如何判断地下水化学类型

Ⅰ 　地下水化学系统水化学特征

三江平原各含水层溶质组分及其含量存在着较大差别，但其水化学类型却存在共同特征。即无论是第四系松散岩类孔隙水水化学系统或古近-新近系碎屑岩类裂隙孔隙水水化学系统，还是前第四系基岩裂隙水水化学系统，从阴离子组分来看，均是以HCO^-₃型水为主，SO^2-₄与Cl^-型水仅在局部地区分布。从阳离子组分来看，第四系松散岩类孔隙水以钙镁型水为主，古近-新近系碎屑岩裂隙孔隙水以钙钠为主，前第四系基岩裂隙水以钙型为主。各水化学系统的水化学特征如下。

一、第四系松散岩类孔隙水水化学特征

三江平原第四系松散岩类孔隙水其水中阴离子以HCO^-₃为主，含量一般为60～300mg/L；阳离子主要为Ca^2＋，含量为25～400mg/L；其次为Mg^2＋，含量为10～100mg/L，Na^＋含量为10～40mg/L，部分井孔水中Cl^-的含量在34～68mg/L之间。从地下水中主要阴、阳离子变化来看，主要是含量相对变化，而无明显规律性；从地下水化学类型来看，横向无明显分带性。

区内地下水水化学类型有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种主要类型，且以HCO₃-Ca-Mg型水为主。HCO₃-Ca-Mg型水呈区域性分布，HCO₃-Ca型水主要集中分布于友谊县和富锦市西南部地区；HCO₃-Ca-Na主要分布于建三江农管局-大兴农场一带；在沿江地带及居民点与城区，存在着Cl型、HCO₃-SO₄型、HCO₃-Cl型地下水，是由于人为的活动造成的，其他类型的水均呈小面积的零星分布。在垂向上，地下水类型基本一致，水中主要离子含量变化也不明显，反映出主要是入渗、储存过程，而迁移特征很不明显。

三江平原地下水中腐殖酸含量高，水质多为低矿弱酸性软水，TDS一般小于0.5g/L，且大部分地区地下水TDS在0.20～0.75g/L间；仅在少部分井孔中水TDS在0.5～1.0g/L之间。pH值为6.5～7.5，总硬度为1.45～4.29mmol/L。在垂向上，上段含水层中地下水TDS和总硬度高于下段；pH值及总碱度上段小于下段。

此外，还必须指出，在人为活动的强烈作用影响下，由于人为的污染，正在改变着地下水的化学组分和水化学类型，使浅层地下水的化学特征发生变化，如Cl型、SO₄型及其与HCO₃复合型地下水的出现就是人为污染所致。

二、古近-新近系碎屑岩裂隙孔隙水水化学特征

该系统内的地下水中，重碳酸根含量一般为67～290mg/L，钙离子含量15～53mg/L，钠离子含量14～76mg/L。水化学类型为HCO₃-Na、HCO₃-Ca型。地下水TDS为0.2～0.48g/L，pH值为6.30～7.65，总硬度为19.97～89.16mg/L，总铁含量1.6～11.2mg/L。

地下水水化学特征，明显受含水层特征制约，故以河流相沉积为主，含水介质颗粒较粗，径流条件较畅通的近山前地带，水化学类型呈现为重碳酸钙和重碳酸钙钠型，TDS为0.20～0.48g/L，pH值7左右，总硬度53.50～89.16mg/L，总铁含量1.6～5.6mg/L；而以湖相沉积为主，含水层具颗粒细，层次多，含泥质；径流条件相对较差的近凹陷腹部地区，地下水形成过程主要表现为阳离子钠与钙的交替吸附作用和迁移过程的富集作用。地下水水化学类型为重碳酸钠型，TDS为0.27～0.33g/L，pH值6.60～7.65，呈弱酸性—弱碱性，总硬度19.97～69.90mg/L，总铁含量2.4～11.2mg/L。

三、前第四系基岩裂隙水水化学特征

地下水水化学类型为HCO₃-Ca、HCO₃-Na-Ca型。pH值为6.3～7.3，TDS为0.05～0.40g/L，硬度为5.36～142.9mg/L，总铁含量小于0.28mg/L。

Ⅱ 　地下水水化学系统分析

一、水化学系统划分

地下水是含有气体成分、离子成分、微量元素、有机质和微生物的一个复杂的溶液。受含水层系统、地下水循环特征的控制，以及地形地貌、水文气象、土壤植被等水文地球化学环境的影响，在不断变化着。同时，地下水是各种化学物质的载体，所以在地下水的补给、径流、排泄（或储存）过程中，各种元素亦随着载体而溶滤、迁移，其地下水化学场与地下水动力场相关密切。

地下水含水层系统是在长期地质作用下逐渐形成的。其中的基岩裂隙水含水层亚系统、古近-新近系碎屑岩类孔隙裂隙水含水层亚系统、第四系松散岩类孔隙水含水层亚系统，都赋存着质量不同的地下水。地下水系统是各种化学物质强大的搬运者，对元素的迁移、聚集、离散起了巨大的作用。特别是潜水含水层，它是浅层地下水水化学系统中最活跃的一种因素。

根据含水层系统对地下水化学特征的形成与控制作用，我们把三江平原地下水划分成3个水化学系统，即第四系松散岩类孔隙水水化学系统、古近-新近系碎屑岩类孔隙裂隙水水化学系统和前第四系基岩裂隙水水化学系统。然后每个系统内再根据迁移交替作用的不同，水化学是否活泼来划分1～3个亚系统。最后每个亚系统根据原生水化学类型和人为污染状况，进一步细划为子系统（表5-5）。

表5-5 三江平原地下水水化学系统分区

这些亚系统之间具有直接或间接联系与影响，同时又各自具有自己的水化学特征。一个水化学系统接受一定的水和物质成分的输入，然后在系统内发生一些水化学变化，最后将其变为某种水化学的输出。最主要是系统内部含水层（体）系统是控制地下水水化学成分的输入、输出、传导与功能特征。同时本区人为活动影响剧烈，局部地区改变了天然水化学的传输功能。

二、水化学系统特征

（一）第四系松散岩类孔隙水水化学系统

本系统是相对独立的，与残丘及山地为隔水或弱透水边界。在垂向上，系统的底部边界为古近-新近系泥岩隔水层或弱透水层。系统输入主要有：①降水入渗；②丰水期江河水的侧向补给；③人工灌溉及渠道入渗。系统的输出主要有：①枯水期向江河岸边的透水边界排泄；②包气带水的蒸发；③人工开采地下水。

