水化学的饱和指数有哪些

A. 饱和系数是什么意思

是指有机的饱和度吗
有机中,更多的是讲"不饱和度".
不饱和度，用Ω表示。
一、定义
不饱和度即为缺氢指数
二、计算公式
1、烃（CxHy）及烃的含氧衍生物（CxHyOz）
练习
计算下列分子的不饱和度Ω
C2H6、C3H6、C2H2、
C3H4、C6H6、C8H8
2、含氧、氮、卤原子的有机物的（
Ω）的计算
氧原子用CH2代替，或不算
氮原子用CH代替
卤原子用CH3代替，或用H代替
例：计算下列物质的不饱和度
（1）C5H6O
（2）C8H9N
（3）C10H6N2O4
（4）C5H9Cl
三、不饱和度（
Ω）的应用
1、分子的不饱和度（Ω）与分子结构的关系：
①Ω=0，说明分子是饱和链状结构。
②Ω=1，说明分子中有一个双键或一个环；
③Ω=2，
说明分子中有两个双键或一个三键；
或一个双键和一个环；
或两个环；余类推；
④若Ω≥4，说明分子中很可能有苯环。
练习
1、某链烃的分子式为C200H202，则分子中含有的碳碳叁键最多为
个。
2、某链烃的化学式为C5H8，其分子中含有的稳定的不饱和碳原子数目（
）
A、一定为2个
B、2个或4个
C、一定为4个
D、2个或3个或4个
2、根据有机物分子的结构简式，数出碳原子个数、不饱和度Ω，确定分子式。
练习：某有机物分子结构如图所示，回答下列问题：
（1）该有机物的分子式为
。
（2）1mol该有机物与H2加成时最多可与
molH2加成。
练习：写出C3H4O2的所有链状稳定的同分异构体。
解析：由不饱和度计算公式得：
Ω=(2x+2-y)/2=2
说明分子中可能有一个三键，也可能有两个双键（可以是C=C，C=O）。
因此，可以这样书写同分异构体：
（1）一个C=C，一个C=O
，则有：
CH2=CHCOOH、CH2=CHOOCH。
（2）两个C=O，则有
OHCCH2CHO和CH3COCHO。
（3）一个三键，
无稳定结构。

B. 水的饱和溶解氧是多少

水的饱和溶解氧不是一个固定值。

饱和溶解氧是指当水体与大气中氧交换处于平衡时，水中溶解氧的浓度。在标准大气压下，它只随水温T而变化。一般的溶解氧（DO）计算公式：考虑到纯水用于溶解氧气，其溶解量DO（单位：mg/L）计算经验公式如下。

(2)水化学的饱和指数有哪些扩展阅读

物质溶解于水，通常经过两个过程：一种是溶质分子（或离子）的扩散过程，这种过程为物理过程，需要吸收热量；另一种是溶质分子（或离子）和溶剂（水）分子作用，形

成溶剂（水合）分子（或水合离子）的过程，这种过程是化学过程，放出热量。当放出的热量大于吸收的热量时，溶液温度就会升高，如浓硫酸、氢氧化钠等。

当放出的热量小于吸收的热量时，溶液温度就会降低，如硝酸铵等；当放出的热量等于吸收的热量时，溶液温度不变，如氯化钠、蔗糖等。

固体溶质进入溶液后，首先发生微粒（分子或离子）的扩散（吸热）过程，接着是形成水合离子或水合分子的水合过程（放热）。这里有化学键的破坏和形成，严格说都是物理-化学过程。

其实对于强电解质来说，溶解和电离是难以截然分开的，因为离子的扩散就是电离。不过对于弱电解质说来，首先是扩散成分子（吸热），然后在水分子作用下，化学键被破坏而电离成为自由离子。

C. 水质地态平衡

游泳池水质平衡是指池水水质动态平衡的描述公式，其主要的功能是利用控制池水的化学参数，以提高泳池运转效益的两大目标：
一.解决和预防池水异常，维持池水亮丽和安全的运转。
二.保护硬件管件寿命，防止管路的结垢和腐蚀，降低营运成本。
水质平衡（Water Balance）一词是在1930年，由科学家Wilfred F. Langelier博士所提出，在约1960年左右，它被修正称作雷诺（Ryznar Index）稳定指数和水质平衡饱和指数（Saturation Index）或兰式指数(Langelier Index)二种表示方式，前者被用来作为加热锅炉是否结垢、腐蚀穿孔或出红水的判断，后者被用来作为游泳池的水质是否平衡的判断。
前者的公式表示如下：
Ryznar Index (RSI）= 2pHs + pH
式中pH为池水中现存之pH值，pHs为池水中饱和时之pH值。当RSI6时表示不会形成锅垢，RSI<6时表示有形成锅垢的趋势。
RSI值查询工具 RSI值数值意义
后者的公式表示如下：
Saturation Index (SI) = pH + Tf + CHf + ALKf - 12.1
其中 Saturation Index (SI): 水质饱和指数
pH : 酸碱度，Tf :水温系数，CHf :钙硬度系数，ALKf :总碱度系数
公式的常数在总溶解固体（TDS, Total Dissolved Solids）2000ppm以下时为12.1，2000ppm以上为12.2，亦即TDS愈高常数愈大。
此公式计算是以池水中的各项因素经检测得知后，透过查表换算，代入公式运算得值。在理想的动态平衡下，SI饱和指数在±0.3内是属于平衡范围，大于此值则池水系统倾向结垢状态，小于此值则池水系统倾向腐蚀状态。（详细请参阅拙着：游泳池与按摩池水质管理相关内容）
SI值查询工具 SI值补偿工具
水质平衡在游泳池实际应用时，由于太过于理论化，加上测试和补助工具等等的限制问题
，使得现场接受度不易提高，只存在于专业水质操作者的施作范围。再者，一般均以池水是否亮丽来决定水处理的成功与否，甚少关心硬件管件寿命。因此，将水质平衡简化说明如下：
水质平衡倾向负值时，池水处于腐蚀状态，对加热锅炉等硬件管件会产生损坏威胁。但是，却有利于杀菌效率的提高。
水质平衡倾向正值时，池水处于结垢状态，对加热锅炉等硬件管件会产生效率威胁。但是，却有利过滤效率的提高。例如:
1.海水池因为氯化钠的存在，使得总溶解固体TDS较高，导致海水池的水质平衡倾向腐蚀，间接说明水质平衡对海水池的性质描述。
2.冰水池因为温度低，导致冰水池的水质平衡倾向腐蚀，这也说明了冰水池的过滤器内石英砂常会滤层缩短和石英砂呈铁锈色的原因。
3.游泳池的酸碱度在使用碳酸氢钠（小苏打）调整时，常会发生莫名的白色混浊，则是总碱度影响水质平衡正向偏移至结垢端最好的说明。
4.使用软水作为游池水源时，因为水中硬度很低，造成水质平衡倾向腐蚀状态，会发生池水起泡、过滤器穿孔，石英砂和活性碳颗粒缩小，滤层缩短，磁砖缝凹陷、加热锅炉渗水等问题；在加入碱性氯制剂如次氯酸钠或次氯酸钠时，会造成池水在水质平衡区剧烈震荡，产生投药混浊情形发生；在池水异常如变色或混浊时，无法有效快速回复正常水色。
5.钙硬度较高的池水，因为水质平衡倾向结垢状态，会发生过滤器内石英砂和活性碳颗粒增大板结，滤程急速缩短，造成池水混浊、池壁有结垢物增长、加热锅炉爆裂或效率下降等问题

