地下流体化学动态观测docWord文档格式.docx
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(一)地下水中的气体成分
地下水中含有多种气体成分,常见的有:
O2、N2、CO2、CH4、H2S。
1.氧气(O2)、氮气(N2)
地下水中的O2、N2,主要来源于大气,在近地表的地下水中,其含量较大,愈往深处,其含量愈少,因此,常常将含有O2、N2的地下水当做大气降水入渗补给为主的地下水。
地下水中氧的存在与否,对水文地球化学环境的研究具有较大的意义。
含溶解氧较多的地下水,所处的地球化学环境为氧化环境,而没有或很少含氧的地下水所处的地球化学环境为还原环境。
2.硫化氢(H2S)
H2S气体通常是在缺氧的还原环境中(封闭的地质构造),在有机物存在时生物化学作用的产物,多见于深层地下水中。
此外,在油田中,其含量一般较高,因此常常将H2S作为寻找石油的间接标志。
3.二氧化碳(CO2)
地下水中的CO2来源很复杂,在地壳浅处可来自大气,也可来自土壤中的生物化学作用所形成的产物。
在地壳深处,在火山活动或者岩浆活动的地区,碳酸盐遇热分解也能生成CO2
由此可见,地壳中不同深度上的地下水都可含CO2,在现代地壳运动较强烈的地区更为多见,含量也往往较高。
地下水中的CO2的含量通常为15~40mg/L,一般不超过150mg/L.
(二)地下水中的主要离子成分
地下水中含有数十种离子,有些含量很大,有些含量很小。
一般情况下,在地下水化学成分中占主要地位的只有以下7种,即Na+、K+、Ca+2、Mg+2、Cl-、SO4-2、HCO3-。
它们分布范围广,在地下水中占绝对优势,并且决定了地下水化学成分的基本类型和特点。
1.氯离子(Cl-)
氯离子是地下水中分布最广的离子,几乎存在于所有的地下水中,含量变化范围很大,每升水中由数毫克至数百克不等。
在含盐量较多的地下水中,Cl-含量常常占优势,因此Cl-常常是水中含盐量多寡的标志。
地下水中的Cl-主要来自岩盐及其它含氯化物的沉积物,也可以来自海水和火山岩中某些矿物(如方钠石NaAlSiO3﹒NaCl)的分化产物。
此外,地下水中的Cl-还可能有有机来源,即来自动物及人类的排泄物。
因此,往往在城市或居民点附近的地下水中,Cl-的含量增高。
2.硫酸根离子(SO4-2)
硫酸根离子也是地下水中广泛存在的离子,其总含量在阴离子中仅次于Cl-。
在每升地下水中SO4-2的含量变化范围由小于1mg至数克不等。
地下水中SO4-2的主要来源为石膏及其它含硫酸盐的沉积物。
天然硫和硫化物(如黄铁矿等)的氧化作用也可以给地下水带来SO4-2。
如:
3.重碳酸根离子(HCO3-)
重碳酸根离子也是地下水中广泛存在的阴离子,但其含量一般不超过1g/L,这是因为HCO3-主要来源于碳酸盐类岩石,而碳酸盐类岩石的溶解度很小,只有当地下水中存在CO2时才较易溶于水。
通常以HCO3-为主要成分的地下水含盐量都不高,因此它是淡水的特征。
4.钠离子(Na+)
钠离子是地下水中分布最广泛的阳离子,其含量随水中含盐量而变化,可由每升数毫克至数十克甚至数百克以上。
Na+是地下水溶解岩盐及其它的钠盐的结果,也可以来自海水或古海水的残余,还可以来自火成岩与变质岩中某些矿物(如钠长石)的分化产物:
公式
5.钾离子(K+)
钾离子的来源与Na+相似。