人类活动对系统影响主要有：一是城区及水稻种植区大量开采地下水，局部改变了系统的边界，同时水动力系统发生变化，影响水化学系统也发生变化。二是大面积农业灌溉水的入渗，也影响地下水的数量和质量。三是工业、农业和生活污染源星罗棋布，这些污染源通过各种渠道向地下水中输送有毒有害元素和物质，使地下水水化学系统遭受污染。

系统的内部特点是：岩性以细砂、砂砾石为主，上覆薄层粉质粘土，中夹淤泥层，下伏细砂、砂砾石。介质中化学成分主要为二氧化硅和三氧化铝，其次为三氧化二铁、氧化铁和氧化锰、氧化钙、氧化钠、氧化钾等；微量元素以钛为最丰，平均达450×10^-6；最少为镉，平均为0.06×10^-6。地下水最古老年龄为2×10⁴ a左右。含水层厚度大，水量丰富，渗透系数多为50～100m/d，但由于水力坡度小，地下水径流缓慢，所以整个系统相对化学作用不强烈。

系统水化学多为重碳酸型水。浅层地下水受人为活动影响剧烈，地表水入渗、污水灌溉、大气降水均可携带污染物进入本系统中，多数地段遭受不同程度的污染。比如在城区工业污染、居民点附近有三氮污染等。

在这个系统内，由浅部（埋深小于10m）、中部（10～50m）到深部（大于50m），地下水的流速向下逐渐减小。因而水力交替迁移的能力减弱，而扩散水流模式则逐渐变得更加明显。地下水环境也由氧化环境过渡到还原环境；水化学也由活泼区渐变到惰性区。特别由于淤泥层的存在，使所有化学组分受到吸附和解吸作用。受人为活动因素影响少，水质较好，多为重碳酸钙型水。但在淤泥层附近，形成高腐殖水和高铁水，特别是在地下水强烈开采地段，形成氧化区，富集大量铁锰离子。由于上层污染水的垂向补给，使系统内水化学也发生了演化。实际上，在地下水系统中，每种选定的水化学参数都有活泼区，可能活泼区和惰性区，即在活泼水化学区存在惰性水化学小区。这是由于地层中各向异性，离子本身特点，输入系统控制等决定的。比如三氮在系统上部都是活泼区，但无污染源地段它又是惰性区；二价铁在活泼区处于缺氧区；在包气带，可以存在一个氯化物活泼区，其蒸发作用改变氯化物含量。这个包气带系统的其余部分可以形成一个惰性区。

（二）古近-新近系碎屑岩类孔隙裂隙水水化学系统

该类型的地下水埋藏较深，迁移交替作用较弱，因此水化学属不活泼区。同时由于地下水径流迟缓，导致一些离子含量较高，形成高铁水、高氟水、高硬度水。水化学类型为HCO₃-Ca，pH值为7～7.5，地下水TDS为0.5g/L左右。人为活动影响因素少，地下水基本没有污染。

（三）前第四系基岩裂隙水水化学系统

本系统由基岩风化裂水水质亚系统和构造裂隙水水质亚系统组成，含水介质为花岗岩、火山岩、砂岩，地下水溶滤这些岩石形成重碳酸钙水。

（1）风化裂隙水水化学亚系统

在亚系统上部，地表以下0～10m区间，岩石风化裂隙发育，连通性较好，大气降水入渗后经短途径流，最后以泉的形式排泄沟谷中。因此亚系统上部交替迁移作用较强，水化学处于活泼区，多数离子均不超标，且人为污染仅限于一些居民点。在亚系统的下部，岩石风化裂隙逐渐减弱，交替迁移作用缓慢，水化学呈惰性区，铁锰含量也增高。

（2）构造裂隙水水化学亚系统

构造裂隙水，赋存于前第四系基岩的构造裂隙中，各项化学指标均适中，TDS多小于0.35g/L，水化学类型为HCO₃-Ca或HCO₃-Ca-Mg型。该水化学系统交替作用较强，参与水文循环积极，且循环深，距离远，最终排泄到风化裂隙水中或第四系松散岩类孔隙含水层中。

Ⅲ 地下水水化学类型变化

随着地下水开采量不断增加，地下水的天然水化学平衡状态被打破，水化学类型也相应发生改变。其变化特征分为两种：①水化学类型向重碳酸型水转变，地下水硬度增加；②水化学类型由重碳酸型水转变为其他类型，矿化度增大，水质变差。

1.水化学类型向重碳酸型水转变，地下水硬度增高

主要发生在山前冲洪积扇前缘和地下水开采漏斗区，由于循环条件的改变，地下水流场发生变化，浅层地下水循环加快。根据目前掌握的资料来看，这种水化学类型变化在西北干旱区基本上没有发生，而在山西六大盆地和华北平原及松嫩平原变化比较明显。

山西盆地浅层地下水化学类型的变化表现为由多种水化学类型逐渐转变为简单的类型。对比太原盆地1983年和2003年两期水化学变化可见：水化学类型由重碳酸-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-重碳酸型水等多种水质类型变化到目前以重碳—酸硫酸型水和重碳酸—氯化物型水为主（图5-1和图5-2）。1983年矿化度为1～3g/L的面积为1657km²，3～5g/L的面积为40km²；2003年为895km²，基本没有大于3g/L水。在地下水集中开采区，中深层承压水的矿化度和硬度有增加的趋势（图5-3）。

忻州盆地从20世纪70年代以来，冲洪积倾斜平原的中上部的浅层地下水，其地下水主要化学成分及化学类型变化不大，地下水主要化学成分及化学类型变化不大，为重碳酸型水，矿化度小于500mg/L。而在滹沱河中下游段的冲洪积交接带及冲湖积平原区，矿化度减小，水质具有变好的趋势。在崞阳到原平市城区一带，由重碳酸-硫酸型或硫酸-重碳酸型转化为重碳酸型水（图5-4），矿化度由1977年的520～840mg/L降低到2004年的310～510mg/L。在忻府区解原、忻府城区、东楼、西张、双堡、官庄一带，由硫酸-重碳酸或重碳酸-氯化物型水转化为重碳酸型水，矿化度由1977年的500～1300mg/L降低到2004年的300～350mg/L。而在忻府区、定襄县的高城、北张、受禄、定壤县城、季庄等广大地区，由重碳酸-氯化物型水转化为重碳酸-硫酸型水，矿化度由1977年的1000～1600mg/L，降低到2004年的600～930mg/L。

