第三章水文地球化學

1、第三章 水化學成分的形成與演化特征太原理工大學水利學院主講：楊軍耀本章主要內容：一、水的基本成因類型二、地表水化學成分的形成與演化三、滲入水化學成分的形成與演化四、沉積水化學成分的形成與演化五、地熱水化學成分的形成與演化第一節(jié) 水的基本成因類型一、地表水成因類型1、地表水的來源 大氣降水直接補給主要為湖泊、水庫 地表產(匯)流補給 汛期洪流 地下水（泉）補給基流 多年冰川融水補給主要在高緯度地區(qū) 人類活動排水補給主要在工業(yè)城鎮(zhèn)區(qū)2、地表水成因類型（1）低緯度區(qū) 地表水以地表產匯流和地下水補給為主，如果在工業(yè)與城鎮(zhèn)分布區(qū)還有人類活動排水（中水）（2）高緯度區(qū) 地表水以地表產匯流、地下水補給和冰川

2、融水為主，如果在工業(yè)與城鎮(zhèn)分布區(qū)還有人類活動排水（中水）二、地下水基本成因類型的概念 所謂地下水成因類型，目前，概念尚未統(tǒng)一，分類原則各異，名詞術語較多。從地下水化學成分形成的基本作用出發(fā)，大多數水文地質學者認為有三種基本類型，即l 溶濾滲入水l 沉積埋藏水l 內生水1溶濾滲入水 溶濾滲入水為大氣起源，其成分由水與巖石作用形成。進一步還可分出古代的和現代的，地表的和地下的等。 2沉積埋藏水 沉積埋藏水埋藏于地質構造比較封閉的部分，其成分在一定程度上反映了形成沉積物的那些盆地的特點。有人稱為封存水。 提出以上兩種基本成因類型的基礎在于：沉積物在某種盆地中堆積及成巖過程中，總會保存一定量的水，而后

3、，當這種沉積物在地質時期中出露地表時，這些保存在沉積物中的水，開始為大氣水或地表水滲入排擠，即發(fā)生水交替作用。這種作用在不同地質時期及在不同地質環(huán)境中交互進行著。右圖示意地表海相沉積水擠出階段與滲入階段的演變過程。事實上，這類沉積埋藏作用同樣存在于陸相沉積物中，基本概念同樣適用。沿用地球化學術語，以上兩類可統(tǒng)稱為外生水。 3內生水 地球科學的許多分科(諸如理論巖石學、礦床成因學、火山學和地熱學等)業(yè)已公認，發(fā)生在地球深部的許多地質作用中均有地下水參與。例如，火山噴發(fā)作用、熱水泉，巖漿、變質作用等均有水的活動。對于這種來自深部的水，概念很不一致，對于這種水是如何參與形成地下水過程的，更是眾說紛紜

4、。我們暫且統(tǒng)稱它為內生水內生水。 早在1902年，鴆斯就在捷克斯洛伐克著名的碳酸水溫泉區(qū)卡爾斯巴德(現稱卡爾洛維伐里)提出關于“初生水”的理論。鴆斯把“初生水”理解為直直接由巖漿分異出來的水，它們是首次流出地表，而接由巖漿分異出來的水，它們是首次流出地表，而進入自然界水圈總循環(huán)的進入自然界水圈總循環(huán)的。1940有人年指出，這是一種過高估計“初生水”作用的傾向。他認為：(1)由巖漿直接分出并流出地表首次參與地殼水圈循環(huán)的“初生水”在現代熱水中未被發(fā)現。(2)近期火山作用地區(qū)，無疑是有一部分水在高溫條件下自礦物及巖石脫出，由結合狀態(tài)(結構水、結晶水、沸石水等)轉變?yōu)橛坞x狀進而轉入現代地下水圈的，將

5、這種水稱為“再生水”較適宜，而不應稱為“初生水”(主要根據同位素成分，包裹體資料)。(3)巖漿活動使得水在巖石中的遷移作用及水中元素的遷移作用更為積極，使得地下水成分具有某些特點。當然，巖漿中是有水存在并且可使地下水圈的水在地殼發(fā)展過程中稍有增加。但是不能認為地下水的儲量(資源)是巖漿活動造成的。 1975年，E.C.加弗里連科遵循B.維爾納茨基的原意，在承認初生水的基礎上，采用了“深成深成水水”這一術語，但賦予它更廣泛的涵義。深成水深成水包括向地殼層和地表運移的大量初生水包括向地殼層和地表運移的大量初生水(水溶液、水溶液、深成含礦熱液深成含礦熱液)沿深大斷裂運動沿深大斷裂運動。許多與侵入體無

6、關的熱液金屬礦床帶和全球性蛇紋石化帶系統(tǒng)的形成均證實了上述情況。地幔水進入地殼的花崗質巖層中會產生一系列復雜的作用過程區(qū)域變質作用、交代作用和花崗巖化作用。在這些作用中水是其中最活躍的參與者。當作用終止后，水脫出，形成變質成因的和巖漿期后的 “再造”溶液，不斷向上運移到地殼沉積圈，并與水文地質剖面帶下的地下水發(fā)生混合作用。僅在有適當通道時，這些物質才能溢出地表。 根據上述基本概念，E.B.賓涅克爾于1980年把地下水最主要的成因類型細分如下： 由于不同成因類型的地下水經常發(fā)生混合作用，如火山活動帶出的地下水亦經常在出露地表前已與其它類型的水發(fā)生混合，又如沉積成因的水亦受到溶濾一滲入水的交替等等