D. 化学中饱和度的定义

在一定温度
一定压强下
先用量筒量取100ml置于烧杯中(提前称好烧杯质量m1)
再向100g水中加入溶质,直至饱和(即直至水中出现有溶质不溶)
然后过滤该溶液
称取滤液与烧杯的总质量m2
所以溶解度s=m2-(m1+100)
便是这个状态下该溶质的溶解度
愿你天天向上!

E. 溶解/沉淀作用及其对地下水化学成分的影响

2.2.2.1 全等溶解和非全等溶解

地下水与含水介质中的矿物共同组成了一个含有固体相和液体相的地球化学系统，如果在初始状态下地下水中不含矿物中的任何组分，则系统中固、液两相间就处在不平衡状态，含水层中一些矿物就会溶解，从而使相关组分进入到水溶液中。矿物在地下水中的溶解可分为两种类型，即全等溶解（congruent dissolution）和非全等溶解（incongruent dissolution）。

全等溶解是指矿物与水接触发生溶解反应时，其反应产物均为溶解组分。例如，方解石（CaCO₃）和硬石膏（CaSO₄）的溶解即为全等溶解，其溶解反应的产物 Ca²⁺、和均为可溶于水的组分。

非全等溶解是指矿物与水接触发生溶解反应时，其反应产物除了溶解组分外，还新生成了一种或多种矿物或非晶质固体物质。例如，在钠长石和钾长石的溶解过程中，除了向水溶液释放Na⁺和K+等溶解组分外，还形成了次生固体矿物高岭石，因此它们的溶解是非全等溶解，其溶解反应式分别如下：

水文地球化学

地下水系统中许多矿物的溶解都属于非全等溶解，尤其是岩浆岩和一些变质岩矿物的溶解更是如此。此外，当含水层中同时存在多种矿物时，虽然单个矿物的溶解可能均为全等溶解，但由于不同矿物的溶解度不同，可能发生一种矿物的溶解导致另一种矿物沉淀的情况，这种溶解作用也是非全等溶解。例如，当地下水系统中同时存在方解石和白云石时，就可能发生由于方解石溶解而导致白云石沉淀的情况。

2.2.2.2 溶解/沉淀平衡

随着矿物溶解反应的进行，溶解组分在地下水中的含量不断增大，溶液中溶解组分间相互碰撞并形成沉淀的几率和速度在不断地增加，当矿物的溶解速度与沉淀速度相等时，矿物与地下水之间就达到了平衡状态。虽然在实际中地下水与矿物之间正好处于平衡状态的情况是不多见的，但对矿物溶解与沉淀平衡的研究有助于对非平衡状态的认识。因此，采用化学平衡理论研究地下水系统化学成分的演化规律是水文地球化学的一种重要方法。根据这种方法，不但可以对简单水溶液体系中矿物的溶解度进行计算、对地下水系统中矿物的稳定性进行判断，而且还可对矿物的溶解/沉淀及地下水化学成分的变化趋势进行预测。目前已积累了大量矿物溶解反应平衡常数的资料，这为使用化学平衡理论研究矿物的溶解/沉淀平衡奠定了基础，表2-2-5给出了一些常见矿物的溶解反应式及这些反应的平衡常数随温度的变化关系。

表2-2-5 部分矿物溶解反应的反应式及其平衡常数随温度的变化

续表

（1）简单水溶液体系中矿物溶解度的计算

石膏（CaSO₄·H₂O）：石膏在水中的溶解度由下述溶解反应所控制：

水文地球化学

25℃时上述反应的平衡常数为10^-4.85。由于石膏的溶解在水溶液中分别形成了等摩尔数的Ca²⁺和，因此，若假定达到溶解平衡时每升水溶液中石膏的溶解量为 x（mol），则有：

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即25℃时石膏在水中的溶解度为578.79 mg/L。需注意的是上述计算过程中没有考虑组分活度系数及络合作用的影响，若考虑这种影响，则石膏溶解度的计算结果要更大一些。

萤石（CaF₂）：决定萤石在水中溶解度的化学反应为：

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25℃时该反应的平衡常数是10^-10.53。由于1 mol萤石的溶解在水溶液中分别形成了1 mol的Ca²⁺和2 mol 的F^-，因此，若假定达到溶解平衡时每升水溶液中萤石的溶解量为x（mol），则有：

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因此，25℃时萤石在水中的溶解度为15.21 mg/L。上述计算中对组分活度系数及络合作用的影响也没有考虑。

石英（SiO₂）：当不存在有机物、且水溶液处于中等pH值时，石英的溶解度很低。石英的溶解反应式为：

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其平衡常数为：

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式中大括号标记组分的活度。尽管溶解二氧化硅在水溶液中的真正存在形态为硅酸，但在一些水质分析结果中，仍将其浓度以SiO₂计。地下水中硅酸的活度超过10^-4 mol/L，即水溶液相对石英处于过饱和状态的情况是很常见的。由于石英在低温下不可能发生沉淀，因此石英的溶解度不对地下水中二氧化硅的浓度起控制作用。在低温条件下发生沉淀，从而对二氧化硅在地下水中的浓度起控制作用的固体相是非晶质二氧化硅。非晶质二氧化硅的溶解反应式与式（2-2-5）相同，但25℃时该反应的平衡常数为2×10^-3。

当水溶液的pH值高于9时，硅酸可通过下述的反应依次离解为：

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溶解二氧化硅总量即等于三种溶解组分的浓度之和：

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式中方括号标记组分的浓度。当忽略组分活度系数的影响（即假定各组分的活度系数等于1）时，则根据式（2-2-8）和（2-2-10）可把的浓度分别表示为：