图5-1 太原盆地1983年水化学图

（据韩颖等，2009）

（图中Cl、H、S、N、M、C分别表示Cl、HCO₃、SO₄、Na、Mg、Ca）

据统计，河北平原浅层地下水重碳酸盐型（包括重碳酸为主的混合型）水的分布面积由1975年的45792km²增加到2005年的56032km²，硫酸盐型（包括硫酸盐为主的混合型）地下水面积由7294km²减少到4279km²，氯化物型（包括氯化物为主的混合型）地下水由19588km²减少到12818km²，见图5-5。

图5-2 太原盆地2003年水化学图

（据韩颖等，2009）

（图中Cl、H、S、N、M、C分别表示Cl、HCO₃、SO₄、Na、Mg、Ca）

对比鲁北平原1989年与2005年地下水水化学类型（图5-6）可见：西部地下水开采区，水化学类型向重碳酸盐型水转化，浅层地下水开采程度较高，沿黄河地带受到地表淡水的经常性补给，重碳酸盐型水的分布范围不断扩大。冠县-临清的广大地区，1984年水化学类型为重碳酸盐氯化物型水，目前均变为重碳酸盐型水；东阿、平原大部、阳谷、夏津、武城、济阳局部均由1989年的重碳酸盐氯化物型水、重碳酸-硫酸盐-氯化物型水转变为重碳酸盐型水。

图5-3 太原盆地西张水源地中深层水水质变化曲线

（据韩颖等，2009）

豫北平原浅层地下水（重碳酸盐型水）从山前及黄河上游向下游、由渠道轴部向两侧扩展。在1959年至1965年间，地下水开采量很小，豫北地区地表大部分为盐碱地，沿黄一带只有局部地区矿化度小于1g/L，水化学类型大部分为重碳酸硫酸盐型水，只有封丘县一带、武陟县和原阳的黄河大堤以南局部地区为重碳酸型水。人民胜利渠渠首区为HCO₃-Ca·Mg水，矿化度小于1g/L。到1978年沿人民胜利渠和其它渠道两侧地下水矿化度大于1g/L界线向北和东扩展，新乡市东部的咸水被切开成两部分，西部的交接洼地地下水矿化度大于1的咸水区成孤立状分布，濮阳县至南乐的地下水矿化度小于1g/L的淡水已连为一体，重碳酸型水已扩至武陟、原阳、封丘北部。至1987年，大部分地区地下水矿化度已变为小于1g/L的淡水；大于1g/L的水已成孤岛状分布于各地，大部分地区地下水水化学类型已变为重碳酸型水，而阳离子Na·Ca型水面积逐渐扩大至原阳县。2002年，淡水面积基本稳定，咸水在1987年基础上又有缩小，沿黄一带仅在封丘东南部的黄河转弯处有一些咸水，淡水扩展缓慢，重碳酸型水扩展缓慢。

华北平原深层地下水重碳酸型水面积增加主要集中在河北平原，其分布面积由20世纪70年代的 50295km²增加到 55066km²，硫酸盐型地下水面积由 1129km²增加到1463km²，氯化物型地下水由6343km²增加到10850km²（表5-1）。天津地区第Ⅱ含水组大量开采后，其水化学特征并没有发生明显变化。

图5-4 忻州盆地地下水化学类型及矿化度动态曲线

（据韩颖等，2009）

表5-1 河北平原深层地下水水化学类型分布面积变化统计表 单位：km²

（据张兆吉等，2009）

图5-5 不同年份浅层水化学类型面积

（据张兆吉等，2009）

图5-6 鲁北平原浅层地下水水化学类型变化图

（据张兆吉等，2009）

西辽河平原部分地区水化学类型从20世纪70年代末80年代初的HCO₃-Na·Ca水转变成了HCO₃-Ca·Na水，HCO₃-Ca·Na水转变成了HCO₃-Ca水。在地下水的强开采区（平原中部开鲁、奈曼、科尔沁区），地下水循环交替较快，占绝对优势的Ca·Na型水、Ca·Na·Mg型水面积，2003年比70、80年代有较大增加，与此相反，Na型水、Na·Ca型水面积则明显减少。科左后旗一带的Ca·Na型水，则转化为Ca型水（图5-7）。

图5-7 西辽河平原地下水化学类型变化

（据李志等，2009）

2.水化学类型由重碳酸型水转变为其他类型水，地下水矿化度增大

主要发生在平原或盆地的中下游以及深层承压含水层开采漏斗区，地下水流场改变，承压含水层水头低于相邻含水层，劣质水越流补给承压含水层。目前在新疆准噶尔盆地局部、柴达木盆地、山西盆地和华北平原及东北平原变化比较明显。

新疆准噶尔盆地沙漠边缘的承压含水层，由于开采地下水使承压含水层水头低于潜水，高矿化度和高硬度潜水的混入承压含水层，20世纪80年代中期以来水化学类型明显变化，由HCO₃·SO₄-Na水转化为SO₄·Cl-Na水。

柴达木盆地冷湖镇在开采地下水时出现了咸水入侵现象，冷湖镇水源地在冷湖北岸冲洪积扇潜水区，开采时动水位11～13m，之后形成了下降漏斗，其半径956～1130m，漏斗已扩展到半咸水、咸水区，引起了咸水倒灌。该水源地水质变咸后于1989年在原水源地北又重新开辟新的水源地。经2002年、2003年和2004年在水源地取样分析，一些水井水质已变咸，水化学类型属SO₄·Cl·（HCO₃）-Ca·Mg水。

格尔木河冲洪积扇戈壁带右翼也出现水质咸化现象，主要原因是该地区地表或浅层普遍存在一层古盐壳，在开采过程中，由于管道漏水等原因将盐壳中的盐分溶滤到含水层中，导致水质咸化；20世纪80年代初该地区地下水位普遍上升，溶滤了古盐壳的盐分，也造成水质咸化；另外，1998、1999年两年格尔木市农牧局为绿化城市于水源地上游营造了60亩防风林带，采用大水漫灌，使包气带盐分溶解并大量下渗而造成矿化度等急剧升高。

临汾盆地20世纪60年代、80年代及2004年水化学对比分析发现，从边山到盆地中心汾河一线，浅层水质序列已经发生明显变化（表5-2），变化的整体趋势是山前冲洪积扇地带HCO₃ 型水区普遍后移或者消失，取而代之的是HCO₃·SO₄ 型水或者SO₄·HCO₃型水，SO₄·HCO₃型水及HCO₃·SO₄型水的区域分布面积明显变大，中深层水质也有一定程度的改变。

