地下水水化學類型怎麼劃分

㈠ 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 不勝感激!

根據礦化度大小, 將地下水分為四組：A組為礦化度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

㈡ 地下水化學成分的基本成因類型

地球上的水圈是原始地殼生成後，氫和氧隨同其他易揮發組分從地球內層圈逸出而形成的。因此，地下水與其他形式的水一樣都是起源於地球深部層圈。從形成地下水化學成分的基本作用出發，可將地下水分為三個主要成因類型：溶濾水、沉積水和內生水。

1.溶濾水

含有O₂與CO₂的大氣降水或地表水滲入地下後，溶濾它所流經的岩土，而獲得其他的化學成分，這種水稱之為溶濾水。溶濾水的成分受氣候、地形、地貌及流經岩性等因素的影響。

地下水流經的岩土對溶濾水的水化學成分有一定的影響。在含有石膏沉積的第三系地層分布區，水中含有較多的Ca²⁺和。石灰岩、白雲岩等碳酸鹽沉積區的地下水，以、Ca²⁺和Mg²⁺為其主要成分。酸性岩漿岩地區的地下水大多為HCO₃ -Na型水。煤系地層分布區及有色金屬礦床附近常形成硫酸鹽型水。

氣候對溶濾水的化學組分的影響十分顯著。在氣候炎熱潮濕地區，不同性質的岩土經過長期充分的洗蝕，易遷移的離子大部分均已淋失，剩下的是碳酸鹽、二氧化硅和氧化鋁等難以遷移的礦物。盡管原來地層的岩性不同，最終在淺部會形成低礦化的重碳酸鹽型水，並且，硅酸佔有一定的比例。在乾旱氣候條件下，蒸發強烈，不論地層岩性如何，淺部地下水都會由重碳酸鹽型水轉變為硫酸鹽型水，最終形成礦化度很高的氯化鈉型水。總的來說，氣候是決定地殼淺部元素遷移的重要因素，區域性的溶濾水化學成分反映了氣候的影響。

地形對溶濾作用的影響，是通過地下水徑流條件起作用的。在切割強烈的山區，地下水徑流條件好，徑流強烈，水交替迅速，地下水滯留時間短，岩層中的易溶成分不斷被溶濾並被帶走，故地下水的礦化度低，以重碳酸鹽型水為主。地勢平坦的地區，地下徑流緩慢，水交替微弱，水與岩土作用時間長，地下水中易溶離子含量和礦化度較高。

在氣候、地形、地貌及岩性等因素的綜合作用下，潛水化學類型具有分帶性。區域分帶性主要受氣候的控制，在沿地下徑流方向也顯示出分帶性。我國西北地區氣候乾旱的大型斷陷盆地中，潛水的分帶性表現得十分典型和完整。如青海的柴達木盆地，從盆地邊緣的洪積扇頂部，到盆地中心的察爾汗鹽湖，基本可分為三個水化學帶：第一帶，是重碳酸鹽型水帶，位於洪積扇中、上部的戈壁礫石帶，以、Ca²⁺為主，礦化度小於1 g/L；第二帶，是硫酸鹽型水帶，位於洪積扇下緣的細土帶，陰離子以為主，陽離子逐漸由Ca²⁺變為Na⁺，礦化度為1～3 g/L；第三帶，為氯化物型水帶，位於湖積細土平原-鹽湖，以Cl^-、Na⁺為主，礦化度一般大於30 g/L，到察爾汗鹽湖附近，礦化度高達100～300 g/L。

這些地區不僅在平面上具有水化學分帶特徵，而且在一些部位也呈現出垂直分帶的特點：在洪積扇下緣—湖區，為地下水泄出帶，地下徑流以由下而上的越流排泄為主，下部為重碳酸鹽型水；地下水在向上徑流時，逐漸變為硫酸鹽型水；到了近地表處，由於蒸發強烈，濃縮作用加強，成為以Cl^-、Na⁺為主的氯化物型水。

