水化學

① 水化學基本特徵

天津地區基岩地下熱水在區域上在水平方向上其水化學特徵存在逐漸變化的趨勢，即自北東向南西方向，礦化度（TDS）逐漸升高，水化學類型由重碳酸鹽型逐漸變成成份復雜的氯化物型。奧陶系熱儲層地下熱水的礦化度由0.3g/L增至4.7g/L,Ca²⁺、

含量偏高，

含量最高可達2g/L，硬度最高可達1600mg/L，水化學類型由HCO₃－Na·Mg·Ca型依次變為HCO₃－Na型、HCO₃·SO₄·Cl-Na型、CI·SO₄·HCO₃－Na型或Cl·HCO₃·SO₄-Na型和CI-Na型。中新元古界熱儲層熱水的礦化度由0.4g/L增至2.1g/L，硬度107～178mg/L，水化學類型由HCO₃－Ca·Mg型依次變為HCO₃－Na·Ca型、HCO₃－Na型、HCO₃·SO₄-Na型、HCO₃·SO₄·Cl-Na型、Cl·HCO₃.SO₄—Na型和Cl-Na型。

在天津市區及其南北近郊區，地下熱水具有代表性的水質分析資料見表4-3。奧陶系熱儲層熱水礦化度大於4g/L，總硬度1632.5～1656.5mg/L,pH值為7～8，水化學類型以SO₄·Cl-Na·Ca型為主。中新元古界熱儲層熱水的礦化度為2g/L左右，總硬度150～235mg/L,pH值為7～8，水化學類型以Cl·SO₄-Na型為主。另外，有少量鑽井資料表明，寒武系熱水的礦化度為1.73～1.82g/L，總硬度為130.4～169.6mg/L，總鹼度325～366.1mg/L，水化學類型有Cl·HCO₃·SO₄-Na型和Cl·SO₄·HCO₃-Na型。

表4-3地下熱水水化學分析資料單位：mg/L

基岩地下熱水中含有較高濃度的SiO₂和氟離子（F－），而且兩種組分在地下熱水中的含量與熱水的溫度呈正相關關系，即在30～100℃內隨著溫度的升高而增大。一般地下熱水溫度每升高10℃，基岩地下熱水中SiO₂含量增加15mg/L，左右。此外，區域資料表明，這兩種組分含量都有從熱儲層邊緣向中心由低變高的變化趨勢，其含量等值線形狀與地溫梯度等值線形狀趨於一致，其高值區與地溫梯度高值區基本吻合。因此，SiO₂和F－可用作圈定地熱異常的參考性標志組分。

地下熱水中的氣體成分主要有N₂、O₂、CO₂以及微量的CH₄、Ar和He。其中N₂的體積百分比為75%～80%,O₂為8%～20%。熱水中的氮氧比（N₂/O₂）大多數為4～5，高於大氣中的比值3.714，這是因為N₂在地下水運移過程中的變化形式主要是吸附和解吸、溶解和逸出作用，而O₂則極易與水溶組分發生氧化反應，所以N₂含量損失比O₂少。熱水中的CO₂體積百分比變化較大，為1.4%～43%，大部分來源於大氣。

② 現代水化學條件

現代水化學條件所處的水文地球化學環境與古代水化學條件截然不同，二者的化學性質向著不同演變方向發展。從某種意義上講，前者的化學成分不僅變化幅度大，而且化學組成更為多樣化。因為現代水化學條件除受油氣地質因素控制外，還嚴格受自然地理條件的影響，形成了一個隨時間與空間不斷變化著的龐大而復雜地下水化學體系。研究現代水化學條件，首先必須取得有代表性的、質量較高的地下水樣品。

1.樣品的代表性與選取的原則

研究盆地含水系統現代水化場的變化規律及其與油氣的關系時，正確的取樣，是獲得可靠分析數據的前提，也是認識水文地球化學特徵的基礎。在實際工作中必須高度重視，否則會得出不確切的認識。

鑽井試油過程中，由於采樣目的與用途不同，按照規定(規范)通常要連續或定期(按時間間隔)採取水樣，由於鑽井泥漿、沖洗液、注水泥、酸化及壓裂液等化學試劑的應用，嚴重影響或污染了原始地下水化學成分，一方面使某些離子組分發生畸變，另一方面使不同批次樣品的化學成分差異很大，需要根據實際情況進行選取，一般可按下述方法與原則進行取捨。

1)取樣方法。在油田水化學成分研究中，正確的取樣具有重要的意義，如果研究者能親自到現場取樣，並根據實際情況從多種取樣方法與部位(如：井口取樣、溢出水面之下取樣、防噴器出口管線上的閘門取樣、地層測試取樣、出油管取樣、開採油井中取樣及專門的水樣取樣器取樣等)中，選取采樣條件基本一致的樣品作為主要研究對象是非常有益的，可以排除由於樣品的隨機採取所帶來的干擾和不確定性，提高了樣品的質量和可信度。當研究者不能在現場採取樣品，而應用已有地下水化學成分分析資料進行含油氣研究與評價時，要十分慎重，需要對資料進行鑒別，盡可能的按統一原則選取可靠或能真實反映盆地流體特性的分析資料，例如選用鑽井地質技術人員親自採集的樣品；標簽、記錄齊全的樣品；取樣條件與方法一致的樣品等。