表5-2 临汾盆地代表性剖面浅层水水质序列变化

（据韩颖等，2009）

运城盆地浅层地下水20年来水化学类型相对趋于简化，水质相对变差，矿化度有增高的趋势（图5-8）。在涑水河谷中游东镇—闻喜—水头一线，水质类型由1980年的HCO₃—Na、HCO₃·SO₄—Na、SO₄·HCO₃—Na、Cl·HCO₃—Na、SO₄—Na型水，逐渐变为2004年的HCO₃、Cl型水，并且范围变大，矿化度增高。在夏县县城附近，HCO₃、Cl型水的范围2005年比1980年明显增大，水质相对变差，矿化度增高。在临猗嵋阳一带，HCO₃·SO₄型水，由1980年的零星分布，逐渐变为片状，水质变差，矿化度增高，在湖积平原区伍姓湖一带，Cl·SO₄型水范围2005年与1980年变化明显增大，矿化度增高。

图5-8 运城盆地浅层水水化学变化图

（据韩颖等，2009）

图5-9 运城盆地中深层水水化学变化图

（据韩颖等，2009）

运城盆地中部中深层含水层因为地下水开采导致浅层水进入致使水质变差。从盆地1980年和2005年中深层含水层水化学图5-12和图5-13可以看出，经过20多年的时间，盆地中深层含水层水化学场变化较为明显的地带，主要出现在盆地中部的涑水河冲洪积平原，水化学类型由20世纪80年代的HCO₃、HCO₃·SO₄、HCO₃·Cl、SO₄·HCO₃、SO₄·Cl、Cl·SO₄ 型水演化为2005年的HCO₃、HCO₃·SO₄、SO₄·HCO₃、SO₄·Cl、Cl·HCO₃、Cl型水，水化学类型趋于复杂，矿化度有升高之趋势，主要原因是由于地下水强烈开采，地下水流场发生变化及在凿井过程中，使含水层串通、使水质较差的浅层水灌入中深层水中所致。

鲁北平原东部滨海地带的氯化物型水向中西部扩展。在茌平—齐河—禹城—临邑一线、宁津和陵县的东部地区，由重碳酸盐型水变为重碳酸—氯化物型水和重碳酸—硫盐型水。在庆云—阳信一线、滨州市滨城区、利津和沾化交界地带，地下水由重碳酸—硫酸氯化物型水、重碳酸—氯化物型变为氯化物型水。

松嫩平原山前倾斜平原第四系潜水，在20世纪80年代，水化学类型主要是HCO₃-Ca·Na水，其次是HCO₃·Na水，再次是HCO₃-Ca·Mg水。HCO₃·SO₄ 型水只在北部讷河、齐齐哈尔、龙江和林甸县一带有少量分布，目前，泰来县也出现了HCO₃·SO₄ 型水。低平原第四系潜水近20年来地下水水化学类型复杂化，氯化物型水分布面积增大，数量增多，出现了许多新的水化学类型，最典型的是硝酸型水。20世纪80年代，高平原北部潜水水化学类型主要是HCO₃型水，局部有HCO₃·SO₄ 型水；HCO₃·Cl型水在呼兰河以南地区大片出现、以北零星分布。目前调查发现，在高平原区绥化一带HCO₃·SO₄（SO₄·HCO₃）型水及SO₄·Cl（Cl·SO₄）型水已成片分布。在呼兰河以北地区HCO₃·Cl（Cl·HCO₃）型水大面积向北扩展。水化学类型变化最大的是呼兰河以北的农业地区，出现了大量与硝酸相关的水化学类型，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压水20世纪80年代，主要水化学类型是HCO₃ 型水，本次调查发现，在盆地北部呼兰河一带和哈尔滨市，出现了大面积的HCO₃-SO₄-Ca型水。HCO₃-Cl-Ca型水分布面积也比80年代增多。

Ⅳ 中国地下水的水化学特征

朱琰

（浙江大学地球科学系，杭州玉泉，310012，中国）

中国位于世界上最大的陆地欧亚大陆的东部，陆地面积约960×10⁴km²。东临世界上最大的海洋太平洋。从东往西，地势从滨海平原到丘陵高地，一直到世界屋脊青藏高原。由于不同的地区具有不同的气候、地形地貌和地质特征，因此，整个国家具有较为复杂的区域水文地质结构和水文地质特征。

1气候条件

1.1概述

中国的气候受较强的季风影响，冬季西北风、夏季东南风为主。受季风的周期变化和地形的影响，总体上中国大部分地区四季分明。冬季，来自高纬度地区的北风寒冷干燥；夏季，来自低纬度海域的南风温暖湿润。由于地域广泛，跨越35°的纬度，地形复杂，中国的地区气候差异显着。季风造成各地降雨和气温的明显变化，可分为热带、温带和寒带，并且形成热带雨林、沙漠、寒潮、飓风和春雨等。

夏季3个月的降雨占全年降雨的60%以上。降雨量由东南沿海（1000～2000mm，最大8408mm台湾）逐渐向西北的100～200mm递减。新疆东部，欧亚大陆的中心，同时也是中国干旱地区的中心，年降雨量小于50mm。最小值在吐鲁番盆地的托克逊，仅3.9mm。

1.2气候分区

以长江为界，中国南方为亚热带气候，终年多雨，夏季湿热漫长，冬季短暂。总体上，中国可以分为东北、华中、华南、西南、西藏、西部内陆和内蒙古7个气候分区。其特征如表1。

表1中国大陆气候分区与特征

中国的大部分地区处于四季分明的温带，东南和华中地区温暖湿润，北方和东北地区相对干旱。许多地区夏季炎热多雨、湿度大，冬季干燥。在北方80%以上的降雨集中在夏季，而南方夏季降雨量只占年降雨量的40%。东南沿海7月至9月的雨季台风频繁。

2水文地质特征

2.1水文地质分区及其水文地质特征

地理上，中国可分为6个水文地质分区Ⅰ—东部大平原：Ⅰ₁—松辽平原，Ⅰ₂—黄淮海平原；Ⅱ—北部高原区：Ⅱ₁—内蒙古高原，Ⅱ₂—黄土高原；Ⅲ—西部内陆盆地：Ⅲ₁—河西走廊、Ⅲ₂—准格尔盆地、Ⅲ₃—塔里木盆地，Ⅲ₄—柴达木盆地；Ⅳ—东南和中南丘陵；V—西南岩溶丘陵；Ⅵ—青藏高原：Ⅵ₁—冻土高原，Ⅵ₂—高原山地。中部顺纬度方向分布的秦岭山脉可作为划分南北的天然界线，各地区截然不同的地理和地质条件形成各自的水文地质特征。

