水化学

① 水化学基本特征

天津地区基岩地下热水在区域上在水平方向上其水化学特征存在逐渐变化的趋势，即自北东向南西方向，矿化度（TDS）逐渐升高，水化学类型由重碳酸盐型逐渐变成成份复杂的氯化物型。奥陶系热储层地下热水的矿化度由0.3g/L增至4.7g/L,Ca²⁺、

含量偏高，

含量最高可达2g/L，硬度最高可达1600mg/L，水化学类型由HCO₃－Na·Mg·Ca型依次变为HCO₃－Na型、HCO₃·SO₄·Cl-Na型、CI·SO₄·HCO₃－Na型或Cl·HCO₃·SO₄-Na型和CI-Na型。中新元古界热储层热水的矿化度由0.4g/L增至2.1g/L，硬度107～178mg/L，水化学类型由HCO₃－Ca·Mg型依次变为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。

在天津市区及其南北近郊区，地下热水具有代表性的水质分析资料见表4-3。奥陶系热储层热水矿化度大于4g/L，总硬度1632.5～1656.5mg/L,pH值为7～8，水化学类型以SO₄·Cl-Na·Ca型为主。中新元古界热储层热水的矿化度为2g/L左右，总硬度150～235mg/L,pH值为7～8，水化学类型以Cl·SO₄-Na型为主。另外，有少量钻井资料表明，寒武系热水的矿化度为1.73～1.82g/L，总硬度为130.4～169.6mg/L，总碱度325～366.1mg/L，水化学类型有Cl·HCO₃·SO₄-Na型和Cl·SO₄·HCO₃-Na型。

表4-3地下热水水化学分析资料单位：mg/L

基岩地下热水中含有较高浓度的SiO₂和氟离子（F－），而且两种组分在地下热水中的含量与热水的温度呈正相关关系，即在30～100℃内随着温度的升高而增大。一般地下热水温度每升高10℃，基岩地下热水中SiO₂含量增加15mg/L，左右。此外，区域资料表明，这两种组分含量都有从热储层边缘向中心由低变高的变化趋势，其含量等值线形状与地温梯度等值线形状趋于一致，其高值区与地温梯度高值区基本吻合。因此，SiO₂和F－可用作圈定地热异常的参考性标志组分。

地下热水中的气体成分主要有N₂、O₂、CO₂以及微量的CH₄、Ar和He。其中N₂的体积百分比为75%～80%,O₂为8%～20%。热水中的氮氧比（N₂/O₂）大多数为4～5，高于大气中的比值3.714，这是因为N₂在地下水运移过程中的变化形式主要是吸附和解吸、溶解和逸出作用，而O₂则极易与水溶组分发生氧化反应，所以N₂含量损失比O₂少。热水中的CO₂体积百分比变化较大，为1.4%～43%，大部分来源于大气。

② 现代水化学条件

现代水化学条件所处的水文地球化学环境与古代水化学条件截然不同，二者的化学性质向着不同演变方向发展。从某种意义上讲，前者的化学成分不仅变化幅度大，而且化学组成更为多样化。因为现代水化学条件除受油气地质因素控制外，还严格受自然地理条件的影响，形成了一个随时间与空间不断变化着的庞大而复杂地下水化学体系。研究现代水化学条件，首先必须取得有代表性的、质量较高的地下水样品。

1.样品的代表性与选取的原则

研究盆地含水系统现代水化场的变化规律及其与油气的关系时，正确的取样，是获得可靠分析数据的前提，也是认识水文地球化学特征的基础。在实际工作中必须高度重视，否则会得出不确切的认识。

钻井试油过程中，由于采样目的与用途不同，按照规定(规范)通常要连续或定期(按时间间隔)采取水样，由于钻井泥浆、冲洗液、注水泥、酸化及压裂液等化学试剂的应用，严重影响或污染了原始地下水化学成分，一方面使某些离子组分发生畸变，另一方面使不同批次样品的化学成分差异很大，需要根据实际情况进行选取，一般可按下述方法与原则进行取舍。

1)取样方法。在油田水化学成分研究中，正确的取样具有重要的意义，如果研究者能亲自到现场取样，并根据实际情况从多种取样方法与部位(如：井口取样、溢出水面之下取样、防喷器出口管线上的闸门取样、地层测试取样、出油管取样、开采油井中取样及专门的水样取样器取样等)中，选取采样条件基本一致的样品作为主要研究对象是非常有益的，可以排除由于样品的随机采取所带来的干扰和不确定性，提高了样品的质量和可信度。当研究者不能在现场采取样品，而应用已有地下水化学成分分析资料进行含油气研究与评价时，要十分慎重，需要对资料进行鉴别，尽可能的按统一原则选取可靠或能真实反映盆地流体特性的分析资料，例如选用钻井地质技术人员亲自采集的样品；标签、记录齐全的样品；取样条件与方法一致的样品等。

