如何判斷地下水化學類型

Ⅰ 　地下水化學系統水化學特徵

三江平原各含水層溶質組分及其含量存在著較大差別，但其水化學類型卻存在共同特徵。即無論是第四系鬆散岩類孔隙水水化學系統或古近-新近系碎屑岩類裂隙孔隙水水化學系統，還是前第四系基岩裂隙水水化學系統，從陰離子組分來看，均是以HCO^-₃型水為主，SO^2-₄與Cl^-型水僅在局部地區分布。從陽離子組分來看，第四系鬆散岩類孔隙水以鈣鎂型水為主，古近-新近系碎屑岩裂隙孔隙水以鈣鈉為主，前第四系基岩裂隙水以鈣型為主。各水化學系統的水化學特徵如下。

一、第四系鬆散岩類孔隙水水化學特徵

三江平原第四系鬆散岩類孔隙水其水中陰離子以HCO^-₃為主，含量一般為60～300mg/L；陽離子主要為Ca^2＋，含量為25～400mg/L；其次為Mg^2＋，含量為10～100mg/L，Na^＋含量為10～40mg/L，部分井孔水中Cl^-的含量在34～68mg/L之間。從地下水中主要陰、陽離子變化來看，主要是含量相對變化，而無明顯規律性；從地下水化學類型來看，橫向無明顯分帶性。

區內地下水水化學類型有HCO₃-Ca-Na、HCO₃-Ca、HCO₃-Ca-Mg、HCO₃-Ca-Mg-Na、HCO₃-Cl-Ca、HCO₃-SO₄-Ca、Cl-Ca-Mg、Cl-HCO₃-Ca-Mg 8種主要類型，且以HCO₃-Ca-Mg型水為主。HCO₃-Ca-Mg型水呈區域性分布，HCO₃-Ca型水主要集中分布於友誼縣和富錦市西南部地區；HCO₃-Ca-Na主要分布於建三江農管局-大興農場一帶；在沿江地帶及居民點與城區，存在著Cl型、HCO₃-SO₄型、HCO₃-Cl型地下水，是由於人為的活動造成的，其他類型的水均呈小面積的零星分布。在垂向上，地下水類型基本一致，水中主要離子含量變化也不明顯，反映出主要是入滲、儲存過程，而遷移特徵很不明顯。

三江平原地下水中腐殖酸含量高，水質多為低礦弱酸性軟水，TDS一般小於0.5g/L，且大部分地區地下水TDS在0.20～0.75g/L間；僅在少部分井孔中水TDS在0.5～1.0g/L之間。pH值為6.5～7.5，總硬度為1.45～4.29mmol/L。在垂向上，上段含水層中地下水TDS和總硬度高於下段；pH值及總鹼度上段小於下段。

此外，還必須指出，在人為活動的強烈作用影響下，由於人為的污染，正在改變著地下水的化學組分和水化學類型，使淺層地下水的化學特徵發生變化，如Cl型、SO₄型及其與HCO₃復合型地下水的出現就是人為污染所致。

二、古近-新近系碎屑岩裂隙孔隙水水化學特徵

該系統內的地下水中，重碳酸根含量一般為67～290mg/L，鈣離子含量15～53mg/L，鈉離子含量14～76mg/L。水化學類型為HCO₃-Na、HCO₃-Ca型。地下水TDS為0.2～0.48g/L，pH值為6.30～7.65，總硬度為19.97～89.16mg/L，總鐵含量1.6～11.2mg/L。

地下水水化學特徵，明顯受含水層特徵制約，故以河流相沉積為主，含水介質顆粒較粗，徑流條件較暢通的近山前地帶，水化學類型呈現為重碳酸鈣和重碳酸鈣鈉型，TDS為0.20～0.48g/L，pH值7左右，總硬度53.50～89.16mg/L，總鐵含量1.6～5.6mg/L；而以湖相沉積為主，含水層具顆粒細，層次多，含泥質；徑流條件相對較差的近凹陷腹部地區，地下水形成過程主要表現為陽離子鈉與鈣的交替吸附作用和遷移過程的富集作用。地下水水化學類型為重碳酸鈉型，TDS為0.27～0.33g/L，pH值6.60～7.65，呈弱酸性—弱鹼性，總硬度19.97～69.90mg/L，總鐵含量2.4～11.2mg/L。

三、前第四系基岩裂隙水水化學特徵

地下水水化學類型為HCO₃-Ca、HCO₃-Na-Ca型。pH值為6.3～7.3，TDS為0.05～0.40g/L，硬度為5.36～142.9mg/L，總鐵含量小於0.28mg/L。

Ⅱ 　地下水水化學系統分析

一、水化學系統劃分

地下水是含有氣體成分、離子成分、微量元素、有機質和微生物的一個復雜的溶液。受含水層系統、地下水循環特徵的控制，以及地形地貌、水文氣象、土壤植被等水文地球化學環境的影響，在不斷變化著。同時，地下水是各種化學物質的載體，所以在地下水的補給、徑流、排泄（或儲存）過程中，各種元素亦隨著載體而溶濾、遷移，其地下水化學場與地下水動力場相關密切。

地下水含水層系統是在長期地質作用下逐漸形成的。其中的基岩裂隙水含水層亞系統、古近-新近系碎屑岩類孔隙裂隙水含水層亞系統、第四系鬆散岩類孔隙水含水層亞系統，都賦存著質量不同的地下水。地下水系統是各種化學物質強大的搬運者，對元素的遷移、聚集、離散起了巨大的作用。特別是潛水含水層，它是淺層地下水水化學系統中最活躍的一種因素。

根據含水層系統對地下水化學特徵的形成與控製作用，我們把三江平原地下水劃分成3個水化學系統，即第四系鬆散岩類孔隙水水化學系統、古近-新近系碎屑岩類孔隙裂隙水水化學系統和前第四系基岩裂隙水水化學系統。然後每個系統內再根據遷移交替作用的不同，水化學是否活潑來劃分1～3個亞系統。最後每個亞系統根據原生水化學類型和人為污染狀況，進一步細劃為子系統（表5-5）。

表5-5 三江平原地下水水化學系統分區

這些亞系統之間具有直接或間接聯系與影響，同時又各自具有自己的水化學特徵。一個水化學系統接受一定的水和物質成分的輸入，然後在系統內發生一些水化學變化，最後將其變為某種水化學的輸出。最主要是系統內部含水層（體）系統是控制地下水水化學成分的輸入、輸出、傳導與功能特徵。同時本區人為活動影響劇烈，局部地區改變了天然水化學的傳輸功能。

二、水化學系統特徵

（一）第四系鬆散岩類孔隙水水化學系統

本系統是相對獨立的，與殘丘及山地為隔水或弱透水邊界。在垂向上，系統的底部邊界為古近-新近系泥岩隔水層或弱透水層。系統輸入主要有：①降水入滲；②豐水期江河水的側向補給；③人工灌溉及渠道入滲。系統的輸出主要有：①枯水期向江河岸邊的透水邊界排泄；②包氣帶水的蒸發；③人工開采地下水。