（1）北方地区：在北方，由东往西，分别为：

东部大平原，主要包括松辽平原、黄淮海平原等，广泛分布的大平原，包括辽阔的山麓平原，巨厚的第四纪砂砾石形成很好、很厚的含水层。平原主要是中生代或新生代的沉降盆地，分布巨厚的松散沉积物，为丰富的地下水提供了有利的储存条件。地下水主要接受降雨的垂直入渗补给。年降雨量小于800mm，并且由东往西递减。

往西气候变化为典型的内陆干旱区，但山麓平原由于受山区河流的入渗补给，因此含有大量的地下水。在贺兰山以东的半干旱的地区，年降雨量为200～500mm，在贺兰山以西的极端干旱的戈壁地区，年降雨量减少为小于100mm。

内蒙古高原和黄土高原，是东部半湿润地区与西部干旱地区的过渡带。由于地质条件的限制，地下水缺乏，仅在一些断陷盆地，如关中平原、河套平原和银川平原分布丰富的地下水。

西部内陆盆地，主要由河西走廊、准格尔盆地、塔里木盆地和柴达木盆地组成，典型的干旱沙漠，地下水分布在广阔的山麓平原。

北方地下水的水化学特征较南方复杂得多。

（2）南方地区：在南方，基岩裸露，山地丘陵广泛分布，穿插小型的盆地，因此以地下水裂隙水为主。由东往西分别为：

东南和华中、华南丘陵，各类基岩广泛出露，以基岩裂隙水为主。

西南岩溶丘陵，碳酸盐岩广泛分布，岩溶水和地下暗河发育良好。碳酸盐岩主要为古生代和部分三叠纪的石灰岩，层厚，岩溶裂隙充分发育，降雨量的30%～70%渗入地下，集中在岩溶管道中，形成主要受构造条件控制的地下河系统。

青藏高原，平均海拔4000m。含水层主要为永冻层或具冰川成因，地下水完全受垂直分带控制。

中国南方年降雨量为1000～3000mm，河流湖泊密布，但部分中生代红层盆地和滨海平原严重缺水。在长江三角洲平原、江汉平原和成都平原等地的第四纪含水层中发现厚度大、地下水丰富的区域。

中国南方中生代和新生代的红层盆地广泛分布、丘陵起伏。普遍含钙质砂岩和钙质结核，形成承压含水层，常被作为小型企业的供水水源。

2.2地下水资源的开发

随着城市人口的增长和工业的迅速发展，地下水在中国的工业和市政供水中的重要性日益增加。根据国土资源部的统计，中国有1243个地下水开采水源地，以开采量大小和地下水类型统计，见表2。

表2中国地下水水源地类型统计

许多地区依赖于地下水。约有400个城市以地下水为供水水源，其中约60个城市以地下水供水为主，如石家庄、呼和浩特、沈阳、济南、海口、西安、西宁、银川、乌鲁木齐和拉萨等。在许多城市，如北京、天津、大连、哈尔滨、南京、杭州、南昌、青岛、郑州、武汉、广州、成都、贵阳、兰州、长春、上海等，地下水与地表水一起作为供水水源。因此，地下水的水化学特征和水质变化对于社会生产和人民身体健康非常重要。

3地下水的化学性质

3.1地下水水质分类

受赋存条件及形成机理控制，以及近代人类活动影响，地下水具有不同的水化学特征。

传统上，地下水水质的总体好坏是根据总溶解固体（TDS，原采用矿化度）来判断，有淡水（＜1g/L），微咸水（1～3g/L），咸水（3～10g/L）和卤水（＞10g/L）之分。

一般来说，从山区到内陆盆地，地下水水质具有明显的水平分带性，上游山区至戈壁砾石带水质好，一般为淡水，矿化度小于1g/L，以潜水为主；下游细土平原带具多层结构，为潜水、潜水－承压水，水质一般也较好，矿化度一般小于1g/L，局部大于1g/L；而再向下游，水质越来越差，一般为微咸水、咸水甚至为卤水。滨海平原，由于浅部含水层卤水广泛分布，造成供水困难。淡水分布于深层承压含水层中，被大量开采用于工农业和人民生活。在一些滨海平原和沿海城市，存在分隔的多层含水层，上部卤水含水层，深部淡水含水层。

从来源上看，地下水成分来源于大气圈、土壤和水－岩作用（风化），以及人类活动的污染，比如采矿、地面清洗、农业、酸雨、生活和工业废水。

地下水缓慢的地下运移，使得化学组分的赋存时间远长于地表水。由于各地地表水水质的差异，很难用统一的单项指标来衡量地下水的水质及其变化。

一般地，可用一系列指标作为地下水水质评价参数（其中斜体字为基本参数，作为第一序列来考虑）：

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

（2）酸度和氧化还原状况：pH,HCO₃,Eh,DO,Fe,As。

（3）放射性：³H,³⁶Cl,²²²Rn。

（4）农业污染：NO₃,SO₄,DOC（dissolved organic carbon）,K/Na,P，杀虫剂、除草剂。

（5）矿业污染：SO₄,pH,Fe,As，一些金属，F,Sr。

（6）城市污染：Cl,HCO₃,DOC,B，石油，有机溶剂。

3.2地下水水化学的区域性特征

受气候、地貌、水文等诸多因素的影响，我国浅层地下水的水质由东南向北及西北逐渐变化。

自昆仑山-秦岭-淮河一线以南的湿润地带，大多数地区的地下水矿化度小于1.0g/L（滨海平原除外），而其中大部分地区是0.2～0.5g/L。水化学类型为重碳酸盐型。

此线以北的干旱、半干旱地区的地下水矿化度较复杂。

东部平原的浅层地下水主要表现盐化特征，由山前平原的淡水（矿化度小于1.0g/L），向滨海平原渐变为微咸水乃至咸水。东部的松辽平原中部、下辽河平原和黄淮海平原普遍大于1.0g/L，黄河古三角洲及江苏省滨海平原地下水矿化度由1.0g/L渐增至10.0g/L以上。

从内蒙古至西北干旱区，地下水矿化度普遍高于1.0g/L，由内陆盆地边缘向中部出现规律递变，即由溶滤作用的低矿化重碳酸盐型淡水，过渡为溶滤盐化作用成因的成分复杂的硫酸盐型咸水带，呈现水平分带的特点。在年降水量仅10～50mm的荒漠化地区，地下水矿化度高达5～30g/L，局部有盐沼出现。水化学类型的演变从山区向平原为重碳酸盐型→硫酸盐型→氯化物型逐渐过渡。