钾盐的溶解度也很大,但是K+在地下水中的含量要比Na+少得多,这是因为K+容易组成难溶于水的次生矿物(如水云母等)和被植物吸收之故。
6.钙离子(Ca+2)
钙离子在地下水中分布很广,但含量不高,很少超过1g/L,因为Ca+2主要是地下水溶解碳酸盐类岩石的结果,而这类岩石的溶解度很低,所以Ca+2只是低含盐量地下水的主要阳离子,随着含盐量的增高,Ca+2的相对含量很快减少。
7.镁离子(Mg+2)
镁离子在地下水中分布也很广,但含量不高,其主要来源为白云岩,也可以来自火成岩、变质岩中含镁矿物(如辉石、橄榄石等)的分化产物,如:
地下水中Mg+2的含量一般比Ca+2少,这是因为Mg+2容易参与次生矿物的组成之故,在富含铁镁矿物的超基性岩石发育地区,有时可以见到含Mg+2高的地下水
(三)地下水的主要化学特性
1.矿化度
存在于地下水中的离子、分子及化合物的总含量,称为地下水的矿化度,以g/L表示。
其中包括所有呈溶解状态及胶体状态的成分,但不包括游离状态的气体成分。
矿化度表示水中含量的多少,即水的矿化程度。
按照矿化度将地下水分为淡水、微咸水、咸水、盐水即卤盐水五类(表2.1.1)
表2.1.1
不同类型地下水的矿化度
地下水类型
矿化度/(g/L)
淡水
<1
盐水
10~50
微咸水
1~3
卤水
>50
咸水
3~10
地下水的矿化度通常是以水样蒸干(在105~110°
C)后所得到的干涸残余物的含量来表示。
也可以通过理论计算求得,即把水样分析所得到的全部离子、分子及化合物含量相加而得。
但由于蒸干时一部分HCO3-被破坏逸失:
蒸干结果所得HCO3-的含量只大约相当于实际含量的一半,因此利用分析结果计算矿化度时,HCO3-只应计算其含量的一半
2.酸碱度
地下水的酸碱程度用氢离子浓度[H+]或pH值来衡量。
在纯水中,H+和OH-的浓度是相等的,均为10-7,水呈中性反应。
当水中H+的浓度大于OH-的浓度时,水呈酸性反应。
H+的浓度小于OH-的浓度时水呈碱性反应。
水的酸碱度通常用pH值来表示。
pH值是水中氢离子浓度的负对数值,即:
pH=-lg[H+]
当[H+]=10-7时,pH=7,说明水为中性;
当[H+]>10-7时,pH<7,说明水呈酸性反应;
当[H+]<10-7时,pH>7,说明水呈碱性反应。
按照酸碱度可将地下水分为强酸性、弱酸性、中性、弱碱性及强碱性五类(表2.1.2)。
表2.1.2
不同类型地下水的pH值
水的类别
pH值
强酸性水
<5
弱碱性水
7~9
弱酸性水
5~7
强碱性水
>9
中性水
7
地下水的pH值取决于地下水中HCO3-、CO3-2,在少数情况下,地下水的变化还受有机酸和Fe+2的影响,故铁质水和沼泽水的pH值要低一些。
在自然界中,大多数地下水的pH值在6.5~8.5之间。
3.硬度
地下水中含有大量Ca+2和Mg+2时,对生活和工业用水都有较大的影响,它会使肥皂起泡少,在锅炉中造成水垢,水垢不易传热,浪费燃料,甚至引起锅炉爆炸,因此,人们对水中的Ca+2和Mg+2含量给予很大的重视。
水中Ca+2和Mg+2含量的多少用“硬度”概念来表示。
硬度可区分为总硬度、暂时硬度和永久硬度。
总硬度:
水中所含Ca+2和Mg+2的总量称为总硬度。
暂时硬度:
在水加热沸腾时,由于形成碳酸盐沉淀而使水失去一部分Ca+2和Mg+2,这失去的一部分Ca+2和Mg+2含量,即为暂时硬度。
永久硬度:
指水沸腾后仍留水中的Ca+2和Mg+2含量。
永久硬度等于总硬度与暂时硬度之差。