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把式（2-2-12）和（2-2-13）代入式（2-2-11）得：

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图2-2-2绘出了H₄SiO₄及其离解产物的浓度随pH值的变化关系。由图可见，当pH值较高时，溶液中的含量显着增大，从而导致二氧化硅在水溶液中的溶解度明显升高。

图2-2-2 含硅组分的浓度、石英及非晶质SiO₂的溶解度随pH值的变化

除了pH值外，地下水中有机物的存在也可使石英的溶解度大大增加。Bennett和Siegel（1987）在美国明尼苏达州一个被破裂原油管道污染的地下水中发现了二氧化硅含量升高的现象。事实上，石油化合物的分解可产生高浓度的有机酸，它们能够在地下水中形成大量的配合基，Bennett和Siegel认为包括有机酸在内的配合基的影响是造成石英溶解度升高的根本原因。

三水铝石（Al（OH）₃）：三水铝石的溶解反应是含铝类矿物的一个代表，这类矿物的溶解度受pH值的影响很大。其溶解反应式为：

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25℃时反应的平衡常数为：

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式（2-2-15）表明，在中等至高pH值的情况下，Al³⁺的活度会很小。但三水铝石的溶解度并不是随着pH值的升高而降低，这是因为在高pH值情况下，Al³⁺可与OH^-形成络合物，从而使三水铝石的溶解度升高，这些络合反应及相应的平衡常数依次如下：

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在水溶液中，溶解铝的总量等于Al³⁺及其各种络合物的含量之和，即：

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根据式（2-2-14）、（2-2-16）～（2-2-18）反应的水溶液中组分间的化学平衡关系，式（2-2-19）的右端各项可用Al³⁺和H⁺的浓度表示出来，具体如下：

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图2-2-3给出了水溶液中与三水铝石平衡的各含Al组分的浓度以及溶解铝的总量随pH值的变化关系。该图表明，当pH值较低时，三水铝石的溶解度较高，这主要是由于水溶液中Al³⁺的含量较高而造成的；当pH值较高时，含量的升高也使得三水铝石的溶解度较大；但在接近天然条件的中等pH值情况下，三水铝石的溶解度则是最小的。

图2-2-3 含Al组分的浓度及三水铝石的溶解度随pH值的变化

对于原生铝硅酸盐矿物的风化产物（如高岭石），其溶解反应与三水铝石类似，所不同的是反应产物中还包含有溶解SiO₂。高岭石的溶解度在中等pH值情况下很小，因此水溶液中溶解铝的浓度一般都很低。由于对Al³⁺的这种低含量很难进行精确测定，从而影响了三水铝石溶解度的准确计算。

（2）非全等溶解及矿物的稳定场图

地下水相对原生铝硅酸盐矿物的饱和状态可根据矿物的稳定场图进行判断，下面以钾长石的风化溶解为例，对这一问题予以说明。钾长石的溶解反应可写为：

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其平衡常数为：

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式中：平衡常数的数值可根据相关组分的自由能资料进行计算，各组分的浓度可通过水质分析结果获得，这样便可对水溶液相对钾长石的饱和状态进行判断。这种方法所存在的问题是，地下水中的Al³⁺不是一种常规分析组分，一般的水质分析不包含Al³⁺这一项；不仅如此，当人们对水样中的Al³⁺进行分析时，常发现其含量处在检测限以下。

为了避免这些问题，通常假定由原生铝硅酸盐矿物风化所形成的Al³⁺被全部结合到了固态的风化产物如三水铝石和粘土矿物中。这时，钾长石的风化反应可写为：

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该反应的平衡常数为：

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或

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在一定温度下，K_ksp-kaol为一常数，可根据自由能资料进行计算。因此，当以lg{H₄SiO₄}为横坐标，以lg（{K⁺}/{H⁺}）为纵坐标绘制组分的活度图时，钾长石与高岭石间的稳定场分界线便可在图中表示出来（图2-2-4）。该分界线的含意是，若根据K⁺、H⁺及H₄SiO₄的水质分析结果在图2-2-4中把水样表示出来，则水样点相对边界线的位置就反映了这两种矿物在地下水中的稳定性。如果水样点位于边界线上，说明水溶液与两种矿物均处于平衡状态；如果水样点位于边界线右侧，说明钾长石是稳定的；如果水样点位于边界线左侧，说明高岭石是稳定的。在图2-2-4中，除了表示石英及非晶质二氧化硅溶解度的垂线是根据式（2-2-5）和（2-2-6）确定外，其他矿物间稳定场分界线的确定方法与此完全类似，在确定这些边界线时所涉及到的矿物溶解反应及其平衡常数依次如下：

白云母-高岭石：

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钾长石-白云母：

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白云母-三水铝石：

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高岭石-三水铝石：

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图2-2-4 25℃时钾长石及其次生矿物的稳定场图

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叶蜡石-高岭石：

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钾长石-叶蜡石：

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上述反应并非包括了所涉及矿物间全部可能存在的反应，下述反应就是如此：

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该反应的平衡常数为：

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据此确定的钾长石-三水铝石稳定场边界线在图2-2-4中用虚线来表示。在虚线的紧右侧，钾长石相对白云母或高岭石处于非稳定状态；如果钾长石在该区域内不稳定，则包含钾长石的任何边界在该区域内都不是稳定边界。与此类似，三水铝石在虚线的紧左侧也不稳定，故包含三水铝石的任何边界在该区域内也是不稳定的。这一结论对系统中其他可能存在的边界线也是适用的，当然也适用于图2-2-4中各边界线的延长线。

图2-2-4中标记为石英和非晶质二氧化硅的垂线与矿物的稳定场边界线不同，它们分别表示的是石英和非晶质二氧化硅的溶解度。只有位于石英溶解度线上的水溶液才与石英处于平衡状态，在其右侧的水溶液相对石英处于过饱和状态，在其左侧的水溶液相对石英则处于未饱和状态。从理论上讲，位于石英溶解度线右侧的水溶液是不稳定的，但在实际中石英在低温下的沉淀或溶解速度很慢，不对地下水中溶解二氧化硅的含量起控制作用。相反，非晶质二氧化硅则具有相对较快的沉淀或溶解速度，因此非晶质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，人们还建立了其他矿物组合的稳定场图，并用其来解释一些水文地球化学现象。图2-2-5是钙长石（CaAl₂Si₂O₈）及其风化产物三水铝石、高岭石及钙蒙脱石的稳定场图。该图表明钙长石的稳定风化产物主要是溶解二氧化硅浓度的函数。当溶解二氧化硅浓度较低时，风化产物为三水铝石。当水中的二氧化硅含量较高时，高岭石或钙蒙脱石变为稳定的风化产物。从图2-2-5还可看出，许多数据点都处在石英溶解度线的右侧，这进一步说明低温下石英的沉淀对溶解二氧化硅含量的影响是可以忽略的。与此形成明显对照的是，大部分水样点处在非晶质二氧化硅溶解度线左侧，这表明非晶质二氧化硅是控制溶解二氧化硅含量的上限。