7、。所以要鑒別內生水及沉積水是很困難的，有了地下水的基本成因類型的概念后，可以探討地殼中水的地質循環(huán)的問題。它與水的水文循環(huán)結合一起，構成水的循環(huán)的全過程。第二節(jié)第二節(jié) 地表水化學成分的形成與演化地表水化學成分的形成與演化 一、巖石的化學風化作用與地表水化學成分的形一、巖石的化學風化作用與地表水化學成分的形成成 風化作用表現為兩個主要方面： 物理風化作用：巖石的解體過程，指巖石和礦物所發(fā)生的機械破碎作用，為水和空氣等的滲入準備了條件； 化學風化作用：巖石化學成分的改變過程，包括原生巖石與礦物的物理一化學性質發(fā)生變化和新礦物的形成，促使巖石中元素的釋放。二、地表水化學成分的形成與演化過程二、地表水

8、化學成分的形成與演化過程 1天然水中離子之間的相互作用 2天然水中的離子與沉積物和土壤中吸收性陽離子之間的交換反應 3天然水的蒸發(fā)濃縮作用 4天然水的混合作用2天然水中的離子與沉積物和土壤中吸收性陽離子之間的交換反應3天然水的蒸發(fā)濃縮作用 在內陸干旱地區(qū)，蒸發(fā)作用十分強烈，對地表水，尤其是內陸湖泊的水化學成分影響比較顯著。 干旱內陸湖盆中水的排泄方式主要是蒸發(fā)，內陸河流攜來的鹽分聚集于湖水中，那里的湖水所含鹽類接近于各種鹽類的飽和度，形成鹽湖。 在蒸發(fā)濃縮過程中，水體所含鹽類逐一達到飽和狀態(tài)而析出。首先析出的是水中溶解度小的CaC03、MgC03，接著為CaS04。因此，高度蒸發(fā)濃縮區(qū)域的內陸

9、鹽湖水多為氯化物水。4天然水的混合作用 自然界中廣泛地存在著不同化學成分天然水的混合作用，混合而成的新水其成分特點變化顯著。通常，這種過程會有沉淀析出，尤其是兩種水中含有相互對抗的鹽類（如NaHC03和CaCl2）時。三、地質、地理條伴對地表水溶質成分的影三、地質、地理條伴對地表水溶質成分的影響響 天然水中溶質組分含量的變化既受到組分自身物理、化學性質的影響，同時也受到區(qū)域地質地理條件的影響。 影響地表水化學成分的地質、地理因素有直接和間接兩類。直接因素使水的成分直接發(fā)生變化，如巖石、土壤或生物體有機體對地表水的影響就屬此類。間接因素包括地區(qū)氣候條件等，它們間接地使水化學成分發(fā)生變化。 1巖石

10、對地表水溶質成分的影響 某些巖石中的礦物較易溶于水，能補給水體大量離子，這些物質主要是作為沉積物重要組分或膠結劑的方解石、白云石、石膏、巖鹽及其他各種蒸發(fā)巖礦物及硫化物等。當地表水流經這類巖石時，便從中獲得了大量的Ca2+、HC03-、Na+、Mg2+、Cl-、SO42-等離子。由硅酸鹽礦物（如石英、長石、云母和黏土礦物）和氧化物礦物（如磁鐵礦、赤鐵礦）組成的巖石則相對難溶，該類巖石主要是火成巖、變質巖以及碎屑沉積物（砂巖、頁巖等），地表水從中獲得的離子數量也相應較少。2土壤對地表水溶質成分的影響 水滲入土壤時可將其中的可溶性物質淋溶出來，從而增加水中的離子含量和有機質含量。具體獲得什么樣的成

11、分和獲得量的大小則取決于土壤的性質。對于已經強烈淋溶過的土壤，如紅壤、磚紅壤和灰化土時，水從中獲得的離子數量很少。如果水透過含有大量鹽基的土壤（如栗鈣土、棕鈣土、荒漠土和鹽漬土），則可獲得大量鹽離子。水透過土壤時還會與土壤發(fā)生離子交換反應，也改變著水的成分。3生物有機體對地表水成分的影響 這種影響主要表現在三個方面：生物有機體的生活排泄物及死亡殘體進入水體成為其組分；改變水中可溶性氣體的含量，典型的例子如一些水生生物的光合作用；改變水中離子的比例，如許多陸生植物可以從土壤中選擇性地吸收部分離子，這就使另一些離子相對地在水中富集。微生物的活動也對水化學成分有著重要影響，天然水中許多離子成分的含量