人類活動對系統影響主要有：一是城區及水稻種植區大量開采地下水，局部改變了系統的邊界，同時水動力系統發生變化，影響水化學系統也發生變化。二是大面積農業灌溉水的入滲，也影響地下水的數量和質量。三是工業、農業和生活污染源星羅棋布，這些污染源通過各種渠道向地下水中輸送有毒有害元素和物質，使地下水水化學系統遭受污染。

系統的內部特點是：岩性以細砂、砂礫石為主，上覆薄層粉質粘土，中夾淤泥層，下伏細砂、砂礫石。介質中化學成分主要為二氧化硅和三氧化鋁，其次為三氧化二鐵、氧化鐵和氧化錳、氧化鈣、氧化鈉、氧化鉀等；微量元素以鈦為最豐，平均達450×10^-6；最少為鎘，平均為0.06×10^-6。地下水最古老年齡為2×10⁴ a左右。含水層厚度大，水量豐富，滲透系數多為50～100m/d，但由於水力坡度小，地下水徑流緩慢，所以整個系統相對化學作用不強烈。

系統水化學多為重碳酸型水。淺層地下水受人為活動影響劇烈，地表水入滲、污水灌溉、大氣降水均可攜帶污染物進入本系統中，多數地段遭受不同程度的污染。比如在城區工業污染、居民點附近有三氮污染等。

在這個系統內，由淺部（埋深小於10m）、中部（10～50m）到深部（大於50m），地下水的流速向下逐漸減小。因而水力交替遷移的能力減弱，而擴散水流模式則逐漸變得更加明顯。地下水環境也由氧化環境過渡到還原環境；水化學也由活潑區漸變到惰性區。特別由於淤泥層的存在，使所有化學組分受到吸附和解吸作用。受人為活動因素影響少，水質較好，多為重碳酸鈣型水。但在淤泥層附近，形成高腐殖水和高鐵水，特別是在地下水強烈開采地段，形成氧化區，富集大量鐵錳離子。由於上層污染水的垂向補給，使系統內水化學也發生了演化。實際上，在地下水系統中，每種選定的水化學參數都有活潑區，可能活潑區和惰性區，即在活潑水化學區存在惰性水化學小區。這是由於地層中各向異性，離子本身特點，輸入系統控制等決定的。比如三氮在系統上部都是活潑區，但無污染源地段它又是惰性區；二價鐵在活潑區處於缺氧區；在包氣帶，可以存在一個氯化物活潑區，其蒸發作用改變氯化物含量。這個包氣帶系統的其餘部分可以形成一個惰性區。

（二）古近-新近系碎屑岩類孔隙裂隙水水化學系統

該類型的地下水埋藏較深，遷移交替作用較弱，因此水化學屬不活潑區。同時由於地下水徑流遲緩，導致一些離子含量較高，形成高鐵水、高氟水、高硬度水。水化學類型為HCO₃-Ca，pH值為7～7.5，地下水TDS為0.5g/L左右。人為活動影響因素少，地下水基本沒有污染。

（三）前第四系基岩裂隙水水化學系統

本系統由基岩風化裂水水質亞系統和構造裂隙水水質亞系統組成，含水介質為花崗岩、火山岩、砂岩，地下水溶濾這些岩石形成重碳酸鈣水。

（1）風化裂隙水水化學亞系統

在亞系統上部，地表以下0～10m區間，岩石風化裂隙發育，連通性較好，大氣降水入滲後經短途徑流，最後以泉的形式排泄溝谷中。因此亞系統上部交替遷移作用較強，水化學處於活潑區，多數離子均不超標，且人為污染僅限於一些居民點。在亞系統的下部，岩石風化裂隙逐漸減弱，交替遷移作用緩慢，水化學呈惰性區，鐵錳含量也增高。

（2）構造裂隙水水化學亞系統

構造裂隙水，賦存於前第四系基岩的構造裂隙中，各項化學指標均適中，TDS多小於0.35g/L，水化學類型為HCO₃-Ca或HCO₃-Ca-Mg型。該水化學系統交替作用較強，參與水文循環積極，且循環深，距離遠，最終排泄到風化裂隙水中或第四系鬆散岩類孔隙含水層中。

Ⅲ 地下水水化學類型變化

隨著地下水開采量不斷增加，地下水的天然水化學平衡狀態被打破，水化學類型也相應發生改變。其變化特徵分為兩種：①水化學類型向重碳酸型水轉變，地下水硬度增加；②水化學類型由重碳酸型水轉變為其他類型，礦化度增大，水質變差。

1.水化學類型向重碳酸型水轉變，地下水硬度增高

主要發生在山前沖洪積扇前緣和地下水開采漏斗區，由於循環條件的改變，地下水流場發生變化，淺層地下水循環加快。根據目前掌握的資料來看，這種水化學類型變化在西北乾旱區基本上沒有發生，而在山西六大盆地和華北平原及松嫩平原變化比較明顯。

山西盆地淺層地下水化學類型的變化表現為由多種水化學類型逐漸轉變為簡單的類型。對比太原盆地1983年和2003年兩期水化學變化可見：水化學類型由重碳酸-硫酸型水、重碳酸-氯化物型水、硫酸型水、硫酸重-碳酸型水、硫酸-氯化物型水、氯化物-硫酸型水、氯化物-重碳酸型水等多種水質類型變化到目前以重碳—酸硫酸型水和重碳酸—氯化物型水為主（圖5-1和圖5-2）。1983年礦化度為1～3g/L的面積為1657km²，3～5g/L的面積為40km²；2003年為895km²，基本沒有大於3g/L水。在地下水集中開采區，中深層承壓水的礦化度和硬度有增加的趨勢（圖5-3）。

忻州盆地從20世紀70年代以來，沖洪積傾斜平原的中上部的淺層地下水，其地下水主要化學成分及化學類型變化不大，地下水主要化學成分及化學類型變化不大，為重碳酸型水，礦化度小於500mg/L。而在滹沱河中下游段的沖洪積交接帶及沖湖積平原區，礦化度減小，水質具有變好的趨勢。在崞陽到原平市城區一帶，由重碳酸-硫酸型或硫酸-重碳酸型轉化為重碳酸型水（圖5-4），礦化度由1977年的520～840mg/L降低到2004年的310～510mg/L。在忻府區解原、忻府城區、東樓、西張、雙堡、官莊一帶，由硫酸-重碳酸或重碳酸-氯化物型水轉化為重碳酸型水，礦化度由1977年的500～1300mg/L降低到2004年的300～350mg/L。而在忻府區、定襄縣的高城、北張、受祿、定壤縣城、季庄等廣大地區，由重碳酸-氯化物型水轉化為重碳酸-硫酸型水，礦化度由1977年的1000～1600mg/L，降低到2004年的600～930mg/L。