图2-2-5 钙长石及其次生矿物的稳定场图

（3）饱和指数及其应用

饱和指数的定义：对矿物相对地下水饱和状态的判断和研究，目前使用最多的是饱和指数法。饱和指数（Saturation Index）的定义为：

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式中：K为矿物溶解反应的平衡常数，IAP（Ion Activity Proct）表示矿物溶解反应中相关离子的活度积。根据水样的水质分析结果，在求得组分活度系数的基础上，即可方便地求出相关矿物的IAP。例如，对于下述的矿物溶解反应：

石膏

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白云石

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白云母

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其IAP依次为：

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SI＞0，表示该矿物相对水溶液处于过饱和状态；SI＜0，表示该矿物相对水溶液未达到饱和状态；而当矿物的饱和指数SI=0时，表示水溶液与矿物正好处于平衡状态。由于水质分析以及矿物平衡常数和离子活度计算中的误差，使得矿物饱和指数的计算结果不可避免地带有不确定性，因此一般认为当SI在接近于0的一定范围内变化时都是与矿物处于平衡状态的，有关研究中常用的SI这种变化范围是0±0.5（Deutsch W.J.，1997）。

【例】确定下表所列水样是相对方解石的饱和状态，已知水样的pH值为7.15，水样温度为25℃。

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【解】

（1）计算溶液的离子强度I

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（2）计算 Ca²⁺，的活度系数，在25℃的情况下，Debye-Hückel公式为：

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由表2-1-3可知a_i的值为：Ca²⁺=6

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（3）水中的浓度低于检出下限，但根据水溶液中与之间下述的化学平衡关系：

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其活度可根据下式来计算：

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（4）计算离子的活度积

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（5）已知25℃时方解石溶解反应的平衡常数K_Cal的值为10^-8.35，故水溶液相对方解石的饱和指数为：

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由此可见，该水溶液相对方解石接近处于饱和状态。

对于水溶液相对各类矿物饱和指数的精确计算，应以水溶组分平衡分布的计算结果为基础来进行，有关这方面的内容，将在本书的第6章详细介绍。

根据矿物相对地下水饱和指数的计算结果，可确定地下水系统中的反应性矿物。如果一些矿物通常与地下水处于平衡状态，则有理由认为这些矿物是地下水系统中的反应性矿物，它们对地下水的化学成分起着控制作用。因此，在对水样进行水质分析，并对有关矿物的饱和指数进行了计算的基础上，若发现某种反应性矿物的饱和指数接近于0，则这种矿物很可能存在于含水层环境中，并控制着地下水的化学成分。尽管对固体相进行取样分析是检验上述结论的最好方法，但在很多情况下，反应性矿物可能作为风化作用的产物包裹在其他矿物颗粒的表面之上，或作为胶结物处在其他矿物颗粒之间，在整个固体相中只占了很小的比例，含量处于检测限之下，使其难以被确认。

当所计算的矿物饱和指数小于0时，矿物在地下水中未达到饱和状态。这表明该矿物不会从水溶液中沉淀出来，而且当含水层中存在这种矿物时，它会发生溶解并趋向于平衡状态。地下水在含水层中的滞留时间一般在数年、数十年或更长的时间段上，因此反应性矿物不可能在地下水中长期保持未饱和状态。当某矿物的SI<0时，最有可能发生的情况是：如果该矿物为反应性矿物，则含水层中不存在此矿物；若含水层中存在该矿物时，它就不是一种反应性矿物。例如，方解石一般被认为是一种反应性矿物，如果计算发现某一地下水样相对方解石未达到饱和状态，在假定分析资料准确的情况下，则可认为含水层中不含有与地下水接触的方解石。地下水能否与矿物处于平衡状态是判断该矿物在地下水系统中是否为反应性矿物的主要依据。

类似地，如果某种矿物的SI显着地大于0，则该矿物可能为非反应性矿物。或者说，如果一种矿物为反应性矿物，它就对地下水中相关组分的浓度起着控制作用，并使矿物的SI接近于0。氢氧化铁［Fe（OH）₃］和赤铁矿（Fe₂O₃）是这种情况的一个很好实例。从热力学上来看，赤铁矿是铁的一种更稳定的固态形式，与氢氧化铁相比，它应使水溶液中溶解铁的浓度更低。然而在氧化条件下，地下水通常是与氢氧化铁而不是赤铁矿处于平衡状态的，事实上，赤铁矿的饱和指数常大于10，即它在10¹⁰数量级上处于过饱和状态。这是因为赤铁矿的沉淀速度很慢，即使在滞留时间较长的地下水系统中，也难以对溶解铁的含量起控制作用。因此从控制溶解铁含量的观点来看，它不是一种反应性矿物。当时间足够长时，氢氧化铁可以转化为更稳定的赤铁矿，虽然这种转化不足以使得溶解铁的浓度达到与赤铁矿相平衡的程度。我们把矿物从相对易溶且不稳定的状态转化为更稳定且难溶状态的过程称为Ostwald熟化（Ostwald Ripening），氢氧化铁转化为赤铁矿就是Ostwald熟化的一个实例。

这里需要注意的一个问题是，尽管一些矿物是不可能在地下水系统中形成的，但在某些偶然的情况下，地下水中相关组分的浓度有可能正好使得这些矿物的饱和指数接近于0。例如，透辉石是一种辉石类矿物，其分子式为CaMgSi₂O₆，它一般在变质岩中形成，形成温度通常高于600℃。透辉石是不可能在常温地下水系统中形成的，但地下水中Ca、Mg和SiO₂的浓度有可能正好使得透辉石饱和指数的计算结果接近于0。在这种情况下，应明确地下水中Ca、Mg和SiO₂的浓度不是由透辉石控制的，而是由其他矿物控制的，发生这种情况只是一个偶然的巧合。