2)取樣條件與樣品要求。在開采一段時間的油氣井(未注水者)中取水樣，具有較高的應用價值，能真實地反映地下水化學成分變化的總趨勢。如果條件允許，可選用不同時間或按一定時間間隔連續取樣分析資料的平均值作為該井地下水化學成分的代表進行研究，藉以提高樣品的質量與可信度。要選取地下水主要化學成分(包括 pH 值、Cl^-、Ca²⁺、Mg²⁺、

、

、OH^-和礦化度等)基本穩定以後的樣品。試油時對沒有自噴能力的井，要選用抽水試驗水位穩定以後的水分析資料。在盆地周邊取水樣時，要考慮季節的相對一致性。

3)其他識別參數。出現下列情況之一者，一般不選用：固井質量不合格，流體串槽與混合水樣；出水層位與深度不明的水樣；水分析誤差(即Na⁺+K⁺的實測值與理論計算值的差值)超過5%者；主要成分有缺項者(注意缺項的偶然性與普遍性，如四川盆地中部須家河組中，普遍沒有

)；水分析結果含OH而HCO₃=0者；取樣與分析時間間隔過長，不符合要求者；從已注水的油井取的樣品；特殊水分析項目(烴類氣體、有機組分、不穩定元素等)沒經過處理者。

4)取樣層的地質條件。如果根據地質條件的初步分析，認為地層環境是封閉性很好的，而所采水樣分析結果顯示是開放環境或破壞環境下的地層水，則水樣的可信度要引起關注，可能是采樣的准確程度有問題，反之也然。

5)注意區分特殊樣品。如在采氣過程中，由於溫度、壓力降低，在井口有凝析水聚集，水的礦化度很低，在此種情況下，井口樣品只能供參考。

為了方便，根據研究的目的任務，對所取樣的分析資料，進行可靠性鑒別與分類，一般可分為：有應用價值或可直接應用的資料；可供參考的資料；無應用價值的資料。

現場取水樣後，注意樣品的保真與保鮮，根據分析項目分瓶加入穩固劑。對有機組分一定要現場處理與萃取。水樣灌瓶後，要密封倒置，要盡快分析測試。

2.地下水化學成分的形成作用

含油氣盆地內現代地下水化學成分同原始水相比已有很大的變化和差別，這是因為在特定的地質與自然地理條件綜合構成的環境中，地下水在諸多作用的控制下，其化學成分隨之而不斷變化形成固有的特徵。主要形成作用有。

(1)溶濾作用

廣義的溶濾作用包括溶解作用，作用的結果是物質的一部分或全部溶於水中；對礦物來說，在不破壞結晶格架的前提下，部分元素進入水中；水如果經過含可溶性鹽類的岩石時，帶走可溶物質。

水分子為偶極分子，並且有很大極性，因此，可藉助相當強的靜電力來吸引和牽制溶於水中的離子。水分子的正極(氫端)吸引水中陰離子，而負極(氧端)吸引水中陽離子。這種水中離子與水分子偶極間的相互吸引作用，使水中正、負離子周圍為水分子所包圍的過程稱作離子的水化作用。離子的水化作用減弱了正、負離子之間的相互吸引力，使多數鹽類都能溶解於水。如NaCl與水接觸時，組成其晶格的離子，將被水分子帶相反電荷的一端所吸引，如圖2-22所示，其中左圖表示水的極性分子吸引結晶格架中的離子(負電荷吸引鈉離子，正電荷吸引氯離子)；右圖表示結晶格架被破壞，NaCl發生溶解，呈離子狀態溶於水中。

圖2-22 水溶解鹽類過程示意圖

(據О.А.Алекин，1960)

上述可知，只要水化能(水分子對離子的引力)大於晶格能(離子間的吸引力)時，就會發生溶解作用，這是物質能溶解於水的原因。幾乎所有的物質都被水溶解，所以大多數元素都存在於水中。

試驗證明，當固體鹽類與水溶液相互作用時，將發生溶解作用和結晶作用(離子由溶液中轉移到晶體表面上)。當單位時間內溶解與析出鹽的數量相等時，溶液達到飽和。此時溶液中鹽類含量稱為該鹽類的溶解度。由於結晶格架中離子之間的吸引力不同，因此，不同鹽類具有不同的溶解度。常見鹽類溶解度的大小順序為氯化物大於硫酸鹽大於碳酸鹽和重碳酸鹽。從表2-10的數據看出；CaCl₂＞MgCl₂＞NaCl＞MgSO₄＞Na₂SO₄＞CaSO₄＞CaCO₃。

表2-10 某些鹽類溶解度隨溫度的變化 單位：g/L

(據Aлекин，1960)