圖5-1 太原盆地1983年水化學圖

（據韓穎等，2009）

（圖中Cl、H、S、N、M、C分別表示Cl、HCO₃、SO₄、Na、Mg、Ca）

據統計，河北平原淺層地下水重碳酸鹽型（包括重碳酸為主的混合型）水的分布面積由1975年的45792km²增加到2005年的56032km²，硫酸鹽型（包括硫酸鹽為主的混合型）地下水面積由7294km²減少到4279km²，氯化物型（包括氯化物為主的混合型）地下水由19588km²減少到12818km²，見圖5-5。

圖5-2 太原盆地2003年水化學圖

（據韓穎等，2009）

（圖中Cl、H、S、N、M、C分別表示Cl、HCO₃、SO₄、Na、Mg、Ca）

對比魯北平原1989年與2005年地下水水化學類型（圖5-6）可見：西部地下水開采區，水化學類型向重碳酸鹽型水轉化，淺層地下水開采程度較高，沿黃河地帶受到地表淡水的經常性補給，重碳酸鹽型水的分布范圍不斷擴大。冠縣-臨清的廣大地區，1984年水化學類型為重碳酸鹽氯化物型水，目前均變為重碳酸鹽型水；東阿、平原大部、陽谷、夏津、武城、濟陽局部均由1989年的重碳酸鹽氯化物型水、重碳酸-硫酸鹽-氯化物型水轉變為重碳酸鹽型水。

圖5-3 太原盆地西張水源地中深層水水質變化曲線

（據韓穎等，2009）

豫北平原淺層地下水（重碳酸鹽型水）從山前及黃河上游向下游、由渠道軸部向兩側擴展。在1959年至1965年間，地下水開采量很小，豫北地區地表大部分為鹽鹼地，沿黃一帶只有局部地區礦化度小於1g/L，水化學類型大部分為重碳酸硫酸鹽型水，只有封丘縣一帶、武陟縣和原陽的黃河大堤以南局部地區為重碳酸型水。人民勝利渠渠首區為HCO₃-Ca·Mg水，礦化度小於1g/L。到1978年沿人民勝利渠和其它渠道兩側地下水礦化度大於1g/L界線向北和東擴展，新鄉市東部的鹹水被切開成兩部分，西部的交接窪地地下水礦化度大於1的鹹水區成孤立狀分布，濮陽縣至南樂的地下水礦化度小於1g/L的淡水已連為一體，重碳酸型水已擴至武陟、原陽、封丘北部。至1987年，大部分地區地下水礦化度已變為小於1g/L的淡水；大於1g/L的水已成孤島狀分布於各地，大部分地區地下水水化學類型已變為重碳酸型水，而陽離子Na·Ca型水面積逐漸擴大至原陽縣。2002年，淡水面積基本穩定，鹹水在1987年基礎上又有縮小，沿黃一帶僅在封丘東南部的黃河轉彎處有一些鹹水，淡水擴展緩慢，重碳酸型水擴展緩慢。

華北平原深層地下水重碳酸型水面積增加主要集中在河北平原，其分布面積由20世紀70年代的 50295km²增加到 55066km²，硫酸鹽型地下水面積由 1129km²增加到1463km²，氯化物型地下水由6343km²增加到10850km²（表5-1）。天津地區第Ⅱ含水組大量開采後，其水化學特徵並沒有發生明顯變化。

圖5-4 忻州盆地地下水化學類型及礦化度動態曲線

（據韓穎等，2009）

表5-1 河北平原深層地下水水化學類型分布面積變化統計表 單位：km²

（據張兆吉等，2009）

圖5-5 不同年份淺層水化學類型面積

（據張兆吉等，2009）

圖5-6 魯北平原淺層地下水水化學類型變化圖

（據張兆吉等，2009）

西遼河平原部分地區水化學類型從20世紀70年代末80年代初的HCO₃-Na·Ca水轉變成了HCO₃-Ca·Na水，HCO₃-Ca·Na水轉變成了HCO₃-Ca水。在地下水的強開采區（平原中部開魯、奈曼、科爾沁區），地下水循環交替較快，占絕對優勢的Ca·Na型水、Ca·Na·Mg型水面積，2003年比70、80年代有較大增加，與此相反，Na型水、Na·Ca型水面積則明顯減少。科左後旗一帶的Ca·Na型水，則轉化為Ca型水（圖5-7）。

圖5-7 西遼河平原地下水化學類型變化

（據李志等，2009）

2.水化學類型由重碳酸型水轉變為其他類型水，地下水礦化度增大

主要發生在平原或盆地的中下游以及深層承壓含水層開采漏斗區，地下水流場改變，承壓含水層水頭低於相鄰含水層，劣質水越流補給承壓含水層。目前在新疆准噶爾盆地局部、柴達木盆地、山西盆地和華北平原及東北平原變化比較明顯。

新疆准噶爾盆地沙漠邊緣的承壓含水層，由於開采地下水使承壓含水層水頭低於潛水，高礦化度和高硬度潛水的混入承壓含水層，20世紀80年代中期以來水化學類型明顯變化，由HCO₃·SO₄-Na水轉化為SO₄·Cl-Na水。

柴達木盆地冷湖鎮在開采地下水時出現了鹹水入侵現象，冷湖鎮水源地在冷湖北岸沖洪積扇潛水區，開采時動水位11～13m，之後形成了下降漏斗，其半徑956～1130m，漏斗已擴展到半鹹水、鹹水區，引起了鹹水倒灌。該水源地水質變咸後於1989年在原水源地北又重新開辟新的水源地。經2002年、2003年和2004年在水源地取樣分析，一些水井水質已變咸，水化學類型屬SO₄·Cl·（HCO₃）-Ca·Mg水。

格爾木河沖洪積扇戈壁帶右翼也出現水質咸化現象，主要原因是該地區地表或淺層普遍存在一層古鹽殼，在開采過程中，由於管道漏水等原因將鹽殼中的鹽分溶濾到含水層中，導致水質咸化；20世紀80年代初該地區地下水位普遍上升，溶濾了古鹽殼的鹽分，也造成水質咸化；另外，1998、1999年兩年格爾木市農牧局為綠化城市於水源地上游營造了60畝防風林帶，採用大水漫灌，使包氣帶鹽分溶解並大量下滲而造成礦化度等急劇升高。

臨汾盆地20世紀60年代、80年代及2004年水化學對比分析發現，從邊山到盆地中心汾河一線，淺層水質序列已經發生明顯變化（表5-2），變化的整體趨勢是山前沖洪積扇地帶HCO₃ 型水區普遍後移或者消失，取而代之的是HCO₃·SO₄ 型水或者SO₄·HCO₃型水，SO₄·HCO₃型水及HCO₃·SO₄型水的區域分布面積明顯變大，中深層水質也有一定程度的改變。