青藏高原的多年冻土区冻结层上的水，由于大气降水和冰雪融水补给，水质良好，多为重碳酸盐型，矿化度一般小于1.0g/L。冻结层之下的水，一般除第三纪砂岩外，水质良好。第四纪湖相沉积物中水的矿化度较高，多为咸水湖。

3.3环境水文地球化学异常及其成因

在中国的地下水化学组分的区域性变化规律中，局部地区受自然环境、地质构造、岩性关系影响，形成某些成分的特殊分布，不利于人体健康，成为所谓的原生水文地质问题。

3.3.1元素过剩

许多地区地下水中铁和氟离子含量过高。

北方由于土地盐碱化（大于17%的北方平原）卤水广泛分布。20世纪50年代，部分地区由于用黄河水大量灌溉，造成32万亩土地的次生盐碱化。目前，在使用黄河水漫灌的河套平原和银川平原，严重的土壤次生盐碱化依然存在。

青藏高原是富硼地区，岩石、土壤、温泉、盐湖的硼含量都十分高。

内蒙古巴丹吉林沙漠、腾格里沙漠、乌兰布和沙漠、新疆的准噶尔盆地、塔里木盆地和藏北高原出现富砷（0.1～25mg/L）的潜水、湖水和矿泉水。

东北、华北、西北的油田地区，民用深井常富碘（0.300～1.920mg/L）。

元素过剩的成因可分为3类：

（1）蒸发浓缩型：东北西部平原、华北滨海平原、内蒙古高原、准噶尔盆地、塔里木盆地、柴达木盆地、藏北高原、关中盆地等地区，气候干燥，蒸发浓缩作用强烈，可溶性盐类在相对低洼的地区富集，造成土壤盐碱化，潜水矿化度增高，常出现咸水、苦水和肥水，水中一些与生命有关的元素，如Na、Mg、Ca、S（

）、Cl、N（

和

）、I、F、Se、As、B等含量过剩。在我国干旱、半干旱地区，已发现的地方病有氟中毒、慢性砷中毒、慢性亚硝酸盐中毒、高碘性地方病甲状腺肿、硼肠炎、地方性腹泻（水中硫酸盐过剩所致）、天然性放射性疾病等。

（2）矿床和矿化地层型：由于地下水经过近地表的矿床和矿化地层风化壳后形成元素的富集或过剩。许多金属矿床，常常流行砷、汞、铜、氟、硫酸盐和放射性元素中毒地方病。或者某些矿泉毒性元素含量较高，污染了矿泉流经的地区。

（3）生物积累型：水土中有些元素（Hg、Se、T1）通过生物富集，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为3类：

（1）湿润山地型：降水丰沛的山区，特别是基岩裸露的山区，十分有利于水迁移能力强的元素淋溶流失，因此，山区常缺碘，如大小兴安岭、长白山、燕山、太行山、祁连山、天山、阿尔泰山、昆仑山、喜马拉雅山、横断山、秦岭、云贵高原、大巴山、大别山、武夷山、南岭等山脉，皆是较严重缺碘的地区。在西北干旱地区和东南湿润地区之间过渡地带的山岳丘陵，形成一条东北-西南走向的低硒地带，在低硒带内，流行与硒缺乏有关的动物白肌病，人类克山病和大骨节病。

（2）沼泽泥炭型：沼泽泥炭发育地区，由于水土还原性，动植物残体的氧化分解作用弱，一些生命元素（I、Cu、Co、B、Se等）的迁移能力下降，有效态含量低，从而形成元素缺乏。

（3）沙土型：由于沙土有机含量低，水分和养分的保持能力差，所以一些生命元素（I、F、Zn、Mo、B、Cu、Se）容易流失。主要分布在沙漠边缘地区和山前冲洪积扇上部。

由于上述各种原因造成地下水中化学成分的过剩或缺乏，对饮用者的健康不利，因此需要我们调查和解决。

3.4地下水开采造成的水质变化

在含水层开采使用过程中，由于水动力条件和天然化学平衡被破坏，地下水的成分会发生一定的变化，比如F,As的增加，对人体健康不利。潜水的水质变化也可以由滑坡、火灾和其他改变（增加或减少）地面渗透、岩石出露、土壤表层条件，影响地表水入渗的地表作用造成。在我国的具体表现有：

（1）地下水硬度持续升高。如北京地下水硬度由50年代的10～16（德国度），目前大于30（德国度），甚至局部40（德国度）。

（2）滨海地区海水入侵，Cl离子含量增加，水质恶化。

（3）上下含水层贯通，水质好的含水层受到污染。

3.5地下水污染现状（2000年）及变化趋势（1996～2000年）

根据全国130个城市和地区2000年的地下水水质统计分析，全国地下水总体质量较好，但多数城市地下水仍受到一定程度的污染。

（1）东北地区主要为地下水总硬度、矿化度、硝酸盐、亚硝酸盐、铁和锰超标；其次为硫酸盐和氯化物。自1996年至2000年，东北地区地下水水质总体上保持稳定或略有好转；在局部地段上有污染加重的趋势。其原因为城区内工业和人口较集中，工业及生活污染物排放量大，且排放形式不合理，在市区周围地区化肥农药的使用量过大，也直接或间接地造成地下水水质污染。黑龙江省受原生地质环境影响，地下水中铁和锰含量普遍偏高。

（2）华北地区地下水水质总体较差，长期超量开采地下水改变了华北地区地下水水动力条件，打破了原有的水盐平衡；人类活动的加剧使地下水中的有害物质增多，造成了地下水总矿化度升高、浅层地下水污染、沿海地区海水入侵、氟碘离子升高等问题。因此，华北地区主要为总硬度、矿化度超标严重，特别是河北省的沧州市和廊坊市；其次为硫酸盐、硝酸盐、氯化物和氟化物；少数城市（如许昌市）细菌总数和大肠菌群亦超标明显。1996年至2000年，内蒙古、北京和河北地下水水质基本稳定，超标组分和含量变化不大，山西省地下水水质波动变化明显，天津市地下水水质污染有加重的趋势。

