水_岩作用系统的随机水文地球化学模拟
水文地球化学的含义
水文地球化学的含义。
水文地球化学是水文地质学的一部分；它是在水文地质学及地球化学基础上发展起来的；它的主要研究对象是地下水化学成分的形成和演化，以及各种组分在其中的迁移规律；它是探索地球壳层中各带地下水地球化学作用的学科。
水文地球化学的研究对象及意义。
对象：水文地球化学的研究对象不仅是地下水本身，而且应该揭示地下水活动过程中种种水文地球化学作用对各种地质现象的影响和关系。
意义：（1）水文地球化学研究可以解决地下水的形成和起源问题。
（2）水文地球化学研究可以查明地下水的分布和形成规律，为阐明水文地质条件、评论地下水资源增添些有效的方法（3）水文地球化学研究可阐明人类活动对地下水的影响，成为自然资源的合理利用、保护、以及防止环境污染（地下水污染）等课题的理论基础。
（4）水文地球研究可为矿床的形成提供水文地质分析方面的依据，为找矿提供有用的信息。
（5）在与地下热能开发有关的地下热水、饮用与医疗矿泉水及地质环境与人体健康等各方面，水文地球化学研究成果也将显示出它的作用，并做出应有的贡献。
水分子的缔合作用：由单分子水结合成多分子水而不引起水的化学性质改变的现象，。
水的特异性质：水具有独特的热力学性质、水具有较大的表面张力、水具有较小的粘滞性和较大的流动性、水具有高的介电效应、水具使盐类离子产生水合作用的能力、水具有良好的溶解性能活度的定义：指实际参加化学反应的物质浓度，或指所研究的溶液体系中化学组分的有效浓度。
活度用于气体和蒸汽时，叫逸度或挥发度质量作用定律：一个化学反应的驱动力与反应物及生成物的浓度有关。
自由能：指一个反应在恒温恒压所做的最大有用功活度系数的计算对于矿化度＞100mg/L的天然水离子强度< 0.1mol/L用Debye-Huckel试饱和指数的概念：是确定水与矿物处于何种状态的参数，以符号“SI”表示。
E o指在标准状态下，金属与含有该金属离子且活度为1mol/L的溶液相接触的电位，称为该金属的标准电极电位：脱硫酸作用：在缺氧、有脱硫酸菌存在的情况下，SO42-被还原成H2S等的过程氯化物水:地下水中的Cl-含量随地下水矿化度的增高而增高。
水文地球化学
❖ 盐华：松散岩层中的地下水经毛细管作用上升至地表附近，在干旱气候条件下不断蒸发浓 缩，沉淀出盐类矿物
4、混合作用
❖ 定义：两种或几种性质和化学成分不同的水相混合，形成具有新的性质和化学成分的 水，这一过程称为混合作用，例如： ➢ 海水入侵 ➢ 混合抽水
2H2eH2(气)
几种常见的混合作用
❖ 混合溶蚀现象： ➢ 当两种均含有侵蚀性CO2的水相混合，会导致水的溶蚀能力增强（原本对方解石饱和的两 种地下水在混合后将变得对方解石不饱和）
❖ 三种存在形态： ➢ 游离碳酸H2CO3或游离 CO2(aq) ➢ 重碳酸根离子 ➢ 碳酸根离子
❖ 分子态的两种碳酸在平衡时，CO2形态占最主要地位，故可以把水中的溶解性气体含量作为游 离碳酸总量
碳酸平衡
在稀溶液中，挥发性溶质的分压以巴为单位，等于溶质的 摩尔数（亨利定律），适用于难溶气体
C3 2 O C 2
❖ pH值是决定天然水中许多元素溶解性的重要因素 ➢ Na、Ca、NO3和Cl等少数几种离子可存在于各种pH条件下的天然水中； ➢ 多数金属元素在酸性条件下以阳离子形式存在，而当pH值增高时，即以氢氧化物或偏 碱性的盐类形式从水中沉淀出来(如Fe3+)； ➢ 一些金属元素（如Cu、Zn等）发生沉淀的pH略高一些（Cu为5.3, Zn为7）
❖ 以上为描述碳酸平衡系统的最基本的方程
5、地下水系统中的碳酸平衡
❖ 大气圈中的CO2分压一般为10-3.5巴；包气带的CO2分压在10-2巴左右；而地下水中CO2分压值变化 较大，一般在10-1~10-3巴之间，生物的呼吸作用及其分解都会产生CO2。
❖ 闭系统：系统与大气没有CO2交换，水与碳酸盐矿物之间的溶解反应所消耗的CO2得不到补充， 这类系统称为“闭系统”。其特征是，Ca2+、HCO3-浓度较低，而pH较高；达到溶解平衡后， CO2分压值小于原始值。
中国北方干旱半干旱区典型储水盆地地下水循环模式与水-岩作用研究——以太原盆地为例
第二章盆地水环境总体特征第一节自然地理与社会经济概况太原盆地位于山西省中部，太行山与吕粱山之间，盆地四周为丘陵和山区环绕。
东部山区属太行山系，俗称东山，西部山区属吕梁山系，称西山。
盆地内地形开阔平坦，地面标高７３５－＇－－８３０ｍ（图２．１）。
盆总体呈北东向展布，小店以北呈南北向，东西向狭窄，宽度为８一１５ｌｃｍ，小店以南为北东向，比较开阔，宽５０－－－５６Ｋｍ。
太原盆地地形总趋势是北高南低，四周高，中问低，地形自山区向盆地呈阶梯状下降。
由于新构造运动的影响，盆地四周地形有明显的差异。
盆地西侧及东侧的太谷段，由于断层的作用，地形上高差悬殊，山区与盆地内的倾斜平原直接相接，边山洪积扇坡度较大，呈裙状起伏。
