❶ 地下水有哪些主要的化學成分
1、主要成分是水，不解釋
2、含有礦物質，與岩石和土壤接觸時，溶解的，濃度不是很大
3、常見的有：鉀、鈉、鎂、鈣、氯、硫酸根和碳酸氫根
4、鈣、鎂決定硬度
5、不同的地下水，成分不同。
❷ 地下水中的主要化學成分
地下水是由各種無機物和有機物質組成的天然溶液，從化學成分來看，它是溶解的氣體、離子以及來源於礦物和生物膠體物質的復雜綜合體。
(一)地下水中的主要氣體成分
地下水中溶有不等量的氣體，一般其含量為10－4%～10－1%，常見的氣體有氧(O2)、氮(N2)、硫化氫(H2S)、二氧化碳(CO2)等。
1.氧(O2)、氮(N2)
氧是地殼中分布最廣的元素，地下水中氧主要來源於大氣，在高度25km大氣圈中氧的含量佔20.95%。植物的光合作用也能析出氧。近地表的地下水中氧的含量多，越往深處，含量越少，其變化范圍通常在每升十幾毫克以內。氧在水中有較大的溶解度，其溶解量與水的礦化度、埋藏深度、大氣壓力等有關。含溶解氧多的水，說明處於氧化環境。
氮在空氣中佔78.09%，地下水中的氮氣主要來源於大氣，結晶岩地區一些構造破碎帶的低礦化含氮溫泉，以及火山熱液氣體成分中，經常含有氮氣(表5－6)。氮的溶解度與溫度有關，但它的變化幅度較小。
表5－6 火山熱液氣體成分的含量(單位:%)
2.硫化氫(H2S)
天然水中硫化氫的含量很少，能夠呈溶解氣體和硫氫酸鹽的離解形式存在，但各種形式的存在狀況與pH值有關系(表5－7)。
地下水中硫化氫來源於硫酸鹽的還原、硫化物的分解以及火山噴發物質。
普通水文地質學
某些地下熱水、工業廢水及生活污水中也含有H2S。硫化氫含量大於2mg/L的地下水，稱為硫化氫礦水。在某些油田水中，每升水中硫化氫含量可高達幾克，因此，常以此作為尋找油氣田的間接標志。
表5－7 硫化氫和硫氫酸的存在形式與pH值的關系
3.二氧化碳(CO2)
二氧化碳的來源很復雜，它可能來自大氣(空氣中二氧化碳佔0.03%);土壤中生物化學作用(土壤中每年形成13.5×1010t二氧化碳);火山岩漿活動地帶碳酸鹽遇熱分解:
普通水文地質學
沉積岩中含碳酸鹽岩石與酸性礦水作用也能形成二氧化碳:
普通水文地質學
地下水中的pH值決定了各種形式碳酸的含量(表5－8)。地下水中二氧化碳含量通常為每升幾十毫克，一般不超過150mg/L，由於二氧化碳的存在，使水的類型、侵蝕性、礦化度等發生了變化。
表5－8 pH值與碳酸形態之間的關系表
(二)地下水中的主要離子成分
地下水中離子成分是水溶解礦物鹽分的產物。地下水中分布最廣的有Cl－，SO2－4，HCO－3，Na+，K+，Ca2+，Mg2+七種離子。這七種離子在很大程度上決定了地下水化學的基本特性。
1.氯離子(Cl－)
氯離子是地下水中分布最廣的陰離子，溶解度比較高，幾乎存在於所有的地下水中，其含量由每升數毫克至百餘克，在弱礦化的地下水中，氯離子含量極少，隨著礦化度的增加，氯離子含量有所增加。在乾旱地區的潛水中，氯離子含量與礦化度成正比。
地下水中氯離子來源於鹽岩礦床、岩漿岩的風化礦物(如氯磷灰石Ca5［PO4］3Cl、方鈉石Na8［AlSiO4］6Cl2)，火山噴發物質等。此外，還來源於生活污水及工業、農業排放的廢水。在沿海地區由於海水入侵使氯離子含量增高。
2.硫酸根離子(SO2－4)
地下水中硫酸根離子的含量每升水中由十分之幾毫克至數十克不等，由於鈣離子的存在使硫酸根離子的含量受到限制，因為它們能形成CaSO4沉澱。在中等礦化的水中，硫酸根離子可成為含量最高的陰離子。
地下水中硫酸根離子來源於石膏及其他硫酸鹽沉積物的溶解，硫化物和自然硫的氧化。如:
普通水文地質學
火山噴發時，有相當數量的硫化物和硫化氫氣體噴出並被氧化成硫酸根離子。
硫酸根離子也來自有機質的分解及某些工業廢水，因此，居民點附近地下水中SO2－4的存在常常和污染有關。
3.重碳酸根離子(HCO－3)
