第三章 地下水化学成分形成作用

如果水排出后遇到灰岩: CaCO 3 H Ca 2 HCO3
碳酸钙溶解, pH值升高, 水中Ca2+, HCO3-增加.
脱硫酸作用：
在封闭、富含有机质的还原环境中，在脱硫酸菌的参与下 进行脱硫酸作用： SO2-4（CaSO4）+C有机→CaS+CO2+H2O CaS+CO2+H2O →CaCO3+ H2S 作用的结果是水中SO42-减少乃至消失，出现H2S， HCO3-含量增加。 NaSO4 →HCO3—Na 可发生在湖泊、海洋底部淤泥沉积物中，沼泽及自流盆地 深部承压含水层中，尤其是油田水中。
• 在高矿化度的水中， Cl-离子占首位，它与主要阳离子形 成易溶盐。
矿化度高低是由离子浓度决定的；离子浓度由相应 矿物的溶解度决定。
溶滤作用与地下水中HCO3-，Ca2+，Mg2+的形成：
大气降水降落过程中吸收了大气中的O2和CO2，进入地
下后又吸收了土壤中因有机质氧化而产生的CO2 ，因此，
大气降水不仅可以溶解NaCl, CaSO4等易溶物质，而且可 以溶解较难溶解的CaCO3： CaCO3十CO2十H2O Ca+ 十 2HCO3这样，就形成了低矿化度的HCO3—Ca，HCO3—
氧化环境；无硫化氢的还原（潜育）环境；硫化氢还原环境
由硫化氢含量所决定，而不取决于 氧化还原电位值。
根据空气迁移元素组成划分的三种氧化还原环境 氧化还原 环境
氧化环境
特点
标型元素
水中存在自由氧或其它强氧化剂； 变价元素处于高度氧化状态（Fe3+, Mn4+, Cu2+, V5+, S6+）; 岩体染成红、棕、黄色； Eh值一般﹥0.15伏特 无硫化氢还原 水中不含自由氧或其它强氧化剂或只含少量氧 环境 （﹤3mg/L), 不含H2S（ ﹤1mg/L），含CO2； Fe, Mn处于低价态（ Fe2+, Mn2+），易移动； 岩体呈淡绿色、灰色和兰色； Eh值一般﹤ 0.15伏特
三线图示法
图示地下水主要组分
Mg: 14% Ca: 35% Na+K: 51% SO4: 1% Cl: 8% HCO3+CO3: 91%
阴阳离子毫克当量 百分数
Mg SO4
Ca Na + K HCO3 + CO3
Cl
***D
***R
***M
***S
aquachem
第三章 地下水化学成分的形成及其影响因素
弱 强 稍弱或接近
自由离子（单一离子） 络阴离子
（从OH-夺出02- ，并与之结合形成 酸根）
不固定（随溶液酸碱度变化）
碱性溶液：络阴离子
酸性溶液：自由离子或氢氧化物
还取决于地下水的酸碱度
离子电位：以原子价单位表示的离子电荷Z（阳离 子） 与以埃表示的离子半径r之比。 离子电位=Z（原子价）/ r（离子半径）
标型离子是Ca2+和SO42-
碱性苏打型（pH ﹥8.5） 标型离子是HCO -，Na+ 3
4 地球化学垒
定义：表生带内在短距离内元素迁移的条件明显改变，并 导致化学元素浓集的地段。 类型：根据其形成原因，分为： 机械垒：水流运动速度改变的地段，金、锡等的冲积矿 床的形成； 物理化学垒：物理化学状况、特别是酸碱与氧化还原条 件的改变而形成。氧化垒、还原垒、酸性垒、碱性垒、蒸 发垒、吸附垒 生物垒：生物累积作用形成。土壤腐殖质层，微生物群
Ca—Mg水。
在火成岩地区，溶滤富含Na+，K+矿物的火 成岩的结果是，形成低矿化度的HCO3—Na或硅
酸和硅酸—重碳酸盐水。
2 NaAlSi 3 O8 ( s ) 2 H 2 CO 3 9 H 2 O Al 2 Si2 O5 (OH ) 4 ( s ) 4 H 4 SiO 4 2 Na 2HCO3
脱碳酸作用
碳酸盐类在水中的溶解度，与水中CO2含量关系密切。 当温度升高压力降低时，水中溶解CO2的数量就会减少， 这时水中HCO3-便与Ca2+，Mg2+ ， Fe2+ 结合形成沉淀。 Ca+ 十 2HCO3- CaCO3十CO2十H2O 由于CO2的逸出使水中HCO3-，Ca2+，Mg2+ ， Fe2+ 的含量 减少的现象，称为“脱碳酸作用”。 由于大量CO2的逸出，往往在泉口形成泉华。
1.4 混合作用 两种或数种不同化学成分或矿化度的地下水 相混合所形成的地下水，其化学成分与混合前的 地下水都有所不同。
海水入侵；热、冷水混合；不同含水层地下水混合
A.H.奥吉尔维提出了关于地下水混合问题的数学分 析方法：两种不同的水（淡水和高矿化度水）混 合时产生一系列的中间型（混合）水，其成分变 化服从直线方程式：
第二节 地下水化学成分形成过程中的 几个主要作用及影响因素
１地下水化学成分形成过程中的 几个主要作用
