水化學的飽和指數有哪些

A. 飽和系數是什麼意思

是指有機的飽和度嗎
有機中,更多的是講"不飽和度".
不飽和度，用Ω表示。
一、定義
不飽和度即為缺氫指數
二、計算公式
1、烴（CxHy）及烴的含氧衍生物（CxHyOz）
練習
計算下列分子的不飽和度Ω
C2H6、C3H6、C2H2、
C3H4、C6H6、C8H8
2、含氧、氮、鹵原子的有機物的（
Ω）的計算
氧原子用CH2代替，或不算
氮原子用CH代替
鹵原子用CH3代替，或用H代替
例：計算下列物質的不飽和度
（1）C5H6O
（2）C8H9N
（3）C10H6N2O4
（4）C5H9Cl
三、不飽和度（
Ω）的應用
1、分子的不飽和度（Ω）與分子結構的關系：
①Ω=0，說明分子是飽和鏈狀結構。
②Ω=1，說明分子中有一個雙鍵或一個環；
③Ω=2，
說明分子中有兩個雙鍵或一個三鍵；
或一個雙鍵和一個環；
或兩個環；余類推；
④若Ω≥4，說明分子中很可能有苯環。
練習
1、某鏈烴的分子式為C200H202，則分子中含有的碳碳叄鍵最多為
個。
2、某鏈烴的化學式為C5H8，其分子中含有的穩定的不飽和碳原子數目（
）
A、一定為2個
B、2個或4個
C、一定為4個
D、2個或3個或4個
2、根據有機物分子的結構簡式，數出碳原子個數、不飽和度Ω，確定分子式。
練習：某有機物分子結構如圖所示，回答下列問題：
（1）該有機物的分子式為
。
（2）1mol該有機物與H2加成時最多可與
molH2加成。
練習：寫出C3H4O2的所有鏈狀穩定的同分異構體。
解析：由不飽和度計算公式得：
Ω=(2x+2-y)/2=2
說明分子中可能有一個三鍵，也可能有兩個雙鍵（可以是C=C，C=O）。
因此，可以這樣書寫同分異構體：
（1）一個C=C，一個C=O
，則有：
CH2=CHCOOH、CH2=CHOOCH。
（2）兩個C=O，則有
OHCCH2CHO和CH3COCHO。
（3）一個三鍵，
無穩定結構。

B. 水的飽和溶解氧是多少

水的飽和溶解氧不是一個固定值。

飽和溶解氧是指當水體與大氣中氧交換處於平衡時，水中溶解氧的濃度。在標准大氣壓下，它只隨水溫T而變化。一般的溶解氧（DO）計算公式：考慮到純水用於溶解氧氣，其溶解量DO（單位：mg/L）計算經驗公式如下。

(2)水化學的飽和指數有哪些擴展閱讀

物質溶解於水，通常經過兩個過程：一種是溶質分子（或離子）的擴散過程，這種過程為物理過程，需要吸收熱量；另一種是溶質分子（或離子）和溶劑（水）分子作用，形

成溶劑（水合）分子（或水合離子）的過程，這種過程是化學過程，放出熱量。當放出的熱量大於吸收的熱量時，溶液溫度就會升高，如濃硫酸、氫氧化鈉等。

當放出的熱量小於吸收的熱量時，溶液溫度就會降低，如硝酸銨等；當放出的熱量等於吸收的熱量時，溶液溫度不變，如氯化鈉、蔗糖等。

固體溶質進入溶液後，首先發生微粒（分子或離子）的擴散（吸熱）過程，接著是形成水合離子或水合分子的水合過程（放熱）。這里有化學鍵的破壞和形成，嚴格說都是物理-化學過程。

其實對於強電解質來說，溶解和電離是難以截然分開的，因為離子的擴散就是電離。不過對於弱電解質說來，首先是擴散成分子（吸熱），然後在水分子作用下，化學鍵被破壞而電離成為自由離子。

C. 水質地態平衡

游泳池水質平衡是指池水水質動態平衡的描述公式，其主要的功能是利用控制池水的化學參數，以提高泳池運轉效益的兩大目標：
一.解決和預防池水異常，維持池水亮麗和安全的運轉。
二.保護硬體管件壽命，防止管路的結垢和腐蝕，降低營運成本。
水質平衡（Water Balance）一詞是在1930年，由科學家Wilfred F. Langelier博士所提出，在約1960年左右，它被修正稱作雷諾（Ryznar Index）穩定指數和水質平衡飽和指數（Saturation Index）或蘭式指數(Langelier Index)二種表示方式，前者被用來作為加熱鍋爐是否結垢、腐蝕穿孔或出紅水的判斷，後者被用來作為游泳池的水質是否平衡的判斷。
前者的公式表示如下：
Ryznar Index (RSI）= 2pHs + pH
式中pH為池水中現存之pH值，pHs為池水中飽和時之pH值。當RSI6時表示不會形成鍋垢，RSI<6時表示有形成鍋垢的趨勢。
RSI值查詢工具 RSI值數值意義
後者的公式表示如下：
Saturation Index (SI) = pH + Tf + CHf + ALKf - 12.1
其中 Saturation Index (SI): 水質飽和指數
pH : 酸鹼度，Tf :水溫系數，CHf :鈣硬度系數，ALKf :總鹼度系數
公式的常數在總溶解固體（TDS, Total Dissolved Solids）2000ppm以下時為12.1，2000ppm以上為12.2，亦即TDS愈高常數愈大。
此公式計算是以池水中的各項因素經檢測得知後，透過查表換算，代入公式運算得值。在理想的動態平衡下，SI飽和指數在±0.3內是屬於平衡范圍，大於此值則池水系統傾向結垢狀態，小於此值則池水系統傾向腐蝕狀態。（詳細請參閱拙著：游泳池與按摩池水質管理相關內容）
SI值查詢工具 SI值補償工具
水質平衡在游泳池實際應用時，由於太過於理論化，加上測試和補助工具等等的限制問題
，使得現場接受度不易提高，只存在於專業水質操作者的施作范圍。再者，一般均以池水是否亮麗來決定水處理的成功與否，甚少關心硬體管件壽命。因此，將水質平衡簡化說明如下：
水質平衡傾向負值時，池水處於腐蝕狀態，對加熱鍋爐等硬體管件會產生損壞威脅。但是，卻有利於殺菌效率的提高。
水質平衡傾向正值時，池水處於結垢狀態，對加熱鍋爐等硬體管件會產生效率威脅。但是，卻有利過濾效率的提高。例如:
1.海水池因為氯化鈉的存在，使得總溶解固體TDS較高，導致海水池的水質平衡傾向腐蝕，間接說明水質平衡對海水池的性質描述。
2.冰水池因為溫度低，導致冰水池的水質平衡傾向腐蝕，這也說明了冰水池的過濾器內石英砂常會濾層縮短和石英砂呈鐵銹色的原因。
3.游泳池的酸鹼度在使用碳酸氫鈉（小蘇打）調整時，常會發生莫名的白色混濁，則是總鹼度影響水質平衡正向偏移至結垢端最好的說明。
4.使用軟水作為游池水源時，因為水中硬度很低，造成水質平衡傾向腐蝕狀態，會發生池水起泡、過濾器穿孔，石英砂和活性碳顆粒縮小，濾層縮短，磁磚縫凹陷、加熱鍋爐滲水等問題；在加入鹼性氯制劑如次氯酸鈉或次氯酸鈉時，會造成池水在水質平衡區劇烈震盪，產生投葯混濁情形發生；在池水異常如變色或混濁時，無法有效快速回復正常水色。
5.鈣硬度較高的池水，因為水質平衡傾向結垢狀態，會發生過濾器內石英砂和活性碳顆粒增大板結，濾程急速縮短，造成池水混濁、池壁有結垢物增長、加熱鍋爐爆裂或效率下降等問題