盆地其它地区，山区与倾斜平原之间存在宽窄不等的黄土丘陵和台塬。
盆地中部为宽广平坦的冲积平原，大致东部以同蒲铁路为界，珏以太汾公路为界。
图２．１太原盆地地形三维图太原盆地属火陆性干旱半干旱气候，多年平均气温９．７５℃。
历年最高气温３８℃，最低气温－２３＂Ｃ。
盆地夏季雨量多，冬春季节雨量少，多年平均降水量为４２５—５２０ｍ。
降雨量在盆地内不同地区的分配有一定的差异，总的规律是南部多于北部，边山多于盆地。
盆地多年平均蒸发量为１７３９咖，春季蒸发量最大，冬季最小．潜水蒸发区主要分布在平川区水位埋深小于４ｍ的地区。
汾河为太原盆地内最大的河流。
汾河自兰村峡口进入太原盆地，由北而南，经太原，清徐、文水、祁县、平遥、介休等县，晟后由义棠峡口流出区外。
汾河在盆地内长度约１４５Ｋｉｎ，纵坡２陷活动主要发生在上新世，这一时期的断陷幅度远大于第四纪，如在西北边缘地带，上新统的厚度达２０００－－－３０００ｍ，而第四系厚度仅３００－－５００ｍ（图４．３）．图４．２太原盆地第三系底板三维图图４．３太原盆地第四系底板三维图二、太原盆地松散岩类孔隙水含水层结构太原盆地的松散岩类孔隙水含水层包括盆地边缘的黄土台地和盆地内部的松散堆积物。
《水文地质学基础》历年硕士入学考试题-中国地质大学(武汉)
《水文地质学基础》历年硕士入学考试题-中国地质大学（武汉）一、解释概念（每题5分，共 30分）1．孔隙度2．承压水3．毛细水4．溶滤水5．溢流泉6．岩溶二、分析解释（每题10分，共 50 分）1．达西定律 2．脱碳酸作用3．裂隙水的基本特点4．地下水系统5．地下水补给资源及其供水意义三、画出下面降雨入渗条件下河间地块剖面的流网（画出流线、等水头线，标出钻孔中的水位。
20分）四、阐述影响降雨入渗补给地下水的因素（25分）五、论述人类影响下地下水动态的基本类型并分析其成因（25分）1. 孔隙度2. 给水度3. 渗透系数4. 持水度5. 承压水1. 松散岩层的孔隙度越大，渗透系数越大。
（）2. 达西定律的适用范围为层流。
（）3. 再进行地下水流数值模拟中，所有河流均要处理为一类边界。
（） 4．地下水运动的实际速度大于其渗透速度。
（）5．包气带均质土的颗粒越粗，毛细上升高度越大。
（） 6．稳定流抽水试验不能求出含水层的给水度或储水系数。
（） 7．从地下水系统的观点看，从地下水系统中抽水是地下水系统的输入。
1（）8．地层的透水性越好，则越富水。
（）9．超量开采地下水不是造成地面沉降的唯一原因。
（） 10．地表水（河、渠等）的横断面的湿周是一条等水头线。
（） 11．隔水层是绝对不透水的。
（）12．地下水动态变化是由于地下水接受补给作用的结果。
（） 13．多孔介质的渗透率大小不仅与介质特性有关，而且与流体的性质有关。
（）14．天然条件下影响松散岩层孔隙度的关键因素是颗粒的大小和分选性。
（）15．包气带中水分总是从高处向低处运动。
（）1、简述潜水含水层和承压含水层水文地质特征及其差异。
2、简述地下水资源的特点。
1、试论述山前冲洪积扇水文地质特证。
（25分）2、试论述由于不合理开采使用地下水引起的环境问题。
（20分）一、名词解释（每题4分，共24分）持水度含水层上层滞水水力梯度地下水均衡岩溶水二、判断正误（正确打 , ，错误打，，每题 2分，共10分）含水层的渗透系数越大，该含水层越富水。
第五章 水-岩相互作用的化学动力学
c Al (OH )0 = f c∑ Al
3
是溶液中呈Al(OH) 物种的铝总量的分数。 其中 f 是溶液中呈Al(OH)3-物种的铝总量的分数。在 pH和温度恒定和不存在 的其他络合物( pH和温度恒定和不存在 Al 的其他络合物(如，F-或SO42-) 将是一个常数。因此在反应式中可用Al(OH) 时，f 将是一个常数。因此在反应式中可用Al(OH)30。因 钾长石溶解而导致的A1(OH) 量的增加将由下式给出： 钾长石溶解而导致的A1(OH)30量的增加将由下式给出：
溶解作用 透辉石溶解作用 顽火辉石溶解作用 普通辉石溶解作用 Mg2SiO4(镁橄石)+4H+→2Mg2++H4SiO4 镁橄石)+4H Mg0.77Fe0.23SiO3(斜方辉石)溶解作用 斜方辉石) SiO2(石英)+2H2O→H4SiO4 石英)+2H SiO2(非晶质)+2H2O→H4SiO4 非晶质)+2H CaCO3(方解石) →Ca2++CO32方解石) 霞石溶解作用 钙长石溶解作用 Eθ(KJ/mol) 50~150 50 79 38 44(274~315K) 67~75(273~573K) 61~65(273~573K) 35(278~323K) 54~71(298~353K) 35(298~343K)
如果溶液处于极不饱和状态，则多数矿物的溶解速率常 如果溶液处于极不饱和状态， 依赖于pH pH和 而不依赖于溶液中其他组分的浓度。 数kθ依赖于pH和T，而不依赖于溶液中其他组分的浓度。因 此，根据下面两式： 根据下面两式：