12、都與微生物的活動密切相關。 4氣候條件對地表水化學成分的影響 氣候條件是間接影響天然水溶質成分的最重要、最復雜的因素。在不同的氣候條件下，風化殼和土壤的發(fā)育程度不同，地表水體從中能獲得的溶質種類和數量有著明顯差異。此外，不同的氣候特點決定了降水量、地表徑流和蒸發(fā)量的不同，這也使水的溶質成分各不相同。第三節(jié) 滲入-溶濾成因地下水化學成分的形成與特征 滲入溶濾成因水成分的形成，應該說從水分在大氣圈中存在時就開始了，它們在大氣圈中及與生物圈接觸中，在巖石中以及經歷蒸發(fā)濃縮時都使水化學成分發(fā)生變化。一、滲入溶濾水與包氣帶及巖石的相互作用 (一)包氣帶中的水巖作用 雨水和融雪的礦化度低，相對來說是輕度和

13、適度酸化了的水，易于溶解某些物質。雖然從目前資料來看，由于污染等各種原因，雨水中已含有較多的物質，但遠未飽和。因此可以說，富含游離O2、CO2的大氣降水入滲后仍能起到很大的溶濾作用，使土層和地質體發(fā)生化學變化。 幾乎所有滲入水都要首先和植物、土壤相遇，植物與土壤對水成分的改變顯示出不小的影響。例如，在瑞典，有人把在松柏針葉樹根下采的雨水樣與當地的雨水樣進行比較發(fā)現，經過植物的雨水中鈣及鈉的含量大了3倍，鉀的含量大17倍。 土壤處于巖石圈的最上層，這里在植物的參與下進行著各種生物過程。光合作用促使有機物質進入土壤，而有機物質的分解又促使土壤中的氣體及水分富集了像CO2、NH3等一類強反應物。因此

14、可以說，土壤是已被物理、化學和生物過程所充分風化了的，可供根系植物生長的地層。土壤對于通過它的滲入水的化學性質給予強烈影響，因為土壤具有產生相當大量酸性物質的能力(如H2CO3，腐植酸、蟻酸、醋酸等)和消耗大部或全部水中溶解氧的能力。因此，在林區(qū)可以見到呈酸性的土壤水，礦化度亦較高些，并富含生物成因的P、K、C、N、S、Ca等元素，其中有機組分可超過無機礦物組分。如果在堿土分布區(qū)，則可見到另一種情況，這里可形成堿性水，礦化度亦可以較高。 土壤帶中存在的最重要的酸是碳酸，它是由CO2和H2O相互作用而產生的。土壤空氣中的CO2分壓通常遠較地球大氣圈中為高，一般在102104Pa范圍內。由于溫度、

15、水分條件，微生物活性，有機物質及土壤結構對氣體擴散的影響，使CO2的分壓在時間上和空間上都十分不同，例如，CO2分壓為104Pa，水溫在025范圍內，此時，土壤中水的pH值在4.34.5之間，這比未被污染的雨水的pH值要低得多。 有機物的腐敗和被氧化，根系植物的呼吸是土壤空氣中CO2的另一個來源。 O2+CH2O=CO2+H2O 在嫌氧條件下產生的硫酸鹽和硝酸鹽還原作用時也能產生CO2。 溶解氧溶解氧與土壤中的黃鐵礦及錳結核等礦物作用也是產生酸性的另一來源，它們在土壤帶下部地層風化殼中作用廣泛。 除了無機酸外，在土壤帶中由于生物化學作用，還有很多有機酸類，如富里酸，腐植酸等，它們能使土壤成分改

16、變并傳輸其溶解成分向地下水中轉移。 所以說，土壤帶被喻為一層分布廣泛的，非常薄層的，富含有機物的酸性泵。 土壤的氧化還原條件可以改變重金屬元素的價態(tài)，并影響其遷移趨勢。如土壤在還原條件下，Cr、Zn、Cu、Cd等形成難溶性化合物，在氧化條件下則增加其可溶性，增加了對作物的危害。而As、Fe、Mn的情況則與此相反。(二)滲入水與巖石相互作用(溶濾作用和大陸鹽化作用) 溶濾作用由于地殼上部水的活動而廣泛進行著，由于大氣因素的影響，降水入滲或產流的地球化學作用與巖石的風化作用、成壤作用，有機物作用密切聯系。表生帶水的化學成分往往與地殼上部風化殼巖石與土壤有關，通常為含大氣起源氣體的低礦化淡水。 巖石

17、中可溶鹽類進入水中的次序及速度取決于許多因素，主要是與鹽類性質、水的成分及環(huán)境的熱力學條件有關。 巖石中的可溶鹽類主要為堿金屬及堿土金屬的氯化物，硫酸鹽及碳酸鹽。而巖石中某些難溶鹽及不溶鹽類(復雜的鋁硅酸鹽)也可在一定條件下水解后被溶濾于水中。溶濾作用結果一般情況下，均形成礦化度較小的重碳酸鹽水，僅在含鹽層及鹽漬土存在時才形成礦化度較高的硫酸鹽水。 海相含鹽沉積層中主要鹽類為氯化鈉及硫酸鹽,它們占了全部鹽類的70。在析出氯化鈉晶體中，溴的含量很低，Br-主要保存在原鹵水中。當滲入水滲到含鹽海相地層時，可以形成礦化度很高的鹵水，但它與沉積成因鹵水是有區(qū)別的。這種滲入淋濾后的水含大量氯化物及硫酸鹽