D. 化學中飽和度的定義

在一定溫度
一定壓強下
先用量筒量取100ml置於燒杯中(提前稱好燒杯質量m1)
再向100g水中加入溶質,直至飽和(即直至水中出現有溶質不溶)
然後過濾該溶液
稱取濾液與燒杯的總質量m2
所以溶解度s=m2-(m1+100)
便是這個狀態下該溶質的溶解度
願你天天向上!

E. 溶解/沉澱作用及其對地下水化學成分的影響

2.2.2.1 全等溶解和非全等溶解

地下水與含水介質中的礦物共同組成了一個含有固體相和液體相的地球化學系統，如果在初始狀態下地下水中不含礦物中的任何組分，則系統中固、液兩相間就處在不平衡狀態，含水層中一些礦物就會溶解，從而使相關組分進入到水溶液中。礦物在地下水中的溶解可分為兩種類型，即全等溶解（congruent dissolution）和非全等溶解（incongruent dissolution）。

全等溶解是指礦物與水接觸發生溶解反應時，其反應產物均為溶解組分。例如，方解石（CaCO₃）和硬石膏（CaSO₄）的溶解即為全等溶解，其溶解反應的產物 Ca²⁺、和均為可溶於水的組分。

非全等溶解是指礦物與水接觸發生溶解反應時，其反應產物除了溶解組分外，還新生成了一種或多種礦物或非晶質固體物質。例如，在鈉長石和鉀長石的溶解過程中，除了向水溶液釋放Na⁺和K+等溶解組分外，還形成了次生固體礦物高嶺石，因此它們的溶解是非全等溶解，其溶解反應式分別如下：

水文地球化學

地下水系統中許多礦物的溶解都屬於非全等溶解，尤其是岩漿岩和一些變質岩礦物的溶解更是如此。此外，當含水層中同時存在多種礦物時，雖然單個礦物的溶解可能均為全等溶解，但由於不同礦物的溶解度不同，可能發生一種礦物的溶解導致另一種礦物沉澱的情況，這種溶解作用也是非全等溶解。例如，當地下水系統中同時存在方解石和白雲石時，就可能發生由於方解石溶解而導致白雲石沉澱的情況。

2.2.2.2 溶解/沉澱平衡

隨著礦物溶解反應的進行，溶解組分在地下水中的含量不斷增大，溶液中溶解組分間相互碰撞並形成沉澱的幾率和速度在不斷地增加，當礦物的溶解速度與沉澱速度相等時，礦物與地下水之間就達到了平衡狀態。雖然在實際中地下水與礦物之間正好處於平衡狀態的情況是不多見的，但對礦物溶解與沉澱平衡的研究有助於對非平衡狀態的認識。因此，採用化學平衡理論研究地下水系統化學成分的演化規律是水文地球化學的一種重要方法。根據這種方法，不但可以對簡單水溶液體系中礦物的溶解度進行計算、對地下水系統中礦物的穩定性進行判斷，而且還可對礦物的溶解/沉澱及地下水化學成分的變化趨勢進行預測。目前已積累了大量礦物溶解反應平衡常數的資料，這為使用化學平衡理論研究礦物的溶解/沉澱平衡奠定了基礎，表2-2-5給出了一些常見礦物的溶解反應式及這些反應的平衡常數隨溫度的變化關系。

表2-2-5 部分礦物溶解反應的反應式及其平衡常數隨溫度的變化

續表

（1）簡單水溶液體系中礦物溶解度的計算

石膏（CaSO₄·H₂O）：石膏在水中的溶解度由下述溶解反應所控制：

水文地球化學

25℃時上述反應的平衡常數為10^-4.85。由於石膏的溶解在水溶液中分別形成了等摩爾數的Ca²⁺和，因此，若假定達到溶解平衡時每升水溶液中石膏的溶解量為 x（mol），則有：

水文地球化學

即25℃時石膏在水中的溶解度為578.79 mg/L。需注意的是上述計算過程中沒有考慮組分活度系數及絡合作用的影響，若考慮這種影響，則石膏溶解度的計算結果要更大一些。

螢石（CaF₂）：決定螢石在水中溶解度的化學反應為：

水文地球化學

25℃時該反應的平衡常數是10^-10.53。由於1 mol螢石的溶解在水溶液中分別形成了1 mol的Ca²⁺和2 mol 的F^-，因此，若假定達到溶解平衡時每升水溶液中螢石的溶解量為x（mol），則有：

水文地球化學

因此，25℃時螢石在水中的溶解度為15.21 mg/L。上述計算中對組分活度系數及絡合作用的影響也沒有考慮。

石英（SiO₂）：當不存在有機物、且水溶液處於中等pH值時，石英的溶解度很低。石英的溶解反應式為：

水文地球化學

其平衡常數為：

水文地球化學

式中大括弧標記組分的活度。盡管溶解二氧化硅在水溶液中的真正存在形態為硅酸，但在一些水質分析結果中，仍將其濃度以SiO₂計。地下水中硅酸的活度超過10^-4 mol/L，即水溶液相對石英處於過飽和狀態的情況是很常見的。由於石英在低溫下不可能發生沉澱，因此石英的溶解度不對地下水中二氧化硅的濃度起控製作用。在低溫條件下發生沉澱，從而對二氧化硅在地下水中的濃度起控製作用的固體相是非晶質二氧化硅。非晶質二氧化硅的溶解反應式與式（2-2-5）相同，但25℃時該反應的平衡常數為2×10^-3。

