❶ 地下水有哪些主要的化学成分
1、主要成分是水，不解释
2、含有矿物质，与岩石和土壤接触时，溶解的，浓度不是很大
3、常见的有：钾、钠、镁、钙、氯、硫酸根和碳酸氢根
4、钙、镁决定硬度
5、不同的地下水，成分不同。
❷ 地下水中的主要化学成分
地下水是由各种无机物和有机物质组成的天然溶液，从化学成分来看，它是溶解的气体、离子以及来源于矿物和生物胶体物质的复杂综合体。
(一)地下水中的主要气体成分
地下水中溶有不等量的气体，一般其含量为10－4%～10－1%，常见的气体有氧(O2)、氮(N2)、硫化氢(H2S)、二氧化碳(CO2)等。
1.氧(O2)、氮(N2)
氧是地壳中分布最广的元素，地下水中氧主要来源于大气，在高度25km大气圈中氧的含量占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，越往深处，含量越少，其变化范围通常在每升十几毫克以内。氧在水中有较大的溶解度，其溶解量与水的矿化度、埋藏深度、大气压力等有关。含溶解氧多的水，说明处于氧化环境。
氮在空气中占78.09%，地下水中的氮气主要来源于大气，结晶岩地区一些构造破碎带的低矿化含氮温泉，以及火山热液气体成分中，经常含有氮气(表5－6)。氮的溶解度与温度有关，但它的变化幅度较小。
表5－6 火山热液气体成分的含量(单位:%)
2.硫化氢(H2S)
天然水中硫化氢的含量很少，能够呈溶解气体和硫氢酸盐的离解形式存在，但各种形式的存在状况与pH值有关系(表5－7)。
地下水中硫化氢来源于硫酸盐的还原、硫化物的分解以及火山喷发物质。
普通水文地质学
某些地下热水、工业废水及生活污水中也含有H2S。硫化氢含量大于2mg/L的地下水，称为硫化氢矿水。在某些油田水中，每升水中硫化氢含量可高达几克，因此，常以此作为寻找油气田的间接标志。
表5－7 硫化氢和硫氢酸的存在形式与pH值的关系
3.二氧化碳(CO2)
二氧化碳的来源很复杂，它可能来自大气(空气中二氧化碳占0.03%);土壤中生物化学作用(土壤中每年形成13.5×1010t二氧化碳);火山岩浆活动地带碳酸盐遇热分解:
普通水文地质学
沉积岩中含碳酸盐岩石与酸性矿水作用也能形成二氧化碳:
普通水文地质学
地下水中的pH值决定了各种形式碳酸的含量(表5－8)。地下水中二氧化碳含量通常为每升几十毫克，一般不超过150mg/L，由于二氧化碳的存在，使水的类型、侵蚀性、矿化度等发生了变化。
表5－8 pH值与碳酸形态之间的关系表
(二)地下水中的主要离子成分
地下水中离子成分是水溶解矿物盐分的产物。地下水中分布最广的有Cl－，SO2－4，HCO－3，Na+，K+，Ca2+，Mg2+七种离子。这七种离子在很大程度上决定了地下水化学的基本特性。
1.氯离子(Cl－)
氯离子是地下水中分布最广的阴离子，溶解度比较高，几乎存在于所有的地下水中，其含量由每升数毫克至百余克，在弱矿化的地下水中，氯离子含量极少，随着矿化度的增加，氯离子含量有所增加。在干旱地区的潜水中，氯离子含量与矿化度成正比。
地下水中氯离子来源于盐岩矿床、岩浆岩的风化矿物(如氯磷灰石Ca5［PO4］3Cl、方钠石Na8［AlSiO4］6Cl2)，火山喷发物质等。此外，还来源于生活污水及工业、农业排放的废水。在沿海地区由于海水入侵使氯离子含量增高。
2.硫酸根离子(SO2－4)
地下水中硫酸根离子的含量每升水中由十分之几毫克至数十克不等，由于钙离子的存在使硫酸根离子的含量受到限制，因为它们能形成CaSO4沉淀。在中等矿化的水中，硫酸根离子可成为含量最高的阴离子。
地下水中硫酸根离子来源于石膏及其他硫酸盐沉积物的溶解，硫化物和自然硫的氧化。如:
普通水文地质学
火山喷发时，有相当数量的硫化物和硫化氢气体喷出并被氧化成硫酸根离子。
硫酸根离子也来自有机质的分解及某些工业废水，因此，居民点附近地下水中SO2－4的存在常常和污染有关。
3.重碳酸根离子(HCO－3)