图2-2-6给出了根据饱和指数计算结果对地下水系统中矿物的平衡条件进行评估的各种方法。图2-2-6 a是某一地区不同水样相对方解石的饱和指数随水样电导率的变化情况。图中，表示方解石与地下水处于平衡状态的饱和指数带为0±0.4。这里选择横坐标变量的原则是：①尽可能使数据分散表示在图上；②使用一些与重要变量（如地下水滞留时间）相当的量，这些量能够影响溶液的浓度，进而影响地下水-矿物之间平衡。图2-2-6 a中的数据点也反映出沿着流动途径方解石饱和指数的变化。在补给区，水样的电导率（溶解组分的浓度）较低，地下水刚刚进入含水层中，还没有充分的时间与方解石达到平衡状态。随着电导率的增大，大部分水样与方解石达到了平衡状态，这说明含水层中是存在方解石的。图中有两个点的SI值存在异常，这时应对产生这种异常的原因进行评估。对于SI（=1）较高的情况，应着重检查水样的水质分析结果以及计算中有无输入误差；对于电导率较高但SI较低的情况，则应考虑是否是由于地球化学条件的变化或人为原因（如污染）造成的。

在图2-2-6 b中，多种矿物的饱和指数被表示在了同一张图中。虽然根据此图难以看出一个地区地下水质的变化趋势，但它的确提供了一种把大量数据在一张图上进行展示的好方法。由图可见，该地区的地下水可能与氢氧化铁、方解石和石膏处于平衡状态，氢氧化铁和赤铁矿的SI值明显不同，控制地下水中溶解铁含量的矿物是氢氧化铁而不是赤铁矿。

图2-2-6 c为石膏（CaSO₄·H₂O）溶解组分的活度图，其横坐标为p_Ca2+=-lg{Ca²⁺}，纵坐标为。在表示矿物与地下水处于平衡状态的直线p_Kgyp上，，或=4.6；在 p_Kgyp线的左侧，地下水相对石膏处于未饱和状态；在p_Kgyp线的右侧，地下水相对石膏处于过饱和状态。除了提供相关矿物饱和状态的信息外，该图也有助于对地下水演化过程的判定。若沿地下水流向所采取样品的Ca²⁺和活度在图2-2-6c中沿着轨迹线1变化，则说明含水层中存在源（如硫化物的氧化），但没有Ca²⁺源，因为Ca²⁺的活度在轨迹线1 与p_Kgyp线相交之前一直保持恒定。当地下水与石膏达到平衡状态时，石膏开始沉淀，如果有持续不断地加入到地下水中，则石膏的沉淀使得Ca²⁺浓度不断降低。需注意的是石膏的沉淀并没有降低的浓度，它沿着轨迹线1 还在不断地增大。在相反的情况下，即沿着流动途径存在Ca²⁺源（如阳离子交替吸附）但没有源时，Ca²⁺和的活度在图2-2-6c中会沿着轨迹线2变化。轨迹线3表示的是沿着流动途径同时存在Ca²⁺和源，这时两者的浓度同时增加，直到达到石膏的平衡状态时，轨迹线3 与p_Kgyp线相交，这时沿着p_Kgyp线有向上或向下的两种演化途径。当地下水中的供给量（以mol计）大于Ca²⁺的供给量时，石膏的沉淀将使Ca²⁺的浓度减小，但的含量仍会持续增大（轨迹线3a）。如果地下水中Ca²⁺的供给量大于的供给量，则轨迹线会沿着3 b运行。这种数据表示方式有助于确定矿物对地下水中哪些组分的含量起着控制作用。

图2-2-6 饱和指数计算结果的图示方法

2.2.2.3 溶解/沉淀作用对地下水化学成分的影响

无论是全等溶解还是非全等溶解，其结果不但改变了地下水系统中固体物质的成分，而且也使得水的化学成分产生了相应的变化。溶解作用对地下水化学成分的影响可通过矿物的溶解反应式来反映，表2-2-5给出了地下水系统中一些常见矿物的溶解反应式及25℃时这些反应的平衡常数。在具体的地下水系统中，究竟是哪一种或哪几种矿物控制着地下水的化学成分，还需要根据具体的地质、水文地质及水化学条件来确定。

在一般情况下，地下水的化学成分主要是由其流动过程中化学元素的源和汇所决定的，水中溶解组分的浓度取决于固体相中是否存在充足的补给、地下水在含水层中的运动途径和滞留时间，以及风化作用中所形成次生矿物的溶解度。

如果一种化学元素在含水层固体中的含量很小，则只有当地下水的流动途径及其在含水层中的滞留时间都较长时，该化学元素才有在地下水中大量富集的可能。如元素氯在含水层固体中的含量通常并不高，但在滞留时间为数千年的深层地下水中，可发现氯离子浓度相当高的地下水。其他的卤族元素如溴和碘也可能在地下水中富集，它们在固体相中的含量通常比氯更小。卤族元素的情况说明地下水中这些元素的含量不是由其在固体相中的含量所决定的，只要地下水的流动途径及其在含水层中的滞留时间均较长，这些元素都是可以在地下水中大量富集的。

硅、铝、铁等元素在铝硅酸盐矿物中的含量通常都比较高，但它们在地下水中的含量一般则较低，这主要是由于铝硅酸盐矿物风化所形成的次生矿物在地下水中的溶解度较低而造成的。这些次生矿物包括非晶质或部分结晶的二氧化硅（SiO₂）、非晶质Al（OH）₃或三水铝石、粘土矿物、氢氧化铁（Fe（OH）₃）等。由于这些矿物在常见的pH和Eh条件下溶解度很低，从而使得含水介质中的主要元素不能成为地下水中的主要组分。例如，在黑云母的风化作用过程中，钾、镁、硅被释放到了水溶液中，同时还形成了高岭石和氢氧化铁两种次生矿物，具体的反应式如下：

水文地球化学

高岭石和氢氧化铁将与地下水中的相关溶解组分通过下述的反应趋向于平衡状态：

水文地球化学

地下水中相关组分的含量即是由上述的反应所决定的，其中氢氧化铁将通过反应（2-2-42）决定地下水中Fe³⁺的含量，高岭石将通过反应（2-2-43）决定地下水中Al或Si的含量。在本例中，随着黑云母的风化，高岭石将不断地产生，并且会在地下水中形成过量的。如果地下水中Si的含量没有受到其他矿物的控制，反应（2-2-43）将向左移动，使得地下水中的Al和Si发生沉淀。达到平衡状态时，由于沉淀使得地下水中Al的含量不断减小，因此Si的含量最终将有所增大。

在地下水中主要的阳离子（Ca²⁺、Mg²⁺、Na⁺和 K⁺）和阴离子、和Cl^-）中，除了Cl^-外，其他组分在典型围岩中的含量一般处于中等状态，它们之所以能够成为地下水中的主要组分，是因为包含这些组分的次生矿物的溶解度相对较高，如碳酸盐和硫酸盐等。