當水溶液的pH值高於9時，硅酸可通過下述的反應依次離解為：

水文地球化學

溶解二氧化硅總量即等於三種溶解組分的濃度之和：

水文地球化學

式中方括弧標記組分的濃度。當忽略組分活度系數的影響（即假定各組分的活度系數等於1）時，則根據式（2-2-8）和（2-2-10）可把的濃度分別表示為：

水文地球化學

把式（2-2-12）和（2-2-13）代入式（2-2-11）得：

水文地球化學

圖2-2-2繪出了H₄SiO₄及其離解產物的濃度隨pH值的變化關系。由圖可見，當pH值較高時，溶液中的含量顯著增大，從而導致二氧化硅在水溶液中的溶解度明顯升高。

圖2-2-2 含硅組分的濃度、石英及非晶質SiO₂的溶解度隨pH值的變化

除了pH值外，地下水中有機物的存在也可使石英的溶解度大大增加。Bennett和Siegel（1987）在美國明尼蘇達州一個被破裂原油管道污染的地下水中發現了二氧化硅含量升高的現象。事實上，石油化合物的分解可產生高濃度的有機酸，它們能夠在地下水中形成大量的配合基，Bennett和Siegel認為包括有機酸在內的配合基的影響是造成石英溶解度升高的根本原因。

三水鋁石（Al（OH）₃）：三水鋁石的溶解反應是含鋁類礦物的一個代表，這類礦物的溶解度受pH值的影響很大。其溶解反應式為：

水文地球化學

25℃時反應的平衡常數為：

水文地球化學

式（2-2-15）表明，在中等至高pH值的情況下，Al³⁺的活度會很小。但三水鋁石的溶解度並不是隨著pH值的升高而降低，這是因為在高pH值情況下，Al³⁺可與OH^-形成絡合物，從而使三水鋁石的溶解度升高，這些絡合反應及相應的平衡常數依次如下：

水文地球化學

在水溶液中，溶解鋁的總量等於Al³⁺及其各種絡合物的含量之和，即：

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根據式（2-2-14）、（2-2-16）～（2-2-18）反應的水溶液中組分間的化學平衡關系，式（2-2-19）的右端各項可用Al³⁺和H⁺的濃度表示出來，具體如下：

水文地球化學

圖2-2-3給出了水溶液中與三水鋁石平衡的各含Al組分的濃度以及溶解鋁的總量隨pH值的變化關系。該圖表明，當pH值較低時，三水鋁石的溶解度較高，這主要是由於水溶液中Al³⁺的含量較高而造成的；當pH值較高時，含量的升高也使得三水鋁石的溶解度較大；但在接近天然條件的中等pH值情況下，三水鋁石的溶解度則是最小的。

圖2-2-3 含Al組分的濃度及三水鋁石的溶解度隨pH值的變化

對於原生鋁硅酸鹽礦物的風化產物（如高嶺石），其溶解反應與三水鋁石類似，所不同的是反應產物中還包含有溶解SiO₂。高嶺石的溶解度在中等pH值情況下很小，因此水溶液中溶解鋁的濃度一般都很低。由於對Al³⁺的這種低含量很難進行精確測定，從而影響了三水鋁石溶解度的准確計算。

（2）非全等溶解及礦物的穩定場圖

地下水相對原生鋁硅酸鹽礦物的飽和狀態可根據礦物的穩定場圖進行判斷，下面以鉀長石的風化溶解為例，對這一問題予以說明。鉀長石的溶解反應可寫為：

水文地球化學

其平衡常數為：

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式中：平衡常數的數值可根據相關組分的自由能資料進行計算，各組分的濃度可通過水質分析結果獲得，這樣便可對水溶液相對鉀長石的飽和狀態進行判斷。這種方法所存在的問題是，地下水中的Al³⁺不是一種常規分析組分，一般的水質分析不包含Al³⁺這一項；不僅如此，當人們對水樣中的Al³⁺進行分析時，常發現其含量處在檢測限以下。

為了避免這些問題，通常假定由原生鋁硅酸鹽礦物風化所形成的Al³⁺被全部結合到了固態的風化產物如三水鋁石和粘土礦物中。這時，鉀長石的風化反應可寫為：

水文地球化學

該反應的平衡常數為：

水文地球化學

或

水文地球化學

在一定溫度下，K_ksp-kaol為一常數，可根據自由能資料進行計算。因此，當以lg{H₄SiO₄}為橫坐標，以lg（{K⁺}/{H⁺}）為縱坐標繪制組分的活度圖時，鉀長石與高嶺石間的穩定場分界線便可在圖中表示出來（圖2-2-4）。該分界線的含意是，若根據K⁺、H⁺及H₄SiO₄的水質分析結果在圖2-2-4中把水樣表示出來，則水樣點相對邊界線的位置就反映了這兩種礦物在地下水中的穩定性。如果水樣點位於邊界線上，說明水溶液與兩種礦物均處於平衡狀態；如果水樣點位於邊界線右側，說明鉀長石是穩定的；如果水樣點位於邊界線左側，說明高嶺石是穩定的。在圖2-2-4中，除了表示石英及非晶質二氧化硅溶解度的垂線是根據式（2-2-5）和（2-2-6）確定外，其他礦物間穩定場分界線的確定方法與此完全類似，在確定這些邊界線時所涉及到的礦物溶解反應及其平衡常數依次如下：

白雲母-高嶺石：

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鉀長石-白雲母：

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白雲母-三水鋁石：

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高嶺石-三水鋁石：

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圖2-2-4 25℃時鉀長石及其次生礦物的穩定場圖

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葉蠟石-高嶺石：

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鉀長石-葉蠟石：

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上述反應並非包括了所涉及礦物間全部可能存在的反應，下述反應就是如此：

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該反應的平衡常數為：

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據此確定的鉀長石-三水鋁石穩定場邊界線在圖2-2-4中用虛線來表示。在虛線的緊右側，鉀長石相對白雲母或高嶺石處於非穩定狀態；如果鉀長石在該區域內不穩定，則包含鉀長石的任何邊界在該區域內都不是穩定邊界。與此類似，三水鋁石在虛線的緊左側也不穩定，故包含三水鋁石的任何邊界在該區域內也是不穩定的。這一結論對系統中其他可能存在的邊界線也是適用的，當然也適用於圖2-2-4中各邊界線的延長線。

圖2-2-4中標記為石英和非晶質二氧化硅的垂線與礦物的穩定場邊界線不同，它們分別表示的是石英和非晶質二氧化硅的溶解度。只有位於石英溶解度線上的水溶液才與石英處於平衡狀態，在其右側的水溶液相對石英處於過飽和狀態，在其左側的水溶液相對石英則處於未飽和狀態。從理論上講，位於石英溶解度線右側的水溶液是不穩定的，但在實際中石英在低溫下的沉澱或溶解速度很慢，不對地下水中溶解二氧化硅的含量起控製作用。相反，非晶質二氧化硅則具有相對較快的沉澱或溶解速度，因此非晶質二氧化硅的溶解度通常是天然水中H₄SiO₄活度的上限。

