarga de aguas subterráneas fue menor. Desde el Holoceno, el principal período de recarga de aguas subterráneas corresponde o se alterna con los períodos lluviosos y secos en la historia de la evolución climática. Con base en la distribución estadística de frecuencia de la edad del agua subterránea (Figura 3-10), se determina preliminarmente que desde finales del Pleistoceno tardío, los principales períodos de recarga en la llanura del norte de China son 15000-13000a (B.P.), 12500-11500a (B.P. ), 11000-9000a (B.P.), 8500- Desde 7500a (B.P.), 7000-5500a (B.P.), 5000-3900a (B.P.), 2500-1500a (B.P.) y 1000a (B.P.), el agua subterránea ha recibido menos recarga neta en otros periodos.
Figura 3-8 Edad corregida 14C del agua subterránea en la llanura del norte de China [ka (B.P.)]
(Según Zhang Guanghui et al., 2004)
Basado en los recursos reales de aguas subterráneas regionales actuales. Teniendo en cuenta la situación de distribución, el suministro antes y después de 6000a (B.P.) y 4000a (B.P.) tiene una importancia fundamental. Alrededor del año 4000a (A.P.), hubo un período conocido como la segunda gran inundación (Yang Huairen, 1996). Los registros de polen y libros antiguos indican que las precipitaciones aumentaron del 5000a al 4000a (A.P.), y el nivel del mar fue más alto en el 4000a (A.P.). B.P.) Actualmente tiene aproximadamente 1,0 m de altura. Se formó una capa de turba en el área de Beijing entre 5000 y 4000a (B.P.). Las inundaciones durante este período tuvieron un mayor impacto en la formación de aguas subterráneas en la llanura del norte de China. Alrededor del año 2700a (A.P.), debido a años sucesivos de sequía, grandes áreas de tierras pantanosas se secaron. En el curso inferior del río Amarillo, entre 5000 y 3900a (A.P.), debido al pico del monzón de verano que avanzaba hacia el norte, hacía calor y llovía, y los humanos migraron a áreas más altas. Se descubrieron dos pozos de agua del período Longshan con una profundidad de aproximadamente 7 m en Handan y dos pozos de madera de la dinastía Shang con una profundidad de 3,7 a 5 m en Gaocheng, lo que indica que en ese momento los humanos comenzaron a extraer agua subterránea en terrenos más altos. .
Figura 3-9 Comparación del principal período de recarga de aguas subterráneas con otra información geológica
(Según Zhang Guanghui et al., 2004)
①Las principales aguas subterráneas período de recarga en el período de la llanura del norte de China; ② distribución de frecuencia de edad corregida de 14C en la llanura del norte de China; ③ período lluvioso y período seco en el tramo medio y superior del río Amarillo; ④ período de paleofundación en la llanura del norte de China; (Guo Yonghai et al., 1996); ⑥ Nivel de agua de Daihai; ⑦ Porcentaje de duración de la superficie del lago en el norte de China y noroeste de China; ⑧ Curva de isótopos de oxígeno del núcleo de hielo de la montaña Qilian (Guan Bingjun); et al., 1985)
Figura 3-10 Edad 14C del agua subterránea en la llanura del norte de China Distribución de frecuencia estadística
(Según Zhang Guanghui et al., 2004)
Como se puede ver en la Figura 3-9, el principal período de recarga de aguas subterráneas tiene buena correspondencia con otros resultados de investigaciones en la región. Entre ellos, Wu Xiangding et al. (1994) recuperaron la precipitación desde el Holoceno basándose en la sección Beidachi, y así determinaron los períodos lluviosos y secos. El período de lluvias coincide básicamente con el período principal de recarga de aguas subterráneas en la región, reflejando la correspondencia entre el período de lluvias y el período principal de recarga de aguas subterráneas. Las fluctuaciones en los niveles de los lagos antiguos reflejan cambios en la hidrología regional, el clima y, especialmente, la humedad efectiva, y pueden considerarse pluviómetros naturales. A través de investigaciones sobre los cambios en los niveles de agua de lagos interiores cerrados en la cuenca del río Amarillo y las áreas al norte de ella (Wu Xihao et al., 1994), se encontró que los niveles altos de los lagos ocurrieron entre 9000 y 5500a (A.P.), y cambió a fluctuaciones de nivel medio y bajo del lago entre 5000 y 3000a (B.P.). Principalmente, desde 3000a (B.P.), la superficie del lago ha sido mayoritariamente baja y media. Los períodos dominados por niveles altos de los lagos reflejan un aumento de las precipitaciones provocado por el monzón de verano, mientras que los niveles bajos de los lagos reflejan lo contrario, con una disminución de las precipitaciones.
La curva semicuantitativa húmeda y seca del área de origen del Río Amarillo muestra que 7500-5500a (B.P.) es la etapa más húmeda, 5500-5000a (B.P.) es la etapa relativamente fría y seca, y 5000-3900a (B.P.) es la Segunda etapa más cálida y húmeda del Holoceno, alrededor del año 3200 a.P. Después de un enfriamiento repentino, se producen con frecuencia fluctuaciones secas y húmedas.
3. El proceso de evolución de la recarga subterránea durante el periodo geohistórico
A partir de los datos de reconstrucción de precipitación y temperatura de los apartados anteriores, aplicando el principio de balance hídrico regional y tomando prestado el fórmula en la Tabla 3-3, Utilizando promedios multianuales en escalas de tiempo de 200, 100, 50, 20, 10 y 5 años, y anidando entre sí, el proceso de evolución de las variables promedio anuales de almacenamiento de agua subterránea de varios años en diferentes períodos desde 12400a (P.B.) en la llanura del norte de China, como se muestra en la Figura 3-11.
Figura 3-11 Recarga anual promedio de agua subterránea durante varios años en la llanura del norte de China durante diferentes períodos desde 12400a (A.P.)
(Según Zhang Guanghui et al., 2004)
(Nota: en el estado natural, recarga neta = recarga total - excreción total = variable de almacenamiento, extracción = 0)
Tabla 3-3 Patrones de escorrentía superficial natural anual e hidrología en el principales zonas de investigación de la llanura del norte de China - Características ambientales
Continuación de la tabla
En términos de importancia promedio en una escala de tiempo de cien años, el valor máximo del agua subterránea promedio de varios años La variable de almacenamiento en diferentes períodos de tiempo en la llanura del norte de China desde 12400a (B.P.) es 57,75 mm/a (6000a (B.P.) antes y después), el valor mínimo es -15,3 mm/a (2900a (B.P.) antes y después). , -16,4 mm/a (3800a (B.P.) antes y después). Durante el período de 8000 a 4000a (A.P.), se produjeron tres importantes períodos regionales de recarga de agua subterránea en la llanura del norte de China, a saber, de 4500 a 3900a, de 6800 a 5700a (A.P.) y de 7800 a 7200a (A.P.). Investigación de hidrología isotópica. Los resultados son consistentes.
Desde el significado promedio de la escala de tiempo del milenio, durante el período 8000-4000a (A.P.), hubo dos períodos regionales principales de recarga de agua subterránea en la llanura del norte de China, a saber, 5000-4000a (A.P.) y 7900. -5600a (B.P.), la recarga neta es de 16,5 mm/a y 20,1 mm/a.
Las aguas subterráneas regionales recibieron menos recarga durante 9300-8700, 5600-5200, 3200-2700, 2200-1400 y 900-700a (A.P.).