表5-2 臨汾盆地代表性剖面淺層水水質序列變化

（據韓穎等，2009）

運城盆地淺層地下水20年來水化學類型相對趨於簡化，水質相對變差，礦化度有增高的趨勢（圖5-8）。在涑水河谷中游東鎮—聞喜—水頭一線，水質類型由1980年的HCO₃—Na、HCO₃·SO₄—Na、SO₄·HCO₃—Na、Cl·HCO₃—Na、SO₄—Na型水，逐漸變為2004年的HCO₃、Cl型水，並且范圍變大，礦化度增高。在夏縣縣城附近，HCO₃、Cl型水的范圍2005年比1980年明顯增大，水質相對變差，礦化度增高。在臨猗嵋陽一帶，HCO₃·SO₄型水，由1980年的零星分布，逐漸變為片狀，水質變差，礦化度增高，在湖積平原區伍姓湖一帶，Cl·SO₄型水范圍2005年與1980年變化明顯增大，礦化度增高。

圖5-8 運城盆地淺層水水化學變化圖

（據韓穎等，2009）

圖5-9 運城盆地中深層水水化學變化圖

（據韓穎等，2009）

運城盆地中部中深層含水層因為地下水開采導致淺層水進入致使水質變差。從盆地1980年和2005年中深層含水層水化學圖5-12和圖5-13可以看出，經過20多年的時間，盆地中深層含水層水化學場變化較為明顯的地帶，主要出現在盆地中部的涑水河沖洪積平原，水化學類型由20世紀80年代的HCO₃、HCO₃·SO₄、HCO₃·Cl、SO₄·HCO₃、SO₄·Cl、Cl·SO₄ 型水演化為2005年的HCO₃、HCO₃·SO₄、SO₄·HCO₃、SO₄·Cl、Cl·HCO₃、Cl型水，水化學類型趨於復雜，礦化度有升高之趨勢，主要原因是由於地下水強烈開采，地下水流場發生變化及在鑿井過程中，使含水層串通、使水質較差的淺層水灌入中深層水中所致。

魯北平原東部濱海地帶的氯化物型水向中西部擴展。在茌平—齊河—禹城—臨邑一線、寧津和陵縣的東部地區，由重碳酸鹽型水變為重碳酸—氯化物型水和重碳酸—硫鹽型水。在慶雲—陽信一線、濱州市濱城區、利津和沾化交界地帶，地下水由重碳酸—硫酸氯化物型水、重碳酸—氯化物型變為氯化物型水。

松嫩平原山前傾斜平原第四系潛水，在20世紀80年代，水化學類型主要是HCO₃-Ca·Na水，其次是HCO₃·Na水，再次是HCO₃-Ca·Mg水。HCO₃·SO₄ 型水只在北部訥河、齊齊哈爾、龍江和林甸縣一帶有少量分布，目前，泰來縣也出現了HCO₃·SO₄ 型水。低平原第四系潛水近20年來地下水水化學類型復雜化，氯化物型水分布面積增大，數量增多，出現了許多新的水化學類型，最典型的是硝酸型水。20世紀80年代，高平原北部潛水水化學類型主要是HCO₃型水，局部有HCO₃·SO₄ 型水；HCO₃·Cl型水在呼蘭河以南地區大片出現、以北零星分布。目前調查發現，在高平原區綏化一帶HCO₃·SO₄（SO₄·HCO₃）型水及SO₄·Cl（Cl·SO₄）型水已成片分布。在呼蘭河以北地區HCO₃·Cl（Cl·HCO₃）型水大面積向北擴展。水化學類型變化最大的是呼蘭河以北的農業地區，出現了大量與硝酸相關的水化學類型，如 HCO₃·NO₃（NO₃·HCO₃）-Ca·Mg 型水、NO₃-Ca·Mg型水及NO₃·HCO₃型水等。

松嫩高平原第四系承壓水20世紀80年代，主要水化學類型是HCO₃ 型水，本次調查發現，在盆地北部呼蘭河一帶和哈爾濱市，出現了大面積的HCO₃-SO₄-Ca型水。HCO₃-Cl-Ca型水分布面積也比80年代增多。

Ⅳ 中國地下水的水化學特徵

朱琰

（浙江大學地球科學系，杭州玉泉，310012，中國）

中國位於世界上最大的陸地歐亞大陸的東部，陸地面積約960×10⁴km²。東臨世界上最大的海洋太平洋。從東往西，地勢從濱海平原到丘陵高地，一直到世界屋脊青藏高原。由於不同的地區具有不同的氣候、地形地貌和地質特徵，因此，整個國傢具有較為復雜的區域水文地質結構和水文地質特徵。

1氣候條件

1.1概述

中國的氣候受較強的季風影響，冬季西北風、夏季東南風為主。受季風的周期變化和地形的影響，總體上中國大部分地區四季分明。冬季，來自高緯度地區的北風寒冷乾燥；夏季，來自低緯度海域的南風溫暖濕潤。由於地域廣泛，跨越35°的緯度，地形復雜，中國的地區氣候差異顯著。季風造成各地降雨和氣溫的明顯變化，可分為熱帶、溫帶和寒帶，並且形成熱帶雨林、沙漠、寒潮、颶風和春雨等。

夏季3個月的降雨佔全年降雨的60%以上。降雨量由東南沿海（1000～2000mm，最大8408mm台灣）逐漸向西北的100～200mm遞減。新疆東部，歐亞大陸的中心，同時也是中國乾旱地區的中心，年降雨量小於50mm。最小值在吐魯番盆地的托克遜，僅3.9mm。

1.2氣候分區

以長江為界，中國南方為亞熱帶氣候，終年多雨，夏季濕熱漫長，冬季短暫。總體上，中國可以分為東北、華中、華南、西南、西藏、西部內陸和內蒙古7個氣候分區。其特徵如表1。

表1中國大陸氣候分區與特徵

中國的大部分地區處於四季分明的溫帶，東南和華中地區溫暖濕潤，北方和東北地區相對乾旱。許多地區夏季炎熱多雨、濕度大，冬季乾燥。在北方80%以上的降雨集中在夏季，而南方夏季降雨量只佔年降雨量的40%。東南沿海7月至9月的雨季台風頻繁。

2水文地質特徵

2.1水文地質分區及其水文地質特徵

地理上，中國可分為6個水文地質分區Ⅰ—東部大平原：Ⅰ₁—松遼平原，Ⅰ₂—黃淮海平原；Ⅱ—北部高原區：Ⅱ₁—內蒙古高原，Ⅱ₂—黃土高原；Ⅲ—西部內陸盆地：Ⅲ₁—河西走廊、Ⅲ₂—准格爾盆地、Ⅲ₃—塔里木盆地，Ⅲ₄—柴達木盆地；Ⅳ—東南和中南丘陵；V—西南岩溶丘陵；Ⅵ—青藏高原：Ⅵ₁—凍土高原，Ⅵ₂—高原山地。中部順緯度方向分布的秦嶺山脈可作為劃分南北的天然界線，各地區截然不同的地理和地質條件形成各自的水文地質特徵。