除此之外，人們還建立了其他礦物組合的穩定場圖，並用其來解釋一些水文地球化學現象。圖2-2-5是鈣長石（CaAl₂Si₂O₈）及其風化產物三水鋁石、高嶺石及鈣蒙脫石的穩定場圖。該圖表明鈣長石的穩定風化產物主要是溶解二氧化硅濃度的函數。當溶解二氧化硅濃度較低時，風化產物為三水鋁石。當水中的二氧化硅含量較高時，高嶺石或鈣蒙脫石變為穩定的風化產物。從圖2-2-5還可看出，許多數據點都處在石英溶解度線的右側，這進一步說明低溫下石英的沉澱對溶解二氧化硅含量的影響是可以忽略的。與此形成明顯對照的是，大部分水樣點處在非晶質二氧化硅溶解度線左側，這表明非晶質二氧化硅是控制溶解二氧化硅含量的上限。

圖2-2-5 鈣長石及其次生礦物的穩定場圖

（3）飽和指數及其應用

飽和指數的定義：對礦物相對地下水飽和狀態的判斷和研究，目前使用最多的是飽和指數法。飽和指數（Saturation Index）的定義為：

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式中：K為礦物溶解反應的平衡常數，IAP（Ion Activity Proct）表示礦物溶解反應中相關離子的活度積。根據水樣的水質分析結果，在求得組分活度系數的基礎上，即可方便地求出相關礦物的IAP。例如，對於下述的礦物溶解反應：

石膏

水文地球化學

白雲石

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白雲母

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其IAP依次為：

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SI＞0，表示該礦物相對水溶液處於過飽和狀態；SI＜0，表示該礦物相對水溶液未達到飽和狀態；而當礦物的飽和指數SI=0時，表示水溶液與礦物正好處於平衡狀態。由於水質分析以及礦物平衡常數和離子活度計算中的誤差，使得礦物飽和指數的計算結果不可避免地帶有不確定性，因此一般認為當SI在接近於0的一定范圍內變化時都是與礦物處於平衡狀態的，有關研究中常用的SI這種變化范圍是0±0.5（Deutsch W.J.，1997）。

【例】確定下表所列水樣是相對方解石的飽和狀態，已知水樣的pH值為7.15，水樣溫度為25℃。

水文地球化學

【解】

（1）計算溶液的離子強度I

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（2）計算 Ca²⁺，的活度系數，在25℃的情況下，Debye-Hückel公式為：

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由表2-1-3可知a_i的值為：Ca²⁺=6

水文地球化學

（3）水中的濃度低於檢出下限，但根據水溶液中與之間下述的化學平衡關系：

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其活度可根據下式來計算：

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（4）計算離子的活度積

水文地球化學

（5）已知25℃時方解石溶解反應的平衡常數K_Cal的值為10^-8.35，故水溶液相對方解石的飽和指數為：

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由此可見，該水溶液相對方解石接近處於飽和狀態。

對於水溶液相對各類礦物飽和指數的精確計算，應以水溶組分平衡分布的計算結果為基礎來進行，有關這方面的內容，將在本書的第6章詳細介紹。

根據礦物相對地下水飽和指數的計算結果，可確定地下水系統中的反應性礦物。如果一些礦物通常與地下水處於平衡狀態，則有理由認為這些礦物是地下水系統中的反應性礦物，它們對地下水的化學成分起著控製作用。因此，在對水樣進行水質分析，並對有關礦物的飽和指數進行了計算的基礎上，若發現某種反應性礦物的飽和指數接近於0，則這種礦物很可能存在於含水層環境中，並控制著地下水的化學成分。盡管對固體相進行取樣分析是檢驗上述結論的最好方法，但在很多情況下，反應性礦物可能作為風化作用的產物包裹在其他礦物顆粒的表面之上，或作為膠結物處在其他礦物顆粒之間，在整個固體相中只佔了很小的比例，含量處於檢測限之下，使其難以被確認。

當所計算的礦物飽和指數小於0時，礦物在地下水中未達到飽和狀態。這表明該礦物不會從水溶液中沉澱出來，而且當含水層中存在這種礦物時，它會發生溶解並趨向於平衡狀態。地下水在含水層中的滯留時間一般在數年、數十年或更長的時間段上，因此反應性礦物不可能在地下水中長期保持未飽和狀態。當某礦物的SI<0時，最有可能發生的情況是：如果該礦物為反應性礦物，則含水層中不存在此礦物；若含水層中存在該礦物時，它就不是一種反應性礦物。例如，方解石一般被認為是一種反應性礦物，如果計算發現某一地下水樣相對方解石未達到飽和狀態，在假定分析資料准確的情況下，則可認為含水層中不含有與地下水接觸的方解石。地下水能否與礦物處於平衡狀態是判斷該礦物在地下水系統中是否為反應性礦物的主要依據。

類似地，如果某種礦物的SI顯著地大於0，則該礦物可能為非反應性礦物。或者說，如果一種礦物為反應性礦物，它就對地下水中相關組分的濃度起著控製作用，並使礦物的SI接近於0。氫氧化鐵［Fe（OH）₃］和赤鐵礦（Fe₂O₃）是這種情況的一個很好實例。從熱力學上來看，赤鐵礦是鐵的一種更穩定的固態形式，與氫氧化鐵相比，它應使水溶液中溶解鐵的濃度更低。然而在氧化條件下，地下水通常是與氫氧化鐵而不是赤鐵礦處於平衡狀態的，事實上，赤鐵礦的飽和指數常大於10，即它在10¹⁰數量級上處於過飽和狀態。這是因為赤鐵礦的沉澱速度很慢，即使在滯留時間較長的地下水系統中，也難以對溶解鐵的含量起控製作用。因此從控制溶解鐵含量的觀點來看，它不是一種反應性礦物。當時間足夠長時，氫氧化鐵可以轉化為更穩定的赤鐵礦，雖然這種轉化不足以使得溶解鐵的濃度達到與赤鐵礦相平衡的程度。我們把礦物從相對易溶且不穩定的狀態轉化為更穩定且難溶狀態的過程稱為Ostwald熟化（Ostwald Ripening），氫氧化鐵轉化為赤鐵礦就是Ostwald熟化的一個實例。

這里需要注意的一個問題是，盡管一些礦物是不可能在地下水系統中形成的，但在某些偶然的情況下，地下水中相關組分的濃度有可能正好使得這些礦物的飽和指數接近於0。例如，透輝石是一種輝石類礦物，其分子式為CaMgSi₂O₆，它一般在變質岩中形成，形成溫度通常高於600℃。透輝石是不可能在常溫地下水系統中形成的，但地下水中Ca、Mg和SiO₂的濃度有可能正好使得透輝石飽和指數的計算結果接近於0。在這種情況下，應明確地下水中Ca、Mg和SiO₂的濃度不是由透輝石控制的，而是由其他礦物控制的，發生這種情況只是一個偶然的巧合。