（3）西北地区因人口密度及工农业发展水平的不同，主要城市和地区的地下水水质状况差异也较大。地下水受污染的城市主要有兰州、太原、西安、晋城、运城、铜川、呼和浩特、包头、银川，以浅层地下水污染严重。主要为总硬度、矿化度、硝酸盐和硫酸盐超标，其次为氯化物、氟化物、亚硝酸盐和氨氮，个别城市（西安市和汉中市）六价铬污染。新疆和宁夏主要城市的地下水水质较为稳定；而陕西省主要城市的地下水受工业和生活污染，水质恶化速率最快。兰州市三滩地区地下水酚检出率为74.5%，超标率为34.7%，氰检出率为76.13%。太原市农业污水灌溉面积2.89×10⁴km²，其余工业、生活污水也大都排入汾河，使地下水污染严重。太原盆地浅层水轻污染区682km²，主要指标酚含量0.00167mg/L，重污染区150km²，砷、氰含量分别为0.0265mg/L和0.0169mg/L。

（4）华东地区主要为亚硝酸盐、氨氮、铁和锰超标，部分城市地下水呈酸性，pH值超标严重。由于原生地质环境的影响，地下水中铁、锰含量普遍较高，沿污染河段及城郊地区地下水“三氮”含量普遍较高。1996年至2000年，华东地区除山东省外地下水水质较为稳定。

（5）中南地区主要为亚硝酸盐、硝酸盐、氨氮、铁和锰；其次为总硬度、氟化物和pH值。铁和锰主要为原生环境引起的超标。近几年，河南省的三门峡、鹤壁等市因工业“三废”和生活垃圾不合理排放，致使地下水水质持续恶化。

（6）西南地区主要为总硬度、矿化度、亚硝酸盐、氨氮、铁和锰超标，其次为氟化物、硫酸盐、有机酚、耗氧量和pH值，污染元素主要呈点状分布，超标率较低。

（7）华南地区主要城市地下水污染元素主要有亚硝酸盐、氨氮、铁和锰，总硬度和硝酸盐。另外，部分城市地下水呈酸性，pH值超标严重。

综上所述，我国地下水污染有如下特点：

（1）从污染程度上看，北方城市污染普遍较南方城市重，污染元素多且超标率高。

（2）从超标成分看，“三氮”污染在全国均较突出，矿化度和总硬度超标主要分布在东北、华北、西北和西南地区，铁和锰超标主要分布在南方地区。

（3）从变化趋势看，我国大多数城市地下水水质趋于稳定或略有减轻，部分城市和地区污染加重，应引起重视。

参考文献

[1]国土资源部地质环境监测中心年报，1996～2000.

[2]戎秋涛，翁焕新.环境地球化学.地质出版社，1998.

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

Ⅳ 地下水水化学特征

在天然条件下，地下水化学分带在空间上具有明显的规律性，从补给区到排泄区地下水的矿化度呈逐渐增高的变化趋势，一般由低矿化度的重碳酸盐淡水逐渐变化为矿化度较高的硫酸盐水或氯化物水。据2002年三门峡地下水化学资料分析，三门峡盆地地下水化学成分具有明显的分带性。从盆地边缘到盆地中心由HCO₃-Na·Mg→HCO₃-Ca·Mg→HCO₃·SO₄-Na·Ca·Mg→HCO₃·SO₄·Cl-Na·K水(图4.1)。重碳酸钠水主要分布于丘陵及黄土塬区，盆地中间，由于人类活动剧烈，大量开采地下水，形成了地下水位降落漏斗，成为地下水系统的排泄区，再加上地下水埋深浅，蒸发作用增强，盐分浓缩聚集，形成了矿化度稍高的HCO₃·SO₄·Cl-Na·Ca水。

图4.2 不同时间地下水水化学类型分布图

由于近10年来大量开采地下水，导致地下水流场发生改变，致使1990年与2002年的地下水水化学场的分布有所改变(图4.2)。在三门峡市区、陕县老城和灵宝城区HCO₃·SO₄-Na·Ca·Mg型水2002年比1990年分布面积大。天然状态下，地下水的流动是从黄土塬流向黄河，由于人为的影响，地下水流向变成了以城区为中心的排泄区，致使HCO₃·SO₄-Na·Ca·Mg型水分布面积变大，其中南关附近还出现了HCO₃·Cl-Na·K型水。另外，强烈的地下水开采导致包气带厚度增加，改变了含水介质的氧化还原条件，促使某些介质发生氧化，当大气降水垂直入渗补给地下水时，氧化产物由于淋滤作用被带入地下水中，从而使地下水中某些组分(如硫酸根、镁、钙离子)增加，不同程度地影响了地下水水质。除了过度开发地下水导致地下水水质发生变化外，人为活动产生的污染源也导致地下水水质恶化。

据1990年水化学资料，三门峡市浅层地下水水质均符合现行生活饮用水卫生标准，据2002年水化学资料，出现了大量的Fe离子，NH⁺₄+，NO^－₃，NO^－₂，细菌学指标SO^2－₄等超标点。Fe离子含量高达1.7mg/L，总溶解性固体含量大于2607.06mg/L(超标1607.06mg/L)，SO^2－₄含量大于250mg/L，高达294.42mg/L，NH⁺₄含量高达1.92mg/L，超标8.6倍。其NH⁺₄含量超标点大多数分布在农业活动区，矿化度的最大值也达到了1229.37mg/L。

总之，过度开采地下水，人为直接污染活动都恶化了研究区地下水水质，使地下水水化学场发生重分布。地下水水化学特征发生了明显的改变。

Ⅵ 求地下水水化学类型分类方法

地下水化学分类：舒卡列夫分类（据前苏联学者CAЩукалев）

首先，根据地下水中主要七种离子（其K+和Na+中合并，分为6种）的相对含量进行组合分类的一种方法。

如果某种离子含量（毫克当量百分数，或视毫摩尔百分含量）≥25%，参与组合定名，给定编号；

三类阳离子（Ca2+、Mg2+、K+和Na+）可以有7种组合方式；

三类阴离子（HCO3-、SO42-、Cl-）也可组合为7种；

阴、阳离子再组合共计为：7×7＝49种水型，参见表6-2。

表6—2舒卡列夫分类图表

其次，再加上矿化度大小分为4组，即

A——＜1.5g/L，

B——1.5～10g/L

C——10～40g/L

D——＞40g/L

例如，上述库尔洛夫式所表示的地下水为：B—46，即中等矿化度的Cl—NaCa型水

通常，A—1号水表示沉积岩地区浅层溶滤水的特点。而49—D型则是矿化度大于40g/L的Cl—Na型水，可能是与海水及海相沉积有关的地下水。

舒卡列夫分类表简明易查，在系统分析水样的化学试验结果中被广泛利用。

Ⅶ 地下水化学成分的分析内容与表示方法

(一)地下水化学成分的分析内容

地下水化学成分的分析是水文地质研究的基础。工作目的与要求不同，分析项目与精度也不同。在一般水文地质调查中，分析方法主要有简分析和全分析，有时为了配合专门任务，则要进行专项分析。