水的硬度常用一种规定的标准来衡量,通常把1L水里含有10mgCaO(或相当于10mgCaO)称为1°
。
水的硬度在8°
以下称为软水,在8°
以上的水称为硬水,硬度大于30°
的水为最硬水。
三.地下水化学成分的形成及作用
地下水中化学成分是很复杂的,各种成分的形成与地下水的起源及其以后的活动过程有关。
地下水有着多种不同的起源,不同起源的地下水,其原始成分各有特点。
例如,由大气降水渗入起源的地下水,由于大气降水为低矿化的淡水,并含有大气中的O2及CO2等气体,因此,由其形成的地下水在渗入补给区附近也多是低矿化的淡水,并富含以上气体。
由古海水埋藏在沉积物里起源形成的地下水,则具有海水的特征,矿化度含量较高,主要化学成分为,Cl-、Na+,并含有较多的Br、I、B等微量元素。
由地壳深处的岩浆体中分离出来的气体,在沿裂隙上升过程中逐渐冷却结合形成起源的地下水,称为初生水,其化学成分则富集B、F等微量元素,并富含CO2、H2、H2S等气体。
各种起源的地下水,在其发展过程中,在自然及人为因素的影响下,会发生一系列的作用,作用的结果给地下水赋予了新的化学成分或使原有成分不断地发生变化。
这些作用称为地下水化学成分的形成作用。
地下水化学成分的形成作用分述如下。
(一)溶滤作用
溶滤作用是指岩石中的某些可溶成分被溶解转入地下水中而成为溶液的作用。
由溶滤作用形成的化学成分与地下水活动所流经岩石的成分有关。
例如,地下水流经岩盐矿床或含岩盐的岩石时,会溶滤岩盐矿床或岩石中的岩盐而使地下水具有Na+、Cl-成分;
地下水流经含石膏矿物的岩石,会溶滤岩石中的石膏而使地下水具有Ca+2、SO4-2成分;
地下水流经碳酸岩盐,则会溶滤碳酸盐而使地下水具有Ca+2、HCO3-等成分。
(二)混合作用
当两种或两种以上不同成分或矿化度的地下水相遇时,所形成的地下水在成分与矿化度上皆与混合前不同,这种作用称为混合作用。
如滨海地区的地下水,往往是海水与大气降水渗入补给混合作用的产物;
深层地下水补给浅部含水层时,也可发生两种成分地下水的混合作用。
(三)浓缩作用
在地下水埋藏较浅时,由于水分不断被蒸发,地下水中的含盐量便会相对地增加,这种作用称浓缩作用。
浓缩作用的结果,除表现为水的矿化度增高外,其成分也可能发生变化。
例如原以碳酸盐为主的水,经浓缩作用后水中的碳酸盐达到饱和状态便会沉淀出来,使地下水成为硫酸盐甚至氯化物为主的地下水。
(四)阳离子交替吸附作用
岩石颗粒表面往往带有负电荷,它可以吸附某些阳离子。
当地下水与岩石表面接触时,岩石中某些阳离子就会进入水中,因而改变地下水的化学成分。
这种作用即称为阳离子交替吸附作用。
各种离子的吸附能力不同的,按吸附能力大小的顺序为:
H+,Fe+2,Fe+3,Al+3,Ba+2,Ca+2,Mg+2,K+,Na+。
由此顺序可知,除H+以外,离子价愈高,吸附能力愈大。
因此,当含Ca+2为主的地下水,与吸附有Na+的岩石接触时,水中的Ca+2便代替岩石颗粒表面上吸附的Na+,使地下水中Na+增多而Ca+2减少。
交替吸附作用的进行并不完全取决于离子的性质,还与离子的浓度有关。
例如,当地下水Na+浓度较大时,水中的Na+也可以替代吸附在岩石颗粒表面上的Ca+2。
因此,交替吸附作用是可逆的:
2NaCl+Ca+2=CaCl+2Na+
(五)脱硫酸作用
在还原环境中,当存在有机质时,脱硫酸细菌能使SO4-2还原为H2S:
