地下水基本成因类型的概念

地下水化学成分的基本成因类型~

地球上的水圈是原始地壳生成后，氢和氧随同其他易挥发组分从地球内层圈逸出而形成的。因此，地下水与其他形式的水一样都是起源于地球深部层圈。从形成地下水化学成分的基本作用出发，可将地下水分为三个主要成因类型：溶滤水、沉积水和内生水。
1.溶滤水
含有O2与CO2的大气降水或地表水渗入地下后，溶滤它所流经的岩土，而获得其他的化学成分，这种水称之为溶滤水。溶滤水的成分受气候、地形、地貌及流经岩性等因素的影响。
地下水流经的岩土对溶滤水的水化学成分有一定的影响。在含有石膏沉积的第三系地层分布区，水中含有较多的Ca2+和。石灰岩、白云岩等碳酸盐沉积区的地下水，以、Ca2+和Mg2+为其主要成分。酸性岩浆岩地区的地下水大多为HCO3 -Na型水。煤系地层分布区及有色金属矿床附近常形成硫酸盐型水。
气候对溶滤水的化学组分的影响十分显著。在气候炎热潮湿地区，不同性质的岩土经过长期充分的洗蚀，易迁移的离子大部分均已淋失，剩下的是碳酸盐、二氧化硅和氧化铝等难以迁移的矿物。尽管原来地层的岩性不同，最终在浅部会形成低矿化的重碳酸盐型水，并且，硅酸占有一定的比例。在干旱气候条件下，蒸发强烈，不论地层岩性如何，浅部地下水都会由重碳酸盐型水转变为硫酸盐型水，最终形成矿化度很高的氯化钠型水。总的来说，气候是决定地壳浅部元素迁移的重要因素，区域性的溶滤水化学成分反映了气候的影响。
地形对溶滤作用的影响，是通过地下水径流条件起作用的。在切割强烈的山区，地下水径流条件好，径流强烈，水交替迅速，地下水滞留时间短，岩层中的易溶成分不断被溶滤并被带走，故地下水的矿化度低，以重碳酸盐型水为主。地势平坦的地区，地下径流缓慢，水交替微弱，水与岩土作用时间长，地下水中易溶离子含量和矿化度较高。
在气候、地形、地貌及岩性等因素的综合作用下，潜水化学类型具有分带性。区域分带性主要受气候的控制，在沿地下径流方向也显示出分带性。我国西北地区气候干旱的大型断陷盆地中，潜水的分带性表现得十分典型和完整。如青海的柴达木盆地，从盆地边缘的洪积扇顶部，到盆地中心的察尔汗盐湖，基本可分为三个水化学带：第一带，是重碳酸盐型水带，位于洪积扇中、上部的戈壁砾石带，以、Ca2+为主，矿化度小于1 g/L；第二带，是硫酸盐型水带，位于洪积扇下缘的细土带，阴离子以为主，阳离子逐渐由Ca2+变为Na+，矿化度为1～3 g/L；第三带，为氯化物型水带，位于湖积细土平原-盐湖，以Cl-、Na+为主，矿化度一般大于30 g/L，到察尔汗盐湖附近，矿化度高达100～300 g/L。
这些地区不仅在平面上具有水化学分带特征，而且在一些部位也呈现出垂直分带的特点：在洪积扇下缘—湖区，为地下水泄出带，地下径流以由下而上的越流排泄为主，下部为重碳酸盐型水；地下水在向上径流时，逐渐变为硫酸盐型水；到了近地表处，由于蒸发强烈，浓缩作用加强，成为以Cl-、Na+为主的氯化物型水。