重碳酸根離子是地下水中重要的組成部分。它是低礦化水的主要陰離子成分，常和Ca2+，Mg2+共存，其含量一般小於1g/L。當地下水中有大量二氧化碳時，重碳酸根離子的濃度大大增加。在碳酸水中可達1.24g/L或更多，而在河、湖水中不超過250mg/L。
地下水中重碳酸根離子主要來源於碳酸鹽岩類(如石灰岩、白雲岩、泥灰岩)的溶解。
普通水文地質學
在岩漿岩與變質岩地區來自鋁硅酸鹽礦物(如鈉長石鈣長石)的風化。
4.鈉離子(Na+)
天然水中，鈉離子的分布在陽離子中占首位，海水中鈉離子含量佔全部陽離子的84%。鈉鹽具有較高的溶解度，在低礦化水中鈉離子含量由每升幾毫克至幾十毫克，隨著礦化度的增加鈉離子含量也增加，在鹵水中最高含量可達每升數十至百克。
地下水中鈉離子來源於鹽岩礦床及火成岩和變質岩中含鈉的礦物(如鈉長石、斜長石、霞石)的風化。如:
普通水文地質學
鈉還可以由含有吸附鈉的岩石與含有鈣離子的水發生陽離子交替吸附作用，使原來岩石上吸附的鈉離子轉入地下水中。
5.鉀離子(K+)
鉀在地殼中的含量與鈉相似(鉀佔2.59%，鈉佔2.83%)，鉀離子來源於含鉀鹽沉積物的溶解及岩漿岩、變質岩中含鉀礦物的風化。鉀同鈉一樣與主要陰離子組成易溶化合物(KCl，K2SO4，K2CO3)。鉀鹽的溶解度較大，但在地下水中鉀離子的含量卻很少，一般只有鈉離子含量的4%～10%，其原因是鉀離子易被植物吸收和黏土膠體吸附，也可形成難溶的次生礦物(如水雲母等)。
6.鈣離子(Ca2+)
鈣離子是低礦化水的主要陽離子，由於鈣鹽的溶解度很小，因此，在天然水中鈣離子的含量並不高，一般很少超過1g/L。只有在深層的氯化鈣鹵水中鈣離子的含量才能達到每升幾十克。
鈣離子的主要來源是石灰岩、白雲岩和含鈣硫酸鹽礦物的溶解及岩漿岩與變質岩中含鈣礦物的風化。
7.鎂離子(Mg2+)
鎂離子在地下水中分布也很廣，但絕對含量卻不高。Mg2+在低礦化水中，可達數毫克每升，中等礦化水中幾克每升，高礦化水中可達幾十克每升。鎂鹽的溶解度大於鈣鹽，但在地下水中鎂離子的含量比鈣離子少，其主要原因是鎂離子易被植物攝取，易參與次生礦物生成。
鎂離子的主要來源是白雲岩、泥灰岩的溶解或基性、超基性岩石中某些礦物(黑雲母、橄欖石、角閃石等)的風化和分解。
(三)地下水中的主要微量元素
地下水中的元素含量小於10mg/L時稱為微量元素。常見的微量元素有:溴(Br)、碘(I)、氟(F)、硼(B)、磷(P)、鉛(Pb)、鋅(Zn)、鋰(Li)、銣(Rb)、鍶(Sr)、鋇(Ba)、砷(As)、鉬(Mo)、銅(Cu)、鈷(Co)、鎳(Ni)、銀(Ag)、鈹(Be)、汞(Hg)、銻(Sb)、鉍(Bi)、釩(V)、鎢(W)、鉻(Cr)、錳(Mn)及放射性元素:鈾(U)、鐳(Ra)、氡(Rn)、釷(Th)等。
水中微量元素呈膠體、分子或離子等形式存在。它們的含量一般低於1mg/L，因此，常用μg/L表示。
下面著重介紹地下水中常見的溴、碘、氟、硼四種微量元素。
1.溴(Br)
溴是地殼中數量不多且處於分散狀態的元素。它在天然水中的含量低於氯。淡水中的溴含量為0.001～0.2mg/L;海水中為65mg/L;礦水中溴的含量較高，為10～50mg/L;某些鹽湖水中可高達900mg/L;油田水中最高可達2000mg/L。
溴與氯一樣，隨礦化度增加而增加。結晶岩、沉積岩和土壤中處於分散狀態的溴和海洋中的溴是地下水中溴的主要來源。
2.碘(I)
碘在天然水中的含量比溴少，海水中碘含量為0.05mg/L，鹽湖鹵水中不含碘。與溴相似，在石油天然氣田中聚集了大量碘。我國四川盆地某石油井在5237m深處地下水中含碘量高達586mg/L。
碘是人體中不可缺少的重要元素，地下水中碘的高含量可能與有機質有關，或從海水蒸發進入大氣，形成降水入滲到含水岩層中。
3.氟(F)
河水、湖水和自流水鑽孔中的氟含量為0.3～1.0mg/L，海水中氟含量在1mg/L左右，礦泉水中氟含量增高，如雲南騰沖礦泉中氟的最高含量可達32.50mg/L，鹽湖鹵水可達37.80mg/L。
含氟礦物(如磷灰石、螢石、電氣石、雲母)是地下水中氟離子主要來源。岩石的平均含氟量以酸性岩最高，超基性岩最低。在現代火山活動區，氟可能來源於初生水。