F. 水质化学指标有哪些bdd

水质化学指标，一般认为主要包括酸碱度、硬度、氨氮、亚硝酸盐、硝酸盐、氯化物、溶解氧、化学耗氧量、生物需氧量和总有机碳等指标。

补充：水质检测指标

物理指标

感官物理性指标：温度、颜色和色度、浑浊度和透明度。

其它物理性指标：

总固体：水样在103-105℃下蒸发干燥后所残余的固体物质总量，也称蒸发残余物。

悬浮性固体和溶解固体：水样过滤后，滤样截留物蒸干后的残余固体量称为悬浮性固体，滤过液蒸干后的残余固体量。

挥发性固体和固定性固体：在一定温度下（600℃）将水样中经蒸发干燥后的固体灼烧而失去的重量。可略表示有机物含量。灼烧后残余物质的重量称为固定性固体。

电导率：电导率是指一定体积溶液的电导，即在25℃时面积为1平方厘米，间距为1厘米的两片平板电极间溶液的电导。

化学指标

• 非专一性指标：电导率、pH值、硬度、碱度、无机酸度等；

• 无机物指标：有毒金属、有毒准金属、硝酸盐、亚硝酸盐、磷酸盐等；

• 非专一性有机物指标：总耗氧量、化学耗氧量、生化耗氧量、总有机碳、高锰酸钾指数、酚类等；

• 溶解性气体：氧气、二氧化碳等

  生物指标

细菌总数、大肠菌群、藻类数量等

放射性指标

总α射线、总β射线、铀、镭、钍等

其它

有些指标用某一物理参数或某一物质的浓度来表示，是单项指标，如温度、pH值、溶解氧等；而有些指标则是根据某一类物质的共同特性来表明在多种因素的作用下所形成的水质状况，称为综合指标，比如生化需氧量（BOD）表示水中能被生物降解的有机物的污染状况，总硬度表示水中含钙、镁等无机盐类的多少。

G. 碳酸盐地区地下水化学成分的形成与特征

碳酸盐地层广泛分布在地壳上，这类地层中地下水化学成分的形成有其独特的机理，这种机理就是第一章所论述的碳酸平衡机理。碳酸盐岩主要由方解石（CaCO₃）和白云石〔CaMG（CO₃）₂〕这两种矿物组成，因此，碳酸盐岩地区地下水化学成分的形成主要受方解石和白云石溶解和沉淀的控制，而系统中的二氧化碳分压（Pco₂）又控制着这两种矿物的溶解和沉淀。为此，下面的论述将以上述基本理论为基础，对几个主要的问题加以讨论。

（一）开系统的地下水化学成分与特征

1.开系统的性质

方解石（CaCO₃）及白云石〔CaMg（CO₃）₂〕的溶解反应如下：

水文地球化学基础

上述反应说明，方解石及白云石溶解将消耗CO₂。如果上述反应所消耗的CO₂得到不断的补充，使系统内的Pco₂基本上保持稳定不变，这样的系统称为开系统。

一般来说，渗透性不是特别差的未完全饱水的包气带，浅层潜水和水交替比较强烈的断裂和裂隙发育带，可属于开系统。

如果地下水有以下特点者，可视为开系统的依据：（1）雨季后，泉水的流量明显增加，或井水的水位明显上升。（2）地下水中存在着浓度较高的来自地表的污染物，如

Cl^-、细菌等。兰米尔（Langmuir,1971）^〔9〕就是依据上述两条证据判断所研究的地区属于开系统的。（3）包气带中，由于有机物的分解及植物呼吸都可成为水中CO₂的来源，所以包气带下渗水中的Pco₂（一般是10^-2巴）明显高于大气中Pco₂（10^-3.5巴），如若计算的Pco₂高于大气的Pco₂，说明该地下水系统属开系统。

Pco₂值的计算方法如下：

据第一章所述的碳酸平衡反应有：

水文地球化学基础

重新安排整理（3.1）和（3.2）式，得：

水文地球化学基础

兰米尔（Langmuir,1971）^〔9〕研究宾夕法尼亚州碳酸岩地下水的Pco₂（计算值）为：10^-1·92巴－10^-2·60巴（泉水）和10^-1.63巴－10^-8.28巴。他认为，该区地下水系统多属开系统。

2.开系统地下水化学成分特征及其演化

图3.4中的（a）代表随方解石及白云石的溶解，pH和

的关系。

图3.4水溶解方解石的化学演化路径（15°C）^〔7〕

（a）开系统溶解；（b）闭系统溶解

实线直线①代表水CO₂的初始条件；实线直线②代表方解石饱和线；实线直线③代表白云石饱和线；虚线代表〔

］和［H⁺］的演变路径，其中所标数字为Pco₂的初始值，单位为巴

变换（3.3）式，得：

水文地球化学基础

（3.4）式表明，在一定温度下，Kco₂和K₁为常数，如Pco₂保持某一定值，便可算得〔H⁺〕和

的关系。图3.4中的（a）就是依据上述关系式算得的。该图说明，随着方解石或白云石的不断溶解，水中

浓度不断升高，同时pH值也增加（〔H⁺）浓度降低）。因此，在开系统中，由于有充足的CO₂来源，Pco₂保持稳定不变，所以能不断地大量地溶解方解石及白云石，向着饱和状态演变，直至达到饱和或过饱和为止。

由于开系统地下水化学成分具有上述演变性质，因此，其化学成分一般具有以下特征：

Ca²⁺、TDS浓度高，一般比闭系统高l倍左右；而pH值一般比闭系统低（一般为7—8），因为其Pco₂值比闭系统高；饱和指数SI。（方解石）和SI_d（白云石）接近于1，或高于1。如果开系统中的地下水以泉的形式出露于地表，或从溶洞中流出来，溶解于水中的CO₂逸出，Pco₂值降低，这时的SIo和SI_d接近于I或大于1的地下水便会产生CaCO₃或CaMg（CO）₃沉淀，在泉口形成CaCO₃或CaMg（CO₃）₂泉区，在溶洞中形成石钟乳。与此同时，地下水中的Ca²⁺、