dci dt
溶解
=
Aθ V
ν ikθ
kθ = Ae
ν iθ k + (aH ) nθ
岩浆热源型地热系统及其水文地球化学判据
地球内部蕴藏着巨量的热能。地核的温度可达 ６０００℃以上（Ａｎｚｅｌｌｉｎｉｅｔａｌ．，２０１３），软 流 圈 顶 界 的 温 度 约 １２８０℃ （Ｏ’Ｄｏｎａｈｕｅ，２０１７）——— 地 球 内 部 和 地表的巨大温差使其不断向外散发热量。广义上， 地热能无所不在；在 地 球 表 面 任 意 位 置 的 足 够 深 度 以下，都必 然 存 在 理 论 上 可 供 人 类 利 用 的 地 热 能。 然 而 ，狭 义 上 的 地 热 能 仅 指 在 当 前 经 济 、技 术 条 件 下 可被人类有效获取的从地球内部传导至地壳浅部的 热能；具有 此 类 热 能 的 地 区 也 被 称 为 地 热 异 常 区。 与地球深部热能的 最 初 来 源 尚 假 说 纷 纭 （如 地 质 历 史时期地球放射性 元 素 生 热 说、地 球 引 力 势 能 转 化 说 等 ）不 同 ，地 壳 浅 部 地 热 异 常 的 形 成 机 理 研 究 已 非 常 成 熟 ，地 热 异 常 的 地 质 成 因 辨 识 （即 地 热 系 统 热 源 的 分 辨 ）也 已 成 为 科 学 、合 理 制 定 地 热 能 开 发 利 用 规 划的关键步骤。在 不 存 在 附 加 热 源 的 情 况 下，地 表 所观测到的热 流 由 地 核／地 幔 向 上 输 入 地 壳 的 对 流 和 传 导 热 量 （即 地 幔 热 流 ）以 及 地 壳 内 放 射 性 元 素 衰 变产生的 热 量 （即 地 壳 热 流）组 成 （ＷａｎｇＪｉｙａｎｇｅｔ ａｌ．，２０１２）；这 样，软 流 圈 较 浅、相 对 富 集 铀／钍／钾 放射性同位素的上地壳花岗岩层较厚等因素是有利
水文地球化学-形成地下水化学成分的地球化学作用
❖ 式 0．中0Δ0G803，14为k反J／应m的o标l；淮T为自绝由对能温变度化；，Kk为J／平m衡o常l；数R。为气体常数，等于
❖ 在标准状态下，T ＝ 293.15K (T＝25℃ + 273.15)， 将R和T值代入上式， 并转换为以10为底的对数，则
❖ lgK＝ -0.175ΔG0 (ΔG0，以kJ/mol计) ❖ 只准状要态从下文的献Δ中G能0，查就到可反算应得中K所值有。组分的ΔGf值，即可算得标
若器壁不是刚性的，除了体系内部的压力必须处处均匀 外，还必须使体系的压力与外界(环境)的压力保持 相等
水文地球化学基础
中国地质大学（武汉）环境学院 罗朝晖
焓
焓或热含是一个状态函数，它是一种化学反应向环境提供的热 量总值，以符号H表示，ΔH指一种反应的焓变化。
在标准状态下，最稳定的单质生成1摩尔纯物质时的焓变化， 称为标准生成焓， 以ΔHf表示。
地分下子水之是间一）种相真互实作溶用液，，它a 包不=括是rm相理互想碰溶撞液及；静水电中引各力种作离用子（，或作
式中用的的m结为果实是测，浓化度学（反m应o相l/对L）减；缓r，为一活部度分系离数子，在其反单应位中是不实起测 浓 中度，作计就的a和必用算倒m须，了数的对。就（单水因会L位/产中此m相生组，o同一分如l），定的果，均程实仍a为为度然测m活的用浓o度偏水度l/，差中加L。无。各以r量为组校为纲了分正无。保的，量但证实校纲是计测正的，算浓后系在的度的数实精进浓。际确行度应程化称用度学为，
热力学理论运用于化学时，称为化学热力学。化学热力学的主要内容是用热力学第一定律计算化 学过程中的热效应，同第二定律并结合第三定律解决反应能否发生和有关化学平衡及相平衡的计 算和描述，这些对分析预测地下水环境中的化学反应十分有用。
水文地球化学基础沈照理
水文地球化学基础沈照理标题：水文地球化学基础 - 探寻沈照理的研究与理论引言：在水文地球化学领域，沈照理是一位备受瞩目的学者，他的研究和理论为我们深入了解地球上的水循环与化学过程提供了重要的指导。
本文将针对沈照理在水文地球化学基础方面的贡献展开讨论，并结合他的研究成果，探讨水文地球化学的深度与广度。
一、水文地球化学的基本概念水文地球化学是研究地下水的成因、分布、运移规律以及地球化学过程对水质的影响的学科。
它关注水循环的各个环节，包括降水、入渗、地下水形成、地下水运移、水库沉积物等。
沈照理是我国在这一领域做出重要贡献的学者之一。
二、沈照理的研究成果沈照理教授主要的研究方向包括地下水的碳酸酐化作用、地下水与岩石之间的相互作用以及地下水中的微生物过程。
他的研究成果丰富多样，既包括理论方面的创新，也包括实践方面的应用。
1. 碳酸酐化作用的研究沈照理教授的关键贡献之一是在碳酸酐化作用研究方面。
他通过实地观测和实验室模拟，揭示了地下水对岩石的碳酸酐化作用。