大多數固體物質的溶解度都隨溫度的升高而加大，但也有少數物質例外，從圖2-23看出，CaSO₄·2H₂O的溶解度在40～100℃之間略有降低；Na₂SO₄·10H₂O從32℃開始下降。其原因與結晶水析出，離子間距離縮小，使離子結合更加緊密有關。

圖2-23 某些鹽類溶解度與溫度的關系

(據О.А.Алекин，1960)

溶解度大小除了決定於溫度外，還與水中存在有其他物質有關。任何一種鹽類與另一種含有相同離子的鹽類相遇時，則其溶解度降低，如果另一種鹽類所含離子不相同時，則其溶解度增高。這就是化學中的同離子效應和鹽效應。例如，難溶的天然化合物方解石、白雲石、石膏等加入氯化鈉含量很高的礦化水中，則它們的溶解度也會有所增高。

當溶液的一種溶質的含量超出其在該溫度下應有的含量時(過飽和溶液)，該溶液是極不穩定。當振動或加入可以構成結晶中心的晶體時，多餘的物質析出，直到重新達到在一定溫度下與該物質的溶解度相適應的平衡時為止。

岩石中的某些組分，常藉助氣體成分被溶濾轉入水中。其反應式如下：

在碳酸鹽岩石中：

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Ca(HCO₃)₂和Mg(HCO₃)₂的溶解度都大於CaCO₃和MgCO₃，因此，碳酸鹽岩便被溶濾破壞。上述反應是可逆的，當水中富含CO₂時，反應向右進行；當水中缺少CO₂時，反應向左進行，引起沉澱。

在硅酸鹽岩石中：RSiO₃+CO₂+H₂O→RCO₃+SiO₂+H₂O

硅酸鹽岩的溶濾作用比較弱，砂岩儲層中成岩次生孔隙的形成，與該溶濾作用有關。

對含油沉積盆地來講，地下水中CO₂氣體的主要來源與岩漿活動、碳酸鹽岩的熱分解、有機物質分解及生物地球化學作用有關。由於CO₂來源的廣泛存在，使碳酸鹽岩普遍遭受溶濾作用，結果使地下水中大量富集

。在水文地球化學勘查中，

的高含量是尋找二氧化碳氣藏較靈敏的指標。

岩石中的碳酸鹽、地下水中的碳酸及不同來源的CO₂，構成一個完整的碳酸循環平衡體系。在酸性水的條件下，水中碳酸的主要種類是CO₂+H₂CO₃，即游離碳酸占優勢；在pH=6.4～10.3時，

占優勢；pH大於10.3時，

占優勢(圖2-24)。

圖2-24 碳酸鹽種類與水的pH值關系

溶濾作用的強度，即岩石組分轉入地下水中的速率，還與地下水的流動速度有關，一般水交替作用比較弱或地下水滯流區，溶濾作用的強度低。溶濾作用形成的水化學成分與岩性有密切的關系，如溶濾含鹽岩層的水其成分多以Na⁺和Cl^-為主；溶濾含石膏的地層水，其成分中

和Ca²⁺含量增高；在酸性火成岩分布區的地下水，必然含有較多的Na⁺和K⁺；在基性與超基性火成岩發育的地區，地下水中含有較多的Mg²⁺等。地下水中某些微量元素的富集也多與溶濾作用有關。

(2)陽離子交替吸附作用

陽離子交替吸附作用是在界面平衡理論的基礎下進行的，地下水與岩石接觸時，界面上將發生化學平衡作用，即離子吸附作用和離子交替作用，前者是岩石從水中吸附某些離子；後者是岩石表面吸附的離子與水中同號離子發生等當量的交換。這兩種作用的結果，都會改變地下水的化學成分。

雖然陽離子和陰離子均可發生離子的交替作用，但在天然條件下陽離子交換作用占優勢地位。離子交換主要發生在細粒和富含有機質的岩石上。反應是可逆的，所以進行到一定程度後就會停止，處於平衡狀態。目前雖然有許多經驗公式和理論模型(多相化學反應理論、半透膜平衡理論、溶脹壓滲透理論等)可以描述，但仍屬純理論性的，離解決實際問題還有很多研究工作要做。

吸附作用是岩石表面高活度的結果。如果吸附是通過靜電引力或范德華力引起的叫物理吸附，這種吸附較弱；如果吸附是由固體表面和水中離子間產生化學鍵合的話稱化學吸附，這種吸附較強。細粒沉積物和有機物質由於單位體積內有較大的表面積和較強的電荷，所以它們是強吸附劑。大多數礦物或岩石在其晶格中具有過剩的非均衡負電荷，所以多吸附陽離子。