（1）北方地區：在北方，由東往西，分別為：

東部大平原，主要包括松遼平原、黃淮海平原等，廣泛分布的大平原，包括遼闊的山麓平原，巨厚的第四紀砂礫石形成很好、很厚的含水層。平原主要是中生代或新生代的沉降盆地，分布巨厚的鬆散沉積物，為豐富的地下水提供了有利的儲存條件。地下水主要接受降雨的垂直入滲補給。年降雨量小於800mm，並且由東往西遞減。

往西氣候變化為典型的內陸乾旱區，但山麓平原由於受山區河流的入滲補給，因此含有大量的地下水。在賀蘭山以東的半乾旱的地區，年降雨量為200～500mm，在賀蘭山以西的極端乾旱的戈壁地區，年降雨量減少為小於100mm。

內蒙古高原和黃土高原，是東部半濕潤地區與西部乾旱地區的過渡帶。由於地質條件的限制，地下水缺乏，僅在一些斷陷盆地，如關中平原、河套平原和銀川平原分布豐富的地下水。

西部內陸盆地，主要由河西走廊、准格爾盆地、塔里木盆地和柴達木盆地組成，典型的乾旱沙漠，地下水分布在廣闊的山麓平原。

北方地下水的水化學特徵較南方復雜得多。

（2）南方地區：在南方，基岩裸露，山地丘陵廣泛分布，穿插小型的盆地，因此以地下水裂隙水為主。由東往西分別為：

東南和華中、華南丘陵，各類基岩廣泛出露，以基岩裂隙水為主。

西南岩溶丘陵，碳酸鹽岩廣泛分布，岩溶水和地下暗河發育良好。碳酸鹽岩主要為古生代和部分三疊紀的石灰岩，層厚，岩溶裂隙充分發育，降雨量的30%～70%滲入地下，集中在岩溶管道中，形成主要受構造條件控制的地下河系統。

青藏高原，平均海拔4000m。含水層主要為永凍層或具冰川成因，地下水完全受垂直分帶控制。

中國南方年降雨量為1000～3000mm，河流湖泊密布，但部分中生代紅層盆地和濱海平原嚴重缺水。在長江三角洲平原、江漢平原和成都平原等地的第四紀含水層中發現厚度大、地下水豐富的區域。

中國南方中生代和新生代的紅層盆地廣泛分布、丘陵起伏。普遍含鈣質砂岩和鈣質結核，形成承壓含水層，常被作為小型企業的供水水源。

2.2地下水資源的開發

隨著城市人口的增長和工業的迅速發展，地下水在中國的工業和市政供水中的重要性日益增加。根據國土資源部的統計，中國有1243個地下水開采水源地，以開采量大小和地下水類型統計，見表2。

表2中國地下水水源地類型統計

許多地區依賴於地下水。約有400個城市以地下水為供水水源，其中約60個城市以地下水供水為主，如石家莊、呼和浩特、沈陽、濟南、海口、西安、西寧、銀川、烏魯木齊和拉薩等。在許多城市，如北京、天津、大連、哈爾濱、南京、杭州、南昌、青島、鄭州、武漢、廣州、成都、貴陽、蘭州、長春、上海等，地下水與地表水一起作為供水水源。因此，地下水的水化學特徵和水質變化對於社會生產和人民身體健康非常重要。

3地下水的化學性質

3.1地下水水質分類

受賦存條件及形成機理控制，以及近代人類活動影響，地下水具有不同的水化學特徵。

傳統上，地下水水質的總體好壞是根據總溶解固體（TDS，原採用礦化度）來判斷，有淡水（＜1g/L），微鹹水（1～3g/L），鹹水（3～10g/L）和鹵水（＞10g/L）之分。

一般來說，從山區到內陸盆地，地下水水質具有明顯的水平分帶性，上游山區至戈壁礫石帶水質好，一般為淡水，礦化度小於1g/L，以潛水為主；下游細土平原帶具多層結構，為潛水、潛水－承壓水，水質一般也較好，礦化度一般小於1g/L，局部大於1g/L；而再向下游，水質越來越差，一般為微鹹水、鹹水甚至為鹵水。濱海平原，由於淺部含水層鹵水廣泛分布，造成供水困難。淡水分布於深層承壓含水層中，被大量開採用於工農業和人民生活。在一些濱海平原和沿海城市，存在分隔的多層含水層，上部鹵水含水層，深部淡水含水層。

從來源上看，地下水成分來源於大氣圈、土壤和水－岩作用（風化），以及人類活動的污染，比如采礦、地面清洗、農業、酸雨、生活和工業廢水。

地下水緩慢的地下運移，使得化學組分的賦存時間遠長於地表水。由於各地地表水水質的差異，很難用統一的單項指標來衡量地下水的水質及其變化。

一般地，可用一系列指標作為地下水水質評價參數（其中斜體字為基本參數，作為第一序列來考慮）：

（1）鹽度：Cl,SEC（specific electrical conctance）,SO₄,Br,TDS（total dissolved solids）,Mg/Ca,delta¹⁸O,delta²H,F。

（2）酸度和氧化還原狀況：pH,HCO₃,Eh,DO,Fe,As。

（3）放射性：³H,³⁶Cl,²²²Rn。

（4）農業污染：NO₃,SO₄,DOC（dissolved organic carbon）,K/Na,P，殺蟲劑、除草劑。

（5）礦業污染：SO₄,pH,Fe,As，一些金屬，F,Sr。

（6）城市污染：Cl,HCO₃,DOC,B，石油，有機溶劑。

3.2地下水水化學的區域性特徵

受氣候、地貌、水文等諸多因素的影響，我國淺層地下水的水質由東南向北及西北逐漸變化。

自昆侖山-秦嶺-淮河一線以南的濕潤地帶，大多數地區的地下水礦化度小於1.0g/L（濱海平原除外），而其中大部分地區是0.2～0.5g/L。水化學類型為重碳酸鹽型。

此線以北的乾旱、半乾旱地區的地下水礦化度較復雜。

東部平原的淺層地下水主要表現鹽化特徵，由山前平原的淡水（礦化度小於1.0g/L），向濱海平原漸變為微鹹水乃至鹹水。東部的松遼平原中部、下遼河平原和黃淮海平原普遍大於1.0g/L，黃河古三角洲及江蘇省濱海平原地下水礦化度由1.0g/L漸增至10.0g/L以上。

從內蒙古至西北乾旱區，地下水礦化度普遍高於1.0g/L，由內陸盆地邊緣向中部出現規律遞變，即由溶濾作用的低礦化重碳酸鹽型淡水，過渡為溶濾鹽化作用成因的成分復雜的硫酸鹽型鹹水帶，呈現水平分帶的特點。在年降水量僅10～50mm的荒漠化地區，地下水礦化度高達5～30g/L，局部有鹽沼出現。水化學類型的演變從山區向平原為重碳酸鹽型→硫酸鹽型→氯化物型逐漸過渡。