與大氣圈聯系較為密切的基岩中開啟構造中的承壓水，以及平原地區的淺層承壓水，也都屬於溶濾水。如黃河中下游平原，由黃河古河道形成的淺層承壓含水層，由於開啟性好，滲透性強，水交替強烈，溶濾作用發育，往往形成低礦化的重碳酸鹽型水；而在其兩側，多為古河間窪地，徑流條件差，水交替微弱，則形成較高礦化度的硫酸鹽型水，乃至高礦化的氯化物型水；古河道上游地區主要為重碳酸鹽型水，向下徑流過程中，水交替變弱，礦化度逐漸增高，地下水類型逐漸過渡為硫酸鹽-氯化物型水。

半乾旱的華北平原的潛水和淺層承壓水，水化學類型也顯示出分帶性，但要復雜得多，不但受控於近代的氣候和地形、地貌，而且還受控於古氣候、古地理和古沉積環境。

2.沉積水

沉積水是指與沉積物同時生成的地下水。在連續沉降的盆地中，沉積物連同生成時的水一起逐漸地被深埋。盡管不同水體（海相、河相、湖相）的沉積物，具有不同的原始化學成分，但在漫長的地質時期中，賦存在含水層中的沉積水由於流動性好，經受了一系列的復雜變化後，已面目全非。賦存在海相淤泥中的沉積水，由於淤泥滲透性差，其中的沉積水受到外界的影響小，其化學成分在一定程度上反映了古沉積盆地的水化學特徵，一直受到研究者的重視。

海相淤泥沉積物具有的特點是：孔隙度、含水量和比表面積大，滲透性很差，其中的孔隙水滲出極為緩慢，通常含有機質和各種微生物。由於處在還原環境中，有利於各種生物化學作用的進行。

海水的平均化學成分是礦化度為35g／L的氯化鈉型水（r（Na）/r（Cl）=0.85，Cl/Br=293）。在漫長的地質時期中，海相淤泥中的沉積水歷經各種變化，其成分與現代海水相比，有以下特徵：①礦化度很高，最高可達300g／L；②硫酸根離子減少，甚至消失；③鈣的相對含量明顯增大，鈉減少，r（Na）/r（Cl）<0.85；④溴、碘富集，尤其是碘含量增加，Cl/Br變小；⑤出現硫化氫、甲烷、銨、氮；⑥ pH值增加。

對於海相沉積水礦化度的增大，有不同的解釋，一般認為是海水在潟湖中濃縮所致，也有人認為是沉積物被深埋後，在深部高溫蒸發所致。

脫硫酸作用對海相沉積水成分改變影響最大，它使水中的減少乃至消失，出現H₂ S，含量增加。含量增加與pH值的升高，會使部分碳酸鈣和碳酸鎂沉澱析出，令水中的Ca²⁺、Mg²⁺減少。

海相沉積水中鈣的增多，雖然認為是陽離子吸附交換的結果，但有人認為，在淺海盆地的水下三角洲，當河流將吸附的大量Ca²⁺粘土帶入海洋時，產生吸附交替反應，使鈣析出，增加了水中Ca²⁺的含量。在克拉瑪依油田，烏爾禾組水下三角洲儲油構造（埋藏深度為3000m左右）中的油田水就屬於該成因的高礦化氯化鈣型水。

海相淤泥中生物遺骸的分解使溴、碘富集，並產生甲烷等有機氣體。

海相淤泥在成岩過程中受到上覆地層壓力壓實時，一部分被擠壓進入相鄰顆粒較粗的地層中，形成後生沉積水，這種水廣泛存在於儲油構造中；另一部分則仍保留在淤泥層中，這便是同生沉積水。

埋藏在地層中的海相淤泥沉積水，由於地殼運動而被剝蝕出露地表，或由於斷裂構造與外界連通，沉積水有可能被溶濾水所取代，但也可能出現溶濾水與沉積水相混合的情況，形成新的水化學成分。