18、，大多數情況下Na/Cl約等于1，C1/Br300，I-，Br-，NH4+等微量元素含量很低，主要含大氣起源的氮氣。 由于構造運動結果，淡的滲入水可以進入原是封閉的海相沉積層。若為粘土質巖層時，淡水入滲速度極慢，主要是擴散作用；若為粗顆粒巖層時，水的入滲速度較快，原來保存在地層中的變質的海水較快地被沖淡和排擠。這時還可發(fā)生陽離子交換作用。由于滲入水中含有部分H2CO3，它還可使CaCO3、MgCO3、CaMg(CO3)2溶濾出Ca2+、Mg2+、HCO3-離子，直到碳酸消耗盡。若遇到地層中存在石膏或硬石膏層時，滲入水將富含CaSO4成分，鈣可與吸附狀態(tài)Na進行交換，形成礦化度不大于2025gL

19、的ClS04-Na水，此時Na/Cl1，有微量Br-、I-、NH4+存在。 當水中有有機物存在時，就發(fā)生硫酸鹽的生物化學還原作用，硫酸鹽被還原為H2S，而H2S可以和鐵結合成FeS2，此時滲入水由ClSO4Na水變?yōu)镃lHCO3Na水，呈堿性(pH=78)。當滲入水繼續(xù)沖淡沉積層中古海水時，氯化物被消耗，則此時可形成HCO3ClNa水，礦化度較低。 當氯化物幾乎全部被滲入水從巖石中驅替后，繼續(xù)滲入溶濾時則發(fā)生碳酸鹽的溶解和溶濾作用，此時常形成低礦化的HCO3CaMg水或HCO3CaNa水，巖石中吸附狀態(tài)的鈉已被鈣所交替。 沉積巖中常含有黃鐵礦，在還原條件下，黃鐵礦是很穩(wěn)定的礦物，但富含O2及C

20、O2氣體的滲入水易使其溶解，繼續(xù)氧化可形成三價鐵的硫酸鹽。 若滲入水中含氧量不大，那么上述反應進行到FeSO4后氧化作用不再繼續(xù)進行，而反應結果所得游離硫酸將與碳酸巖起反應。 反應產物CO2又可進一步促使碳酸鹽溶解，呈HCO3-形成，可形成SO4HCO3CaMg水。當pHrCa+Mg的水的分布具有明顯的分帶性。在表生帶，蘇打水主要形成于草原及森林草原區(qū)，而不是鋁硅酸鹽風化的所有地區(qū)(B.A.柯夫達，1973)。 C.JI.什瓦爾采夫研究表明，這類水的礦化度一般已達0.6g/L或更大些。 蘇打水的形成是水與鋁硅酸鹽相互作用到一定階段時形成的，這時，次生礦物主要為蒙脫石及方解石，有時為水云母。從這

21、個觀點出發(fā)，蘇打化作用并不一定嚴格要求巖性條件。當然，在其它條件相同的情況下，富含鈉是一個重要條件。水中開始生成蘇打是從水中飽和方解石時起，一直到有鹽類晶體析出時止。因此可以認為，蘇打化是水與鋁硅酸鹽相互作用到一定程度，經歷相當長的時間發(fā)展的結果。在水交替積極帶，這種作用很難進行，其原因是蘇打還未在水中聚集，地下水就已運動到泄水區(qū)。所以，蘇打化發(fā)育在大陸鹽化作用開始發(fā)育的地區(qū)，多半是森林草原及其周圍地帶。 6在蒸發(fā)量大大超過降水量的干旱區(qū)，如干旱草原地帶，半沙漠及沙漠地帶，屬水交替滯緩的堿性環(huán)境，礦化度增高，形成硫酸鹽水及氯化物水。這里可以見到蒙脫石、碳酸鹽礦物、石膏及石鹽等。 上述六種情況，

22、在地殼上部表生帶中受多種因素制約，地下水化學成分有明顯的分帶性。 從表生帶地下水與鋁硅酸鹽及其次生粘土礦物之間平衡關系圖(圖3.3)中看到表生帶各類地下水成分的分布情況。 濕熱草原及氣候溫和帶的沼澤地區(qū)水(點2)對方解石的飽和度最小。森林草原及草原地帶的水(如點14)對方解石表現了一定程度的過飽和現象。原始森林區(qū)及山區(qū)草原的水(如點12、點10)對方解石接近于飽和。但就整體面言還未達到平衡。另外隨著水的礦化度增加，水對方解石的飽和度提高。三、碳酸鹽地區(qū)水化學成分的形成與特征 碳酸鹽巖主要由方解石(CaCO3)和白云石（CaMg(CO3)2）這兩種礦物組成，因此，碳酸鹽巖地區(qū)水化學成分的形成主要

23、受方解石和白云石溶解和沉淀的控制，而系統(tǒng)中的二氧化碳分壓又控制著這兩種礦物的溶解和沉淀。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(tǒng)的水化學成分與特征 1開系統(tǒng)的性質 方解石及白云石的溶解反應如下 上述反應說明，方解石及白云石溶解將消耗CO2。如果上述反應所消耗的CO2得到不斷的補充，使系統(tǒng)內的Pco2基本上保持穩(wěn)定不變，這樣的系統(tǒng)稱為開系統(tǒng)。 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(fā)育帶，可屬于開系統(tǒng)。 一般河流及湖泊、水庫的淺水帶也屬于此。如果水系統(tǒng)有以下特點者，可視為開系統(tǒng)的依據。 (1)雨季后，泉水的流量明