青藏高原的多年凍土區凍結層上的水，由於大氣降水和冰雪融水補給，水質良好，多為重碳酸鹽型，礦化度一般小於1.0g/L。凍結層之下的水，一般除第三紀砂岩外，水質良好。第四紀湖相沉積物中水的礦化度較高，多為鹹水湖。

3.3環境水文地球化學異常及其成因

在中國的地下水化學組分的區域性變化規律中，局部地區受自然環境、地質構造、岩性關系影響，形成某些成分的特殊分布，不利於人體健康，成為所謂的原生水文地質問題。

3.3.1元素過剩

許多地區地下水中鐵和氟離子含量過高。

北方由於土地鹽鹼化（大於17%的北方平原）鹵水廣泛分布。20世紀50年代，部分地區由於用黃河水大量灌溉，造成32萬畝土地的次生鹽鹼化。目前，在使用黃河水漫灌的河套平原和銀川平原，嚴重的土壤次生鹽鹼化依然存在。

青藏高原是富硼地區，岩石、土壤、溫泉、鹽湖的硼含量都十分高。

內蒙古巴丹吉林沙漠、騰格里沙漠、烏蘭布和沙漠、新疆的准噶爾盆地、塔里木盆地和藏北高原出現富砷（0.1～25mg/L）的潛水、湖水和礦泉水。

東北、華北、西北的油田地區，民用深井常富碘（0.300～1.920mg/L）。

元素過剩的成因可分為3類：

（1）蒸發濃縮型：東北西部平原、華北濱海平原、內蒙古高原、准噶爾盆地、塔里木盆地、柴達木盆地、藏北高原、關中盆地等地區，氣候乾燥，蒸發濃縮作用強烈，可溶性鹽類在相對低窪的地區富集，造成土壤鹽鹼化，潛水礦化度增高，常出現鹹水、苦水和肥水，水中一些與生命有關的元素，如Na、Mg、Ca、S（

）、Cl、N（

和

）、I、F、Se、As、B等含量過剩。在我國乾旱、半乾旱地區，已發現的地方病有氟中毒、慢性砷中毒、慢性亞硝酸鹽中毒、高碘性地方病甲狀腺腫、硼腸炎、地方性腹瀉（水中硫酸鹽過剩所致）、天然性放射性疾病等。

（2）礦床和礦化地層型：由於地下水經過近地表的礦床和礦化地層風化殼後形成元素的富集或過剩。許多金屬礦床，常常流行砷、汞、銅、氟、硫酸鹽和放射性元素中毒地方病。或者某些礦泉毒性元素含量較高，污染了礦泉流經的地區。

（3）生物積累型：水土中有些元素（Hg、Se、T1）通過生物富集，可以引起中毒性地方病。

3.3.2元素缺乏

元素缺乏的成因也可分為3類：

（1）濕潤山地型：降水豐沛的山區，特別是基岩裸露的山區，十分有利於水遷移能力強的元素淋溶流失，因此，山區常缺碘，如大小興安嶺、長白山、燕山、太行山、祁連山、天山、阿爾泰山、昆侖山、喜馬拉雅山、橫斷山、秦嶺、雲貴高原、大巴山、大別山、武夷山、南嶺等山脈，皆是較嚴重缺碘的地區。在西北乾旱地區和東南濕潤地區之間過渡地帶的山嶽丘陵，形成一條東北-西南走向的低硒地帶，在低硒帶內，流行與硒缺乏有關的動物白肌病，人類克山病和大骨節病。

（2）沼澤泥炭型：沼澤泥炭發育地區，由於水土還原性，動植物殘體的氧化分解作用弱，一些生命元素（I、Cu、Co、B、Se等）的遷移能力下降，有效態含量低，從而形成元素缺乏。

（3）沙土型：由於沙土有機含量低，水分和養分的保持能力差，所以一些生命元素（I、F、Zn、Mo、B、Cu、Se）容易流失。主要分布在沙漠邊緣地區和山前沖洪積扇上部。

由於上述各種原因造成地下水中化學成分的過剩或缺乏，對飲用者的健康不利，因此需要我們調查和解決。

3.4地下水開采造成的水質變化

在含水層開采使用過程中，由於水動力條件和天然化學平衡被破壞，地下水的成分會發生一定的變化，比如F,As的增加，對人體健康不利。潛水的水質變化也可以由滑坡、火災和其他改變（增加或減少）地面滲透、岩石出露、土壤表層條件，影響地表水入滲的地表作用造成。在我國的具體表現有：

（1）地下水硬度持續升高。如北京地下水硬度由50年代的10～16（德國度），目前大於30（德國度），甚至局部40（德國度）。

（2）濱海地區海水入侵，Cl離子含量增加，水質惡化。

（3）上下含水層貫通，水質好的含水層受到污染。

3.5地下水污染現狀（2000年）及變化趨勢（1996～2000年）

根據全國130個城市和地區2000年的地下水水質統計分析，全國地下水總體質量較好，但多數城市地下水仍受到一定程度的污染。

（1）東北地區主要為地下水總硬度、礦化度、硝酸鹽、亞硝酸鹽、鐵和錳超標；其次為硫酸鹽和氯化物。自1996年至2000年，東北地區地下水水質總體上保持穩定或略有好轉；在局部地段上有污染加重的趨勢。其原因為城區內工業和人口較集中，工業及生活污染物排放量大，且排放形式不合理，在市區周圍地區化肥農葯的使用量過大，也直接或間接地造成地下水水質污染。黑龍江省受原生地質環境影響，地下水中鐵和錳含量普遍偏高。

（2）華北地區地下水水質總體較差，長期超量開采地下水改變了華北地區地下水水動力條件，打破了原有的水鹽平衡；人類活動的加劇使地下水中的有害物質增多，造成了地下水總礦化度升高、淺層地下水污染、沿海地區海水入侵、氟碘離子升高等問題。因此，華北地區主要為總硬度、礦化度超標嚴重，特別是河北省的滄州市和廊坊市；其次為硫酸鹽、硝酸鹽、氯化物和氟化物；少數城市（如許昌市）細菌總數和大腸菌群亦超標明顯。1996年至2000年，內蒙古、北京和河北地下水水質基本穩定，超標組分和含量變化不大，山西省地下水水質波動變化明顯，天津市地下水水質污染有加重的趨勢。

（3）西北地區因人口密度及工農業發展水平的不同，主要城市和地區的地下水水質狀況差異也較大。地下水受污染的城市主要有蘭州、太原、西安、晉城、運城、銅川、呼和浩特、包頭、銀川，以淺層地下水污染嚴重。主要為總硬度、礦化度、硝酸鹽和硫酸鹽超標，其次為氯化物、氟化物、亞硝酸鹽和氨氮，個別城市（西安市和漢中市）六價鉻污染。新疆和寧夏主要城市的地下水水質較為穩定；而陝西省主要城市的地下水受工業和生活污染，水質惡化速率最快。蘭州市三灘地區地下水酚檢出率為74.5%，超標率為34.7%，氰檢出率為76.13%。太原市農業污水灌溉面積2.89×10⁴km²，其餘工業、生活污水也大都排入汾河，使地下水污染嚴重。太原盆地淺層水輕污染區682km²，主要指標酚含量0.00167mg/L，重污染區150km²，砷、氰含量分別為0.0265mg/L和0.0169mg/L。