3.內生水

內生水是源自地球深部層圈的水。目前對內生水的研究還不成熟，人們僅能從岩體中的包裹體溶液和現代火山噴出的蒸汽冷凝水中得到一些粗淺的認識。

在太平洋、大西洋等大洋的洋中脊-海底擴張帶上，當海底擴張時，內生水伴隨來自地球深部的玄武岩噴發，進入水圈。另外，內生水也可通過某些深大斷裂加入到高溫熱泉中，如海洋底部的含有金、銀等金屬的高溫熱泉。雖然人們可以從這兩方面感受到內生水的存在，但對內生水的典型化學特徵至今仍不清楚。內生水的研究仍屬地質學和水文地質學中有重要理論研究意義的一個難題。

㈢ 　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。

㈣ 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。

㈤ 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。

㈥ 水化學類型的劃分

關於地下水的化學分類，不同的作者提出了不同的方法，其中大多數都在一定程度上利用了主要陰離子與主要陽離子間的對比關系。

1.舒卡列夫分類法

舒卡列夫分類根據地下水中6種主要離子（Na⁺、Ca²⁺、Mg²⁺、

、

、Cl^—、K⁺合並於Na⁺）及礦化度劃分。具體步驟如下：

第一步，根據水質分析結果，將6種主要離子中毫克當量百分數大於25%的陰離子和陽離子進行組合，可組合出49型水，並將每型用一個阿拉伯數字作為代號（表1—4）。

第二步，按礦化度的大小劃分為4組。

A組 M≤1.5g/L；

B組 1.5＜M≤10g/L；

C組 10＜M≤40g/L；

D組 M＞40g/L。

第三步，將地下水化學類型用阿拉伯數字（1～49）與字母（A、B、C或D）組合在一起表示。

例如，1—A型，表示礦化度不大於1.5g/L的HCO₃—Ca型水，沉積岩地區典型的溶濾水；49—D型，表示礦化度大於40g/L的Cl—Na型水，該型水可能是與海水及海相沉積有關的地下水，或是大陸鹽化潛水。

這種分類法的優點是簡明易懂，可以利用此表系統整理水分析資料。其缺點是：以毫克當量大於25%作為劃分類型的依據不充分，此外，劃分出的49種水型是由組合方法得到，實際上有些水型在自然界中很少見到，也難以解釋它的形成過程。

表1—4 舒卡列夫分類表

2.布羅德斯基分類法

布羅德斯基分類法與舒卡列夫分類法相似，都是考慮六種主要離子成分及礦化度，兩者間所不同的是將陰、陽離子各取一對進行組合，便得出36種地下水類型，礦化度按圖1—7進行分類。

圖1—7 布羅德斯基分類法示意圖

1—＜0.5g/L；2—0.5～1g/L；3—1～5g/L；4—5～30g/L；5—＞30g/L；6—沉積岩中循環水礦化作用的一般方向；7—火成岩中循環水礦化作用的一般方向

布羅德斯基分類法的優點：即可用來分析地下水形成的規律和循環條件。例如在典型的山前傾斜平原的地下水，其化學成分的形成和作用方向具有一定的規律；在徑流帶內，地下水運動比較強烈，岩石中的可溶性鹽類大部分被溶解，剩下的只是鈣、鎂的碳酸鹽，所以在這一帶的地下水為淡水（礦化度小於1g/L），到了溢出帶，地下水的礦化度逐漸增高，當地下水流至垂直交替帶時，不僅運動緩慢，而且消耗於蒸發，故地下水礦化度極高。這種礦化度由低逐漸增高的作用，布羅德斯基稱它為總礦化作用。

布羅德斯基分類法的缺點：當兩種離子的含量差別不大時，這種主次劃分就失去了意義，甚至可能將本來屬於同一類的水劃分為不同類型。此外，這種分類是不管成對離子含量多少，都要陰陽離子各取一對，如果水中僅有一種離子含量占優勢，而另一種離子含量甚微時，分類中仍要表示出來，這樣會導致在分析水化學成分形成規律時不能確定主導因素，可能會得出某些不正確的結論。