碳酸酐化对岩石的溶解作用会产生溶液中的溶解性离子，并对地下水的成分和性质产生显著影响。
沈照理的研究结果为我们理解地下水的形成和运移提供了重要依据。
2. 地下水与岩石的相互作用另一个重要方向是沈照理教授对地下水与岩石相互作用的研究。
他关注于地下水中各种离子的溶解和沉积过程，以及这些过程对地下水质和矿物形成的影响。
他的研究结果在预测地下水质量和岩石溶解程度方面具有重要的应用价值。
3. 地下水微生物过程的研究沈照理教授还致力于研究地下水中的微生物过程，并提出了一套兼具实证与模型的方法，用于了解微生物对地下水环境的影响。
他的研究成果不仅为地下水的生态安全提供了科学依据，还为地下水资源保护和利用提供了技术支持。
三、水文地球化学的深度和广度1. 深度上的探索在水文地球化学的深度上，我们可以从不同尺度和时间尺度上观察研究对象。
可以研究地下水底下的地下河流、矿物形成的微观机制等。
水文地球化学模拟 2
水文地球化学模拟
徐贵贵
研究区概况
地理位置
研究区位置图
研究区概况
地质条件
高
低
基岩
研究区地貌图
孤山丘陵区
滨海平原区
新生代松散沉积物 0~400m
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研究区概况
水文地质条件
海陆交互相 滨海相 冲洪积相
滨海平原区水文地质剖面图
地下水补径排条件
I 、I I承压水流场
I承压水流场
II淡水
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0.15
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水文地球化学模拟-结果筛选
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水文地球化学模拟-结果筛选
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水文地球化学模拟
模型结果
可能矿物相 起点I 起点II CH2O 方解石 阳离子交换 石膏 伊利石 黑云母 斜长石 岩盐 0.98 0.02 -0.36 6.98 0.99 0.64 0.15 8.14
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水文地球化学模拟-NETPATH
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水文地球化学模拟-NETPATH
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水文地球化学模拟-结果筛选
模型 可能矿物 相 斜长石 伊利石 黑云母 石膏 岩盐 方解石 有机质 交换作用 混合作用 （ 比例） I咸水 0.95 0.98 0.48 1.61 20.50 -13.21 12.71 0.99 8.14 -15.90 15.55 6.98 0.98 0.85 0.99 8.14 -0.36 模型一 16.74 模型二 22.68 0.64 模型三 0.15 0.64 -1.80 1.82 3.35 55.33 -5.62 4.72 6.88 0.98 0.59 0.04 1.05 9.19 -0.37 0.48 1.61 20.50 -1.66 1.16 5.19 0.95 模型四 模型五 模型六
地下水数值模拟任务、步骤及常用软件
地下水数值模拟任务、步骤及常用软件1 地下水模拟任务大多数地下水模拟主要用于预测，其模拟任务主要有4种：1)水流模拟主要模拟地下水的流向及地下水水头与时间的关系。
2)地下水运移模拟主要模拟地下水、热和溶质组分的运移速率。
这种模拟要特别考虑到“优先流”。
所谓“优先流”就是局部具有高和连通性的渗透性，使得水、热、溶质组分在该处的运移速率快于周围地区，即水、热、溶质组分优先在该处流动。
3)反应模拟模拟水中、气-水界面、水-岩界面所发生的物理、化学、生物反应。
4)反应运移模拟模拟地下水运移过程中所发生的各种反应，如溶解与沉淀、吸附与解吸、氧化与还原、配合、中和、生物降解等。
这种模拟将地球化学模拟(包括动力学模拟)和溶质运移模拟(包括非饱和介质二维、三维流)有机结合，是地下水模拟的发展趋势。
要成功地进行这种模拟，还需要研究许多水-岩相互作用的化学机制和动力学模型。
2 模拟步骤对于某一模拟目标而言，模拟一般分为以下步骤：1)建立概念模型根据详细的地形地貌、地质、水文地质、构造地质、水文地球化学、岩石矿物、水文、气象、工农业利用情况等，确定所模拟的区域大小，含水层层数，维数(一维、二维、三维)，水流状态(稳定流和非稳定流、饱和流和非饱和流)，介质状况(均质和非均质、各向同性和各向异性、孔隙、裂隙和双重介质、流体的密度差)，边界条件和初始条件等。