24、顯增加，或井水的水位明顯上升。 (2) 水中存在著濃度較高的來自地表的污染物，如NO3-、Cr、細菌等。 (3)水的Pco2 高于大氣的Pco2。由于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)明顯高于大氣中Pco2(一般是10-3.5巴) 例如，Langmuir（1971研究賓夕法尼亞州碳酸巖地下水的Pco2(計算值)為10-1.92 10-2.60(泉水)和10-1.63 10-3.23 巴。他認為，該區(qū)地下水系統(tǒng)多屬開系統(tǒng)。 2開系統(tǒng)水化學成分特征及其演化上圖代表隨方解石及白云石的溶解，pH和HCO3-的關系 由于開系統(tǒng)水化學成分具有上

25、述演變性質，因此，其化學成分一般具有以下特征：HCO3-，Ca2+、TDS濃度高，一般比閉系統(tǒng)高1倍左右，而pH值一般比閉系統(tǒng)低(一般為78)，因為其Pco2值比閉系統(tǒng)高，飽和指數SIa(方解石)和SId(白云石)接近于1，或高于1。 如果開系統(tǒng)中的地下水以泉的形式出露于地表，或從溶洞中流出來，溶解于水中的CO2逸出，Pco2值降低，這時的SIa和SId接近于1或大于1的地下水便會產生CaCO3或CaMg(CO3)2沉淀，在泉口形成CaCO3或CaMg(CO3)2泉華，在溶洞中形成石鐘乳。與此同時，地下水中的Ca2+、HC03-、TDS也將減少，而pH值將比原來的pH值低(沉淀釋放出H+)。

26、(二)閉系統(tǒng)的水化學成分與特征 1閉系統(tǒng)的性質 如果方解石或白云石溶解所消耗的CO2得不到補充，則系統(tǒng)中的Pco2在溶解上述礦物的過程中不斷降低，最終的Pco2 值明顯地低于初始Pco2 值。 一般來說，深層地下水系統(tǒng)，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(tǒng)，水分層明顯湖泊、水庫下部等，多屬閉系統(tǒng)。閉系統(tǒng)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NO3-、Cl-、細菌等，濃度很低或檢不出； (3)水的Pco2 低于大氣的Pco2。 2閉系統(tǒng)水化學成分特征及其演化 右圖代表閉系統(tǒng)條件下，在方解石或白云石溶解過程中，pH和HCO

27、3-的關系。 由圖可知，pH和HCO3-是非線性關系，當初始的Pco2較低(10-4巴)時，這種非線性關系更加明顯，也就是說，pH值增加時，(HCO3-)增加很少，這是因為Pco2低時，水中溶解的CO2少，在溶解方解石及白云石的過程中，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(tǒng)水化學演化的明顯差別之處。在這樣的系統(tǒng)中，水與方解石及白云石很難達到飽和狀態(tài)。 由于閉系統(tǒng)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征：HCO3-、Ca2+、TDS濃度低，SIc和SId一般均小于1, pH值較高(一般在8左右)，該系統(tǒng)水流出地表時，產生的CaCO3泉

28、華少。 (三)不全等溶解對水化學成分形成的影響 圖3.4中的方解石及白云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(tǒng)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后，就可能產生不全等溶解。先后順序的差異，對水化學成分形成的影響是不同的。 1第一種溶解順序(白云石方解石) 這種溶解順序是，在地下水流程中先遇到白云石，并達到飽和狀態(tài)，然后再遇到方解石。這種溶解順序因水溫的不同，其溶解和沉淀的反應也各異。 這兩種礦物的飽和條件如下: 在純水中，白云石溶解達到飽和時，Ca2+和Mg2+的摩爾數相同，而CO32-的摩爾數為Ca2+和Mg2+的兩倍。所以，=Ca2+CO32- T()

29、 0510152025lgKc-8.340-8.345-8.355-8.370-8.385-8.400lg-8.280-8.315-8.355-8.395-8.445-8.950SId=1, SIC1SId=1, SIC2.2，白云巖地區(qū)的rCa/rMg 值多數1.5。他還發(fā)現有14個井水樣和5個泉水樣的rCa/rMg 為0.580.95。他認為，除rCa1。此時，水中以Ca2+和SO42- 為主，屬TDS較高的微咸SHC水，水中開始出現CaCO3沉淀。 4、水通過石膏層進入砂巖后，繼續(xù)產生CaCO3沉淀，使方解石重新達到平衡狀態(tài)。CaCO3沉淀的結果，放出H+，使pH稍有降低，Ca2+和HC