（4）華東地區主要為亞硝酸鹽、氨氮、鐵和錳超標，部分城市地下水呈酸性，pH值超標嚴重。由於原生地質環境的影響，地下水中鐵、錳含量普遍較高，沿污染河段及城郊地區地下水「三氮」含量普遍較高。1996年至2000年，華東地區除山東省外地下水水質較為穩定。

（5）中南地區主要為亞硝酸鹽、硝酸鹽、氨氮、鐵和錳；其次為總硬度、氟化物和pH值。鐵和錳主要為原生環境引起的超標。近幾年，河南省的三門峽、鶴壁等市因工業「三廢」和生活垃圾不合理排放，致使地下水水質持續惡化。

（6）西南地區主要為總硬度、礦化度、亞硝酸鹽、氨氮、鐵和錳超標，其次為氟化物、硫酸鹽、有機酚、耗氧量和pH值，污染元素主要呈點狀分布，超標率較低。

（7）華南地區主要城市地下水污染元素主要有亞硝酸鹽、氨氮、鐵和錳，總硬度和硝酸鹽。另外，部分城市地下水呈酸性，pH值超標嚴重。

綜上所述，我國地下水污染有如下特點：

（1）從污染程度上看，北方城市污染普遍較南方城市重，污染元素多且超標率高。

（2）從超標成分看，「三氮」污染在全國均較突出，礦化度和總硬度超標主要分布在東北、華北、西北和西南地區，鐵和錳超標主要分布在南方地區。

（3）從變化趨勢看，我國大多數城市地下水水質趨於穩定或略有減輕，部分城市和地區污染加重，應引起重視。

參考文獻

[1]國土資源部地質環境監測中心年報，1996～2000.

[2]戎秋濤，翁煥新.環境地球化學.地質出版社，1998.

[3]Chen Mengxiong,Cai Zhuhuang.Groundwater resources and the related environ-hydrogeologic problems in China.Seismological Press,Beijing,2000.

Ⅳ 地下水水化學特徵

在天然條件下，地下水化學分帶在空間上具有明顯的規律性，從補給區到排泄區地下水的礦化度呈逐漸增高的變化趨勢，一般由低礦化度的重碳酸鹽淡水逐漸變化為礦化度較高的硫酸鹽水或氯化物水。據2002年三門峽地下水化學資料分析，三門峽盆地地下水化學成分具有明顯的分帶性。從盆地邊緣到盆地中心由HCO₃-Na·Mg→HCO₃-Ca·Mg→HCO₃·SO₄-Na·Ca·Mg→HCO₃·SO₄·Cl-Na·K水(圖4.1)。重碳酸鈉水主要分布於丘陵及黃土塬區，盆地中間，由於人類活動劇烈，大量開采地下水，形成了地下水位降落漏斗，成為地下水系統的排泄區，再加上地下水埋深淺，蒸發作用增強，鹽分濃縮聚集，形成了礦化度稍高的HCO₃·SO₄·Cl-Na·Ca水。

圖4.2 不同時間地下水水化學類型分布圖

由於近10年來大量開采地下水，導致地下水流場發生改變，致使1990年與2002年的地下水水化學場的分布有所改變(圖4.2)。在三門峽市區、陝縣老城和靈寶城區HCO₃·SO₄-Na·Ca·Mg型水2002年比1990年分布面積大。天然狀態下，地下水的流動是從黃土塬流向黃河，由於人為的影響，地下水流向變成了以城區為中心的排泄區，致使HCO₃·SO₄-Na·Ca·Mg型水分布面積變大，其中南關附近還出現了HCO₃·Cl-Na·K型水。另外，強烈的地下水開采導致包氣帶厚度增加，改變了含水介質的氧化還原條件，促使某些介質發生氧化，當大氣降水垂直入滲補給地下水時，氧化產物由於淋濾作用被帶入地下水中，從而使地下水中某些組分(如硫酸根、鎂、鈣離子)增加，不同程度地影響了地下水水質。除了過度開發地下水導致地下水水質發生變化外，人為活動產生的污染源也導致地下水水質惡化。

據1990年水化學資料，三門峽市淺層地下水水質均符合現行生活飲用水衛生標准，據2002年水化學資料，出現了大量的Fe離子，NH⁺₄+，NO^－₃，NO^－₂，細菌學指標SO^2－₄等超標點。Fe離子含量高達1.7mg/L，總溶解性固體含量大於2607.06mg/L(超標1607.06mg/L)，SO^2－₄含量大於250mg/L，高達294.42mg/L，NH⁺₄含量高達1.92mg/L，超標8.6倍。其NH⁺₄含量超標點大多數分布在農業活動區，礦化度的最大值也達到了1229.37mg/L。

總之，過度開采地下水，人為直接污染活動都惡化了研究區地下水水質，使地下水水化學場發生重分布。地下水水化學特徵發生了明顯的改變。

Ⅵ 求地下水水化學類型分類方法

地下水化學分類：舒卡列夫分類（據前蘇聯學者CAЩукалев）

首先，根據地下水中主要七種離子（其K+和Na+中合並，分為6種）的相對含量進行組合分類的一種方法。

如果某種離子含量（毫克當量百分數，或視毫摩爾百分含量）≥25%，參與組合定名，給定編號；

三類陽離子（Ca2+、Mg2+、K+和Na+）可以有7種組合方式；

三類陰離子（HCO3-、SO42-、Cl-）也可組合為7種；

陰、陽離子再組合共計為：7×7＝49種水型，參見表6-2。

表6—2舒卡列夫分類圖表

其次，再加上礦化度大小分為4組，即

A——＜1.5g/L，

B——1.5～10g/L

C——10～40g/L

D——＞40g/L

例如，上述庫爾洛夫式所表示的地下水為：B—46，即中等礦化度的Cl—NaCa型水

通常，A—1號水表示沉積岩地區淺層溶濾水的特點。而49—D型則是礦化度大於40g/L的Cl—Na型水，可能是與海水及海相沉積有關的地下水。

舒卡列夫分類表簡明易查，在系統分析水樣的化學試驗結果中被廣泛利用。

Ⅶ 地下水化學成分的分析內容與表示方法

(一)地下水化學成分的分析內容

地下水化學成分的分析是水文地質研究的基礎。工作目的與要求不同，分析項目與精度也不同。在一般水文地質調查中，分析方法主要有簡分析和全分析，有時為了配合專門任務，則要進行專項分析。