根據界面化學平衡的理論，所謂陽離子交替吸附作用，是指地下水與岩石接觸時，水中某些陽離子交替了岩石中的某些陽離子，例如：

含油氣盆地水文地質研究

以上反應是可逆的，並且陽離子之間的交換嚴格按照等當量定律進行。

陽離子交替吸附強度取決於許多因素，如陽離子交替吸附能量、岩石的粒度、水中陽離子濃度及介質的pH值等。根據交替吸附能量的大小，可以排列出陽離子的交替吸附順序：

H+＞Fe³⁺＞Al³⁺＞Ba²⁺＞Ca²⁺＞Mg²⁺＞K⁺＞Na⁺＞Li⁺

不同的陽離子，其交替吸附能量在很大程度上取決於化合價和原子量。化合價越大，離子由水中進入岩石顆粒表面的能力越大。如果化合價相同，吸附能量隨原子量的增加而增大，如一價元素中，按原子量，K⁺=39、Na⁺=23、Li⁺=7，則交替吸附能量(毫克當量/千克)，K⁺=68、Na⁺=45、Li⁺=38。陽離子在水中的濃度也影響著交替吸附作用，濃度大的離子比濃度小的離子更容易被岩石所吸附。例如吸附能量小的鈉離子，當濃度很高時，則吸附綜合體中吸附能量大的鈣離子，將部分的被鈉離子排擠出去。在下列的動平衡中，當水中Na⁺濃度增加時，平衡向右移動，而當Na⁺濃度減小或Ca²⁺濃度增加時，則平衡向左移動。

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此外，水介質的pH值也影響陽離子的吸附能量，因為地下水中H⁺的吸附能量最大，它會阻礙其他陽離子的交替。當介質的pH值由6增至11時，岩石的交替吸附能量增加1～2倍。

岩石的粒度越小，比表面積越大，交替吸附作用的規模也就越大。地溫對交替吸附作用也有一定的影響。

表2-11的數據說明，當用Na⁺濃度佔主要地位的油田水與含Ca²⁺為主的土壤進行交替吸附作用實驗時，其結果，油田水中的Ca²⁺增加了25.64mol/L(相當於51.28毫克當量/升)；Mg²⁺增加了3.98mol/L(相當於7.85毫克當量/升)；而Na⁺含量降低的數量(60.08mol/L或毫克當量/升)，大體上相當於Ca²⁺和Mg²⁺的增加總量。說明，交替吸附作用是影響地下水中離子組成的重要地球化學作用的一個因素。

表2-11 油田水與土壤交替吸附實驗數據

(據張金來等，1981)

註：①毫克當量/100克；②毫克當量/升。

(3)濃縮作用

當水蒸發時，其中所含鹽分之量不減，則其濃度(即礦化度)相對增大，這種作用稱為濃縮作用。當水的濃度增大時，由於各種鹽類的溶解度不同，使碳酸鹽類、硫酸鹽類和氯化物依次發生沉澱，使水中各種成分的比例發生變化。例如，以

為主要成分的低礦化水，在濃縮後由於碳酸鹽類溶解度最小，首先沉澱出來，變為

和Cl^--

型中等礦化的水，再進一步濃縮會變成以Cl^-為主的高礦化水。

對油田水來講，由於深埋地下，溫度升高和放射性元素衰變等原因都會引發濃縮作用。石油地質工作者以泥岩中氯離子的含量代表沉積時水體的含鹽量，據統計，我國許多含油氣鹹水沉積盆地的泥岩中氯離子含量大於1000×10^-6，而現今油田水的氯離子含量平均值在60000×10^-6以上，二者相差60倍；而淡水沉積盆地的泥岩中氯離子含量為80×10^-6左右，而油田水的氯離子在2500×10^-6左右，二者相差近30倍。究其原因，濃縮作用雖然不是唯一的因素，但它是引起油田水變質的重要地球化學作用。表2-12是我國有代表性含油氣盆地泥岩和油田水中氯離子含量的對比數據，可以從一個方面說明油田水存在著較強的濃縮作用。

表2-12 我國有代表性盆地中氯離子含量

由於濃縮作用(不是唯一的)，使油田水(包括海相和陸相)中的主要離子組合或富集離子多為：

·Cl^--Na⁺，Cl^-·

-Na⁺，Cl^--Na⁺，Cl^-·

-Na⁺和少數Cl^--Na⁺·Ca²⁺。

前已述及，K.B費拉托夫認為，重力作用對水濃縮有一定的影響，在運動速度比較緩慢的深部地下水中，在重力場的作用下，水中離子按其溶液的飽和極限與比重不同，沿著地心引力的方向作垂直分異，即比重小的離子(

)位於淺部，而比重大的離子(Cl^-)位於深部。在同一含水岩系中，由淺到深，水的礦化度不斷增加，依此出現重碳酸鹽水、硫酸鹽水和氯化物水，進一步說明了因重力作用可引起水化學成分的濃縮及分帶性。費拉托夫還指出，這種分帶性是在重力因素自始至終的定向作用下，水中各離子按比重大小不同進行重新分配的結果。

(4)混合作用

當兩種或數種成分與礦化度不同的地下水相混合，使水化學成分與礦化度發生變化的作用，稱為混合作用。對油田水來講，有兩種混合作用，一是大氣降水，從盆地周邊的補給區沿著地下徑流方向與盆地內部深層水混合；另一種是盆地內部不同含水岩系之間，地下水沿著可滲透地層或斷裂伴生的裂隙系統越流運動，使地下水產生水力聯系而混合。混合作用的結果，引起水化學反應，形成水化學成分同相混水有明顯差異的地下水。奧吉爾維用圖解的形式，表達了黑海海水與岸邊地下水混合作用過程中Cl^-，Na⁺及礦化度的變化特徵(圖2-25)。