30、O3-明顯減少，水中Ca2+ 和SO42-變成主要離子,即為S-C水。水在砂巖層里，可能使石英、長石等硅鋁酸鹽礦物有很少量被溶解，但沒有明顯改變水化學成分的基本結構。 5、水經過砂巖后進入含蒙脫石的頁巖，由于頁巖有大量的可交換性Na+，從而發(fā)生固液相間的NaCa交換。這種陽離子交換反應是一種不等價的離子交換，1mol的Ca2+交換2mol的Na+，使水中Ca2+減少，而Na+大量增加，甚至可達幾百毫克每升,從而使水變成SN水。五、結晶巖地質水化學成分的形成與特征 來源于巖漿巖或變質巖的結晶巖，一般都含有大量的石英、長石、云母等鋁硅酸鹽礦物。這些礦物在地下深處高溫高壓條件下形成，因此它們在地表和

31、土壤帶里，甚至在地下深處數百米、上千米的含水層中，其熱力學方面不穩(wěn)定，它們與水接觸是產生水解作用，其結果是使Na+、K+、Ca2+、Mg2+、HCO3-進入水中，且形成鋁硅酸鹽殘余物，諸如高嶺石，蒙脫石，伊利石等。 結晶巖地區(qū)水的特點是，陰離子以HCO3-為主，Cl-和SO42-濃度低，甚至是微量；陽離子往往以Na+為主，其次是Ca2+、Mg2+，K+濃度最低，相對于陽離子來說，SiO2濃度較大，礦化度低，多屬HN水。 在火成巖地 區(qū)，并不象其他巖類地區(qū)一樣，隨著水流途徑的延長，占優(yōu)勢的陰離子并不明顯向Cl-和SO42- 和Cl-轉化。表3.6列舉了世界各地火成巖地區(qū)地下水和由地下水補給的地表

32、水的主要組分的平均濃度，表中數據充分說明了上述的特點。 在研究鋁硅酸鹽礦物地區(qū)水化學資料的水化學解釋時，常用的有兩種方法。 一種方法是，利用實測的水化學資料，并把它們點繪在象圖3.5的穩(wěn)定場圖上，根據該點在圖上的位置，即可判斷該水的化學成分是經過什么反應形成的，并能確定所形成的固體產物。許多研究證明，在火成巖區(qū)內，地下幾百米內的地下水，幾乎都點繪在圖3.5的高嶺土區(qū)內，少量的水樣點落在蒙脫石區(qū)內，幾乎沒有水點落在水鋁礦、云母區(qū)內。例如，表3.6的水樣數據中，僅有8號水點落在蒙脫石區(qū)內，其余均落在高嶺土區(qū)內。 第二種方法是，通過水化資料，以及可能產生的粘土礦物，通過計算程序，恢復被溶解的原生礦物

33、。為了更好地說明這種方法，下面列舉一個計算實例。第一步：高嶺土變回斜長石，使水中的Na+、Ca2+全被消耗完；第二步：泉水中剩余的Mg2+、K+、HCO3-和SiO2繼續(xù)與高嶺土反應，變回黑云母； 第三步：泉水中剩下少量的K+、HCO3-和SiO2繼續(xù)與高嶺土反應，變回鉀長石。 據上述計算， HCO3- 僅余0.02(mol/L10-4)，Si02僅余0.115(mol/L10-4)，所余的SiO2還不到泉水原始濃度的4，在分析誤差范圍內。 上述計算說明，所恢復的被溶解的原始礦物為斜長石、白云母和鉀長石，其結果與泉水所在區(qū)域的巖石一致。說明泉水水化學成分的形成與這些礦物的溶解有關，而且是含CO

34、2的水在封閉系統(tǒng)內與鋁硅酸鹽反應的結果。第四節(jié) 沉積成因地下水化學成分的形成與特征 一、沉積成因水的形成 不論是海相或陸相沉積都是在有水的環(huán)境中進行的，沉積物從松散的顆粒(泥和砂)到成為巖石，一般都經歷了壓實、脫水和固結三個作用階段。各類沉積物在沉積初期都有許多孔隙，孔隙度很大，原始孔隙度一般都在70以上(海相淤泥)，經成巖固結作用大部被排出，只有一小部分的水仍然留在已成巖的巖層里。被排出來的水，主要向側向或向上運動，進入孔隙度比較大的沉積物里，貯存起來，而儲存著從沉積物中排出來的水的沉積物，不一定是與水同期沉積下來的沉積物。 無論是埋藏在原沉積物中的水，或者已排出運動到其它沉積物中的水，只要

35、有不透水的沉積層覆蓋，就會被封存于巖石孔隙之中，保存至今。當然，在漫長地質歷史過程中，由于經歷了各個時期的構造運動，來自大氣降水的滲入水循環(huán)至地層深處，與沉積時期封存起來的水產生混合，也有些水從巖石孔隙中被驅替出來，因此，很難形成單純的與同期沉積物一起形成的沉積成因水。所以，在此所述的沉積成因地下水是指與沉積物同期沉積的水。從原沉積物排出運動至其它時期地層中的水，以及與滲入水混合但仍保留有一定比例的與沉積物同期沉積保存下來的水的混合水，這些水統(tǒng)稱為沉積成因的地下水。 沉積成因的地下水是相當可觀的，例如伯斯特(J.F.Burst，1973)的研究表明，粘土質沉積物在壓實作用最初階段，其含水量由7