簡分析用於了解區域地下水化學成分的基本情況，可在野外利用專門的水質分析箱就地進行。簡分析項目少，精度要求低，簡便快速，成本不高，技術上容易掌握。分析項目除物理性質(溫度、顏色、透明度、嗅味、味道等)外，還應定量分析Cl^－，SO^2－₄，HCO^－₃，Ca²⁺，Mg²⁺，Na⁺，K⁺，總硬度，pH值等。

通過計算可求得水中各主要離子含量及總礦化度。定性分析的項目則不固定，較常見的有:NO^－₃，NO^－₂，NH⁺₃，Fe²⁺，Fe³⁺，H₂S及耗氧量等。分析這些項目是為了初步了解水質是否適合於飲用。

全分析項目較多，要求精度高。通常在簡分析的基礎上選擇有代表性的水樣進行全分析，以便全面了解地下水的化學成分，並對簡分析結果進行驗核。全分析並非分析水中的全部成分，一般定量分析HCO^－₃，SO^2－₄，Cl^－，CO^2－₃，NO^－₂，NO^－₃，Ca²⁺，Mg²⁺，Na⁺，K⁺，NH⁺₃，Fe²⁺，Fe³⁺，H₂S，CO₂，耗氧量，pH值及乾涸殘余物等。

在進行地下水的化學分析的同時，必須對有關的地表水體取樣分析，也要考慮大氣降水的化學成分，因為它們和地下水有水力聯系，直接或間接地影響地下水的化學成分。

地下水化學分析的結果，可以不同方法表示。

(二)地下水化學成分的表示方法

1.離子表示方法

由於地下水中的成分主要以離子狀態存在，所以水分析的結果應以離子的形式表示，才能代表其存在的真實情況。離子含量有四種表示方法，即:每升的毫克數;每升的毫克當量數;毫克當量百分數;每升的毫摩爾數(毫摩爾濃度)。

(1)離子毫克數

離子毫克數是以離子在水中的實際質量(每升水中所含毫克)來表示水化學成分的一種方法。這種表示方法並未反映水溶液中各種離子之間的化合關系。

(2)離子毫克當量數

元素互相化合時，皆以當量為准。以離子在水中的當量數來表示化學成分，可以反映各種離子之間數量關系和水化學性質。

某離子的毫克當量數按下式計算:

普通水文地質學

普通水文地質學

水中陰、陽離子的當量總數理論上應該相等，否則就有錯誤，或者還有某些離子沒有測出。據此原理，可以檢查分析結果的正確性。

全分析時允許誤差不超過2%;簡分析時不超過5%。誤差計算如下:

普通水文地質學

式中:Σa為1L水中陰離子毫克當量總數;ΣK為1L水中陽離子毫克當量總數;e為分析誤差的百分數。

(3)離子毫克當量百分數

為了將礦化度不同的水進行比較和確定水的化學類型，通常將陰陽離子當量總數各作為100%來計算。離子毫克當量百分數可按下式計算:

普通水文地質學

上述三種表示方法各有優缺點，所以在實際工作中通常三種方法同時使用(表5－14)，以便互相補充。

表5－14 化學成分三種表示方法換算對比表

(4)摩爾表示法

摩爾是表示物質質量的單位，數值上等於該原子(離子)的原子量，如Ca²⁺為40，Cl^－為35.5。

離子的摩爾濃度以每升水中含該離子的摩爾數表示。

普通水文地質學

因毫克當量濃度和毫摩爾濃度不同，用毫摩爾百分數和用毫克當量百分數表示法得出的結果可能不同，所以得出的水化學類型也不同。毫克當量雖為非法定單位，但目前習慣上還是採用毫克當量百分數表示法來確定地下水的化學類型和進行水化學分類。

2.庫爾洛夫式表示法

庫爾洛夫式是用分數的形式來表示水化學成分的，分子表示陰離子，分母表示陽離子，單位為毫克當量百分數，排列次序從左到右為含量減少方向。含量小於10%毫克當量的離子不列入式內。礦化度(M)、氣體成分及特殊組分，列在分式的左邊，單位為g/L，右邊列上水溫(t℃)、pH值等。表示式中各種含量一律標於該成分符號的右下角，將右下角的原子數移至右上角，例如:

普通水文地質學

庫爾洛夫式法表示簡單，既能反映地下水的化學成分特徵，又能據此直接確定出地下水化學類型。水化學類型定名時，只考慮毫克當量大於25%的陰、陽離子成分。上例地下水類型可定為HCO₃－Ca型水。

現有河北某區水化學分析結果如下(mg/L):

離子成分:［K⁺］:27.40，［Na⁺］:12.46，［Ca²⁺］:66.56，［Mg²⁺］:16.14，［NH⁺₄］:0.28，［Cl^－］:35.20，［SO^2－₄］:68.67，［HCO^－₃］:160.49，［NO^－₃］:61.66。

微量組分:［F^－］:0.11，［Sr］:0.37，［H₂SiO₃］:17.78，［CO₂］:1.33。

其他要素:M=386.51，pH=7.8，t=20℃，Q=15.78L/s

下面給出庫爾洛夫式表示的計算過程。

(1)計算各離子毫克當量數

普通水文地質學

(2)計算各離子毫克當量百分數

陰離子的毫克當量總數為:

普通水文地質學

陽離子的毫克當量總數為:

普通水文地質學

(3)誤差的計算

普通水文地質學

(4)計算各離子的毫克當量百分數

普通水文地質學

(5)書寫庫爾洛夫式

普通水文地質學

這種水的化學類型為HCO₃－Ca型水。

Ⅷ 地下水化學類型及其分布

本區地下水主要接受大氣降水和地表水補給，且多為淺層交替劇烈的溶濾水，無色、無味、透明。根據地下水水質分析結果，區內地下水化學類型可歸納為以下兩種類型：

（1）重碳酸型水。該類型水是實習區內的一種主要地下水化學類型，廣泛分布於第四系鬆散堆積層孔隙水、白堊系衢江群淺部、碳酸鹽岩類裂隙岩溶水、碳酸鹽岩類夾碎屑岩類岩裂隙岩溶水中。

（2）重碳酸硫酸型水。主要分布於江山港河漫灘、白堊系衢江群、奧陶系、石炭系下統以及燒石灰、開採煤、磷灰石、石灰石礦鄰近地區及其下游的坡積層中。此外，人類活動、工農業生產污染的局部地段也有分布。

Ⅸ 地下水化學類型用舒卡列夫法怎麼分類啊，望高手指點下，舉幾個具體的例子

根據礦化度大小, 將地下水分為四組：A組為礦化度<1.5g/L; B組為1.5—10g/L; C組為10—40g/L; D組為>40g/L。(網路的答案)
按照礦化度的大小，可以將地下水分為5類：淡水<1g/L,弱礦化水1～3<1g/L，中等礦化水3～10<1g/L，強礦化水10～50<1g/L，鹵水>50<1g/L。（自然地理學，劉南威）

Ⅹ 地下水水化學類型分類方法，這個是根據什麼規范分類的呢

地下水分高硬度水、低硬度水、礦泉水