3.阿廖金分類法

阿廖金分類法是由俄國學者O.A.Aleken提出的，按水體中陰陽離子的優勢成分和陰陽離子間的比例關系確定水質化學類型的一種方法。該方法的具體操作步驟如下：

第一步，列出各計算分區中具有代表性水樣的

、

、Cl^—等3個陰離子和Ca²⁺、Mg²⁺、Na⁺等3個陽離子的濃度含量（均以毫克當量表示）。

第二步，根據各水樣中含量最多的陰離子將這些水樣分為三類：重碳酸類（以C表示）、硫酸類（以S表示）、氯化類（以Cl表示），它們的礦化度依次增加，水質變差。

第三步，在每類中再根據水樣中含量最多的陽離子進一步分為鈣質（Ca）、鎂質（Mg）、鈉質（Na，鉀與鈉合並）三組。

第四步，按各水樣中陰陽離子含量的比例關系分為四種類型：

Ⅰ型

，在S類與Cl類的Ca及Mg組中均無此型；

Ⅱ型

，多數淺層地下水屬於此型；

Ⅱ型

，或Cl^—＞Na⁺，此型為高礦化水；

Ⅳ型

。此型為酸性水，C類各組及S和Cl類的Na組中無此型。

阿廖金分類圖解如圖1—8所示。

圖1—8 阿廖金分類圖解

第Ⅰ型水的特點是

。該型水由火成岩地區溶濾作用形成，含有相當數量的鈉和鉀，它也可以由水中的鈣同岩石中鈉之間的交換作用形成。該型水是鹼性的軟水，礦化度低（在內陸湖中或某些油田水中，可以出現高礦化度）。

第Ⅱ型水的特點是

，硬度大於鹼度。從成因上講，該型水與各種沉積岩有關，主要是混合水。大多屬低礦化度和中礦化度的河水。湖水和地下水屬於這一類型（有

硬度）。

第Ⅲ型水的特點是

或者為Cl^—＞Na⁺。從成因上講，該型水也是混合水，由於離子交換使水的成分劇烈變化。成因是天然水中的Na⁺被土壤底泥或含水層中的Ca²⁺或Mg²⁺交換。大洋水、海水、海灣水、殘留水和許多高礦化度的地下水屬於此種類型（有氯化物硬度）。

第Ⅳ型水的特點是

含量為0，即該型水為酸性水。在重碳酸類水中不包括此型，只有硫酸鹽與氯化物類水中的Ca²⁺組與Mg²⁺組中才有這一型水。天然水中一般無此類型（pH＜4.0）。

上述類型的差異是水體所處自然地理環境造成的，一般來講，它們有一定的地理分布規律。

第五步，按照阿廖金的分類，水的類別是用主要陰離子的化學符號（即C、S、Cl）表示，組別用主要陽離子的化學符號（即Ca、Mg、Na）表示，而型別用腳碼表示。表達式以「類」為基號，以組為上腳號，以型為下腳號，如C類Ca組Ⅱ型可表示為

，又如Cl類Mg組Ⅳ型表示為

。此外，有時還可標上礦化度（精確度至0.1g/L），表達式為

。此分類法是兼顧了主要離子及離子間對比的劃分原則，在一定程度上反映水質特點變化的規律性。如礦化度的變化，礦化度逐漸增大的方向是：[C]＜[S]＜[Cl]，Ca＜Mg＜Na，Ⅰ＜Ⅱ＜Ⅲ。

阿廖金分類法具有許多優點，它適用於絕大部分天然水，簡明易於記憶，而且能將多數離子之間的對比恰當的結合，可以用來判斷水的成因、化學性質及其質量。

復習思考題

1.地下水的化學組分有哪些？

2.論述地下水的形成作用有哪些？

3.掌握地下水水質的三類綜合評價指標。

4.掌握地下水化學類型的分類方法。

㈦ 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