结果使地下水中SO4-2减少甚至消失,HCO3-增加,pH值增大。
这种作用称为脱硫酸作用。
在地下深处封闭环境并有有机质存在时,这种作用最易进行。
这正是深层地下水常常含有H2S气体的主要原因。
(六)脱碳酸作用
地下水溶解碳酸盐类岩石的能力主要决定于水中CO3-2的含量。
当温度升高或压力降低时,一部分CO2便会从水中逸出,这时水中HCO3-的就会与Ca+2结合形成CaCO3或MgCO3沉淀析出。
这种作用称为脱碳酸作用。
脱碳酸作用的结果,使地下水中HCO3-与Ca+、Mg+2减少,矿化度降低,pH值变大:
深部地下水上升形成的泉口附近,往往有石灰华的沉淀,这就是脱碳酸作用的产物。
形成地下水化学成分的作用是在各种因素的影响下进行的,包括地质因素、自然地理因素及人为因素。
地质因素对地下水化学成分的影响,首先在于岩石。
地下水流经某种岩石时,由于溶滤作用,使地下水富集了该岩石的可溶成分。
灰岩、白云岩、石膏、岩盐等,易被水溶解,因此,地下水中常常富集这些岩石或矿产的成分。
另一些岩石,例如硅酸盐和硅铝酸盐,只有在这些岩石的化学分化过程中生成一些易溶解的产物(如碱和碱土金属的重碳酸盐)时,才对地下水的化学成分有影响。
地质构造对地下水的成分和矿化度也有重要影响。
构造隆起地区,地下水化学成分的形成作用以溶滤作用为主,常常形成高矿化度水,甚至形成盐卤水。
地质历史特点也是决定地下水成分的重要因素。
例如新火山活动地区,有可能见到含大量气体和特殊组分的初生水;
油田构造中则往往埋藏着由古代海水变质而成的埋藏水。
影响地下水化学成分形成的自然地理因素中,气候和水文因素具有重要意义。
在潮湿地区,由于地下水得到大气降水强烈的补给,矿化度常较低;
而在干旱的沙漠、半沙漠地区,大气降水补给条件很差,同时蒸发强烈,因而埋藏不深的地下水,矿化度常较高。
水文因素的影响主要反映地表水与地下水的补给关系上。
例如上述干旱地区,只在河床及灌溉沟渠附近的狭窄地带内才有可能埋藏着矿化度的淡水,这种现象即是由于河流和沟渠中的淡水渗入补给的结果。
地形对地下水化学成分形成也有重要影响。
高山地区地形切割强烈,地下水流动速度很快,盐分不易聚积,常常为低矿化淡水;
平原地区,地下水流动速度很慢,其矿化程度常常较高。
人类和其它生物的活动,也影响着地下水成分的形成。
由于污水、腐殖质和排泄物的渗入,使地下水中聚集了大量有机质、细菌和各种对人类有害的物质,水质变坏,造成水被污染。
深层地下水中的脱硫细菌,能使水中的硫酸盐分解,并产生硫化氢遗留于水中。
由上述可知,在研究地下水成分的形成条件时,不能认为是某一个因素的影响,而是这些因素综合影响的结果。
因此,地下水的成分,不仅能反映地下水的起源,还可说明地区的水文地质条件和地质发展历史。
地下水的化学成分
1.地下水中的气体
O2、N2是氧化环境的标志,氧化环境是指开放的、与大气相通的环境;
H2S是还原环境的标志,还原环境是指封闭的、与大气隔绝的环境。
CH4是还原环境中常见气体;
CO2的来源有:
大气、土壤中的生物化学作用、在地壳深处,灰岩遇热分解产生
400℃
CaCO3
=
CaO+CO2
CO2是现代地壳活动强烈地区的标志性气体,全球CO2含量高的地区与深大断裂相吻合。
2.地下水中的离子
地下水中有七种常见离子:
Na+、K+、Ca2+、Mg2+、Cl-、SO42-、HCO3-七种。
微量离子主要有:
F-、I-、Fe3+等。
二.