混合作用往往導致某些鹽類的沉澱和氣體的逸出，形成與源水不同的化學成分，如下式所示：

2NaHCO₃+CaCl₂→2NaCl+CaCO₃↓+H₂O+CO₂↑

Na₂SO₄+CaCl₂+2H₂O→2NaCl+CaSO₄·2H₂O↓

Ca(HCO₃)₂+Na₂SO₄→CaSO₄↓+2NaHCO₃

圖2-25 水的混合作用圖解

(據奧吉爾維，1960，略修改)

當含有Ba²⁺與含有

的地下水混合時，便會產生BaSO₄的沉澱，從而改變源水的離子組成。有些水混合時，雖然不會產生明顯的化學反應，但礦化度和離子含量會有很大的變化。如高礦化度的Cl-Na型水，同低礦化度的HCO₃-Ca(Mg)型地下水混合時，礦化度與水中離子組成的變化趨勢與走向，取決於兩種水的混合比例。

(5)生物地球化學作用

在有機質和微生物(細菌)的參與下使地下水化學成分發生改變的作用，稱為生物地球化學作用。在油田水化學成分的形成與演變過程中，該作用具有重要的意義。主要有以下幾個方面：

脫硫作用：在封閉缺氧的還原條件下，溫度不超過60℃，pH=6～9時，易發生脫硫作用，反應式為

含油氣盆地水文地質研究

反應的結果，使水中硫酸根減少，甚至消失，而富集重碳酸根和硫化氫氣體，從而改造了油田水化學成分。

紹勒爾(H.Schoeler，1955)提出用

=70作為硫酸鹽飽和程度的分界值，以此標准衡量油田水大部分都小於70，只有在氯化化物含量很高的Cl·SO₄—Na組合的水中高於70，其原因並非不存在脫硫作用，面是與膏岩層的存在有關。

在含油氣盆地中，還存在著脫硝酸作用，其反應式為

含油氣盆地水文地質研究

反應結果，使水中硝酸鹽還原。生成游離氮氣。通常地下水中除含有來自大氣的無機N₂外，還含有生物成因的有機N₂，其成因多與還原環境下有機質的演變有關。

脫碳酸作用：碳酸鹽類在水中的溶解度，決定於水中所含CO₂的高低，當溫度升高或壓力減小時，水中CO²逸出，促使水中的

與Ca²⁺，Mg²⁺結合形成沉澱，使水中

，Ca²⁺，Mg²⁺含量降低。

(6)擴散作用

使地下水中離子、分子或膠體成分的濃度達到平衡狀態的作用，稱為擴散作用。該作用的特點見第四章。

應當指出的是，前述各種作用對地下水化學成分的形成與改造，不是等量齊觀和並駕齊驅的，各種作用能否進行以及進行的強弱程度，則取決於地下水存在的環境條件，尤其是地質條件，包括地層岩性和地質構造兩方面的因素。在不同的環境條件下，往往是一種或幾種作用為主，並且在不同的時間和空間上發生變化。

3.地下水化學成分的基本組成

深層地下水，尤其是現今油田水化學成分的組成，受原始水性質的控制。在陸相地層中賦存的油田水是由大陸水派生的，在海相地層中賦存的油田水是由海洋水演變而成的。

大陸水(湖泊淡水與河水)的化學成分，以

和Ca²⁺為主，多具有

＞

＞Cl^-，Ca²⁺＞Na⁺＞Mg²⁺的排列順序，以重碳酸鈣占優勢，其次為硫酸鹽，氯化物含量少(表2-13)。

表2-13 淡水湖與河水化學成分組成 單位：meq/L

註：①夏季取樣；②春季取樣。

大陸水化學成分主要決定於水體在其中循環的岩石與土壤的成分，由於水同岩石和土壤的相互作用，水逐漸自圍岩中獲得可溶組分、膠體及有機物質。溶於水的鹽類主要是鹼金屬和鹼土金屬的碳酸鹽和硫酸鹽。在氣候條件的控制下，內陸湖盆的水體不斷蒸發、濃縮，由於CaCO₃和MgCO₃的溶解度很低，首先自水中除去Ca(HCO₃)₂——大陸水的最主要組分，當水繼續濃縮時，CaSO₄的含量超過其溶解度時，也開始從水中沉澱。因此，大陸水濃縮初期，形成鈣-鎂成分為主的湖泊，最後階段形成鈉-鎂和鈉型湖。在大陸環境下經常進行著硫化鐵及其他重金屬硫化物的氧化過程，使硫酸鹽含量在地表不斷增加，促使大陸水濃縮的最後階段趨向於硫酸鈉型水。

水中的鈣離子和岩石表面吸附的鈉離子之間交替吸附作用，會出現蘇打湖，尤其是在礦化度不斷增高時，陽離子交替吸附作用更為活躍。在蘇打湖水的化學成分中，除了含NaHCO₃外，還含有NaCl和Na₂SO₄，以及數量不多的Ca(HCO₃)₂。