4.硼(B)
硼屬稀散元素。天然水中都含有硼元素，但含量不高。礦化度低的地下水中硼含量為每升千分之幾到萬分之幾毫克;海水中硼為1.50～4.44mg/L;鹽湖鹵水中硼含量可高達150.00mg/L。地下水中的硼是從溶濾海相沉積岩或火山活動區岩石中富硼礦物進入地下水中的。
(四)地下水中其他成分
1.膠體成分
純水一般呈真溶液狀態，由於溶解某些鹽類或含有固體懸浮物質往往形成膠體溶液或懸濁液。組成地下水中膠體成分很多，但由於許多膠體成分不穩定，易生成次生礦物而沉澱。地下水中膠體成分主要有硅酸、氫氧化鐵、氫氧化鋁等。
(1)硅酸
硅酸是很弱的酸，它的離解程度很低。硅酸在每升地下水中的含量一般是十分之幾毫克，少數達幾毫克，但在鹼性熱水中，它的溶解性能好，可達到100mg/L。我國南方多雨潮濕的結晶岩地區，在一些低礦化度水中富集了硅酸鹽型水。黏土礦物即是硅鋁酸化合物膠體，最簡單的形式是Al2O3·2SiO2·2H2O，硅鋁酸陰離子使黏土膠體粒子帶有負電荷，是吸附陽離子的主要原因。
(2)氫氧化鐵
在還原環境中，地下水中的鐵通常以低價Fe2+出現，亞鐵離子在水中是不穩定的，極易氧化成氫氧化鐵析出:
普通水文地質學
膠體氫氧化鐵在地殼中分布很廣，也是鐵在天然水中存在的主要形式之一。
(3)氫氧化鋁
氫氧化鋁膠體主要由鋁硅酸鹽風化分解而來，但很不穩定，容易形成水礬土，葉蠟石等次生礦物，氫氧化鋁在地下水中含量不高。
2.有機質
有機質的化學成分十分復雜。構成有機質的主要元素碳、氫、氧佔98.5%，此外還有少量的氮、磷、硫、鉀、鈣等元素。
地下水中的有機質大部分由腐殖質所組成，它是有機質經微生物分解後再合成的一種褐色或黑褐色的膠體物質。沼澤地區的地下水，有機質含量較高，呈酸性。油田水中有機質含量最高達n×10－1%。大氣降水和海洋水中有機質的含量最少。其他地下水中含量只有n×10－3%。
地下水中有機質的主要來源是土壤、岩石或石油天然氣的溶解，細菌或生物的作用，沿海鹽水的侵入等。此外，工業廢水、石油、天然氣、煤等礦產的開發，農業排灌以及城市污染等也能形成有機質。
3.細菌成分
地下水中的細菌成分來自生活污水、生物製品、造紙等各種工業廢水，這些污水中往往含有各種病原菌，流入水體後會傳染各種疾病。此外，人類及動物的排泄物也能產生致病菌，污染地下水。
水的細菌分析結果一般用細菌總數(每升水中)、菌度(含有1條大腸桿菌的水的毫升數)和檢定量(1L水中大腸桿菌的含量)表示(表5－9)。我國規定1mL飲用水中細菌總數不得超過100個，大腸桿菌不得超過3個。
表5－9 地下水衛生狀況按菌度劃分
❸ 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。
❹ 地下水的化學成分及其形成作用
地下水化學組分受地質、水文地質條件、地貌和氣候的控制，依地下水的補給、徑流、排泄條件，呈規律性的分布。
山區、崗地和山前傾斜平原中上部為溶濾帶，地下水交替條件好，一般為重碳酸型低礦化淡水，水質良好；沉積岩地區鈣含量高，一般不缺碘；岩漿岩地區鈉鎂含量高，在豫西、大別山岩漿岩分布區則碘含量低，氟含量高。
平原區由於地下水溶解易溶鹽，愈接近前緣，水位變淺，徑流滯緩，垂直交替作用強烈，使鹽分濃縮，導致淺層地下水由山前向平原水化學見明顯的分帶性，即由重碳酸型過渡到重碳酸、硫酸、氯化物型，礦化度由低逐步增高，水質由淡水變成微咸、半鹹水。黃河沖積扇，上部地下徑流相對流暢、水化學屬重碳酸型，為淡水；到中下游的新鄉、開封東部等地，硫酸鹽增高，相間分布有微鹹水；前緣地帶特別是商丘、安陽東部，地勢低平，地下水徑流滯緩，蒸發強烈，出現重碳酸、氯化物型水，礦化度2～3g/l，且西北東南向呈條帶狀分布有大於3～5g/l的半鹹水，淺層鹹水、半鹹水的分布面積為4920km2。
平原區中深層地下水，封丘、蘭考以東的大部分有面狀分布的微鹹水，礦化度2～4.3g/l，面積約24800km2，其他地區屬重碳酸型淡水。