地下水水化学类型怎么划分

㈠ 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 不胜感激!

根据矿化度大小, 将地下水分为四组：A组为矿化度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

㈡ 地下水化学成分的基本成因类型

地球上的水圈是原始地壳生成后，氢和氧随同其他易挥发组分从地球内层圈逸出而形成的。因此，地下水与其他形式的水一样都是起源于地球深部层圈。从形成地下水化学成分的基本作用出发，可将地下水分为三个主要成因类型：溶滤水、沉积水和内生水。

1.溶滤水

含有O₂与CO₂的大气降水或地表水渗入地下后，溶滤它所流经的岩土，而获得其他的化学成分，这种水称之为溶滤水。溶滤水的成分受气候、地形、地貌及流经岩性等因素的影响。

地下水流经的岩土对溶滤水的水化学成分有一定的影响。在含有石膏沉积的第三系地层分布区，水中含有较多的Ca²⁺和。石灰岩、白云岩等碳酸盐沉积区的地下水，以、Ca²⁺和Mg²⁺为其主要成分。酸性岩浆岩地区的地下水大多为HCO₃ -Na型水。煤系地层分布区及有色金属矿床附近常形成硫酸盐型水。

气候对溶滤水的化学组分的影响十分显着。在气候炎热潮湿地区，不同性质的岩土经过长期充分的洗蚀，易迁移的离子大部分均已淋失，剩下的是碳酸盐、二氧化硅和氧化铝等难以迁移的矿物。尽管原来地层的岩性不同，最终在浅部会形成低矿化的重碳酸盐型水，并且，硅酸占有一定的比例。在干旱气候条件下，蒸发强烈，不论地层岩性如何，浅部地下水都会由重碳酸盐型水转变为硫酸盐型水，最终形成矿化度很高的氯化钠型水。总的来说，气候是决定地壳浅部元素迁移的重要因素，区域性的溶滤水化学成分反映了气候的影响。

地形对溶滤作用的影响，是通过地下水径流条件起作用的。在切割强烈的山区，地下水径流条件好，径流强烈，水交替迅速，地下水滞留时间短，岩层中的易溶成分不断被溶滤并被带走，故地下水的矿化度低，以重碳酸盐型水为主。地势平坦的地区，地下径流缓慢，水交替微弱，水与岩土作用时间长，地下水中易溶离子含量和矿化度较高。

在气候、地形、地貌及岩性等因素的综合作用下，潜水化学类型具有分带性。区域分带性主要受气候的控制，在沿地下径流方向也显示出分带性。我国西北地区气候干旱的大型断陷盆地中，潜水的分带性表现得十分典型和完整。如青海的柴达木盆地，从盆地边缘的洪积扇顶部，到盆地中心的察尔汗盐湖，基本可分为三个水化学带：第一带，是重碳酸盐型水带，位于洪积扇中、上部的戈壁砾石带，以、Ca²⁺为主，矿化度小于1 g/L；第二带，是硫酸盐型水带，位于洪积扇下缘的细土带，阴离子以为主，阳离子逐渐由Ca²⁺变为Na⁺，矿化度为1～3 g/L；第三带，为氯化物型水带，位于湖积细土平原-盐湖，以Cl^-、Na⁺为主，矿化度一般大于30 g/L，到察尔汗盐湖附近，矿化度高达100～300 g/L。

这些地区不仅在平面上具有水化学分带特征，而且在一些部位也呈现出垂直分带的特点：在洪积扇下缘—湖区，为地下水泄出带，地下径流以由下而上的越流排泄为主，下部为重碳酸盐型水；地下水在向上径流时，逐渐变为硫酸盐型水；到了近地表处，由于蒸发强烈，浓缩作用加强，成为以Cl^-、Na⁺为主的氯化物型水。

与大气圈联系较为密切的基岩中开启构造中的承压水，以及平原地区的浅层承压水，也都属于溶滤水。如黄河中下游平原，由黄河古河道形成的浅层承压含水层，由于开启性好，渗透性强，水交替强烈，溶滤作用发育，往往形成低矿化的重碳酸盐型水；而在其两侧，多为古河间洼地，径流条件差，水交替微弱，则形成较高矿化度的硫酸盐型水，乃至高矿化的氯化物型水；古河道上游地区主要为重碳酸盐型水，向下径流过程中，水交替变弱，矿化度逐渐增高，地下水类型逐渐过渡为硫酸盐-氯化物型水。

半干旱的华北平原的潜水和浅层承压水，水化学类型也显示出分带性，但要复杂得多，不但受控于近代的气候和地形、地貌，而且还受控于古气候、古地理和古沉积环境。

2.沉积水

沉积水是指与沉积物同时生成的地下水。在连续沉降的盆地中，沉积物连同生成时的水一起逐渐地被深埋。尽管不同水体（海相、河相、湖相）的沉积物，具有不同的原始化学成分，但在漫长的地质时期中，赋存在含水层中的沉积水由于流动性好，经受了一系列的复杂变化后，已面目全非。赋存在海相淤泥中的沉积水，由于淤泥渗透性差，其中的沉积水受到外界的影响小，其化学成分在一定程度上反映了古沉积盆地的水化学特征，一直受到研究者的重视。