2)取样条件与样品要求。在开采一段时间的油气井(未注水者)中取水样，具有较高的应用价值，能真实地反映地下水化学成分变化的总趋势。如果条件允许，可选用不同时间或按一定时间间隔连续取样分析资料的平均值作为该井地下水化学成分的代表进行研究，借以提高样品的质量与可信度。要选取地下水主要化学成分(包括 pH 值、Cl^-、Ca²⁺、Mg²⁺、

、

、OH^-和矿化度等)基本稳定以后的样品。试油时对没有自喷能力的井，要选用抽水试验水位稳定以后的水分析资料。在盆地周边取水样时，要考虑季节的相对一致性。

3)其他识别参数。出现下列情况之一者，一般不选用：固井质量不合格，流体串槽与混合水样；出水层位与深度不明的水样；水分析误差(即Na⁺+K⁺的实测值与理论计算值的差值)超过5%者；主要成分有缺项者(注意缺项的偶然性与普遍性，如四川盆地中部须家河组中，普遍没有

)；水分析结果含OH而HCO₃=0者；取样与分析时间间隔过长，不符合要求者；从已注水的油井取的样品；特殊水分析项目(烃类气体、有机组分、不稳定元素等)没经过处理者。

4)取样层的地质条件。如果根据地质条件的初步分析，认为地层环境是封闭性很好的，而所采水样分析结果显示是开放环境或破坏环境下的地层水，则水样的可信度要引起关注，可能是采样的准确程度有问题，反之也然。

5)注意区分特殊样品。如在采气过程中，由于温度、压力降低，在井口有凝析水聚集，水的矿化度很低，在此种情况下，井口样品只能供参考。

为了方便，根据研究的目的任务，对所取样的分析资料，进行可靠性鉴别与分类，一般可分为：有应用价值或可直接应用的资料；可供参考的资料；无应用价值的资料。

现场取水样后，注意样品的保真与保鲜，根据分析项目分瓶加入稳固剂。对有机组分一定要现场处理与萃取。水样灌瓶后，要密封倒置，要尽快分析测试。

2.地下水化学成分的形成作用

含油气盆地内现代地下水化学成分同原始水相比已有很大的变化和差别，这是因为在特定的地质与自然地理条件综合构成的环境中，地下水在诸多作用的控制下，其化学成分随之而不断变化形成固有的特征。主要形成作用有。

(1)溶滤作用

广义的溶滤作用包括溶解作用，作用的结果是物质的一部分或全部溶于水中；对矿物来说，在不破坏结晶格架的前提下，部分元素进入水中；水如果经过含可溶性盐类的岩石时，带走可溶物质。

水分子为偶极分子，并且有很大极性，因此，可借助相当强的静电力来吸引和牵制溶于水中的离子。水分子的正极(氢端)吸引水中阴离子，而负极(氧端)吸引水中阳离子。这种水中离子与水分子偶极间的相互吸引作用，使水中正、负离子周围为水分子所包围的过程称作离子的水化作用。离子的水化作用减弱了正、负离子之间的相互吸引力，使多数盐类都能溶解于水。如NaCl与水接触时，组成其晶格的离子，将被水分子带相反电荷的一端所吸引，如图2-22所示，其中左图表示水的极性分子吸引结晶格架中的离子(负电荷吸引钠离子，正电荷吸引氯离子)；右图表示结晶格架被破坏，NaCl发生溶解，呈离子状态溶于水中。

图2-22 水溶解盐类过程示意图

(据О.А.Алекин，1960)

上述可知，只要水化能(水分子对离子的引力)大于晶格能(离子间的吸引力)时，就会发生溶解作用，这是物质能溶解于水的原因。几乎所有的物质都被水溶解，所以大多数元素都存在于水中。

试验证明，当固体盐类与水溶液相互作用时，将发生溶解作用和结晶作用(离子由溶液中转移到晶体表面上)。当单位时间内溶解与析出盐的数量相等时，溶液达到饱和。此时溶液中盐类含量称为该盐类的溶解度。由于结晶格架中离子之间的吸引力不同，因此，不同盐类具有不同的溶解度。常见盐类溶解度的大小顺序为氯化物大于硫酸盐大于碳酸盐和重碳酸盐。从表2-10的数据看出；CaCl₂＞MgCl₂＞NaCl＞MgSO₄＞Na₂SO₄＞CaSO₄＞CaCO₃。

表2-10 某些盐类溶解度随温度的变化 单位：g/L

(据Aлекин，1960)

大多数固体物质的溶解度都随温度的升高而加大，但也有少数物质例外，从图2-23看出，CaSO₄·2H₂O的溶解度在40～100℃之间略有降低；Na₂SO₄·10H₂O从32℃开始下降。其原因与结晶水析出，离子间距离缩小，使离子结合更加紧密有关。