形成水中化学组分的作用
地下水中的化学成分非常复杂,已发现地下水中有60多种元素,水中的元素一般通过以下几个作用进入地下水中:
溶滤作用:
岩石中的某些可溶成分被溶解转入地下水中而成为溶液的作用。
溶滤作用的特点是:
原有的岩石还存在,仅是可溶的离子进入水中,
地下水流经岩石时,就带有这种岩石的成分。
蒸发浓缩作用:
当地下水埋藏较浅时,由于水分不断地被蒸发,地下水中的含盐量便会相对地增加,这种作用称为浓缩作用(浓缩作用大部分发生在潜水中)。
混合作用:
两种或两种以上不同成分或矿化度的地下水相遇时,所形成的地下水在成分与矿化度上皆与混合前不同,这种作用称为混合作用。
阳离子吸附交替作用:
岩石颗粒表面往往带有负电荷,它可以吸附某些阳离子,当地下水与岩石表面接触时,岩石中某些阳离子就会进入水中,因而改变地下水化学成分。
阳离子吸附能力大小顺序:
H+>
Fe+2>
Fe+3>
Al+3>
Ba+2>
Ca+2>
Mg+2>
K+>
Na+。
所以,阳离子吸附交替作用是自然淘净作用的一种。
三.
氡的特性
(一)Rn的物理化学特性
Rn是无色、无臭的惰性气体,原子序数为86,比重0.0096g/cm3,是Ra衰变的产物。
Rn自身也衰变,其半衰期为3.825天。
Rn的射气特性
含有Ra的岩石,具有向周围空间扩散氡气的能力,这种能力称为岩石的射气作用岩石的射气作用可用三个参数来说明:
(l)射气强度:
1克岩石在1秒钟内析出的自由氡射气量。
(2)射气能力:
1克岩石在其建立放射平衡(Ra与Rn之间)的时间内析出的总射气量。
在岩石的空隙中,氡以自由氡、吸附氡、封闭氡等形式存在。
所以,总射气量包括以上几种。
氡的射气能力Ci等于岩石的射气系数K与每克岩石中Ra的含量的乘积
Ci=K•Wra
(3)射气系数:
在单位时间内,析出到岩石空隙中的自由氡量与在同一时间间隔内形成的总射气量的比值。
不同的岩石其射气系数不同,如下表:
表2.1.3
不同松散物的射气系数
土壤类型
Kra
泥炭土
灰化土
中粒灰化砂质粘土
砂质粘黑土
砂质灰黑土
红土
0.53
0.24~0.36
0.18
0.40
0.22
0.47~0.62
表2.1.4
不中岩石的射系数
岩石类型
样品数
K平均
火成岩
麻岩和花岗片麻岩
花岗岩和花岗闪长岩
花岗伟晶岩
石英斑岩
粗面流纹岩
13
11
2
27
0.17
0.28
0.04
0.15
沉积岩
石英岩
砂岩
泥质岩
泥灰岩
灰岩
8
14
5
4
19
0.20
0.11
0.21
0.13
由表中可知,射气系数较大的花岗岩类,其空隙中含有较多的Rn。
一般来说,射气系数与岩、土的结构、风化程度、空隙度、湿度、镭的分布有关。
孔隙发育的土壤一般射气系数高于孔隙较少的土壤。
(二).氡的溶解特性
氡可溶于水中,在地下水中,主要以溶解氡和气氡的形式存在。
氡在液体中的射气浓度(Rn液/V液)与气体中的射气浓度(Rn气/V气)成正比,即:
(Rn液/V液)=ω·
(Rn气/V气)
式中:
ω为射气系数(ω=0.1057+0.405e–0.0582t),是与温度t有关的函数,如表:
表2.2.5
氡气的溶解系数与温度的关系
t(℃)
10
20
30
40
50
60
70
ω
0.51
0.42
0.35
0.25
0.19
0.16
0.14
由表可见,随着水温度升高,氡的溶解系数减小。
所以,相同条件下,冷水含氡量高于热水。
此外,氡射气系数随矿化度升高而减小。
(三).氡的积累与衰变
当地下水与岩石接触后,岩石中镭误变所产生的氡便开始在水中积累。
水中氡的积累浓度由公式:
Ct=Cmax·
(1―e―λt)
决定。
Ct:
水与岩石接触,经历时间后水中氡的浓度(Bg/L);
Cmax:
岩石提供的最大氡浓度(Bg/L);
t:
水与岩石接触的时间(天);
λ:
氡的衰变常数=0.1813;
e:
自然对数的底;
1―e―λt:
氡的积累函数.