海相淤泥沉积物具有的特点是：孔隙度、含水量和比表面积大，渗透性很差，其中的孔隙水渗出极为缓慢，通常含有机质和各种微生物。由于处在还原环境中，有利于各种生物化学作用的进行。

海水的平均化学成分是矿化度为35g／L的氯化钠型水（r（Na）/r（Cl）=0.85，Cl/Br=293）。在漫长的地质时期中，海相淤泥中的沉积水历经各种变化，其成分与现代海水相比，有以下特征：①矿化度很高，最高可达300g／L；②硫酸根离子减少，甚至消失；③钙的相对含量明显增大，钠减少，r（Na）/r（Cl）<0.85；④溴、碘富集，尤其是碘含量增加，Cl/Br变小；⑤出现硫化氢、甲烷、铵、氮；⑥ pH值增加。

对于海相沉积水矿化度的增大，有不同的解释，一般认为是海水在潟湖中浓缩所致，也有人认为是沉积物被深埋后，在深部高温蒸发所致。

脱硫酸作用对海相沉积水成分改变影响最大，它使水中的减少乃至消失，出现H₂ S，含量增加。含量增加与pH值的升高，会使部分碳酸钙和碳酸镁沉淀析出，令水中的Ca²⁺、Mg²⁺减少。

海相沉积水中钙的增多，虽然认为是阳离子吸附交换的结果，但有人认为，在浅海盆地的水下三角洲，当河流将吸附的大量Ca²⁺粘土带入海洋时，产生吸附交替反应，使钙析出，增加了水中Ca²⁺的含量。在克拉玛依油田，乌尔禾组水下三角洲储油构造（埋藏深度为3000m左右）中的油田水就属于该成因的高矿化氯化钙型水。

海相淤泥中生物遗骸的分解使溴、碘富集，并产生甲烷等有机气体。

海相淤泥在成岩过程中受到上覆地层压力压实时，一部分被挤压进入相邻颗粒较粗的地层中，形成后生沉积水，这种水广泛存在于储油构造中；另一部分则仍保留在淤泥层中，这便是同生沉积水。

埋藏在地层中的海相淤泥沉积水，由于地壳运动而被剥蚀出露地表，或由于断裂构造与外界连通，沉积水有可能被溶滤水所取代，但也可能出现溶滤水与沉积水相混合的情况，形成新的水化学成分。

3.内生水

内生水是源自地球深部层圈的水。目前对内生水的研究还不成熟，人们仅能从岩体中的包裹体溶液和现代火山喷出的蒸汽冷凝水中得到一些粗浅的认识。

在太平洋、大西洋等大洋的洋中脊-海底扩张带上，当海底扩张时，内生水伴随来自地球深部的玄武岩喷发，进入水圈。另外，内生水也可通过某些深大断裂加入到高温热泉中，如海洋底部的含有金、银等金属的高温热泉。虽然人们可以从这两方面感受到内生水的存在，但对内生水的典型化学特征至今仍不清楚。内生水的研究仍属地质学和水文地质学中有重要理论研究意义的一个难题。

㈢ 　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。

㈣ 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。

㈤ 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。

㈥ 水化学类型的划分

关于地下水的化学分类，不同的作者提出了不同的方法，其中大多数都在一定程度上利用了主要阴离子与主要阳离子间的对比关系。

1.舒卡列夫分类法

舒卡列夫分类根据地下水中6种主要离子（Na⁺、Ca²⁺、Mg²⁺、

、

、Cl^—、K⁺合并于Na⁺）及矿化度划分。具体步骤如下：

第一步，根据水质分析结果，将6种主要离子中毫克当量百分数大于25%的阴离子和阳离子进行组合，可组合出49型水，并将每型用一个阿拉伯数字作为代号（表1—4）。

第二步，按矿化度的大小划分为4组。

A组 M≤1.5g/L；

B组 1.5＜M≤10g/L；

C组 10＜M≤40g/L；

D组 M＞40g/L。

第三步，将地下水化学类型用阿拉伯数字（1～49）与字母（A、B、C或D）组合在一起表示。

例如，1—A型，表示矿化度不大于1.5g/L的HCO₃—Ca型水，沉积岩地区典型的溶滤水；49—D型，表示矿化度大于40g/L的Cl—Na型水，该型水可能是与海水及海相沉积有关的地下水，或是大陆盐化潜水。

这种分类法的优点是简明易懂，可以利用此表系统整理水分析资料。其缺点是：以毫克当量大于25%作为划分类型的依据不充分，此外，划分出的49种水型是由组合方法得到，实际上有些水型在自然界中很少见到，也难以解释它的形成过程。

表1—4 舒卡列夫分类表

2.布罗德斯基分类法

布罗德斯基分类法与舒卡列夫分类法相似，都是考虑六种主要离子成分及矿化度，两者间所不同的是将阴、阳离子各取一对进行组合，便得出36种地下水类型，矿化度按图1—7进行分类。