图2-23 某些盐类溶解度与温度的关系

(据О.А.Алекин，1960)

溶解度大小除了决定于温度外，还与水中存在有其他物质有关。任何一种盐类与另一种含有相同离子的盐类相遇时，则其溶解度降低，如果另一种盐类所含离子不相同时，则其溶解度增高。这就是化学中的同离子效应和盐效应。例如，难溶的天然化合物方解石、白云石、石膏等加入氯化钠含量很高的矿化水中，则它们的溶解度也会有所增高。

当溶液的一种溶质的含量超出其在该温度下应有的含量时(过饱和溶液)，该溶液是极不稳定。当振动或加入可以构成结晶中心的晶体时，多余的物质析出，直到重新达到在一定温度下与该物质的溶解度相适应的平衡时为止。

岩石中的某些组分，常借助气体成分被溶滤转入水中。其反应式如下：

在碳酸盐岩石中：

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Ca(HCO₃)₂和Mg(HCO₃)₂的溶解度都大于CaCO₃和MgCO₃，因此，碳酸盐岩便被溶滤破坏。上述反应是可逆的，当水中富含CO₂时，反应向右进行；当水中缺少CO₂时，反应向左进行，引起沉淀。

在硅酸盐岩石中：RSiO₃+CO₂+H₂O→RCO₃+SiO₂+H₂O

硅酸盐岩的溶滤作用比较弱，砂岩储层中成岩次生孔隙的形成，与该溶滤作用有关。

对含油沉积盆地来讲，地下水中CO₂气体的主要来源与岩浆活动、碳酸盐岩的热分解、有机物质分解及生物地球化学作用有关。由于CO₂来源的广泛存在，使碳酸盐岩普遍遭受溶滤作用，结果使地下水中大量富集

。在水文地球化学勘查中，

的高含量是寻找二氧化碳气藏较灵敏的指标。

岩石中的碳酸盐、地下水中的碳酸及不同来源的CO₂，构成一个完整的碳酸循环平衡体系。在酸性水的条件下，水中碳酸的主要种类是CO₂+H₂CO₃，即游离碳酸占优势；在pH=6.4～10.3时，

占优势；pH大于10.3时，

占优势(图2-24)。

图2-24 碳酸盐种类与水的pH值关系

溶滤作用的强度，即岩石组分转入地下水中的速率，还与地下水的流动速度有关，一般水交替作用比较弱或地下水滞流区，溶滤作用的强度低。溶滤作用形成的水化学成分与岩性有密切的关系，如溶滤含盐岩层的水其成分多以Na⁺和Cl^-为主；溶滤含石膏的地层水，其成分中

和Ca²⁺含量增高；在酸性火成岩分布区的地下水，必然含有较多的Na⁺和K⁺；在基性与超基性火成岩发育的地区，地下水中含有较多的Mg²⁺等。地下水中某些微量元素的富集也多与溶滤作用有关。

(2)阳离子交替吸附作用

阳离子交替吸附作用是在界面平衡理论的基础下进行的，地下水与岩石接触时，界面上将发生化学平衡作用，即离子吸附作用和离子交替作用，前者是岩石从水中吸附某些离子；后者是岩石表面吸附的离子与水中同号离子发生等当量的交换。这两种作用的结果，都会改变地下水的化学成分。

虽然阳离子和阴离子均可发生离子的交替作用，但在天然条件下阳离子交换作用占优势地位。离子交换主要发生在细粒和富含有机质的岩石上。反应是可逆的，所以进行到一定程度后就会停止，处于平衡状态。目前虽然有许多经验公式和理论模型(多相化学反应理论、半透膜平衡理论、溶胀压渗透理论等)可以描述，但仍属纯理论性的，离解决实际问题还有很多研究工作要做。

吸附作用是岩石表面高活度的结果。如果吸附是通过静电引力或范德华力引起的叫物理吸附，这种吸附较弱；如果吸附是由固体表面和水中离子间产生化学键合的话称化学吸附，这种吸附较强。细粒沉积物和有机物质由于单位体积内有较大的表面积和较强的电荷，所以它们是强吸附剂。大多数矿物或岩石在其晶格中具有过剩的非均衡负电荷，所以多吸附阳离子。

根据界面化学平衡的理论，所谓阳离子交替吸附作用，是指地下水与岩石接触时，水中某些阳离子交替了岩石中的某些阳离子，例如：

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以上反应是可逆的，并且阳离子之间的交换严格按照等当量定律进行。