TDS也将减少，而pH值将比原来的pH值低（沉淀释放出H⁺）。

（二）闭系统的地下水化学成分与特征

1.闭系统的性质

如果方解石或白云石溶解所消耗的CO₂得不到补充，则系统中的Pco₂在溶解上述矿物的过程中不断降低（详细机理见第一章），最终的Pco₂值明显地低于初始Pco₂值。

一般来说，深层地下水系统，特别是承压水；或者包气带由透水性很差的地层所组成的下伏地下水系统，多属闭系统。闭系统一般具有下列性质：

（1）丰、枯水期水位及水量变化不大；

（2）来自地表的污染物，如

Cl^-、细菌等，浓度低，或检不出（如细菌）；

（3）据水分析结果求得的Pco₂计算值较低（一般小于10^-3.5巴）。

2.闭系统地下水化学成分特征及其演化

图3.4中的（b）代表闭系统条件下，在方解石或白云石溶解过程中，pH和

的关系。通过有关碳酸平衡方程的推导^〔9〕，在闭系统条件下，

和H⁺的关系式如下：

水文地球化学基础

变换（3.5）式，得：

水文地球化学基础

上两式中：

为该离子的浓度（mol/L）;K₁为碳酸一级平衡常数。对于给定的某种水来说，C是常数。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。例如图3.4（b）中Pco₂=10-1巴的线，其初始pH=4.2，初始

＝10^-4·5mol/L，已知25℃下K₁=10^-6.35（见第一章有关表格）。把上述数据代入（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下的相应

值：pH=5,

＝10^-3.71mol/L;pH=6,

＝10^-2.78mol/L;pH=7,

＝×10^-2.21mol/L。

据图3.4（b）说明，pH和

是非线性关系，当初始的Pco₂较低（Pco₂=10^-4巴）时，这种非线性关系更加明显，也就是说，pH值增加时，

增加很少，这是因为Pco₂低时，水中溶解的CO₂少，在溶解方解石及白云石的过程中，很快就消耗完了，水溶解上述矿物的能力也明显降低，直至丧失这种能力。这是与开系统水化学演化的明显差别之处。在这样的系统中，水与方解石及白云石很难达到饱和状态。

由于闭系统地下水化学成分具有上述的演变性质，因此，其化学成分一般具有以下特征：

Ca²⁺、TDS浓度低，SI_c和SI_d一般均小于1;pH值较高（一般在8左右），该系统水流出地表时，产生的CaCO₃泉华少。

（三）不全等溶解对地下水化学成分形成的影响

不全等溶解的概念在第一章已述及。图3.4中的方解石及白云石的饱和线都是以各自独立溶解计算出来的。如果在含水系统中同时存在上述两种矿物，而且在水的流程中它们出现的顺序有先后，就可能产生不全等溶解。先后顺序的差异，对地下水化学成分形成的影响是不同的。

1.第一种溶解顺序（白云石→方解石）

这种溶解顺序是，在地下水流程中先遇到白云石，并达到饱和状态，然后再遇到方解石。这种溶解顺序因地下水温的不同，其溶解和沉淀的反应也各异。为了说明这一点，要从方解石的溶度积（K_c）及白云石的溶度积（K_d）随温度的变化谈起。这两种矿物的饱和条件如下：

水文地球化学基础

不同温度的K_c和K_d值在第一章已给出。从白云石的饱和条件的表示式可以看出，在纯水中，白云石溶解达到饱和时，Ca²⁺和Mg²⁺的摩尔数相同，而

的摩尔数为Ca²⁺或Mg²⁺的两倍，所以，

依据第一章所提供的数据，经计算得出；当水温为0、5和15℃时，K。值分别为10^-8·840、1O-8.345及10^-8·355；

值分别为10^-8·280、10^-8·315和10^-8·355；当水温为15、20、25和30℃时，K。值分别为10^-8·370、10^-8·385、10^-8·400和10^-8.510，

值分别为10^-8·395、10^-8.445、10^-8·500和10^-8·960。上述数值说明，当水温低于10℃时，在水与白云石处于饱和的条件下，

也就是说，在这种温度条件下，水溶解白云石达到平衡时，对方解石来说，已经是过饱和，所以水溶解白云石达到平衡时，流到含方解石的地层后，会产生CaCO₃沉淀，不再具有溶解方解石的能力。如水温高于10℃，在水与白云石处于饱和的条件下，

也就是说，在此温度条件下，水溶解白云石达到溶解平衡时，对方解石来说，仍然是不饱和的，它具有溶解方解石的能力。由于白云石沉淀反应十分迟缓，所以即使水与白云石达到过饱和状态，也可能有相当长一段时间很少或不产生沉淀。但是，白云石产生沉淀时，方解石将被溶解，沉淀和溶解同时存在，形成了不全等溶解过程。

这一溶解顺序的结果，使地下水中的γ_Ca/γ_Mg接近于1或稍大于1。

2.第二种溶解顺序（方解石→白云石）

这种溶解顺序是，在地下水的流程中，首先溶解方解石，然后遇到白云石。因为方解石溶解时，水中只产生Ca²⁺和

所以，即使水与方解石达到平衡，甚至过饱和，水中也没有足够的Mg²⁺而产生白云石沉淀。实际情况是，即使水刚流入含白云石的地层时，由于白云石的溶解产生Ca²⁺和

加上原来溶解方解石所产生的Ca²⁺和

这样，水就与方解石处于过饱和状态，产生CaCO₃沉淀。这种沉淀与溶解同时存在的过程，正是不全等溶解的特点。随着方解石的沉淀，白云石与水的关系更趋于未饱和状态。方解石不断沉淀和白云石不断溶解的结果，相对于Ca²⁺来说，Mg²⁺不断富集，使γ_Ca/γ_Mg比值降低，一般都小于1，这种特征正好与第一种溶解顺序相反。

3.第三种溶解模式（同步溶解）

在实际地层中，常常存在方解石和白云石这两种矿物，例如白云岩化的灰岩。当水进入这种地层时，方解石和白云石产生同步溶解，由于方解石的溶解比白云石的溶解快得多，所以常出现方解石比白云石更早的达到过饱和。方解石达到过饱和而产生沉淀后，白云石将继续溶解，因而可能出现这样的情况，即γ_Ca/γ_Mg值，初始值高，后来逐渐变低。但是，也会出现相反的情况。例如，岩石中白云石含量明显高于方解石，这样，溶解于水的白云石就明显多于方解石。结果，白云石很快就达到过饱和，那么，方解石溶解机会就更少了。这种同步溶解产生的γ_Ca/γ_Mg值比上述同步溶解的γ_Ca/γ_Mg值更小得多。

如果地下水与方解石和白云石都达到溶解平衡，则〔Ca²⁺〕/〔Mg²⁺〕比值（在数值上与γ_Ca/γ_Mg相等）应遵循下式：

水文地球化学基础

表3.1是根据第一章所给的K。及K_d值计算出来的。从理论上讲，当地下水同时与上述矿物达溶解平衡时，〔Ca²⁺〕/〔Mg²⁺〕比值应与表3.1一致。许多学者在探讨碳酸盐地区的水文地球化学问题时，常与表3.1的理论值相比较。