图1—7 布罗德斯基分类法示意图

1—＜0.5g/L；2—0.5～1g/L；3—1～5g/L；4—5～30g/L；5—＞30g/L；6—沉积岩中循环水矿化作用的一般方向；7—火成岩中循环水矿化作用的一般方向

布罗德斯基分类法的优点：即可用来分析地下水形成的规律和循环条件。例如在典型的山前倾斜平原的地下水，其化学成分的形成和作用方向具有一定的规律；在径流带内，地下水运动比较强烈，岩石中的可溶性盐类大部分被溶解，剩下的只是钙、镁的碳酸盐，所以在这一带的地下水为淡水（矿化度小于1g/L），到了溢出带，地下水的矿化度逐渐增高，当地下水流至垂直交替带时，不仅运动缓慢，而且消耗于蒸发，故地下水矿化度极高。这种矿化度由低逐渐增高的作用，布罗德斯基称它为总矿化作用。

布罗德斯基分类法的缺点：当两种离子的含量差别不大时，这种主次划分就失去了意义，甚至可能将本来属于同一类的水划分为不同类型。此外，这种分类是不管成对离子含量多少，都要阴阳离子各取一对，如果水中仅有一种离子含量占优势，而另一种离子含量甚微时，分类中仍要表示出来，这样会导致在分析水化学成分形成规律时不能确定主导因素，可能会得出某些不正确的结论。

3.阿廖金分类法

阿廖金分类法是由俄国学者O.A.Aleken提出的，按水体中阴阳离子的优势成分和阴阳离子间的比例关系确定水质化学类型的一种方法。该方法的具体操作步骤如下：

第一步，列出各计算分区中具有代表性水样的

、

、Cl^—等3个阴离子和Ca²⁺、Mg²⁺、Na⁺等3个阳离子的浓度含量（均以毫克当量表示）。

第二步，根据各水样中含量最多的阴离子将这些水样分为三类：重碳酸类（以C表示）、硫酸类（以S表示）、氯化类（以Cl表示），它们的矿化度依次增加，水质变差。

第三步，在每类中再根据水样中含量最多的阳离子进一步分为钙质（Ca）、镁质（Mg）、钠质（Na，钾与钠合并）三组。

第四步，按各水样中阴阳离子含量的比例关系分为四种类型：

Ⅰ型

，在S类与Cl类的Ca及Mg组中均无此型；

Ⅱ型

，多数浅层地下水属于此型；

Ⅱ型

，或Cl^—＞Na⁺，此型为高矿化水；

Ⅳ型

。此型为酸性水，C类各组及S和Cl类的Na组中无此型。

阿廖金分类图解如图1—8所示。

图1—8 阿廖金分类图解

第Ⅰ型水的特点是

。该型水由火成岩地区溶滤作用形成，含有相当数量的钠和钾，它也可以由水中的钙同岩石中钠之间的交换作用形成。该型水是碱性的软水，矿化度低（在内陆湖中或某些油田水中，可以出现高矿化度）。

第Ⅱ型水的特点是

，硬度大于碱度。从成因上讲，该型水与各种沉积岩有关，主要是混合水。大多属低矿化度和中矿化度的河水。湖水和地下水属于这一类型（有

硬度）。

第Ⅲ型水的特点是

或者为Cl^—＞Na⁺。从成因上讲，该型水也是混合水，由于离子交换使水的成分剧烈变化。成因是天然水中的Na⁺被土壤底泥或含水层中的Ca²⁺或Mg²⁺交换。大洋水、海水、海湾水、残留水和许多高矿化度的地下水属于此种类型（有氯化物硬度）。

第Ⅳ型水的特点是

含量为0，即该型水为酸性水。在重碳酸类水中不包括此型，只有硫酸盐与氯化物类水中的Ca²⁺组与Mg²⁺组中才有这一型水。天然水中一般无此类型（pH＜4.0）。

上述类型的差异是水体所处自然地理环境造成的，一般来讲，它们有一定的地理分布规律。

第五步，按照阿廖金的分类，水的类别是用主要阴离子的化学符号（即C、S、Cl）表示，组别用主要阳离子的化学符号（即Ca、Mg、Na）表示，而型别用脚码表示。表达式以“类”为基号，以组为上脚号，以型为下脚号，如C类Ca组Ⅱ型可表示为

，又如Cl类Mg组Ⅳ型表示为

。此外，有时还可标上矿化度（精确度至0.1g/L），表达式为

。此分类法是兼顾了主要离子及离子间对比的划分原则，在一定程度上反映水质特点变化的规律性。如矿化度的变化，矿化度逐渐增大的方向是：[C]＜[S]＜[Cl]，Ca＜Mg＜Na，Ⅰ＜Ⅱ＜Ⅲ。

阿廖金分类法具有许多优点，它适用于绝大部分天然水，简明易于记忆，而且能将多数离子之间的对比恰当的结合，可以用来判断水的成因、化学性质及其质量。

复习思考题

1.地下水的化学组分有哪些？

2.论述地下水的形成作用有哪些？

3.掌握地下水水质的三类综合评价指标。

4.掌握地下水化学类型的分类方法。

㈦ 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