阳离子交替吸附强度取决于许多因素，如阳离子交替吸附能量、岩石的粒度、水中阳离子浓度及介质的pH值等。根据交替吸附能量的大小，可以排列出阳离子的交替吸附顺序：

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

不同的阳离子，其交替吸附能量在很大程度上取决于化合价和原子量。化合价越大，离子由水中进入岩石颗粒表面的能力越大。如果化合价相同，吸附能量随原子量的增加而增大，如一价元素中，按原子量，K⁺=39、Na⁺=23、Li⁺=7，则交替吸附能量(毫克当量/千克)，K⁺=68、Na⁺=45、Li⁺=38。阳离子在水中的浓度也影响着交替吸附作用，浓度大的离子比浓度小的离子更容易被岩石所吸附。例如吸附能量小的钠离子，当浓度很高时，则吸附综合体中吸附能量大的钙离子，将部分的被钠离子排挤出去。在下列的动平衡中，当水中Na⁺浓度增加时，平衡向右移动，而当Na⁺浓度减小或Ca²⁺浓度增加时，则平衡向左移动。

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此外，水介质的pH值也影响阳离子的吸附能量，因为地下水中H⁺的吸附能量最大，它会阻碍其他阳离子的交替。当介质的pH值由6增至11时，岩石的交替吸附能量增加1～2倍。

岩石的粒度越小，比表面积越大，交替吸附作用的规模也就越大。地温对交替吸附作用也有一定的影响。

表2-11的数据说明，当用Na⁺浓度占主要地位的油田水与含Ca²⁺为主的土壤进行交替吸附作用实验时，其结果，油田水中的Ca²⁺增加了25.64mol/L(相当于51.28毫克当量/升)；Mg²⁺增加了3.98mol/L(相当于7.85毫克当量/升)；而Na⁺含量降低的数量(60.08mol/L或毫克当量/升)，大体上相当于Ca²⁺和Mg²⁺的增加总量。说明，交替吸附作用是影响地下水中离子组成的重要地球化学作用的一个因素。

表2-11 油田水与土壤交替吸附实验数据

(据张金来等，1981)

注：①毫克当量/100克；②毫克当量/升。

(3)浓缩作用

当水蒸发时，其中所含盐分之量不减，则其浓度(即矿化度)相对增大，这种作用称为浓缩作用。当水的浓度增大时，由于各种盐类的溶解度不同，使碳酸盐类、硫酸盐类和氯化物依次发生沉淀，使水中各种成分的比例发生变化。例如，以

为主要成分的低矿化水，在浓缩后由于碳酸盐类溶解度最小，首先沉淀出来，变为

和Cl^--

型中等矿化的水，再进一步浓缩会变成以Cl^-为主的高矿化水。

对油田水来讲，由于深埋地下，温度升高和放射性元素衰变等原因都会引发浓缩作用。石油地质工作者以泥岩中氯离子的含量代表沉积时水体的含盐量，据统计，我国许多含油气咸水沉积盆地的泥岩中氯离子含量大于1000×10^-6，而现今油田水的氯离子含量平均值在60000×10^-6以上，二者相差60倍；而淡水沉积盆地的泥岩中氯离子含量为80×10^-6左右，而油田水的氯离子在2500×10^-6左右，二者相差近30倍。究其原因，浓缩作用虽然不是唯一的因素，但它是引起油田水变质的重要地球化学作用。表2-12是我国有代表性含油气盆地泥岩和油田水中氯离子含量的对比数据，可以从一个方面说明油田水存在着较强的浓缩作用。

表2-12 我国有代表性盆地中氯离子含量

由于浓缩作用(不是唯一的)，使油田水(包括海相和陆相)中的主要离子组合或富集离子多为：

·Cl^--Na⁺，Cl^-·

-Na⁺，Cl^--Na⁺，Cl^-·

-Na⁺和少数Cl^--Na⁺·Ca²⁺。

前已述及，K.B费拉托夫认为，重力作用对水浓缩有一定的影响，在运动速度比较缓慢的深部地下水中，在重力场的作用下，水中离子按其溶液的饱和极限与比重不同，沿着地心引力的方向作垂直分异，即比重小的离子(

)位于浅部，而比重大的离子(Cl^-)位于深部。在同一含水岩系中，由浅到深，水的矿化度不断增加，依此出现重碳酸盐水、硫酸盐水和氯化物水，进一步说明了因重力作用可引起水化学成分的浓缩及分带性。费拉托夫还指出，这种分带性是在重力因素自始至终的定向作用下，水中各离子按比重大小不同进行重新分配的结果。

(4)混合作用

当两种或数种成分与矿化度不同的地下水相混合，使水化学成分与矿化度发生变化的作用，称为混合作用。对油田水来讲，有两种混合作用，一是大气降水，从盆地周边的补给区沿着地下径流方向与盆地内部深层水混合；另一种是盆地内部不同含水岩系之间，地下水沿着可渗透地层或断裂伴生的裂隙系统越流运动，使地下水产生水力联系而混合。混合作用的结果，引起水化学反应，形成水化学成分同相混水有明显差异的地下水。奥吉尔维用图解的形式，表达了黑海海水与岸边地下水混合作用过程中Cl^-，Na⁺及矿化度的变化特征(图2-25)。