简分析用于了解区域地下水化学成分的基本情况，可在野外利用专门的水质分析箱就地进行。简分析项目少，精度要求低，简便快速，成本不高，技术上容易掌握。分析项目除物理性质(温度、颜色、透明度、嗅味、味道等)外，还应定量分析Cl^－，SO^2－₄，HCO^－₃，Ca²⁺，Mg²⁺，Na⁺，K⁺，总硬度，pH值等。

通过计算可求得水中各主要离子含量及总矿化度。定性分析的项目则不固定，较常见的有:NO^－₃，NO^－₂，NH⁺₃，Fe²⁺，Fe³⁺，H₂S及耗氧量等。分析这些项目是为了初步了解水质是否适合于饮用。

全分析项目较多，要求精度高。通常在简分析的基础上选择有代表性的水样进行全分析，以便全面了解地下水的化学成分，并对简分析结果进行验核。全分析并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值及干涸残余物等。

在进行地下水的化学分析的同时，必须对有关的地表水体取样分析，也要考虑大气降水的化学成分，因为它们和地下水有水力联系，直接或间接地影响地下水的化学成分。

地下水化学分析的结果，可以不同方法表示。

(二)地下水化学成分的表示方法

1.离子表示方法

由于地下水中的成分主要以离子状态存在，所以水分析的结果应以离子的形式表示，才能代表其存在的真实情况。离子含量有四种表示方法，即:每升的毫克数;每升的毫克当量数;毫克当量百分数;每升的毫摩尔数(毫摩尔浓度)。

(1)离子毫克数

离子毫克数是以离子在水中的实际质量(每升水中所含毫克)来表示水化学成分的一种方法。这种表示方法并未反映水溶液中各种离子之间的化合关系。

(2)离子毫克当量数

元素互相化合时，皆以当量为准。以离子在水中的当量数来表示化学成分，可以反映各种离子之间数量关系和水化学性质。

某离子的毫克当量数按下式计算:

普通水文地质学

普通水文地质学

水中阴、阳离子的当量总数理论上应该相等，否则就有错误，或者还有某些离子没有测出。据此原理，可以检查分析结果的正确性。

全分析时允许误差不超过2%;简分析时不超过5%。误差计算如下:

普通水文地质学

式中:Σa为1L水中阴离子毫克当量总数;ΣK为1L水中阳离子毫克当量总数;e为分析误差的百分数。

(3)离子毫克当量百分数

为了将矿化度不同的水进行比较和确定水的化学类型，通常将阴阳离子当量总数各作为100%来计算。离子毫克当量百分数可按下式计算:

普通水文地质学

上述三种表示方法各有优缺点，所以在实际工作中通常三种方法同时使用(表5－14)，以便互相补充。

表5－14 化学成分三种表示方法换算对比表

(4)摩尔表示法

摩尔是表示物质质量的单位，数值上等于该原子(离子)的原子量，如Ca²⁺为40，Cl^－为35.5。

离子的摩尔浓度以每升水中含该离子的摩尔数表示。

普通水文地质学

因毫克当量浓度和毫摩尔浓度不同，用毫摩尔百分数和用毫克当量百分数表示法得出的结果可能不同，所以得出的水化学类型也不同。毫克当量虽为非法定单位，但目前习惯上还是采用毫克当量百分数表示法来确定地下水的化学类型和进行水化学分类。

2.库尔洛夫式表示法

库尔洛夫式是用分数的形式来表示水化学成分的，分子表示阴离子，分母表示阳离子，单位为毫克当量百分数，排列次序从左到右为含量减少方向。含量小于10%毫克当量的离子不列入式内。矿化度(M)、气体成分及特殊组分，列在分式的左边，单位为g/L，右边列上水温(t℃)、pH值等。表示式中各种含量一律标于该成分符号的右下角，将右下角的原子数移至右上角，例如:

普通水文地质学

库尔洛夫式法表示简单，既能反映地下水的化学成分特征，又能据此直接确定出地下水化学类型。水化学类型定名时，只考虑毫克当量大于25%的阴、阳离子成分。上例地下水类型可定为HCO₃－Ca型水。

现有河北某区水化学分析结果如下(mg/L):

离子成分:［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。

微量组分:［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

下面给出库尔洛夫式表示的计算过程。

(1)计算各离子毫克当量数

普通水文地质学

(2)计算各离子毫克当量百分数

阴离子的毫克当量总数为:

普通水文地质学

阳离子的毫克当量总数为:

普通水文地质学

(3)误差的计算

普通水文地质学

(4)计算各离子的毫克当量百分数

普通水文地质学

(5)书写库尔洛夫式

普通水文地质学

这种水的化学类型为HCO₃－Ca型水。

Ⅷ 地下水化学类型及其分布

本区地下水主要接受大气降水和地表水补给，且多为浅层交替剧烈的溶滤水，无色、无味、透明。根据地下水水质分析结果，区内地下水化学类型可归纳为以下两种类型：

（1）重碳酸型水。该类型水是实习区内的一种主要地下水化学类型，广泛分布于第四系松散堆积层孔隙水、白垩系衢江群浅部、碳酸盐岩类裂隙岩溶水、碳酸盐岩类夹碎屑岩类岩裂隙岩溶水中。

（2）重碳酸硫酸型水。主要分布于江山港河漫滩、白垩系衢江群、奥陶系、石炭系下统以及烧石灰、开采煤、磷灰石、石灰石矿邻近地区及其下游的坡积层中。此外，人类活动、工农业生产污染的局部地段也有分布。

Ⅸ 地下水化学类型用舒卡列夫法怎么分类啊，望高手指点下，举几个具体的例子

根据矿化度大小, 将地下水分为四组：A组为矿化度<1.5g/L; B组为1.5—10g/L; C组为10—40g/L; D组为>40g/L。(网络的答案)
按照矿化度的大小，可以将地下水分为5类：淡水<1g/L,弱矿化水1～3<1g/L，中等矿化水3～10<1g/L，强矿化水10～50<1g/L，卤水>50<1g/L。（自然地理学，刘南威）

Ⅹ 地下水水化学类型分类方法，这个是根据什么规范分类的呢

地下水分高硬度水、低硬度水、矿泉水