与大气圈联系较为密切的基岩中开启构造中的承压水，以及平原地区的浅层承压水，也都属于溶滤水。如黄河中下游平原，由黄河古河道形成的浅层承压含水层，由于开启性好，渗透性强，水交替强烈，溶滤作用发育，往往形成低矿化的重碳酸盐型水；而在其两侧，多为古河间洼地，径流条件差，水交替微弱，则形成较高矿化度的硫酸盐型水，乃至高矿化的氯化物型水；古河道上游地区主要为重碳酸盐型水，向下径流过程中，水交替变弱，矿化度逐渐增高，地下水类型逐渐过渡为硫酸盐-氯化物型水。
半干旱的华北平原的潜水和浅层承压水，水化学类型也显示出分带性，但要复杂得多，不但受控于近代的气候和地形、地貌，而且还受控于古气候、古地理和古沉积环境。
2.沉积水
沉积水是指与沉积物同时生成的地下水。在连续沉降的盆地中，沉积物连同生成时的水一起逐渐地被深埋。尽管不同水体（海相、河相、湖相）的沉积物，具有不同的原始化学成分，但在漫长的地质时期中，赋存在含水层中的沉积水由于流动性好，经受了一系列的复杂变化后，已面目全非。赋存在海相淤泥中的沉积水，由于淤泥渗透性差，其中的沉积水受到外界的影响小，其化学成分在一定程度上反映了古沉积盆地的水化学特征，一直受到研究者的重视。
海相淤泥沉积物具有的特点是：孔隙度、含水量和比表面积大，渗透性很差，其中的孔隙水渗出极为缓慢，通常含有机质和各种微生物。由于处在还原环境中，有利于各种生物化学作用的进行。
海水的平均化学成分是矿化度为35g／L的氯化钠型水（r（Na）/r（Cl）=0.85，Cl/Br=293）。在漫长的地质时期中，海相淤泥中的沉积水历经各种变化，其成分与现代海水相比，有以下特征：①矿化度很高，最高可达300g／L；②硫酸根离子减少，甚至消失；③钙的相对含量明显增大，钠减少，r（Na）/r（Cl）2 S，含量增加。含量增加与pH值的升高，会使部分碳酸钙和碳酸镁沉淀析出，令水中的Ca2+、Mg2+减少。
海相沉积水中钙的增多，虽然认为是阳离子吸附交换的结果，但有人认为，在浅海盆地的水下三角洲，当河流将吸附的大量Ca2+粘土带入海洋时，产生吸附交替反应，使钙析出，增加了水中Ca2+的含量。在克拉玛依油田，乌尔禾组水下三角洲储油构造（埋藏深度为3000m左右）中的油田水就属于该成因的高矿化氯化钙型水。
海相淤泥中生物遗骸的分解使溴、碘富集，并产生甲烷等有机气体。
海相淤泥在成岩过程中受到上覆地层压力压实时，一部分被挤压进入相邻颗粒较粗的地层中，形成后生沉积水，这种水广泛存在于储油构造中；另一部分则仍保留在淤泥层中，这便是同生沉积水。
埋藏在地层中的海相淤泥沉积水，由于地壳运动而被剥蚀出露地表，或由于断裂构造与外界连通，沉积水有可能被溶滤水所取代，但也可能出现溶滤水与沉积水相混合的情况，形成新的水化学成分。
3.内生水
内生水是源自地球深部层圈的水。目前对内生水的研究还不成熟，人们仅能从岩体中的包裹体溶液和现代火山喷出的蒸汽冷凝水中得到一些粗浅的认识。
在太平洋、大西洋等大洋的洋中脊-海底扩张带上，当海底扩张时，内生水伴随来自地球深部的玄武岩喷发，进入水圈。另外，内生水也可通过某些深大断裂加入到高温热泉中，如海洋底部的含有金、银等金属的高温热泉。虽然人们可以从这两方面感受到内生水的存在，但对内生水的典型化学特征至今仍不清楚。内生水的研究仍属地质学和水文地质学中有重要理论研究意义的一个难题。