混合作用往往导致某些盐类的沉淀和气体的逸出，形成与源水不同的化学成分，如下式所示：

2NaHCO₃+CaCl₂→2NaCl+CaCO₃↓+H₂O+CO₂↑

Na₂SO₄+CaCl₂+2H₂O→2NaCl+CaSO₄·2H₂O↓

Ca(HCO₃)₂+Na₂SO₄→CaSO₄↓+2NaHCO₃

图2-25 水的混合作用图解

(据奥吉尔维，1960，略修改)

当含有Ba²⁺与含有

的地下水混合时，便会产生BaSO₄的沉淀，从而改变源水的离子组成。有些水混合时，虽然不会产生明显的化学反应，但矿化度和离子含量会有很大的变化。如高矿化度的Cl-Na型水，同低矿化度的HCO₃-Ca(Mg)型地下水混合时，矿化度与水中离子组成的变化趋势与走向，取决于两种水的混合比例。

(5)生物地球化学作用

在有机质和微生物(细菌)的参与下使地下水化学成分发生改变的作用，称为生物地球化学作用。在油田水化学成分的形成与演变过程中，该作用具有重要的意义。主要有以下几个方面：

脱硫作用：在封闭缺氧的还原条件下，温度不超过60℃，pH=6～9时，易发生脱硫作用，反应式为

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反应的结果，使水中硫酸根减少，甚至消失，而富集重碳酸根和硫化氢气体，从而改造了油田水化学成分。

绍勒尔(H.Schoeler，1955)提出用

=70作为硫酸盐饱和程度的分界值，以此标准衡量油田水大部分都小于70，只有在氯化化物含量很高的Cl·SO₄—Na组合的水中高于70，其原因并非不存在脱硫作用，面是与膏岩层的存在有关。

在含油气盆地中，还存在着脱硝酸作用，其反应式为

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反应结果，使水中硝酸盐还原。生成游离氮气。通常地下水中除含有来自大气的无机N₂外，还含有生物成因的有机N₂，其成因多与还原环境下有机质的演变有关。

脱碳酸作用：碳酸盐类在水中的溶解度，决定于水中所含CO₂的高低，当温度升高或压力减小时，水中CO²逸出，促使水中的

与Ca²⁺，Mg²⁺结合形成沉淀，使水中

，Ca²⁺，Mg²⁺含量降低。

(6)扩散作用

使地下水中离子、分子或胶体成分的浓度达到平衡状态的作用，称为扩散作用。该作用的特点见第四章。

应当指出的是，前述各种作用对地下水化学成分的形成与改造，不是等量齐观和并驾齐驱的，各种作用能否进行以及进行的强弱程度，则取决于地下水存在的环境条件，尤其是地质条件，包括地层岩性和地质构造两方面的因素。在不同的环境条件下，往往是一种或几种作用为主，并且在不同的时间和空间上发生变化。

3.地下水化学成分的基本组成

深层地下水，尤其是现今油田水化学成分的组成，受原始水性质的控制。在陆相地层中赋存的油田水是由大陆水派生的，在海相地层中赋存的油田水是由海洋水演变而成的。

大陆水(湖泊淡水与河水)的化学成分，以

和Ca²⁺为主，多具有

＞

＞Cl^-，Ca²⁺＞Na⁺＞Mg²⁺的排列顺序，以重碳酸钙占优势，其次为硫酸盐，氯化物含量少(表2-13)。

表2-13 淡水湖与河水化学成分组成 单位：meq/L

注：①夏季取样；②春季取样。

大陆水化学成分主要决定于水体在其中循环的岩石与土壤的成分，由于水同岩石和土壤的相互作用，水逐渐自围岩中获得可溶组分、胶体及有机物质。溶于水的盐类主要是碱金属和碱土金属的碳酸盐和硫酸盐。在气候条件的控制下，内陆湖盆的水体不断蒸发、浓缩，由于CaCO₃和MgCO₃的溶解度很低，首先自水中除去Ca(HCO₃)₂——大陆水的最主要组分，当水继续浓缩时，CaSO₄的含量超过其溶解度时，也开始从水中沉淀。因此，大陆水浓缩初期，形成钙-镁成分为主的湖泊，最后阶段形成钠-镁和钠型湖。在大陆环境下经常进行着硫化铁及其他重金属硫化物的氧化过程，使硫酸盐含量在地表不断增加，促使大陆水浓缩的最后阶段趋向于硫酸钠型水。

水中的钙离子和岩石表面吸附的钠离子之间交替吸附作用，会出现苏打湖，尤其是在矿化度不断增高时，阳离子交替吸附作用更为活跃。在苏打湖水的化学成分中，除了含NaHCO₃外，还含有NaCl和Na₂SO₄，以及数量不多的Ca(HCO₃)₂。