圖2-2-6給出了根據飽和指數計算結果對地下水系統中礦物的平衡條件進行評估的各種方法。圖2-2-6 a是某一地區不同水樣相對方解石的飽和指數隨水樣電導率的變化情況。圖中，表示方解石與地下水處於平衡狀態的飽和指數帶為0±0.4。這里選擇橫坐標變數的原則是：①盡可能使數據分散表示在圖上；②使用一些與重要變數（如地下水滯留時間）相當的量，這些量能夠影響溶液的濃度，進而影響地下水-礦物之間平衡。圖2-2-6 a中的數據點也反映出沿著流動途徑方解石飽和指數的變化。在補給區，水樣的電導率（溶解組分的濃度）較低，地下水剛剛進入含水層中，還沒有充分的時間與方解石達到平衡狀態。隨著電導率的增大，大部分水樣與方解石達到了平衡狀態，這說明含水層中是存在方解石的。圖中有兩個點的SI值存在異常，這時應對產生這種異常的原因進行評估。對於SI（=1）較高的情況，應著重檢查水樣的水質分析結果以及計算中有無輸入誤差；對於電導率較高但SI較低的情況，則應考慮是否是由於地球化學條件的變化或人為原因（如污染）造成的。

在圖2-2-6 b中，多種礦物的飽和指數被表示在了同一張圖中。雖然根據此圖難以看出一個地區地下水質的變化趨勢，但它的確提供了一種把大量數據在一張圖上進行展示的好方法。由圖可見，該地區的地下水可能與氫氧化鐵、方解石和石膏處於平衡狀態，氫氧化鐵和赤鐵礦的SI值明顯不同，控制地下水中溶解鐵含量的礦物是氫氧化鐵而不是赤鐵礦。

圖2-2-6 c為石膏（CaSO₄·H₂O）溶解組分的活度圖，其橫坐標為p_Ca2+=-lg{Ca²⁺}，縱坐標為。在表示礦物與地下水處於平衡狀態的直線p_Kgyp上，，或=4.6；在 p_Kgyp線的左側，地下水相對石膏處於未飽和狀態；在p_Kgyp線的右側，地下水相對石膏處於過飽和狀態。除了提供相關礦物飽和狀態的信息外，該圖也有助於對地下水演化過程的判定。若沿地下水流向所採取樣品的Ca²⁺和活度在圖2-2-6c中沿著軌跡線1變化，則說明含水層中存在源（如硫化物的氧化），但沒有Ca²⁺源，因為Ca²⁺的活度在軌跡線1 與p_Kgyp線相交之前一直保持恆定。當地下水與石膏達到平衡狀態時，石膏開始沉澱，如果有持續不斷地加入到地下水中，則石膏的沉澱使得Ca²⁺濃度不斷降低。需注意的是石膏的沉澱並沒有降低的濃度，它沿著軌跡線1 還在不斷地增大。在相反的情況下，即沿著流動途徑存在Ca²⁺源（如陽離子交替吸附）但沒有源時，Ca²⁺和的活度在圖2-2-6c中會沿著軌跡線2變化。軌跡線3表示的是沿著流動途徑同時存在Ca²⁺和源，這時兩者的濃度同時增加，直到達到石膏的平衡狀態時，軌跡線3 與p_Kgyp線相交，這時沿著p_Kgyp線有向上或向下的兩種演化途徑。當地下水中的供給量（以mol計）大於Ca²⁺的供給量時，石膏的沉澱將使Ca²⁺的濃度減小，但的含量仍會持續增大（軌跡線3a）。如果地下水中Ca²⁺的供給量大於的供給量，則軌跡線會沿著3 b運行。這種數據表示方式有助於確定礦物對地下水中哪些組分的含量起著控製作用。

圖2-2-6 飽和指數計算結果的圖示方法

2.2.2.3 溶解/沉澱作用對地下水化學成分的影響

無論是全等溶解還是非全等溶解，其結果不但改變了地下水系統中固體物質的成分，而且也使得水的化學成分產生了相應的變化。溶解作用對地下水化學成分的影響可通過礦物的溶解反應式來反映，表2-2-5給出了地下水系統中一些常見礦物的溶解反應式及25℃時這些反應的平衡常數。在具體的地下水系統中，究竟是哪一種或哪幾種礦物控制著地下水的化學成分，還需要根據具體的地質、水文地質及水化學條件來確定。

在一般情況下，地下水的化學成分主要是由其流動過程中化學元素的源和匯所決定的，水中溶解組分的濃度取決於固體相中是否存在充足的補給、地下水在含水層中的運動途徑和滯留時間，以及風化作用中所形成次生礦物的溶解度。

如果一種化學元素在含水層固體中的含量很小，則只有當地下水的流動途徑及其在含水層中的滯留時間都較長時，該化學元素才有在地下水中大量富集的可能。如元素氯在含水層固體中的含量通常並不高，但在滯留時間為數千年的深層地下水中，可發現氯離子濃度相當高的地下水。其他的鹵族元素如溴和碘也可能在地下水中富集，它們在固體相中的含量通常比氯更小。鹵族元素的情況說明地下水中這些元素的含量不是由其在固體相中的含量所決定的，只要地下水的流動途徑及其在含水層中的滯留時間均較長，這些元素都是可以在地下水中大量富集的。

硅、鋁、鐵等元素在鋁硅酸鹽礦物中的含量通常都比較高，但它們在地下水中的含量一般則較低，這主要是由於鋁硅酸鹽礦物風化所形成的次生礦物在地下水中的溶解度較低而造成的。這些次生礦物包括非晶質或部分結晶的二氧化硅（SiO₂）、非晶質Al（OH）₃或三水鋁石、粘土礦物、氫氧化鐵（Fe（OH）₃）等。由於這些礦物在常見的pH和Eh條件下溶解度很低，從而使得含水介質中的主要元素不能成為地下水中的主要組分。例如，在黑雲母的風化作用過程中，鉀、鎂、硅被釋放到了水溶液中，同時還形成了高嶺石和氫氧化鐵兩種次生礦物，具體的反應式如下：

水文地球化學

高嶺石和氫氧化鐵將與地下水中的相關溶解組分通過下述的反應趨向於平衡狀態：

水文地球化學

地下水中相關組分的含量即是由上述的反應所決定的，其中氫氧化鐵將通過反應（2-2-42）決定地下水中Fe³⁺的含量，高嶺石將通過反應（2-2-43）決定地下水中Al或Si的含量。在本例中，隨著黑雲母的風化，高嶺石將不斷地產生，並且會在地下水中形成過量的。如果地下水中Si的含量沒有受到其他礦物的控制，反應（2-2-43）將向左移動，使得地下水中的Al和Si發生沉澱。達到平衡狀態時，由於沉澱使得地下水中Al的含量不斷減小，因此Si的含量最終將有所增大。

在地下水中主要的陽離子（Ca²⁺、Mg²⁺、Na⁺和 K⁺）和陰離子、和Cl^-）中，除了Cl^-外，其他組分在典型圍岩中的含量一般處於中等狀態，它們之所以能夠成為地下水中的主要組分，是因為包含這些組分的次生礦物的溶解度相對較高，如碳酸鹽和硫酸鹽等。