必要时需进行一系列的室内试验与野外试验，以获取有关参数，如渗透系数、弥散系数、分配系数、反应速率常数等。
2)选择数学模型根据概念模型进行选择。
如一维、二维、三维数学模型，水流模型，溶质运移模型，反应模型，水动力-水质耦合模型，水动力-反应耦合模型，水动力-弥散-反应耦合模型。
3)将数学模型进行数值化绝大部分数学模型是无法用解析法求解的。
数值化就是将数学模型转化为可解的数值模型。
常用数值化有有限单元法和有限差分法。
4)模型校正将模拟结果与实测结果比较，进行参数调整，使模拟结果在给定的误差范围内与实测结果吻合。
PHREEQCI模拟软件简介
PHREEQC是由美国地调所开发的水文地球化学模拟软件，是用C语言编写的进行低温水文地球化学计算的计算机程序，可进行正向模拟和反向模拟，几乎能解决水、气、岩土相互作用系统中所有平衡热力学和化学动力学问题，包括水溶物配合、吸附一解吸、离子交换、表面配合、溶解沉淀、氧化一还原。
PHREEqc是一个加入了非确定项控制的水一岩作用模拟软件。
正向模拟能根据给定的反应机理来预测水的组分和质量的迁移，可以进行配分和饱和指数以及一次投药反应和一维运移计算。
反向模拟根据观测的化学和同位素资料来确定水岩反应机理，即计算造成水流途径上初始和最终水组分差异所必须溶解或析出的矿物和气体物质的量。
PHREEQC有一个强大的热力学数据库供输入和运行使用。
该数据库主要由 phreeqc．dat、wateq4f．dat、minteq．dat、LLNL．dat 4个数据库组成。
每一数据库均有水溶液主要组分，水溶液一般组分，相 (气体和矿物 )、表面主要组分和表面一般组分数据块。
地下水污染习题集
第十章
1. 试用（10-6）和（10-9）式推导（10-10）式。 2. 相对于水动力弥散理论，随机理论对污染物在地下水中运移的描述或认识有何不同? 3. 目前求解水动力弥散方程的数值解法主要有哪些方法?它们各自的特点是什么? 4. 显式和隐式格式各有何优缺点？为什么人们偏爱全隐式格式？ 5. 数值振荡（或过量）是如何引起的？如何克服？
＜0.1
0.08
＜0.1
0.003 0.008
0.004 0.017 0.0047 0.125 0.032
0.02 0.06
0.6 ＜0.02 0.1 0.96 0.5 1.34
第八章
1. 什么是风险、风险评价、环境风险评价？ 2. 人类健康风险评价的基本要素及步骤是什么？ 3. 风险定量综合评价的内容及方法。 4. 风险处理的原则是什么？ 5. 突发性环境风险评价的特点是什么？
5
范围。
2. 列举地下水污染评价中各评价因子所占权重的计算方法。
3. 查阅资料，总结地下水污染评价的标准。
4. 现有以下地下水监测资料，分别运用综合污染指数法和模糊聚类综合评判法对各区域进
行1989~1991年的地下水污染评价，对比其结果有何区别，并分析原因。
样点 pH 值 总硬度 氯化物 铁 锰 氟化物 砷 硝酸盐 亚硝酸盐 氨氮 COD
第四章
1. 简要总结地下水监测的目的、任务和作用，举例说明监测在地下水资源保护中的作用。 2. 查阅有关土质土力学和土工实验方面的文献，简要论述原状土样的采样、分析方法。 3. 查阅有关钻探工程学书籍，详细了解 Packer 系统的工作原理，简要总结岩芯取样的具
6第七章地下水的水文地球化学分带
第七章地下水的水文地球化学分带地下水的水文地球化学分带，指地下水化学成分在空间（平面与剖面）上有规律的变化。
它包括潜水的纬度分带，承压水盆地水文地质动力分带，水文地球化学分带及结晶岩山区基岩裂隙水的高程分带等。
第一节潜水的纬度分带潜水主要受气候、地形等因素的控制，在我国主要表现为以下规律：(1) 区域上：由东南向西北，地下水的矿化度逐渐增高，即由溶滤成因为主的、低矿化度的HCO3型淡水，逐渐向成分复杂的硫酸盐或氯化物型咸水过渡，直至最后变为由浓缩作用形成的氯化型盐水和卤水。
(2) 局部：每个盆地呈现由山前到盆地中心或至滨海的水化学成分水平分带的规律，即由HCO3型——SO4型——Cl型。
具体表现如下：一、秦岭——淮河一线以南及东南广大地区丘陵广布、气候湿润，年降水量大于1500mm，水文网切割强烈，可溶盐分布被大量冲刷和淋滤带走。
因此，该地区广泛分布着溶滤作用形成的低矿化度的重碳酸盐型淡水。
其阳离子成分主要受含水围岩成分的影响：灰岩、白云岩地区：HCO3－Ca,或HCO3－Ca－Mg型水。
花岗岩地区：HCO3－Na型水。
变质岩、火山岩地区：HCO3－Ca－Na或HCO3－Na－Ca型水。
矿化度<0.5g/L二、秦岭－淮河一线以北地区年蒸发量大于降水量，年降水量400－700mm。
从山前至盆地中心或滨海地带，由低矿化度(<1g/L)的HCO3型水，逐渐过渡到矿化度1－3g/L的HCO3－Cl、SO4－Cl或Cl－SO4型的微咸水，最后发展为矿化度5－10g/L或大于10g/L的Cl型水。