大陆水中高矿化度咸水湖化学成分的演变方向与过程，同下述海洋水的演化类似。

海洋水化学成分各离子之间的关系为

，Na⁺＞Mg²⁺＞Ca²⁺。

海洋水中含有很高的氯化钠，此外还含有氯化镁、硫酸镁及碳酸钙和重碳酸钙，但其数量依次减少(表2-14)。

表2-14 现代海洋水主要组分的平均值

海洋水属于氯化物组，硫酸盐含量较低，碳酸盐含量甚少。这是因为NaCl溶解度高，很容易自陆地迁移至海水中，火山活动为氯二次加入海水中提供了条件；海水中硫酸盐含量较低的原因与它从陆地迁移至海水中比较困难有关，另一方面有机物吸附海水中的硫化物以及在有机质发育的海底，硫酸盐转变为硫化物的还原作用，使

形成各种金属硫化物形式进入沉积物中；海水的浓度较高，加速了CaCO₃的沉淀，造成海水中CaCO₃含量甚少。

海洋水的浓缩与演变，可分为三个阶段，即开始阶段，主要集聚 NaCl、MgCl₂及MgSO₄；中间阶段集聚MgCl₂和MgSO₄；结束阶段集聚MgCl₂。MgCl₂是海水的最后演变阶段。

在海洋水中氯多于钠，rNa/rCl均值为0.87；而在大陆水中钠的含量超过氯的含量。大陆水浓缩的结果，使水中富集Na₂SO₄；而海水浓缩的结果，使水中富集MgCl₂。

陆相油田水和海相油田水，明显地残留着大陆水和海洋水化学成分差异的烙印，并向各自不同的演变方向发展。

在淡水湖泊基础上发育起来的陆相油田水，具有大陆水矿化度低(1～10g/L)的特点；Cl^-取代

优势地位的矿化度分界值在5g/L左右，当矿化度小于5g/L时，阴离子具有

的排列顺序，离子组合为

·Cl^--Na⁺。当矿化度大于5g/L时，阴离子的排列顺序变为

，离子组合为Cl^-·

-Na⁺型，而阳离子始终保持着Na⁺＞Ca²⁺＞Mg²⁺的组成关系；rNa/rCl大于1(表2-15)；氢氧同位素值微偏离大气降水曲线的右侧，δD的变化范围值多在-50‰～-75‰，δ¹⁸O的变化范围值多在-7‰～-10‰。该类陆相油田水的形成与演变关系与图2-26所示。在咸水或盐卤水湖泊基础上发育的陆相油田水，具有矿化度高的特点，最高可达300g/L；离子组合以Cl^--Na⁺为主，在膏岩发育区为Cl^-·

-Na⁺组合，个别出现Cl^--Na⁺·Ca²⁺组合；rNa/rCl小于1；氢氧同位素值，与前述相比偏重，而趋向于海相油田水。

表2-15 陆相油田水化学成分平均值

在海相或海陆交互相沉积盆地基础上发育起来的海相油田水，矿化度普遍较高，其中潟湖相油田水多在50～100g/L、海陆交互相油田水中100～150g/L之间，海相油田水最高达到150～300g/L；大都属于Cl^--Na⁺离子组合，局部出现Cl^--Na⁺·Ca²⁺组合；rNa/rCl小于1；氢氧同位素值普遍较重，δD多在-20‰～-55‰，δ¹⁸O为-6‰～+4‰，偏离大气降水曲线的右侧较远。代表性的水化学成分如表2-16所示。

综合上述，现今油田水化学成分是在古水文地球化学背景上发育而成的，古湖(海)盆水体的性质决定了油田水的演变方向。陆相与海相油田水化学性质与组成，既有相同之处，又有差异之点。仅常见组分的差别，归纳起来有以下几点：

1)陆相油田水矿化度变化范围较大，有低矿化度的淡水、中等矿化度的咸水及高矿化度的盐卤水；而海相油田水以中-高矿化度为特征。

图2-26 油田水化学成分演变关系图

(1)矿化度增高方向；(2)脱碳酸作用；(3)浓缩变质方向；(4)脱硫方向；(5)淡化方向；●代表性水样点

表2-16 海相油田水化学成分组成

(据高锡兴，1994)

2)陆相油田水的离子组合形式较多，主要有

-Na⁺，

·Cl^--Na⁺，Cl^-·

-Na⁺，Cl^--Na⁺，Cl^--Na⁺·Ca²⁺，及Cl^-·

-Na⁺等组合；海相油田水离子组合比较单一，以Cl^--Na⁺组合为主，个别出现Cl^--Na⁺·Ca²⁺组合。

3)矿化度与各离子之间的相互关系，在陆相油田水中比较分散，其中Cl^-，

，

，Na⁺，Ca²⁺都与矿化度有一定的相关性，这意味着，对油田水化学成分起决定性或主要作用的主离子不突出；而在海相油田水中，矿化度与Cl^-，Na⁺呈明显的正相关关系，而与其他离子的相关性普遍较差。换句话说，在样品数量相等的情况下，矿化度与主要离子之间的相关系数，海相油田水大于陆相油田水。