36、090減至30，到相當于蒙脫石脫水階段，其含水量由30減至5。由此可見，如果從壓實到固結成巖階段從沉積物排出來的水仍然保存在地層里，其數量也是不小的。但是，沉積成因的地下水都埋藏在地下幾百米甚至幾千米的深處，與大氣降水成因的滲入水沒有或基本沒有水力聯系，可以說，他們是一種無補給來源或基本上無補給來源的地下水，他們多屬地下鹵水、油田水或深層地下熱水等。二、沉積成因水水化學成分的形成 (一)蒸發(fā)濃縮作用 沉積物可分為海相和陸相兩類。但是，在漫長的地質歷史時期里，與沉積物同期生成的水，在經歷了從壓實到成巖以及各種構造運動的過程中，這些水可能已經遷移出原來的沉積地層(也可能保留在原沉積地層)，因此，要

37、判別某種沉積水是海相成因，還是陸相成因的，不能僅從目前賦存這種水的地層去判斷，因為海相地層可能有陸相沉積水，而陸相地層有海相沉積水。 人們在判斷是否是海相成因的沉積水時，常常依據海水濃縮過程中殘余海水的水化學特征來判斷。表3.8是海水蒸發(fā)不同階段某些離子濃度的變化。從CaSO4至MgCl2沉淀階段，微量元素Br、Li、B、Rb等隨濃縮階段的不斷進行，它們在殘留海水的濃度也不斷增加，其中以Br-最明顯，它是基本上不參與巖石基質成巖作用的唯一離子。溴在濃縮的各個階段不會形成含溴的礦物，但它是NaCI的類質同像元素，混合在NaCl里，但在殘留海水中的Br-一仍占大多數，為86。因此水中Br的濃度可作

38、為海水濃縮程度的標志。(二)陽離子交換作用 按蘇林分類， 屬氯化鈣型水，他認為，這種類型的地下水是深部環(huán)境中的地下水。盡管在花崗巖風化裂隙潛水、鹽漬化灌溉區(qū)及青海一些湖泊也有氯化鈣型水，但是，在封閉性好的厭氣深部地下環(huán)境中，特別油氣田地下水，廣泛出現氯化鈣型地下水。 關于氯化鈣型地下水的形成，到目前為止，仍然存在著各種學說，諸如沉積說、滲入說、內生說、重力分異說等等，其中沉積說獲得比較多的學者的支持。在沉積說中又以陽離子交換的解釋比較普遍。所謂沉積說，實質是指氯化鈣型水在海盆沉積過程中由氯化物鹽水及鹵水演化形成的。 在海盆沉積物中，含有大量的氯化物鹽水和鹵水，Na濃度很高，當這種沉積水遇到交換

39、性鈣離子的沉積物時，就會產生CaNa陽離子交換，結果，固相的Ca2+轉入液相，而液相的Na+轉入固相，使沉積水中Ca2+ 增加，其反應如下: 2Na+ + Cax = Ca2+ + 2Nax因此，交換反應的結果使水中礦化度有所降低。 從理論上講，上述反應可以形成氯化鈣型水。但是值得注意的是，海盆沉積物富含交換性鈉，并不富含交換性鈣，因此，海盆沉積物中的沉積水在壓實到成巖過程中，運動到富含交換性鈣的陸源沉積物孔隙中時上述反應才能進行，否則不會產生CaNa交換反應所形成的氯化鈣型水。例如，陸緣海發(fā)生海退時，富含Ca2+的陸源水進入海退不久的地方，與富含交換性鈉離子的海相粘土質沉積物產生CaNa交換

40、，即液相的Ca2+與固相中的Na+產生交換，這種交換不會形成氯化鈣型水。 總之，用陽離子交換機理去解釋沉積成因的氯化鈣型水的形成時，應進行具體的綜合的分析，不能武斷地下結論。(三)次生白云巖化作用 在古鹽盆中，石鹽沉淀后，殘余鹵水具有氯化鎂質成分，這些含鎂高的鹵水在深部環(huán)境中，與石灰?guī)r相互作用，并使其變?yōu)榘自茙r，這種作用稱為次生白云巖化作用，其反應如下：反應的結果，使氯化鎂質鹵水變?yōu)槁然}型鹵水。 實驗證明，次生云巖化作用發(fā)生于100以上的溫度條件下。 (四)鈉長石化作用 人們發(fā)現，氯化鈣型鹵水不僅在自云巖中遇到，同時也出現于火山成因的沉積物里。對于這種鹵水有人以鈉長石化解釋。他們認為，進行鈉

41、長石化作用時，斜長石結晶格架中的Ca2+和Al3+相應被鹵水中的Na+和Si4+所代替，使鈣長石轉化為鈉斜長石。在受壓的條件下，從能量的角度出發(fā)，這種解釋是合適的，因為， Ca2+和Al3+ 的離子半徑(分別為1.0410-8cm和0.5710-8cm )比Na+和Si4+ 的離子半徑(分別為0.9810-8cm和0.3910-8cm)要大，其反應如下：(五)膠體狀淤泥沉積物的各種作用 海相沉積物有陸源泥砂的堆積、海水沉淀所產生的化學沉積及生物堆積，其中沉積成因地下水成分形成最有意義的是膠體狀淤泥沉積物，這種沉積物含有大量的有機物和各種微生物，是一個十分有利于生物化學及物理化學作用的場所。因此