这里需要指明的是，有些盆地(如华北平原)的四周山地，年降水量较大，矿化度<0.5g/L，为HCO3型水。
三、东北地区东北北部大兴岭山地冻土区，广泛分布着M<0.2g/L的HCO3－Ca型溶滤水，而东北平原则为M=0.5－1g/L的HCO3－Na－Ca型淡水。
在盆地低洼地带，由于潜水水位较高，排泄不畅，有M=1－3g/L的HCO3－Cl－Na－Ca型咸水分布。
地球化学在地下水污染治理中的应用
地球化学在地下水污染治理中的应用地下水是地球上重要的自然资源之一，它对于维持生态平衡、保障人类生活和工农业生产具有不可替代的作用。
然而，随着工业化和城市化进程的加速，地下水污染问题日益严重，给人类的健康和环境带来了巨大的威胁。
地球化学作为一门研究地球物质组成、化学性质和化学过程的科学，在地下水污染治理中发挥着重要的作用。
一、地球化学的基本原理与方法地球化学主要研究地球内部和表面的化学元素分布、迁移和转化规律。
在地下水污染治理中，常用的地球化学方法包括化学分析、同位素分析、水文地球化学模拟等。
化学分析是通过对地下水样品进行各种化学成分的测定，了解污染物的种类和浓度。
这有助于确定污染的来源和程度，为后续的治理措施提供依据。
同位素分析则可以追踪污染物的来源和迁移路径。
例如，通过测定水中不同同位素的比例，可以判断地下水的补给来源以及污染物是否来自特定的污染源。
水文地球化学模拟是利用数学模型来模拟地下水系统中化学物质的迁移和转化过程。
通过输入相关的水文地质参数和化学数据，可以预测污染物的扩散趋势，为治理方案的制定提供参考。
二、地下水污染的地球化学特征地下水污染具有独特的地球化学特征。
污染物进入地下水后，会与地下水的原有化学成分发生一系列的物理、化学和生物反应。
例如，一些重金属污染物在地下水中可能会发生沉淀、吸附、络合等反应，从而改变其存在形态和迁移能力。
有机污染物则可能会发生氧化、还原、水解等反应，影响其毒性和降解速率。
此外，地下水的氧化还原条件、酸碱度、离子强度等因素也会对污染物的行为产生重要影响。
了解这些地球化学特征对于制定有效的治理措施至关重要。
三、地球化学在地下水污染治理中的应用（一）污染源头的识别通过对地下水和周边土壤、岩石等介质的地球化学分析，可以确定污染物的来源。
比如，通过分析特定元素的比值或同位素组成，可以判断污染源是来自工业废水排放、农业面源污染还是垃圾填埋场渗滤液等。
（二）污染途径的追踪利用同位素示踪技术和水文地球化学模拟，可以追踪污染物在地下水中的迁移路径。
反向模拟鄂尔多斯盆地环河组地下水演化反向模拟可修改文字
地球化学模拟
正向水文地球 化学模拟
反向水文地球 化学模拟
理论基础
正向地球化学模拟： 所谓正向地球化
学模拟就是依据假 定的水一岩反应来 预测水的化学组分 和质量迁移。
初始水样水化学成分
假定一个反应（或平 衡约束条件）
计算水岩反应路径
得到水岩作用后水样 的水化学成分
理论基础
反向地球化学模拟：
反向地球化学模拟就是 依据观测到的化学和同 位素资料来确定系统中 所进行的水一岩反应,也 就是对观测到的水化学 资料做出解释。
水文地球化学模拟—模拟总结
反向模拟过程中，选定好模拟路径之后最重要 的一步就是确定可能的矿物相，在这个过程中一定 要分析上下游水化学组分含量的变化情况，首先选 择确定的矿物，接着根据场地地质条件，岩性特征 等添加可能的矿物相，在这个过程中，还必须要考 虑模拟结果的不确定性，给出合理的不确定度，这 样综合才能得到合理的模拟结果。
发展历程
R.M.Garrels和 M.E.Thompson
R.M.Garrels和 F.T.Mackenzi
H.C.Helgeson
1962年建立 了海水离子络 合模型
1967年建立了 反向地球化学 模拟的基础
1969年提出了 正向地球化学模 拟的理论框架
三篇里程碑式的论文
理论基础
地球化学模拟的实质是化学热力学在地球化学系 统中的应用，换句话说，是把热力学模型应用到 对地球化学过程的研究中。它的基础是与地质环 境无关的化学和热力学原理，而这些原理可以等 球化学方法难以对多组分多反应过程进 行定量研究，因此，人们逐渐开始应用水文地球化学 模拟的手段来实现这一目标。
发展历程
1938年，原苏联著名水文地质 学家A.M.奥弗琴尼柯夫提出了 水文地球化学这一术语。
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Na + + K + 01061 01125 9 01071 01142 5 01066 01137 1 01140 01216 3 Ca2 + 01029 01093 5 - 01131 01068 5 - 01006 01056 7 - 01046 01061 Mg2 + 01081 8 01049 5 01004 5 01036 6 - 01001 7 01035 4 01075 8 01042 6