大陸水中高礦化度鹹水湖化學成分的演變方向與過程，同下述海洋水的演化類似。

海洋水化學成分各離子之間的關系為

，Na⁺＞Mg²⁺＞Ca²⁺。

海洋水中含有很高的氯化鈉，此外還含有氯化鎂、硫酸鎂及碳酸鈣和重碳酸鈣，但其數量依次減少(表2-14)。

表2-14 現代海洋水主要組分的平均值

海洋水屬於氯化物組，硫酸鹽含量較低，碳酸鹽含量甚少。這是因為NaCl溶解度高，很容易自陸地遷移至海水中，火山活動為氯二次加入海水中提供了條件；海水中硫酸鹽含量較低的原因與它從陸地遷移至海水中比較困難有關，另一方面有機物吸附海水中的硫化物以及在有機質發育的海底，硫酸鹽轉變為硫化物的還原作用，使

形成各種金屬硫化物形式進入沉積物中；海水的濃度較高，加速了CaCO₃的沉澱，造成海水中CaCO₃含量甚少。

海洋水的濃縮與演變，可分為三個階段，即開始階段，主要集聚 NaCl、MgCl₂及MgSO₄；中間階段集聚MgCl₂和MgSO₄；結束階段集聚MgCl₂。MgCl₂是海水的最後演變階段。

在海洋水中氯多於鈉，rNa/rCl均值為0.87；而在大陸水中鈉的含量超過氯的含量。大陸水濃縮的結果，使水中富集Na₂SO₄；而海水濃縮的結果，使水中富集MgCl₂。

陸相油田水和海相油田水，明顯地殘留著大陸水和海洋水化學成分差異的烙印，並向各自不同的演變方向發展。

在淡水湖泊基礎上發育起來的陸相油田水，具有大陸水礦化度低(1～10g/L)的特點；Cl^-取代

優勢地位的礦化度分界值在5g/L左右，當礦化度小於5g/L時，陰離子具有

的排列順序，離子組合為

·Cl^--Na⁺。當礦化度大於5g/L時，陰離子的排列順序變為

，離子組合為Cl^-·

-Na⁺型，而陽離子始終保持著Na⁺＞Ca²⁺＞Mg²⁺的組成關系；rNa/rCl大於1(表2-15)；氫氧同位素值微偏離大氣降水曲線的右側，δD的變化范圍值多在-50‰～-75‰，δ¹⁸O的變化范圍值多在-7‰～-10‰。該類陸相油田水的形成與演變關系與圖2-26所示。在鹹水或鹽鹵水湖泊基礎上發育的陸相油田水，具有礦化度高的特點，最高可達300g/L；離子組合以Cl^--Na⁺為主，在膏岩發育區為Cl^-·

-Na⁺組合，個別出現Cl^--Na⁺·Ca²⁺組合；rNa/rCl小於1；氫氧同位素值，與前述相比偏重，而趨向於海相油田水。

表2-15 陸相油田水化學成分平均值

在海相或海陸交互相沉積盆地基礎上發育起來的海相油田水，礦化度普遍較高，其中潟湖相油田水多在50～100g/L、海陸交互相油田水中100～150g/L之間，海相油田水最高達到150～300g/L；大都屬於Cl^--Na⁺離子組合，局部出現Cl^--Na⁺·Ca²⁺組合；rNa/rCl小於1；氫氧同位素值普遍較重，δD多在-20‰～-55‰，δ¹⁸O為-6‰～+4‰，偏離大氣降水曲線的右側較遠。代表性的水化學成分如表2-16所示。

綜合上述，現今油田水化學成分是在古水文地球化學背景上發育而成的，古湖(海)盆水體的性質決定了油田水的演變方向。陸相與海相油田水化學性質與組成，既有相同之處，又有差異之點。僅常見組分的差別，歸納起來有以下幾點：

1)陸相油田水礦化度變化范圍較大，有低礦化度的淡水、中等礦化度的鹹水及高礦化度的鹽鹵水；而海相油田水以中-高礦化度為特徵。

圖2-26 油田水化學成分演變關系圖

(1)礦化度增高方向；(2)脫碳酸作用；(3)濃縮變質方向；(4)脫硫方向；(5)淡化方向；●代表性水樣點

表2-16 海相油田水化學成分組成

(據高錫興，1994)

2)陸相油田水的離子組合形式較多，主要有

-Na⁺，

·Cl^--Na⁺，Cl^-·

-Na⁺，Cl^--Na⁺，Cl^--Na⁺·Ca²⁺，及Cl^-·

-Na⁺等組合；海相油田水離子組合比較單一，以Cl^--Na⁺組合為主，個別出現Cl^--Na⁺·Ca²⁺組合。

3)礦化度與各離子之間的相互關系，在陸相油田水中比較分散，其中Cl^-，

，

，Na⁺，Ca²⁺都與礦化度有一定的相關性，這意味著，對油田水化學成分起決定性或主要作用的主離子不突出；而在海相油田水中，礦化度與Cl^-，Na⁺呈明顯的正相關關系，而與其他離子的相關性普遍較差。換句話說，在樣品數量相等的情況下，礦化度與主要離子之間的相關系數，海相油田水大於陸相油田水。