l氡的衰变按公式:
Ct=Co·
e―λt
Ct:
t天后,水中氡的浓度;
Co:
水脱离岩石时的氡的浓度;
e―λt:
氡的衰变函数值。
表2.1.6
氡的衰变函数值
t
15
25
e―λt
0.4039
0.1632
0.0659
0.0266
0.0108
0.0043
0.0007
0.0001
由表可知,当t趋近于30天时,e―λt趋近于0,1―e―λt趋近于1,水中氡的浓度接近于最大值。
(四)氡的迁移
氡射气在地下水体中的迁移是一个复杂的过程,大量的试验和研究表明,氡射气的迁移经历了两个过程:
原始迁移:
氡从岩石进入到水中的过程;
二次迁移:
氡在水中的迁移。
二次迁移是氡的迁移的主要形式。
氡的迁移主要通过以下几个作用:
1.扩散作用:
氡射气的分子由于热运动而向浓度小的方向移动,称为扩散作用。
氡在岩石中的扩散取决于岩石的空隙度、透水性、湿度、结构、温度等。
当上述条件或某些条件改变,氡射气的扩散性必然发生改变。
2.对流作用:
在氡射气的迁移作用中,对流作用仅次于扩散作用。
当岩层中存在着压力差时,氡射气可从压力高的部位向压力低的部位迁移。
因此,氡射气从深部向地表迁移主要靠对流作用。
3.水的携带作用:
由于氡溶解于水中,因而地下水就成为氡射气迁移的载体,其运动速度往往比扩散作用快得多。
4.伴生气体的压力作用:
氡是一种微量气体元素,在大多数情况下,可在其它浓度大的土壤气体如O2、N2、CO2扩散压力的推动下进行迁移。
5.地热作用:
由于地热梯度的存在,气体在向冷的部位迁移时,带动了氡的迁移。
综上所述,氡的浓度受多种因素的影响。
(五)氡与地震
地壳中的氡有自己的衰变规律,不同岩土中有不同的氡射气特性,氡在岩土中可以溶解与吸附,氡在水中可以扩散、迁移。
通常认为,地震孕育过程是与地壳活动联系在一起的,无论是在震源体中还是包含有震源的区域构造活动场中,应力的积累总会导致岩土的变形与破坏,在震源体中,其完整的过程是-----首先,弹性变形,然后微破裂,最张望发展到宏观破裂并发生地震。
在震源体外围甚至在更远的地方,显然是一般不可能使应力的积累到引起岩土宏观破裂的程度。
然而,岩土变形的各个阶段,不仅会改变介质的受力状态,而且还会引起岩土空隙的变化,水流条件的改变,由此可以引起岩土中氡射气量的变化,引起水---岩作用,浓度不等的
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