4)水中主要离子之间的比例关系(包括 rNa/rCl，rSO₄/rCl，rCa/rCl，rMg/rCl，rMg/rCa等)，陆相油田水变化比较大，而海相油田水较为稳定。

除常量组分外，还要研究油田水中的微量元素，有机组分及放射性元素等，这些内容将在下面章节中进一步阐述。

③ 水的化学式

水的化学式：H2O
水的电离方程式：2H2O（可逆号）H3O+ + OH- 也可以简写为 H2O=H+ + OH-
氢气在氧气中燃烧可以生成水,化学方程式：2H2 +O2 = 2H2O

④ 水化学组分的构成

水化学组分的构成是水化学组分在地下水溶液中的当量浓度分配，它能够反映水体的化学性质和水质演化过程，反映物质来源，一般以组分的当量浓度百分比（毫克当量百分数meq％），并通过水化学三线图图解进行分析研究。根据万年矿水质资料，水化学组分构成见表2.6，绘制水化学三线图图解见图2.18 。

表2.5 万年矿突水事故表

续表

表2.6 万年矿水化学组分构成表

图2.18 万年矿井田地下水水化学三线图解

奥陶系灰岩含水层原始主体水型为HCO₃SO₄－CaMg，目前亦为HCO₃SO₄－CaMg，未揭露其他水型，无异常水型，其离子含量毫克当量百分比也只在丰枯水期略有变化，比较奥陶系灰岩不同时间的水质构成（图2.19），表明奥陶系灰岩水水化学组分构成是稳定的。奥灰水Ca^2＋＋Mg^2＋质量浓度百分比比石炭系水高很多，水样相对集中。据此可推论，万年矿井田奥陶系灰岩水水化学组分构成稳定，若有异常点，则主要与断裂构造有关，或者与人为污染有关。

大青灰岩含水层原始主体水型为HCO₃SO₄－NaCa型水，目前水型为HCO₃SO₄－Na－Ca，HCO₃SO₄－CaMg，部分点的水型是HCO₃Cl－CaMg，两个异常点水型为HCO₃SO₄－Na。可见大青灰岩水化学组分构成变化较大，在构造发育地带其主体水型具奥陶系灰岩水特征明显，主体水型由HCO₃SO₄－NaCa向HCO₃SO₄－CaMg过渡，可见本层已接受奥陶系灰岩水补给。大青灰岩水在上部大煤开采中长期疏排，使其水位低于奥陶系灰岩水，大青距奥灰一般为25m，本区大于30m的断层就有29条，加上矿山排水及底板突水的影响，奥陶系灰岩水已在构造发育地带补给大青灰岩含水层。如：万87及万5孔处有F₃、F₅号断层（断距均大于30m）发育，此处大青灰岩含水层水化学主体水型为HCO₃SO₄－CaMg，且两个含水层水位保持一致，两含水层联系密切，为矿井突水灾害的主要水源。水化学组分构成中SO^2－₄＋Cl^－毫克当量百分含量呈有规律的增高，表现出受径流条件的控制，自南向北地下水径流方向上，SO^2－₄＋Cl^－百分含量逐步增高，从52％到73％。根据大青灰岩不同时间水质构成（图2.20）可看出，Na^＋含量逐步增高，估计与煤系地层水污染有关。大青灰岩水仍存在个别水点异常，而且异常点水化学组分构成不稳定，估计与人为污染有关。

图2.19 奥陶系灰岩不同时间的水质构成

图2.20 大青灰岩不同时间的水质构成

其中野青伏青灰岩含水层与大煤顶板砂岩含水层缺少不同时间与地点的水化学资料对比，其特征不是很明显。野青伏青灰岩含水层化学组分构成，野青灰岩含水层主体水型是HCO₃SO₄－CaNa型水，部分点的水型是HCO₃SO₄－CaMg型水。伏青灰岩含水层主体水型是HCO₃Cl－CaNa。总矿化度为648.79mg/L，矿化度增大，与地下水径流有关。大煤顶板砂岩含水层水样分布出现两处相对集中，水型由HCO₃SO₄－CaMg型水逐渐过渡为SO₄－CaMg型水，原因是由于进入含水层中的水运移距离不同，而改变了其化学组分构成，这种水型的变化特征与地下水径流和地下水溶滤作用有关。总矿化度为426.3mg/L。

⑤ 水化学条件

海水和湖泊水体的盐度和成分在不同的地质时代和不同的地区是不同的。水体的化学条件控制了碳酸盐岩和其他化学及生物化学沉积物的形成。温度和盐度的差异主要产生于不同气候带及其气候变化。有富营养水上升洋流产生的海洋循环产生局部深海软泥、磷酸盐和硅藻的沉积。碳酸钙的饱和程度影响到钙质骨骼是否受侵蚀、溶解、保存，可能伴随着碳酸盐岩沉积作用的加强。在湖泊中，水化学控制了沉积相分布。