不同领域的学者，目前得出了比较一致的认识，认为地球上的水圈是原始地壳生成后，氢和氧随同其他易挥发组分从地球内部圈层逸出而形成的。因此，地下水起源于地球深部圈层。从形成地下水化学成分的基本成分出发，可将地下水分为三种主要成因类型：溶滤水、沉积水和内生水。
4.2.1.1 溶滤水
富含CO2与O2的大气降水渗入地下形成的地下水，溶滤它所流经的岩士而获得其主要化学成分，这种水称为溶滤水。溶滤水的成分受到岩性、气候、地貌等因素的影响。
岩性对溶滤水的影响是显而易见的。石灰岩、白云岩分布区的地下水， ，Ca2+，Mg2+为其主要成分；含石膏的沉积岩区，水中 与Ca2+均较多；酸性岩浆岩地区的地下水，大都为HCO3-Na型水；基性岩浆岩地区，地下水中常富含Mg2+；煤系地层分布区与金属矿床分布区多形成硫酸盐水。
虽然地下水的化学成分受到其流经的岩士的化学成分的影响，但是地下水的化学成分未必一定具有岩士的化学成分。岩士的各种组分，其迁移能力各不相同。在潮湿气候下，原来含有大量易溶盐类（如NaCl，CaSO4）的沉积物，经过长时期充分溶滤，易迁移的离子淋滤比较充分，到后来地下水所能溶滤的主要是难以迁移的组分（如CaCO3，MgCO3，SiO2等）。因此，在潮湿气候区，尽管原来地层中所含的组分很不相同，有易溶的与难溶的，但其浅表部在丰沛降水的充分淋滤下，最终浅层地下水很可能都是低矿化重碳酸盐水，难溶的SiO2在水中占到相当比重。另一方面，干旱气候下平原或盆地的排泄区，由于地下水将盐类不断携来，水分不断蒸发，浅部地下水中盐分不断积累，不论其岩性有何差异，最终都将形成高矿化的氯化物水。从大范围来说，溶滤水的水质主要受控于气候，显示受气候控制的分带性。
地形因素往往会影响气候控制的水质分带性。这是因为在切割强烈的山区，流动迅速、流程短的局部地下水系统发育，地下水径流条件好，水交替迅速，即使在干旱地区也不会发生浓缩作用，因此常形成低矿化的以难溶离子为主的地下水。地势低平的平原与盆地，地下水径流微弱，水交替缓慢，地下水的矿化度与易溶离子含量均较高。
干旱地区的山间堆积盆地，气候、岩性、地形表现为统一的分带性，地下水水化学分带也最为典型。山前地区气候相对湿润，颗粒比较粗大，地形坡度也大；向盆地中心，气候转为十分干旱，颗粒细小，地势低平。因此，水化学分带的总趋势是从盆地边缘洪积扇顶部的低矿化重碳酸盐水，到过渡地带的中等矿化硫酸盐水，盆地中心则是高矿化的氯化物水。
绝大部分地下水属于溶滤水（表4.2）。这不仅包括潜水，也包括大部分承压水。位置较浅或构造开启性好的含水系统，由于地下水径流途径短，流动相对较快，溶滤作用发育，多形成低矿化的重碳酸盐水。构造较为封闭的、位置较深的含水系统，则形成矿化度较高、易溶离子为主的地下水。同一含水系统的不同部位，由于径流条件与流程长短不同，水交替程度存在差异，从而可能出现水平的或垂向的水化学分带（王大纯等，1995）。