42、有的學者認為，沉積成因地下水的形成在海盆沉積初期就開始了。表3.9歸納了各種作用對淤沱溶液成分改變的影響。各種作用影響的結果使淤泥水成分發(fā)生改變：SO42-減少HCO3-增多，pH增高,陽離子中Na+和Mg2+有所減少，形成灰?guī)r或白云巖，水中出現H2S。 淤泥水化學成分的改變僅是在沉積早期，當淤泥受上覆沉積物壓力而壓實時，相當一部分淤泥水被壓出而進入孔隙較大的沉積物中，其化學成分還要進一步改變。但是，在研究沉積成因的地下水時，不可不注意沉積早期淤泥水的化學成分。 總之，以上僅闡述了海相成因沉積水形成過程中的一些作用，有些作用在陸相成因沉積水形成過程中也可能出現。實際上，沉積成因地下水化學成分形

43、成過程是相當漫長的，其經歷的各種作用也是十分復雜的，要把它的形成過程闡述清楚難度很大。在研究這個問題時，不僅涉及水本身，而且涉及巖相古地理、構造特點及發(fā)展歷史，以及古水動力場的演變。第五節(jié) 火山成因熱水循環(huán)系統(tǒng)地下水 成分的形成與特征 一、現代熱泉的基本類型及成分特征 (一)現代熱泉成分的基本特征 據EK馬爾欣寧的計算，在地球存在的45億年里，火山噴發(fā)出來的固體物質為全部巖石圈固體物質的一半，火山噴發(fā)出來的水為現代大洋水的一半。我們姑且不去評論這種計算的準確性，但我們應承認在水圈里確實存在來自地殼深部的水，正如前面所述，我們稱它為初生水(或巖漿水)。這種水除隨火山噴發(fā)外，在火山噴發(fā)停止后，還可

44、以在熱泉、泥火山口處以及含碳酸、硫酸、水汽等噴氣孔的蒸汽里見到。 現代熱泉是指與現代火山活動有關的熱泉，它主要分布于現代火山或熄滅不久的火山區(qū)，以及新構造運動劇烈區(qū)內。這種來自地殼深部的水多半是沿著大斷裂中的裂隙上升至地表，在其向地表運動過程中，必然要與沉積成因的地下水及滲入成因的地下水混合，所以它已經不是純粹的初生水，而只不過帶有初生水的特征的混合水而已。因此，這種水的成分很復雜，但它們仍然有一些共同的特征: (1)As、V、Fe、Ge、Si、Al、Ga、Rb等微量元素的含量相對較高; (2)多含有氣體，諸如CO2、H2S、H2、N2、CH4等。 其水化學類型變化較大，可能是呈弱酸性的Cl-

45、Na鹽水，也可能是呈弱堿性的HCO3SO4-Na型淡水。 例如，據巴斯柯夫等(1975)對環(huán)太平洋弓形帶熱水的128個全分析資料的統(tǒng)計，其平均成分為(弱酸性CINa鹽水)為:這個地區(qū)是典型的現代火山及地震活動強烈地區(qū)。 據MC羅蒙諾索夫(1974)對貝加爾湖熱水區(qū)3478個全分析資料統(tǒng)計，其平均成分為(HCO3SO4-Na 淡水):(二)現代熱泉的基本類型 在現代火山口逸出的氣體中，蒸汽占絕大部分，此外，還有CO2、CO、SO2、SO3、H2、HCl、HF、H2S、SiF、CH4、CI、N2等。l 高溫噴氣孔(180700)以HCI、HF、SO2，CO2、H2、NH3、CH4、H2S、N2為主

46、;l 中溫硫質噴氣孔(100180)以H2S 、CO、 CO2、 CH4、 N2 、SO2和H2為主；l 低溫噴氣孔(H2S； 弱氧化到還原環(huán)境，H2S和H2為主； 強還原環(huán)境，可出現CO和NH4。 現代熱泉類型的劃分有多種方法，下面主要按其氣體類型分類：碳酸硫化氫水氫碳酸水碳酸水碳酸氮水甲烷及甲烷氮水氮熱水1碳酸硫化氫水 這種水經常出露于現代火山口及坡地，有時存在于不出露地表的熱水系統(tǒng)中。 氣體中不僅有H2S及CO2，而且還可以有HCI、HF、SO2等?；鹕娇诘臏囟瓤蛇_700，pH值低，Eh值高(300800mV)。礦化度可達1520gL，陰離子中以SO42-或SO42- 及Cl為主，陽離子中H2、Fe、Al、NH4+起重要作用，一般有Na、Mg、Ca等的存在。 水中總H2S 含量達10mg/L時，即可稱為硫化氫水。水中總硫化氫包括游離H2S、HS-、S2O32-、SO32-及S2-等。硫化氫水主要是指含H2S氣體的水，其它都是其氧化過程中的產物。 水中高濃度的H2S主要是生物化學起源的，硫化氫水多在封閉的還原條件下形成。但當有含石膏巖層和泥巖