F. 水質化學指標有哪些bdd

水質化學指標，一般認為主要包括酸鹼度、硬度、氨氮、亞硝酸鹽、硝酸鹽、氯化物、溶解氧、化學耗氧量、生物需氧量和總有機碳等指標。

補充：水質檢測指標

物理指標

感官物理性指標：溫度、顏色和色度、渾濁度和透明度。

其它物理性指標：

總固體：水樣在103-105℃下蒸發乾燥後所殘余的固體物質總量，也稱蒸發殘余物。

懸浮性固體和溶解固體：水樣過濾後，濾樣截留物蒸干後的殘余固體量稱為懸浮性固體，濾過液蒸干後的殘余固體量。

揮發性固體和固定性固體：在一定溫度下（600℃）將水樣中經蒸發乾燥後的固體灼燒而失去的重量。可略表示有機物含量。灼燒後殘余物質的重量稱為固定性固體。

電導率：電導率是指一定體積溶液的電導，即在25℃時面積為1平方厘米，間距為1厘米的兩片平板電極間溶液的電導。

化學指標

• 非專一性指標：電導率、pH值、硬度、鹼度、無機酸度等；

• 無機物指標：有毒金屬、有毒准金屬、硝酸鹽、亞硝酸鹽、磷酸鹽等；

• 非專一性有機物指標：總耗氧量、化學耗氧量、生化耗氧量、總有機碳、高錳酸鉀指數、酚類等；

• 溶解性氣體：氧氣、二氧化碳等

  生物指標

細菌總數、大腸菌群、藻類數量等

放射性指標

總α射線、總β射線、鈾、鐳、釷等

其它

有些指標用某一物理參數或某一物質的濃度來表示，是單項指標，如溫度、pH值、溶解氧等；而有些指標則是根據某一類物質的共同特性來表明在多種因素的作用下所形成的水質狀況，稱為綜合指標，比如生化需氧量（BOD）表示水中能被生物降解的有機物的污染狀況，總硬度表示水中含鈣、鎂等無機鹽類的多少。

G. 碳酸鹽地區地下水化學成分的形成與特徵

碳酸鹽地層廣泛分布在地殼上，這類地層中地下水化學成分的形成有其獨特的機理，這種機理就是第一章所論述的碳酸平衡機理。碳酸鹽岩主要由方解石（CaCO₃）和白雲石〔CaMG（CO₃）₂〕這兩種礦物組成，因此，碳酸鹽岩地區地下水化學成分的形成主要受方解石和白雲石溶解和沉澱的控制，而系統中的二氧化碳分壓（Pco₂）又控制著這兩種礦物的溶解和沉澱。為此，下面的論述將以上述基本理論為基礎，對幾個主要的問題加以討論。

（一）開系統的地下水化學成分與特徵

1.開系統的性質

方解石（CaCO₃）及白雲石〔CaMg（CO₃）₂〕的溶解反應如下：

水文地球化學基礎

上述反應說明，方解石及白雲石溶解將消耗CO₂。如果上述反應所消耗的CO₂得到不斷的補充，使系統內的Pco₂基本上保持穩定不變，這樣的系統稱為開系統。

一般來說，滲透性不是特別差的未完全飽水的包氣帶，淺層潛水和水交替比較強烈的斷裂和裂隙發育帶，可屬於開系統。

如果地下水有以下特點者，可視為開系統的依據：（1）雨季後，泉水的流量明顯增加，或井水的水位明顯上升。（2）地下水中存在著濃度較高的來自地表的污染物，如

Cl^-、細菌等。蘭米爾（Langmuir,1971）^〔9〕就是依據上述兩條證據判斷所研究的地區屬於開系統的。（3）包氣帶中，由於有機物的分解及植物呼吸都可成為水中CO₂的來源，所以包氣帶下滲水中的Pco₂（一般是10^-2巴）明顯高於大氣中Pco₂（10^-3.5巴），如若計算的Pco₂高於大氣的Pco₂，說明該地下水系統屬開系統。

Pco₂值的計算方法如下：

據第一章所述的碳酸平衡反應有：

水文地球化學基礎

重新安排整理（3.1）和（3.2）式，得：

水文地球化學基礎

蘭米爾（Langmuir,1971）^〔9〕研究賓夕法尼亞州碳酸岩地下水的Pco₂（計算值）為：10^-1·92巴－10^-2·60巴（泉水）和10^-1.63巴－10^-8.28巴。他認為，該區地下水系統多屬開系統。

2.開系統地下水化學成分特徵及其演化

圖3.4中的（a）代表隨方解石及白雲石的溶解，pH和

的關系。

圖3.4水溶解方解石的化學演化路徑（15°C）^〔7〕

（a）開系統溶解；（b）閉系統溶解

實線直線①代表水CO₂的初始條件；實線直線②代表方解石飽和線；實線直線③代表白雲石飽和線；虛線代表〔

］和［H⁺］的演變路徑，其中所標數字為Pco₂的初始值，單位為巴

變換（3.3）式，得：

水文地球化學基礎

（3.4）式表明，在一定溫度下，Kco₂和K₁為常數，如Pco₂保持某一定值，便可算得〔H⁺〕和

的關系。圖3.4中的（a）就是依據上述關系式算得的。該圖說明，隨著方解石或白雲石的不斷溶解，水中

濃度不斷升高，同時pH值也增加（〔H⁺）濃度降低）。因此，在開系統中，由於有充足的CO₂來源，Pco₂保持穩定不變，所以能不斷地大量地溶解方解石及白雲石，向著飽和狀態演變，直至達到飽和或過飽和為止。

由於開系統地下水化學成分具有上述演變性質，因此，其化學成分一般具有以下特徵：

Ca²⁺、TDS濃度高，一般比閉系統高l倍左右；而pH值一般比閉系統低（一般為7—8），因為其Pco₂值比閉系統高；飽和指數SI。（方解石）和SI_d（白雲石）接近於1，或高於1。如果開系統中的地下水以泉的形式出露於地表，或從溶洞中流出來，溶解於水中的CO₂逸出，Pco₂值降低，這時的SIo和SI_d接近於I或大於1的地下水便會產生CaCO₃或CaMg（CO）₃沉澱，在泉口形成CaCO₃或CaMg（CO₃）₂泉區，在溶洞中形成石鍾乳。與此同時，地下水中的Ca²⁺、