⑥ 水化学的概述

hydrochemistry
研究了解天然水体中各种化学因子动态规律的学科，主要是作量的描述。
延伸概念：
水产养殖水化学：研究了解养殖水体内与水生生物有关的各种化学因子动态规律的学科。
主要任务
1、水的功用：提供氧气、提供养分、容纳养殖对象的代谢废物、传播病害毒物、溶解分散的药物。
2、任务：
（1）研究水体内水化成分与生产效果矛盾运动的规律。
包括研究了解水化成分与生物的关系及水化成分对生物生产的要求；
研究了解水化学因子的动态规律、分布；
研究养殖水体的水环境，并对其进行质量评估，拟定出管理对策、措施；
研究水化学的检测方法和系统。
（2）养殖水环境化学是环境科学的分支，研究养殖污染物的来源、后果等。
（3）养殖水环境化学正从定性走向定量
如研究慢性危害（低浓度）

⑦ 化学中什么叫做“水化”

於水发生化合反应，称为水化反应

⑧ 水化学-径流方法

由水化学和径流资料，碳酸盐岩岩溶作用中消耗的大气CO₂通量F可表示为

岩溶作用动力学与环境

式中：[

]是径流中所含

的浓度（g·L^-1）；1/2指径流中一半碳来自大气（参见方程（13.1）和（13.2））；Q 是流域径流量（L·s^-1），其值为流域面积与径流模数的积；M_CO2和M_HCO3分别是CO₂和

的摩尔分子量。

图13.2 碳酸盐岩侵蚀速率与径流的相关性

表13.2给出了我国裸露碳酸盐岩分布面积，岩溶水的

浓度和径流模数（李国芬等，1992），则根据公式（13.3）可计算出我国南北岩溶作用消耗的大气CO₂量，结果仍列于表13.2中。可以看出，碳酸盐岩岩溶作用对大气CO₂沉降的贡献对于我国南方裸露岩溶区是1.397×10¹³g·a^-1，而对于北方裸露岩溶区则仅为0.337×10¹³g·a^-1。总的贡献是1.734×10¹³g·a^-1。若将该通量应用到整个中国344万km²和世界 2200万km²岩溶地区，则岩溶作用对大气CO₂沉降的贡献分别达到6.577×10¹³g·a^-1（或1800万t碳·a^-1）和4.206×10¹⁴g·a^-1（或1.1亿t碳·a^-1）。

表13.2 计算我国南北岩溶区碳酸盐岩岩溶作用产生的CO₂沉降时采用的有关参数

⑨ 水的化学成分

D.水的化学成分就包括了硬度，溶解氧，PH三部分

⑩ 水的化学名称

水的化学名称是：氧化氢、一氧化二氢；化学式：H₂O。

水（化学式：H₂O）是由氢、氧两种元素组成的无机物，无毒。在常温常压下为无色无味的透明液体，被称为人类生命的源泉。

水的分类：

1、地下水：有机物和微生物污染较少，而离子则溶解较多，通常硬度较高，蒸馏烧水时易结水垢；有时锰氟离子超标，不能满足生产生活用水需求。

2、地表水：较地下水有机物和微生物污染较多，如果该地属石灰岩地区，其地表水往往也有较大的硬度，如四川的德阳、绵阳、广元、阿坝等地区。

3、原水：通常是指水处理设备的进水，如常用的城市自来水、城郊地下水、野外地表水等，常以TDS值（水中溶解性总固体含量）检测其水质，中国城市自来水TDS值通常为100～400ppm。

4、纯净水：原水经过反渗透和杀菌装置等成套水处理设施后，除去了原水中绝大部分无机盐离子、微生物和有机物杂质，可以直接生饮的纯水。

5、蒸馏水：以蒸馏方式制备的纯水，通常不用于饮用。

(10)水化学扩展阅读

水的作用：

1、水对气候具有调节作用。大气中的水汽能阻挡地球辐射量的60%，保护地球不致于被冷却。海洋和陆地水体在夏季能吸收和积累热量，使气温不致过高；在冬季则能缓慢地释放热量，使气温不致过低。

2、水侵蚀岩石土壤，冲淤河道，搬运泥沙，营造平原，改变地表形态。

3、植物的生长需要水分，水（与二氧化碳）作为原料参与了光合作用 ，且在植物的呼吸作用中作为产物。水用于农业灌溉，使作物产量成增长，产值增长。

4、对于人来说，水是仅次于氧气的重要物质。在成人体内，60~70%的质量是水。儿童体内水的比重更大，可达近80%。水还有治疗常见病的效果，比如：热水的按摩作用是强效的安神剂，可以缓解失眠。