4)水中主要離子之間的比例關系(包括 rNa/rCl，rSO₄/rCl，rCa/rCl，rMg/rCl，rMg/rCa等)，陸相油田水變化比較大，而海相油田水較為穩定。

除常量組分外，還要研究油田水中的微量元素，有機組分及放射性元素等，這些內容將在下面章節中進一步闡述。

③ 水的化學式

水的化學式：H2O
水的電離方程式：2H2O（可逆號）H3O+ + OH- 也可以簡寫為 H2O=H+ + OH-
氫氣在氧氣中燃燒可以生成水,化學方程式：2H2 +O2 = 2H2O

④ 水化學組分的構成

水化學組分的構成是水化學組分在地下水溶液中的當量濃度分配，它能夠反映水體的化學性質和水質演化過程，反映物質來源，一般以組分的當量濃度百分比（毫克當量百分數meq％），並通過水化學三線圖圖解進行分析研究。根據萬年礦水質資料，水化學組分構成見表2.6，繪制水化學三線圖圖解見圖2.18 。

表2.5 萬年礦突水事故表

續表

表2.6 萬年礦水化學組分構成表

圖2.18 萬年礦井田地下水水化學三線圖解

奧陶系灰岩含水層原始主體水型為HCO₃SO₄－CaMg，目前亦為HCO₃SO₄－CaMg，未揭露其他水型，無異常水型，其離子含量毫克當量百分比也只在豐枯水期略有變化，比較奧陶系灰岩不同時間的水質構成（圖2.19），表明奧陶系灰岩水水化學組分構成是穩定的。奧灰水Ca^2＋＋Mg^2＋質量濃度百分比比石炭系水高很多，水樣相對集中。據此可推論，萬年礦井田奧陶系灰岩水水化學組分構成穩定，若有異常點，則主要與斷裂構造有關，或者與人為污染有關。

大青灰岩含水層原始主體水型為HCO₃SO₄－NaCa型水，目前水型為HCO₃SO₄－Na－Ca，HCO₃SO₄－CaMg，部分點的水型是HCO₃Cl－CaMg，兩個異常點水型為HCO₃SO₄－Na。可見大青灰岩水化學組分構成變化較大，在構造發育地帶其主體水型具奧陶系灰岩水特徵明顯，主體水型由HCO₃SO₄－NaCa向HCO₃SO₄－CaMg過渡，可見本層已接受奧陶系灰岩水補給。大青灰岩水在上部大煤開采中長期疏排，使其水位低於奧陶系灰岩水，大青距奧灰一般為25m，本區大於30m的斷層就有29條，加上礦山排水及底板突水的影響，奧陶系灰岩水已在構造發育地帶補給大青灰岩含水層。如：萬87及萬5孔處有F₃、F₅號斷層（斷距均大於30m）發育，此處大青灰岩含水層水化學主體水型為HCO₃SO₄－CaMg，且兩個含水層水位保持一致，兩含水層聯系密切，為礦井突水災害的主要水源。水化學組分構成中SO^2－₄＋Cl^－毫克當量百分含量呈有規律的增高，表現出受徑流條件的控制，自南向北地下水徑流方向上，SO^2－₄＋Cl^－百分含量逐步增高，從52％到73％。根據大青灰岩不同時間水質構成（圖2.20）可看出，Na^＋含量逐步增高，估計與煤系地層水污染有關。大青灰岩水仍存在個別水點異常，而且異常點水化學組分構成不穩定，估計與人為污染有關。

圖2.19 奧陶系灰岩不同時間的水質構成

圖2.20 大青灰岩不同時間的水質構成

其中野青伏青灰岩含水層與大煤頂板砂岩含水層缺少不同時間與地點的水化學資料對比，其特徵不是很明顯。野青伏青灰岩含水層化學組分構成，野青灰岩含水層主體水型是HCO₃SO₄－CaNa型水，部分點的水型是HCO₃SO₄－CaMg型水。伏青灰岩含水層主體水型是HCO₃Cl－CaNa。總礦化度為648.79mg/L，礦化度增大，與地下水徑流有關。大煤頂板砂岩含水層水樣分布出現兩處相對集中，水型由HCO₃SO₄－CaMg型水逐漸過渡為SO₄－CaMg型水，原因是由於進入含水層中的水運移距離不同，而改變了其化學組分構成，這種水型的變化特徵與地下水徑流和地下水溶濾作用有關。總礦化度為426.3mg/L。

⑤ 水化學條件

海水和湖泊水體的鹽度和成分在不同的地質時代和不同的地區是不同的。水體的化學條件控制了碳酸鹽岩和其他化學及生物化學沉積物的形成。溫度和鹽度的差異主要產生於不同氣候帶及其氣候變化。有富營養水上升洋流產生的海洋循環產生局部深海軟泥、磷酸鹽和硅藻的沉積。碳酸鈣的飽和程度影響到鈣質骨骼是否受侵蝕、溶解、保存，可能伴隨著碳酸鹽岩沉積作用的加強。在湖泊中，水化學控制了沉積相分布。