重碳酸根离子是地下水中重要的组成部分。它是低矿化水的主要阴离子成分，常和Ca2+，Mg2+共存，其含量一般小于1g/L。当地下水中有大量二氧化碳时，重碳酸根离子的浓度大大增加。在碳酸水中可达1.24g/L或更多，而在河、湖水中不超过250mg/L。
地下水中重碳酸根离子主要来源于碳酸盐岩类(如石灰岩、白云岩、泥灰岩)的溶解。
普通水文地质学
在岩浆岩与变质岩地区来自铝硅酸盐矿物(如钠长石钙长石)的风化。
4.钠离子(Na+)
天然水中，钠离子的分布在阳离子中占首位，海水中钠离子含量占全部阳离子的84%。钠盐具有较高的溶解度，在低矿化水中钠离子含量由每升几毫克至几十毫克，随着矿化度的增加钠离子含量也增加，在卤水中最高含量可达每升数十至百克。
地下水中钠离子来源于盐岩矿床及火成岩和变质岩中含钠的矿物(如钠长石、斜长石、霞石)的风化。如:
普通水文地质学
钠还可以由含有吸附钠的岩石与含有钙离子的水发生阳离子交替吸附作用，使原来岩石上吸附的钠离子转入地下水中。
5.钾离子(K+)
钾在地壳中的含量与钠相似(钾占2.59%，钠占2.83%)，钾离子来源于含钾盐沉积物的溶解及岩浆岩、变质岩中含钾矿物的风化。钾同钠一样与主要阴离子组成易溶化合物(KCl，K2SO4，K2CO3)。钾盐的溶解度较大，但在地下水中钾离子的含量却很少，一般只有钠离子含量的4%～10%，其原因是钾离子易被植物吸收和黏土胶体吸附，也可形成难溶的次生矿物(如水云母等)。
6.钙离子(Ca2+)
钙离子是低矿化水的主要阳离子，由于钙盐的溶解度很小，因此，在天然水中钙离子的含量并不高，一般很少超过1g/L。只有在深层的氯化钙卤水中钙离子的含量才能达到每升几十克。
钙离子的主要来源是石灰岩、白云岩和含钙硫酸盐矿物的溶解及岩浆岩与变质岩中含钙矿物的风化。
7.镁离子(Mg2+)
镁离子在地下水中分布也很广，但绝对含量却不高。Mg2+在低矿化水中，可达数毫克每升，中等矿化水中几克每升，高矿化水中可达几十克每升。镁盐的溶解度大于钙盐，但在地下水中镁离子的含量比钙离子少，其主要原因是镁离子易被植物摄取，易参与次生矿物生成。
镁离子的主要来源是白云岩、泥灰岩的溶解或基性、超基性岩石中某些矿物(黑云母、橄榄石、角闪石等)的风化和分解。
(三)地下水中的主要微量元素
地下水中的元素含量小于10mg/L时称为微量元素。常见的微量元素有:溴(Br)、碘(I)、氟(F)、硼(B)、磷(P)、铅(Pb)、锌(Zn)、锂(Li)、铷(Rb)、锶(Sr)、钡(Ba)、砷(As)、钼(Mo)、铜(Cu)、钴(Co)、镍(Ni)、银(Ag)、铍(Be)、汞(Hg)、锑(Sb)、铋(Bi)、钒(V)、钨(W)、铬(Cr)、锰(Mn)及放射性元素:铀(U)、镭(Ra)、氡(Rn)、钍(Th)等。
水中微量元素呈胶体、分子或离子等形式存在。它们的含量一般低于1mg/L，因此，常用μg/L表示。
下面着重介绍地下水中常见的溴、碘、氟、硼四种微量元素。
1.溴(Br)
溴是地壳中数量不多且处于分散状态的元素。它在天然水中的含量低于氯。淡水中的溴含量为0.001～0.2mg/L;海水中为65mg/L;矿水中溴的含量较高，为10～50mg/L;某些盐湖水中可高达900mg/L;油田水中最高可达2000mg/L。
溴与氯一样，随矿化度增加而增加。结晶岩、沉积岩和土壤中处于分散状态的溴和海洋中的溴是地下水中溴的主要来源。
2.碘(I)
碘在天然水中的含量比溴少，海水中碘含量为0.05mg/L，盐湖卤水中不含碘。与溴相似，在石油天然气田中聚集了大量碘。我国四川盆地某石油井在5237m深处地下水中含碘量高达586mg/L。
碘是人体中不可缺少的重要元素，地下水中碘的高含量可能与有机质有关，或从海水蒸发进入大气，形成降水入渗到含水岩层中。
3.氟(F)
河水、湖水和自流水钻孔中的氟含量为0.3～1.0mg/L，海水中氟含量在1mg/L左右，矿泉水中氟含量增高，如云南腾冲矿泉中氟的最高含量可达32.50mg/L，盐湖卤水可达37.80mg/L。
含氟矿物(如磷灰石、萤石、电气石、云母)是地下水中氟离子主要来源。岩石的平均含氟量以酸性岩最高，超基性岩最低。在现代火山活动区，氟可能来源于初生水。