TDS也將減少，而pH值將比原來的pH值低（沉澱釋放出H⁺）。

（二）閉系統的地下水化學成分與特徵

1.閉系統的性質

如果方解石或白雲石溶解所消耗的CO₂得不到補充，則系統中的Pco₂在溶解上述礦物的過程中不斷降低（詳細機理見第一章），最終的Pco₂值明顯地低於初始Pco₂值。

一般來說，深層地下水系統，特別是承壓水；或者包氣帶由透水性很差的地層所組成的下伏地下水系統，多屬閉系統。閉系統一般具有下列性質：

（1）豐、枯水期水位及水量變化不大；

（2）來自地表的污染物，如

Cl^-、細菌等，濃度低，或檢不出（如細菌）；

（3）據水分析結果求得的Pco₂計算值較低（一般小於10^-3.5巴）。

2.閉系統地下水化學成分特徵及其演化

圖3.4中的（b）代表閉系統條件下，在方解石或白雲石溶解過程中，pH和

的關系。通過有關碳酸平衡方程的推導^〔9〕，在閉系統條件下，

和H⁺的關系式如下：

水文地球化學基礎

變換（3.5）式，得：

水文地球化學基礎

上兩式中：

為該離子的濃度（mol/L）;K₁為碳酸一級平衡常數。對於給定的某種水來說，C是常數。如水中的

和pH初始值已知，即可算得C。把C值代入（3.6）式，即可算出一定pH下的HCO₃值。例如圖3.4（b）中Pco₂=10-1巴的線，其初始pH=4.2，初始

＝10^-4·5mol/L，已知25℃下K₁=10^-6.35（見第一章有關表格）。把上述數據代入（3.5）式，求得C=10-e.8974，把此C值代入（3.6）式，即算得假定的pH下的相應

值：pH=5,

＝10^-3.71mol/L;pH=6,

＝10^-2.78mol/L;pH=7,

＝×10^-2.21mol/L。

據圖3.4（b）說明，pH和

是非線性關系，當初始的Pco₂較低（Pco₂=10^-4巴）時，這種非線性關系更加明顯，也就是說，pH值增加時，

增加很少，這是因為Pco₂低時，水中溶解的CO₂少，在溶解方解石及白雲石的過程中，很快就消耗完了，水溶解上述礦物的能力也明顯降低，直至喪失這種能力。這是與開系統水化學演化的明顯差別之處。在這樣的系統中，水與方解石及白雲石很難達到飽和狀態。

由於閉系統地下水化學成分具有上述的演變性質，因此，其化學成分一般具有以下特徵：

Ca²⁺、TDS濃度低，SI_c和SI_d一般均小於1;pH值較高（一般在8左右），該系統水流出地表時，產生的CaCO₃泉華少。

（三）不全等溶解對地下水化學成分形成的影響

不全等溶解的概念在第一章已述及。圖3.4中的方解石及白雲石的飽和線都是以各自獨立溶解計算出來的。如果在含水系統中同時存在上述兩種礦物，而且在水的流程中它們出現的順序有先後，就可能產生不全等溶解。先後順序的差異，對地下水化學成分形成的影響是不同的。

1.第一種溶解順序（白雲石→方解石）

這種溶解順序是，在地下水流程中先遇到白雲石，並達到飽和狀態，然後再遇到方解石。這種溶解順序因地下水溫的不同，其溶解和沉澱的反應也各異。為了說明這一點，要從方解石的溶度積（K_c）及白雲石的溶度積（K_d）隨溫度的變化談起。這兩種礦物的飽和條件如下：

水文地球化學基礎

不同溫度的K_c和K_d值在第一章已給出。從白雲石的飽和條件的表示式可以看出，在純水中，白雲石溶解達到飽和時，Ca²⁺和Mg²⁺的摩爾數相同，而

的摩爾數為Ca²⁺或Mg²⁺的兩倍，所以，

依據第一章所提供的數據，經計算得出；當水溫為0、5和15℃時，K。值分別為10^-8·840、1O-8.345及10^-8·355；

值分別為10^-8·280、10^-8·315和10^-8·355；當水溫為15、20、25和30℃時，K。值分別為10^-8·370、10^-8·385、10^-8·400和10^-8.510，

值分別為10^-8·395、10^-8.445、10^-8·500和10^-8·960。上述數值說明，當水溫低於10℃時，在水與白雲石處於飽和的條件下，

也就是說，在這種溫度條件下，水溶解白雲石達到平衡時，對方解石來說，已經是過飽和，所以水溶解白雲石達到平衡時，流到含方解石的地層後，會產生CaCO₃沉澱，不再具有溶解方解石的能力。如水溫高於10℃，在水與白雲石處於飽和的條件下，

也就是說，在此溫度條件下，水溶解白雲石達到溶解平衡時，對方解石來說，仍然是不飽和的，它具有溶解方解石的能力。由於白雲石沉澱反應十分遲緩，所以即使水與白雲石達到過飽和狀態，也可能有相當長一段時間很少或不產生沉澱。但是，白雲石產生沉澱時，方解石將被溶解，沉澱和溶解同時存在，形成了不全等溶解過程。

這一溶解順序的結果，使地下水中的γ_Ca/γ_Mg接近於1或稍大於1。

2.第二種溶解順序（方解石→白雲石）

這種溶解順序是，在地下水的流程中，首先溶解方解石，然後遇到白雲石。因為方解石溶解時，水中只產生Ca²⁺和

所以，即使水與方解石達到平衡，甚至過飽和，水中也沒有足夠的Mg²⁺而產生白雲石沉澱。實際情況是，即使水剛流入含白雲石的地層時，由於白雲石的溶解產生Ca²⁺和

加上原來溶解方解石所產生的Ca²⁺和

這樣，水就與方解石處於過飽和狀態，產生CaCO₃沉澱。這種沉澱與溶解同時存在的過程，正是不全等溶解的特點。隨著方解石的沉澱，白雲石與水的關系更趨於未飽和狀態。方解石不斷沉澱和白雲石不斷溶解的結果，相對於Ca²⁺來說，Mg²⁺不斷富集，使γ_Ca/γ_Mg比值降低，一般都小於1，這種特徵正好與第一種溶解順序相反。

3.第三種溶解模式（同步溶解）

在實際地層中，常常存在方解石和白雲石這兩種礦物，例如白雲岩化的灰岩。當水進入這種地層時，方解石和白雲石產生同步溶解，由於方解石的溶解比白雲石的溶解快得多，所以常出現方解石比白雲石更早的達到過飽和。方解石達到過飽和而產生沉澱後，白雲石將繼續溶解，因而可能出現這樣的情況，即γ_Ca/γ_Mg值，初始值高，後來逐漸變低。但是，也會出現相反的情況。例如，岩石中白雲石含量明顯高於方解石，這樣，溶解於水的白雲石就明顯多於方解石。結果，白雲石很快就達到過飽和，那麼，方解石溶解機會就更少了。這種同步溶解產生的γ_Ca/γ_Mg值比上述同步溶解的γ_Ca/γ_Mg值更小得多。

如果地下水與方解石和白雲石都達到溶解平衡，則〔Ca²⁺〕/〔Mg²⁺〕比值（在數值上與γ_Ca/γ_Mg相等）應遵循下式：

水文地球化學基礎

表3.1是根據第一章所給的K。及K_d值計算出來的。從理論上講，當地下水同時與上述礦物達溶解平衡時，〔Ca²⁺〕/〔Mg²⁺〕比值應與表3.1一致。許多學者在探討碳酸鹽地區的水文地球化學問題時，常與表3.1的理論值相比較。