⑥ 水化學的概述

hydrochemistry
研究了解天然水體中各種化學因子動態規律的學科，主要是作量的描述。
延伸概念：
水產養殖水化學：研究了解養殖水體內與水生生物有關的各種化學因子動態規律的學科。
主要任務
1、水的功用：提供氧氣、提供養分、容納養殖對象的代謝廢物、傳播病害毒物、溶解分散的葯物。
2、任務：
（1）研究水體內水化成分與生產效果矛盾運動的規律。
包括研究了解水化成分與生物的關系及水化成分對生物生產的要求；
研究了解水化學因子的動態規律、分布；
研究養殖水體的水環境，並對其進行質量評估，擬定出管理對策、措施；
研究水化學的檢測方法和系統。
（2）養殖水環境化學是環境科學的分支，研究養殖污染物的來源、後果等。
（3）養殖水環境化學正從定性走向定量
如研究慢性危害（低濃度）

⑦ 化學中什麼叫做「水化」

於水發生化合反應，稱為水化反應

⑧ 水化學-徑流方法

由水化學和徑流資料，碳酸鹽岩岩溶作用中消耗的大氣CO₂通量F可表示為

岩溶作用動力學與環境

式中：[

]是徑流中所含

的濃度（g·L^-1）；1/2指徑流中一半碳來自大氣（參見方程（13.1）和（13.2））；Q 是流域徑流量（L·s^-1），其值為流域面積與徑流模數的積；M_CO2和M_HCO3分別是CO₂和

的摩爾分子量。

圖13.2 碳酸鹽岩侵蝕速率與徑流的相關性

表13.2給出了我國裸露碳酸鹽岩分布面積，岩溶水的

濃度和徑流模數（李國芬等，1992），則根據公式（13.3）可計算出我國南北岩溶作用消耗的大氣CO₂量，結果仍列於表13.2中。可以看出，碳酸鹽岩岩溶作用對大氣CO₂沉降的貢獻對於我國南方裸露岩溶區是1.397×10¹³g·a^-1，而對於北方裸露岩溶區則僅為0.337×10¹³g·a^-1。總的貢獻是1.734×10¹³g·a^-1。若將該通量應用到整個中國344萬km²和世界 2200萬km²岩溶地區，則岩溶作用對大氣CO₂沉降的貢獻分別達到6.577×10¹³g·a^-1（或1800萬t碳·a^-1）和4.206×10¹⁴g·a^-1（或1.1億t碳·a^-1）。

表13.2 計算我國南北岩溶區碳酸鹽岩岩溶作用產生的CO₂沉降時採用的有關參數

⑨ 水的化學成分

D.水的化學成分就包括了硬度，溶解氧，PH三部分

⑩ 水的化學名稱

水的化學名稱是：氧化氫、一氧化二氫；化學式：H₂O。

水（化學式：H₂O）是由氫、氧兩種元素組成的無機物，無毒。在常溫常壓下為無色無味的透明液體，被稱為人類生命的源泉。

水的分類：

1、地下水：有機物和微生物污染較少，而離子則溶解較多，通常硬度較高，蒸餾燒水時易結水垢；有時錳氟離子超標，不能滿足生產生活用水需求。

2、地表水：較地下水有機物和微生物污染較多，如果該地屬石灰岩地區，其地表水往往也有較大的硬度，如四川的德陽、綿陽、廣元、阿壩等地區。

3、原水：通常是指水處理設備的進水，如常用的城市自來水、城郊地下水、野外地表水等，常以TDS值（水中溶解性總固體含量）檢測其水質，中國城市自來水TDS值通常為100～400ppm。

4、純凈水：原水經過反滲透和殺菌裝置等成套水處理設施後，除去了原水中絕大部分無機鹽離子、微生物和有機物雜質，可以直接生飲的純水。

5、蒸餾水：以蒸餾方式制備的純水，通常不用於飲用。

(10)水化學擴展閱讀

水的作用：

1、水對氣候具有調節作用。大氣中的水汽能阻擋地球輻射量的60%，保護地球不致於被冷卻。海洋和陸地水體在夏季能吸收和積累熱量，使氣溫不致過高；在冬季則能緩慢地釋放熱量，使氣溫不致過低。

2、水侵蝕岩石土壤，沖淤河道，搬運泥沙，營造平原，改變地表形態。

3、植物的生長需要水分，水（與二氧化碳）作為原料參與了光合作用 ，且在植物的呼吸作用中作為產物。水用於農業灌溉，使作物產量成增長，產值增長。

4、對於人來說，水是僅次於氧氣的重要物質。在成人體內，60~70%的質量是水。兒童體內水的比重更大，可達近80%。水還有治療常見病的效果，比如：熱水的按摩作用是強效的安神劑，可以緩解失眠。