总之，在含方解石和白云石的地下水系统中，γ_Ca/γ_Mg变化范围比较大，可以是大于1或小于l，它与顺序溶解、同步溶解、温度和Pco₂等因素有关，是研究碳酸盐地区水文地球化学问题的有用参数，它在地球化学及水文地质学上都很有意义。例如，兰米尔^〔9〕在研究宾夕法尼亚州碳酸盐地区的地下水地球化学问题时发现，地下水从7号泉向8号泉流动，即从灰岩区流到白云岩区，结果γ_Ca/γ_Mg从5.6降至3.2；灰岩地区的γ_Ca/γ_Mg值多数≥2.2，白云岩地区的γ_Ca/γ_Mg值多数＜1.5。他还发现有14个井水样和5个泉水样的γ_Ca/γ_Mg为0.58—0.95。他认为，除γ_Ca＜γ_Mg的地下水与白云岩区的地下水相混合，或者地下水系统中有大量的CaCO₃沉淀，否则不可能出现那么低的γ_Ca/γ_Mg比值。此外，也可能是具有γ_Ca/γ_Mg比值低的物质进入地下环境所引起，比如磷酸盐类化肥、动物废弃物及污物等。

表3.1水与方解石及白云石都达溶解平衡时的〔Ca^2＋〕/〔Mg^2＋〕值

（四）其它因素的影响

除了上述系统的性质（开系统或闭系统）及不全等溶解对碳酸盐岩地区地下水化学成分的形成和特征有明显影响外，其它因素，诸如温度、水中其它离子、含Ca和Mg的其它矿物等也都有不同程度的影响。

1.温度的影响

许多矿物都是温度越高，溶解度越大；但方解石和白云石正与此相反，温度越低，溶解度越高。在Pco₂为×10^-2巴，温度为25℃的条件下，方解石的溶解度为0℃的一半。因此，在融雪季节，温度为0℃被方解石饱和的下渗水渗至年平均气温带时，可能达到过饱和状态而产生CaCO₃沉淀；在地下水流动途径中，如果温度有变化，而且地下水化学成分及其浓度的变化主要受碳酸平衡所控制的话，水中的Ca²⁺、

[TDS等可能不遵循随流程的增加而浓度升高的规律，因为从低温区到高温区，可能产生CaCO₃或CaMg（CO₃）₂的沉淀。

2.其他离子的影响地下水中Na⁺、K⁺、Cl^-、

等离子的存在，特别是TDS较高时，由于离子络合（离子对）的存在，以及离子强度I增加使Ca²⁺、Mg²⁺及

的活度系数明显降低，可能使碳酸盐的溶解度增加。不考虑水中离子络合去评价碳酸盐矿物的饱和度的研究方法，常常会得出错误的结论。

3.含Ca和Mg的非碳酸盐矿物的影响

例如，石膏（CaSO₄·2H₂O）和硬石膏（CaSO₄），它们的溶解也产生Ca²⁺，可使CaCO₃的溶解度减小。这种现象正是第一章所述的同离子效应。

另外，阳离子交换作用（下面将述及）、地表环境的污染也将有明显的影响。

（五）实例分析

实例分析以表3.2和3.3所列的资料及数据为基础，目的是加深理解碳酸盐地区地下水化学成分的特征及其演变方式。

表3.2碳酸盐含水层系统的水文地质特征举例^〔7〕

表3.3碳酸盐岩含水层化学分析^〔7〕

x——平均值，a——标准偏差以对数形式表示的饱和指数：SI方解石

SI白云石＝lg

表3.2和表3.3所列举的资料及数据说明：

（1）三类含水层中地下水的Pco₂值均高于大气圈的Pco₂（10^-3.5巴）值，说明水渗过土壤带时溶解了更多的CO₂。

（2）所有的水的pH值，均在7—8间，说明含水层为开系统。

（3）地下水的Pco₂随水温的升高而降低；佛罗里达灰岩含水层水温最高（24.4℃）,Pco₂最低（10^-2·5巴）。

（4）三个地区的水中，阴离子都以

为主，其次是

Cl^-浓度很低。这是碳酸盐地区地下水的一般特点。

（5）马尼托巴含水层中水的

浓度为其它两个含水层

浓度的两倍，说明这种水溶解的碳酸盐最多。

究其原因可能是：该含水层水温最低，碳酸盐的溶解度大；其Pco₂最高，所以

也高。除水温和Pco₂外，马尼托巴含水层中

高与水对方解石和白云石的饱和程度有关。从表3.3的资料说明，马尼托巴含水层地下水的年龄较老，为几个月到若干年，所以它与方解石和白云石达饱和和过饱和的样品比例大。与此相反，宾夕法尼亚州的泉水，在地下滞留时间只有几天，所以处于非饱和状态。但是，地下水与方解石和白云石所处的状态，并不能用滞留时间作简单解释，问题往往要复杂得多。方解石溶解速率的实验室试验证明，平衡在几小时或几天内即可达到；但是，许多野外调查研究证明，在野外条件下，要达到与方解石和白云石的溶解平衡，需要几星期甚至几个月。然而，也可能有一些几百年或上千年的水，也可能与方解石和白云石处于非饱和状态，表3.3所列举的佛罗里达含水层的某些非饱和区就是如此。据有关文献解释，这可能是一些通过充砂溶洞而又未与灰岩接触的水。因此，在对碳酸盐地下水化学成分进行地球化学解释时，一定要详细了解水文地质条件。

一般来说，含水层系统水化学数据的解释也可以说明水文地质特征。诸如未被方解石和白云石饱和的含水层，多是渗透性好、水交替较快的含水层，等等。

H. 请教如何计算工业化学水处理中的“朗格利尔饱和指数”

又称饱和指数，以S.I.表示。水样实测的PH值减去饱和PH值（PHs）所得的值。碳酸钙在水中呈饱和状态时，重碳酸钙既不分解为碳酸钙，碳酸钙也不会继续溶解，此时的PH值称为饱和的PH值，以PHs表示。若水样的PH值大于PHS，S.I.为正值时，碳酸钙会从水中析出，这种水属结垢型水；当S.I.为负值时，原有水垢层会被溶解掉，使原材料裸露在水中受侵蚀，这种水称作侵蚀型水；当S.I.等于零时，水处于饱和状态，这种水属于稳定性。饱和PH与饱和指数的概念有朗格利尔（Langelier）提出，用以判断碳酸钙水垢在水中是否会析出。并据此提出用加酸或用加碱处理方法来控制水垢的析出。