x ≥0
exp σ 2 π
1
-
( x - u)
2
σ 2
2
- ∞ < x < ∞
( 3)
1
2 2 式中 u 为均值 ; σ 为方差。产生随机数的过程如下 : 由 u ( 0 , 1) 生成 μ 1 ; 由 u ( 0 , 1) 生成 μ 2 ; z = [ - 2ln (μ 1) ] π μ sin (2 z 返回 x 。 2) ; x = μ + σ
收稿日期 : 2002212202 ; 修订日期 : 2003207210 基金项目 : 国家自然科学基金资助重点项目 (50139030) 作者简介 : 童海涛 (1977 - ) , 男 , 湖北随州人 , 河海大学土木工程学院硕士研究生 , 主要从事水2岩作用模拟研究 。 E2mail : songh @jlonline1com
阴离子含量/ (mmol ・ L - 1)
SO2 4 - 01000 5 01049 1
HCO301281 01231 7 - 01127 01156 4 0109 01147 2 01222 01129 8
Cl 01013 5 01025 5 01007 5 01023 7 01008 5 01023 2 01007 5 01023 8
2+
ΔGf / (J ・ mmol - 1)
81187 25136 - 55174 - 40218 3619 - 3619 347154 29174 - 69100
+ 2HCO3-
有机质
CO2 HCO3-
云母
Ca2 + Mg2 +
表2 初始液和溶出液间常规离子的差异特征
Table 2 Differences between final and initial solution
侵蚀 CO2 / (mmol ・ L - 1) 01306 0114 5
01680 01199 01304 01115 01623 01161
- 01011 7 01052 1 - 01019 2 01045 01001 01054 1
注 : 表中灌 223 指灌浆廊道 2 坝段 3 号排水孔 。
1 水2岩作用数学模型
根据已有的研究 [1～3 ] , 对于由多个反应构成的水2岩系列间的相互作用系统 , 可建立如下数学模型 。
J = min X = s1 t
i =1 i =1
6 ΔG X
fi
n
i
6
n
( 1) a ij X i = bj ( j = 1 , 2 , …, m )
Xi > 0
表1 右坝肩 2～5 坝段水2岩( 帷幕) 系列间物理化学反应和自由能变化(Δ Gf )
Table 1 Water2rock interactions within the domain and their free energy variation (ΔGf )
序号
1 2 3 4 5 6 7 8 9
反应量
X1 X2 X3 X4 X5 X6 X7 X8 X9
反应物 钠长石 方解石
Ca (OH) 2
物理化学反应
NaAlSi 3O8 + CO2 + 515H2O → 015Al 2Si 2O5 (OH) 4 + Na + + 2H4SiO4 + HCO3CaCO3 + CO2 + H2O → Ca Ca (OH) 2 (s) + 2CO2 → Ca2 + + 2HCO3CH2O + O2 → CO2 + H2O CO2 + H2O → H + + HCO3HCO3+ + H + → CO2 + H2O K Mg3AlSi 3O10 (OH) 2 + 7H + + 015H2O → 015Al 2Si 2O5 (OH) 4 + K + + 3Mg2 + + 2H4SiO4 2+ + Ca + 2Na (s) → 2Na + Ca (s) Mg2 + + 2Na (s) → 2Na + + Mg(s)
212
水
科
学
进
展
第 15 卷
式中 X i 为第 i 个物理化学反应发生的量 , mmol/ L 。当 X i > 0 时 , 表示反应正向进行 ; 当 X i < 0 时 , 表示反应 逆向进行 ; 当 X i = 0 时 , 则表示在所研究的系统中未发生反应 ; Δ Gf i 为第 i 个化学反应的自由能变化 , 显然 Δ Gf i 越小 , 正反应趋势则越大 ; aij = α ik - β ik , 其中 α ik 为第 i 个物理化学反应 、反应相应矿物中第 k 种组分的 化学计量数 , β ik 为与相应生成相矿物中第 k 种组分的化学计量数 ; bj 为第 j 种组分于溶出液与初始液之间的浓 度差 , j = 1 , 2 , …, m , m 为约束条件的方程个数 。 上述数学模型对于描述水 2岩系列间相互作用的复杂系统仍然具有普遍的意义 。
3 12 数学模型的建立
根据表 1 中各物理化学反应及其自由能变化以及表 2 中各组分初始液与溶出液差值的随机抽样值 , 可建立 如下模型 :