4.硼(B)
硼属稀散元素。天然水中都含有硼元素，但含量不高。矿化度低的地下水中硼含量为每升千分之几到万分之几毫克;海水中硼为1.50～4.44mg/L;盐湖卤水中硼含量可高达150.00mg/L。地下水中的硼是从溶滤海相沉积岩或火山活动区岩石中富硼矿物进入地下水中的。
(四)地下水中其他成分
1.胶体成分
纯水一般呈真溶液状态，由于溶解某些盐类或含有固体悬浮物质往往形成胶体溶液或悬浊液。组成地下水中胶体成分很多，但由于许多胶体成分不稳定，易生成次生矿物而沉淀。地下水中胶体成分主要有硅酸、氢氧化铁、氢氧化铝等。
(1)硅酸
硅酸是很弱的酸，它的离解程度很低。硅酸在每升地下水中的含量一般是十分之几毫克，少数达几毫克，但在碱性热水中，它的溶解性能好，可达到100mg/L。我国南方多雨潮湿的结晶岩地区，在一些低矿化度水中富集了硅酸盐型水。黏土矿物即是硅铝酸化合物胶体，最简单的形式是Al2O3·2SiO2·2H2O，硅铝酸阴离子使黏土胶体粒子带有负电荷，是吸附阳离子的主要原因。
(2)氢氧化铁
在还原环境中，地下水中的铁通常以低价Fe2+出现，亚铁离子在水中是不稳定的，极易氧化成氢氧化铁析出:
普通水文地质学
胶体氢氧化铁在地壳中分布很广，也是铁在天然水中存在的主要形式之一。
(3)氢氧化铝
氢氧化铝胶体主要由铝硅酸盐风化分解而来，但很不稳定，容易形成水矾土，叶蜡石等次生矿物，氢氧化铝在地下水中含量不高。
2.有机质
有机质的化学成分十分复杂。构成有机质的主要元素碳、氢、氧占98.5%，此外还有少量的氮、磷、硫、钾、钙等元素。
地下水中的有机质大部分由腐殖质所组成，它是有机质经微生物分解后再合成的一种褐色或黑褐色的胶体物质。沼泽地区的地下水，有机质含量较高，呈酸性。油田水中有机质含量最高达n×10－1%。大气降水和海洋水中有机质的含量最少。其他地下水中含量只有n×10－3%。
地下水中有机质的主要来源是土壤、岩石或石油天然气的溶解，细菌或生物的作用，沿海盐水的侵入等。此外，工业废水、石油、天然气、煤等矿产的开发，农业排灌以及城市污染等也能形成有机质。
3.细菌成分
地下水中的细菌成分来自生活污水、生物制品、造纸等各种工业废水，这些污水中往往含有各种病原菌，流入水体后会传染各种疾病。此外，人类及动物的排泄物也能产生致病菌，污染地下水。
水的细菌分析结果一般用细菌总数(每升水中)、菌度(含有1条大肠杆菌的水的毫升数)和检定量(1L水中大肠杆菌的含量)表示(表5－9)。我国规定1mL饮用水中细菌总数不得超过100个，大肠杆菌不得超过3个。
表5－9 地下水卫生状况按菌度划分
❸ 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。
❹ 地下水的化学成分及其形成作用
地下水化学组分受地质、水文地质条件、地貌和气候的控制，依地下水的补给、径流、排泄条件，呈规律性的分布。
山区、岗地和山前倾斜平原中上部为溶滤带，地下水交替条件好，一般为重碳酸型低矿化淡水，水质良好；沉积岩地区钙含量高，一般不缺碘；岩浆岩地区钠镁含量高，在豫西、大别山岩浆岩分布区则碘含量低，氟含量高。
平原区由于地下水溶解易溶盐，愈接近前缘，水位变浅，径流滞缓，垂直交替作用强烈，使盐分浓缩，导致浅层地下水由山前向平原水化学见明显的分带性，即由重碳酸型过渡到重碳酸、硫酸、氯化物型，矿化度由低逐步增高，水质由淡水变成微咸、半咸水。黄河冲积扇，上部地下径流相对流畅、水化学属重碳酸型，为淡水；到中下游的新乡、开封东部等地，硫酸盐增高，相间分布有微咸水；前缘地带特别是商丘、安阳东部，地势低平，地下水径流滞缓，蒸发强烈，出现重碳酸、氯化物型水，矿化度2～3g/l，且西北东南向呈条带状分布有大于3～5g/l的半咸水，浅层咸水、半咸水的分布面积为4920km2。
平原区中深层地下水，封丘、兰考以东的大部分有面状分布的微咸水，矿化度2～4.3g/l，面积约24800km2，其他地区属重碳酸型淡水。