溶滤作用（溶解作用） 阳离子交换吸附作用 氧化还原作用 混合作用 浓缩作用
1.1 溶滤作用（溶解作用） （1）定义：岩石中某些组分进入水中的过程． 对于矿物而言，溶滤是指不破坏其结晶格架， 而有一部分元素进入水中的过程．
2.2
元素在地下水中的迁移形式
（1）元素的真溶液迁移形式
在真溶液中，元素可以以自由离子、络阴离子和 络合物的形式迁移； 许多成矿元素在溶液中是以络合物形式迁移的
如：成 矿元素的硫化物溶解度很低；氧化物和含氧盐很难溶解）， 因此，如果金属和硫都是呈自由离子形式，则立即会超过化合物的溶度 积而沉淀。 那么金属硫矿床形成过程中元素是以什么形式迁移的？
3 标型元素及元素的水迁移环境 （1）标型元素
其迁移决定着后生过程的地球化学特点的化学元素、 离子和化合物，称为标型元素、标型离子和标型化合物。 标型元素分组（两个基本组）： 空气迁移的标型元素 水迁移的标型元素
（2）空气迁移的标型元素
以气态形式迁移，氧，二氧化碳，硫化氢，甲烷等。 空气迁移的标型元素（气体）主要影响（或反映）了 表生过程的氧化还原条件。 根据空气迁移元素的组成，可区分出表生带三种主要 的氧化—还原环境：
（2）胶体溶液迁移形式
胶体的性质： 比表面积大； （因此具有很大的表面能，表面电力和吸附能力） 胶体的质点带有一定电荷
同一种胶体的质点在溶液中由于相同电荷排斥不
易凝聚和沉淀, 有利于元素迁移; 胶体质点电荷被中和时, 胶体就会发生凝聚和沉淀; 胶体质点具有从介质中吸附各种元素的离子的能力, 从而造成元素的集中或富集.
Spring Sinter in the Yellowstone National Park, USA (1)
Spring Sinter in the Yellowstone National Park, USA (3)
1.2 阳离子交换吸附作用
引起地下水化学成分的变化，改变水的类型和硬度 例如形成 HCO3—Na，SO4—Na水
地下水是元素在地壳中迁移的重要介质； 地下水中元素的迁移：
元素从矿物、岩浆、气体、生命等物质转移到地下水； 元素进入地下水后由于各种因素引起的迁移。
元素的迁移作用是水文地球化学分带和地下水化学 成分变化的制约因素；研究元素在地下水中的迁 移是水文地球化学研究的重要内容之一。
2 元素在地下水中的迁移形式
溶滤作用与地下水中SO42-，Ca2+的形成：
溶滤作用造成地下水的矿化度增加的另一个来源是硫
酸盐，其中主要是硫酸钙。地下水溶解石膏和硬石膏后，
便形成矿化度较高的SO4—Ca水。
CaSO4· 2O Ca2+ + SO42- + 2H2O 2H
溶滤作用形成的SO4—Ca水的矿化度在1.5—2.5g/L 左 右。 当水变为SO4—Cl—Ca时，矿化度可更高。在缺乏氯 化物的硫酸盐水中，如果其矿化度超过2.5g/L ，那么不仅 是硫酸盐矿物的溶滤，可能还有硫化物的氧化。
元素在地下水中的迁移；
地下水化学成分形成过程中的几个主要作用及影 响因素 ； 水文地球化学模拟简介； 几种成因地下水化学成分的形成与特征
第一节 元素在地下水中的迁移 1 元素的迁移
定义：元素由一种存在形式转变为另一种存在形式， 并伴随着一定的空间位移的运动过程。 类型：机械迁移：水，空气
化学与物理化学迁移：硅酸盐熔体，水及水溶液，气体 生物或生物地球化学迁移：植物吸收（湿地法），根系CO2
HCO3—Ca →HCO3—Na
灌溉地段洗盐时； 海退作用后，海相沉积物中
1.3 氧化还原作用
P43 例题1.7
2FeS 2 7O2 2H 2O 4SO2 2Fe 2 4H
4
4 Fe 2 O2 10H 2O 4 Fe（OH） 8H 3
反应分两步, 结果形成SO42-, Fe3+高的酸性水,以及铁褐色 Fe(OH)3沉淀.
y= ax+b
x : 混合水的矿化度 (g/L)； y : 混合水中某一组分的含量 (g/L) ； a, b: 在两种基本的水以不同比例混合时，对于某 两种固定的组分， a, b是常数。
y
I2
元素含量(g/L)
y= ax+b
I1
x
矿化度(g/L)
水的混合作用图解
公式推导: • 取某高矿化度水A升,其矿化度为P克/升, 某一组分含量为 S克/升; • 取某淡水B升,其矿化度为P′克/升, 其同一组分含量为S′克 /升. 假设这两种水混合后, 其矿化度为x克/升, 同一组分的 含量为y克/升, 则: AP+BP′=x (A+B)=Ax+Bx (1) AS+BS′=y (A+B)=Ay+By (2)
通常所说的溶滤作用也包括溶解作用．