J = min ( X ) = 81187 X1 + 25136 X2 - 55174 X3 - 40218 X4 + 3619 X5 - 3619 X6 + 347154 X7 + 29174 X8 - 69100 X9 ( 6) X2 + X3 - X8 = ΔCa
第 15 卷 第 2 期 2004 年 3 月NCES IN WATER SCIENCE
Vol115 ,No12 Mar. , 2004
水2岩作用系统的随机水文地球化学模拟
童海涛 , 宋汉周
( 河海大学土木工程学院 , 江苏 南京 210098)
摘要 : 水2岩作用过程是一个随机过程 。依据化学热力学的基本原理 , 建立了描述水2岩系列间相互作用的数学模 型 , 并采用 Monte2Carlo 随机分析方法进行求解 。在实例研究中 , 以若干特征值 ( 如均值 、 方差以及变异系数等 ) 作为 计算结果 , 来反映水2岩系列间相互作用的状态及其变化 。由计算结果知 , 研究区系统内有关水2岩作用反应均可自 发进行 ; 因其方差较大 , 体系自由能接近零或处于平衡状态的机会较大 ; 区内地下水的酸化主要源于页岩中有机质 的氧化 , 由此导致地下水具有酸性及碳酸性侵蚀作用 。 关 键 词 : 水2岩作用系统 ; Monte2Carlo 方法 ; 随机水文 ; 水文地球化学模拟 中图分类号 : P34211 文献标识码 : A 文章编号 : 100126791 (2004) 0220211205
1 μ W =
N
i =1
6
N
Xi
1/ 2
( 4) ( 5)
σ W =
1
N - 1
i =1
6
N
2 ( Xi - μ W)
笔者根据上述方法编写了基于单纯形法的随机模拟程序 RNDCX1FOR , 并应用于实例研究 。
3 实例应用
3 11 区内地质及水文地质基本特征
新安江水电站大坝基础含水介质系统由裂隙介质和防渗帷幕构成 。近年来 , 资料反映出 , 位于右坝肩 2～ 5 坝段地下水质明显不同于河床及左坝肩部分坝段而具有如下特征 : pH 值较低 , 并且含有较高的溶解状 CO2 等 。上述水化学特征的分区性是由坝址具体的地质及水文地质条件决定的 。2～5 坝段基岩为西湖组石英砂岩 夹页岩 , 其中页岩层约占 8 % , 其矿物成分为石英 、云母 、少量的叶腊石 , 高岭石和蒙脱石等 , 部分为碳质页 岩 , 其中的有机质含量达 5 %～7 %[4 ] , 而不同于位于河床及左坝肩的岩性 , 且岩体结构面中部分夹有次生的 方解石薄膜 。在坝基渗流的长时期作用下 , 部分页岩已软化[5 ] , 帷幕 、坝基混凝土中含有丰富的水泥水化产 物 , 如 Ca (OH) 2 等 。 依据水文地球化学的基本原理 , 认为运行条件下系统内水2岩间发生了一系列物理化学反应 , 其主要的物
2 水 2岩作用模型的随机模拟求解
2 11 随机数的产生 ( 1) 均匀分布 u ( a , b) 设随机变量 x 服从 [ a , b ]上的均匀分布 , 其概率密度函数为
1
f ( x) = a - b
( 2) 0 其它 均匀分布的随机数是构造其它分布的随机数的基础 。通用的方法是由计算机按一定的算法生成从统计上看 满足独立性及均匀性的一串数字 , 这样的数称为伪随机数 。本文运用同余法来产生随机数的方法 。 2 ( 2) 正态分布 N ( u , σ ) 设随机变量 x 服从正态分布 , 其概率密度函数为 f ( x) =
水2岩作用系统通常由一定范围内若干个相互作用的要素 , 如水 、岩石 ( 包括工程材料) 、 有机质以及气体等 组成 , 这些要素按照一定的规律组合在一起 , 与外界不断地进行着能量或能量与物质等方面的交换 , 在影响外 部环境的同时也促进自身的变化 。水2岩作用系统状态随机模拟就是根据水2岩系统输入 、输出的随机变化来辩 识水2岩作用系统内部各物理量的随机变化 。 水2岩作用模拟中 , 常根据化学热力学的一般原理和能量最小原理 , 建立水2岩作用规划模型 。即以水2岩作 用过程中自由能的变化作为目标函数 , 由质量守衡原理 、质量作用定律及电荷守衡原理等构成约束条件 , 得到 完整的线性规划问题 , 以最优化方法去求解所建模型 , 从而揭示水2岩作用的机理 。郑西来等[1 ] 最初将水2岩作 用线性规划模型应用于含水层系统 , 随后陈芸等[2 ] , 王锦国等 [3 ] 对水2岩作用线性规划模型进行了较深入的研 究和运用 。其共同特点是利用单次样本分析结果来推求系统水2岩作用 ; 对于利用多样本数据进行的水2岩作用 的计算中 , 采用平均化后代入确定性模型中求解 , 而忽略了系统外部的随机变化是系统内部随机变化的反馈 、 系统内部水2岩作用状态不断变化的事实 。本文针对这一特点 , 依据化学热力学的基本原理 , 采用随机模拟分 析方法 , 来揭示水2岩系列间相互作用的状态及其随机变化 。