總之，在含方解石和白雲石的地下水系統中，γ_Ca/γ_Mg變化范圍比較大，可以是大於1或小於l，它與順序溶解、同步溶解、溫度和Pco₂等因素有關，是研究碳酸鹽地區水文地球化學問題的有用參數，它在地球化學及水文地質學上都很有意義。例如，蘭米爾^〔9〕在研究賓夕法尼亞州碳酸鹽地區的地下水地球化學問題時發現，地下水從7號泉向8號泉流動，即從灰岩區流到白雲岩區，結果γ_Ca/γ_Mg從5.6降至3.2；灰岩地區的γ_Ca/γ_Mg值多數≥2.2，白雲岩地區的γ_Ca/γ_Mg值多數＜1.5。他還發現有14個井水樣和5個泉水樣的γ_Ca/γ_Mg為0.58—0.95。他認為，除γ_Ca＜γ_Mg的地下水與白雲岩區的地下水相混合，或者地下水系統中有大量的CaCO₃沉澱，否則不可能出現那麼低的γ_Ca/γ_Mg比值。此外，也可能是具有γ_Ca/γ_Mg比值低的物質進入地下環境所引起，比如磷酸鹽類化肥、動物廢棄物及污物等。

表3.1水與方解石及白雲石都達溶解平衡時的〔Ca^2＋〕/〔Mg^2＋〕值

（四）其它因素的影響

除了上述系統的性質（開系統或閉系統）及不全等溶解對碳酸鹽岩地區地下水化學成分的形成和特徵有明顯影響外，其它因素，諸如溫度、水中其它離子、含Ca和Mg的其它礦物等也都有不同程度的影響。

1.溫度的影響

許多礦物都是溫度越高，溶解度越大；但方解石和白雲石正與此相反，溫度越低，溶解度越高。在Pco₂為×10^-2巴，溫度為25℃的條件下，方解石的溶解度為0℃的一半。因此，在融雪季節，溫度為0℃被方解石飽和的下滲水滲至年平均氣溫帶時，可能達到過飽和狀態而產生CaCO₃沉澱；在地下水流動途徑中，如果溫度有變化，而且地下水化學成分及其濃度的變化主要受碳酸平衡所控制的話，水中的Ca²⁺、

[TDS等可能不遵循隨流程的增加而濃度升高的規律，因為從低溫區到高溫區，可能產生CaCO₃或CaMg（CO₃）₂的沉澱。

2.其他離子的影響地下水中Na⁺、K⁺、Cl^-、

等離子的存在，特別是TDS較高時，由於離子絡合（離子對）的存在，以及離子強度I增加使Ca²⁺、Mg²⁺及

的活度系數明顯降低，可能使碳酸鹽的溶解度增加。不考慮水中離子絡合去評價碳酸鹽礦物的飽和度的研究方法，常常會得出錯誤的結論。

3.含Ca和Mg的非碳酸鹽礦物的影響

例如，石膏（CaSO₄·2H₂O）和硬石膏（CaSO₄），它們的溶解也產生Ca²⁺，可使CaCO₃的溶解度減小。這種現象正是第一章所述的同離子效應。

另外，陽離子交換作用（下面將述及）、地表環境的污染也將有明顯的影響。

（五）實例分析

實例分析以表3.2和3.3所列的資料及數據為基礎，目的是加深理解碳酸鹽地區地下水化學成分的特徵及其演變方式。

表3.2碳酸鹽含水層系統的水文地質特徵舉例^〔7〕

表3.3碳酸鹽岩含水層化學分析^〔7〕

x——平均值，a——標准偏差以對數形式表示的飽和指數：SI方解石

SI白雲石＝lg

表3.2和表3.3所列舉的資料及數據說明：

（1）三類含水層中地下水的Pco₂值均高於大氣圈的Pco₂（10^-3.5巴）值，說明水滲過土壤帶時溶解了更多的CO₂。

（2）所有的水的pH值，均在7—8間，說明含水層為開系統。

（3）地下水的Pco₂隨水溫的升高而降低；佛羅里達灰岩含水層水溫最高（24.4℃）,Pco₂最低（10^-2·5巴）。

（4）三個地區的水中，陰離子都以

為主，其次是

Cl^-濃度很低。這是碳酸鹽地區地下水的一般特點。

（5）馬尼托巴含水層中水的

濃度為其它兩個含水層

濃度的兩倍，說明這種水溶解的碳酸鹽最多。

究其原因可能是：該含水層水溫最低，碳酸鹽的溶解度大；其Pco₂最高，所以

也高。除水溫和Pco₂外，馬尼托巴含水層中

高與水對方解石和白雲石的飽和程度有關。從表3.3的資料說明，馬尼托巴含水層地下水的年齡較老，為幾個月到若干年，所以它與方解石和白雲石達飽和和過飽和的樣品比例大。與此相反，賓夕法尼亞州的泉水，在地下滯留時間只有幾天，所以處於非飽和狀態。但是，地下水與方解石和白雲石所處的狀態，並不能用滯留時間作簡單解釋，問題往往要復雜得多。方解石溶解速率的實驗室試驗證明，平衡在幾小時或幾天內即可達到；但是，許多野外調查研究證明，在野外條件下，要達到與方解石和白雲石的溶解平衡，需要幾星期甚至幾個月。然而，也可能有一些幾百年或上千年的水，也可能與方解石和白雲石處於非飽和狀態，表3.3所列舉的佛羅里達含水層的某些非飽和區就是如此。據有關文獻解釋，這可能是一些通過充砂溶洞而又未與灰岩接觸的水。因此，在對碳酸鹽地下水化學成分進行地球化學解釋時，一定要詳細了解水文地質條件。

一般來說，含水層系統水化學數據的解釋也可以說明水文地質特徵。諸如未被方解石和白雲石飽和的含水層，多是滲透性好、水交替較快的含水層，等等。

H. 請教如何計算工業化學水處理中的「朗格利爾飽和指數」

又稱飽和指數，以S.I.表示。水樣實測的PH值減去飽和PH值（PHs）所得的值。碳酸鈣在水中呈飽和狀態時，重碳酸鈣既不分解為碳酸鈣，碳酸鈣也不會繼續溶解，此時的PH值稱為飽和的PH值，以PHs表示。若水樣的PH值大於PHS，S.I.為正值時，碳酸鈣會從水中析出，這種水屬結垢型水；當S.I.為負值時，原有水垢層會被溶解掉，使原材料裸露在水中受侵蝕，這種水稱作侵蝕型水；當S.I.等於零時，水處於飽和狀態，這種水屬於穩定性。飽和PH與飽和指數的概念有朗格利爾（Langelier）提出，用以判斷碳酸鈣水垢在水中是否會析出。並據此提出用加酸或用加鹼處理方法來控制水垢的析出。