表4.2 地下水样品水化学资料　单位：mg/L

注：水样1的pH=5.7。水样2的Br-含量为0.22mg/L；I-含量为0.02mg/L；Sr2+含量为12.7mg/L；Ba2+含量为0.035mg/L；F-含量为4.01mg/L；水温为39℃。水样3的Br-含量为1453mg/L；I-含量为24mg/L；Li+含量为50mg/L；Sr2+含量为212.5mg/L；Ba2+含量为2389mg/L；B2O3含量为287.2mg/L。水样4的F-含量为0.39mg/L。水样5的SiO2含量为17.2mg/L。
4.2.1.2 沉积水
沉积水是指大体与沉积物沉积时同时生成并保留下来的古地下水。冲积相、湖积相、海相沉积物中的水具有不同的原始成分，被后来的沉积物覆盖封存后在漫长的地质年代中水质又经历了一系列复杂的变化，形成现今所能见到的同生沉积水。海相地层中的沉积水来源于古海水，陆相地层中的沉积水来源于古大气降水。大多数沉积水都是矿化度高的咸水或卤水，通常分布于各种沉积盆地内。
海相地层（包括蒸发岩和碳酸盐岩等）沉积水是古海水经过蒸发浓缩及一系列化学作用和生物化学作用而形成的。海水是矿化度约为35g/L的Cl-Na型水。由于经历一系列后期变化，海相地层沉积水与海水比较有以下不同：①矿化度很高，最高可达300g/L以上；② 减少乃至消失；③Ca2+的相对含量增大，Na+的相对含量减少；④富集溴、碘，碘的含量升高尤为显著；⑤出现H2S，CH4，铵，氮；⑥pH值增高。海相沉积水矿化度的增大，一般认为是海水经历了强烈的蒸发浓缩作用所致。脱硫酸作用使原始海水中的 减少以至消失，出现H2S，水中 增加，水的pH值升高。 增加与pH值升高，使一部分Ca2+，Mg2+与 作用生成CaCO3与MgCO3沉淀析出，Ca2+与Mg2+减少。甲烷、氨、氮等是细胞与蛋白质分解以及脱硝酸作用的产物。溴与碘的增加是生物富集并在生物遗骸分解时进入水中所致。海相同生沉积水的典型例子是四川盆地深部的中三叠统雷口坡组和下三叠统嘉陵江组碳酸盐岩中的地下卤水。
陆相地层（各种砂岩为主）中的沉积水是古大气降水封存在沉积物中经过长期复杂演变而形成的，多是矿化度高的卤水（表4.2 水样3）。陆相沉积卤水有以下基本特点：①矿化度较高，每升达几十克到300克左右；②Ca2+的含量增大，每升达数克到数十克；③水化学类型以Cl-Na·Ca型为主，少数为Cl-Ca型；④富含Li+，Sr2+，Ba2+，溴，碘等微量组分。陆相地层（以砂岩和泥页岩为例）在成岩过程中受到上覆岩层压力而被压实时，其中所含的水一部分仍保留于砂岩中，在泥页岩中的另一部分水被挤压进入颗粒较粗且不易压密的砂岩层。在砂岩和泥页岩互层的陆相地层中，上覆岩层压力使下部砂岩的水通过泥页岩进入上部的砂岩中，泥页岩可以起到“隔膜渗滤”作用（周训等，2010），使更多的离子组分滞留在下部砂岩中，结果是沉积卤水的矿化度随砂岩的埋深而升高。
埋藏在海相地层或陆相地层中的沉积水，在经历若干时期以后，由于地壳运动而被剥蚀出露地表，或者由于开启性构造断裂使其与外界连通，经过长期入渗淋滤，沉积水有可能完全排走，而为溶滤水所替换（表4.2水样2）。在构造开启性不十分好时，则在补给区分布低矿化的以难溶离子为主的溶滤水，较深处则出现溶滤水和沉积水的混合，而在深部仍为高矿化的以易溶离子为主的沉积水。
4.2.1.3 内生水
早在20世纪初，曾把温度较高的地下水看作是岩浆分异的产物。后来发现，在大多数情况下，温泉是地下水接受大气降水入渗补给循环到深部获得加热后再上升到地表形成的。近年来，某些学者通过对地热系统的热均衡分析认为，仅靠浅部水渗入深部获得的热量无法解释某些高温水的出现，认为应有10%～30%的来自地球深部层圈的高热流体的加入。这样，源自地球深部层圈的内生水说又逐渐为人们所重视。有人认为，深部高矿化卤水的化学成分也显示了内生水的影响。
内生水的典型化学特征至今并不完全清楚。苏联某些花岗岩中包裹体溶液是矿化度为100～200g/L的Cl-Na型水。冰岛玄武岩区的热蒸汽凝成的水，是TDS为1～2g/L的HS·HCO3Na型水，含有大量SiO2和CO2。内生水的研究迄今还很不成熟，但由于它涉及地下水科学乃至地质学的一系列重大理论问题，因而在今后地下水科学的研究领域将有可能向地球深部圈层扩展，人们将会更加重视内生水的研究。

所谓地下水成因类型，目前，概念尚未统一，分类原则各异，名词术语较多。从地下水化学成分形成的基本作用出发，大多数水文地质学者认为有三种基本类型。

1.溶滤－渗元水

溶滤－渗入水为大气起源，其成分由水与岩石作用形成。进一步还可分出古代的和现代的；地表的和地下的等。

2.沉积－埋藏水

沉积－埋藏水埋藏于地质构造比较封闭的部分，其成分在一定程度上反映了形成沉积物的那些盆地的特点。有人称为封存水。

提出以上两种基本成因类型的基础在于：沉积物在某种盆地中堆积及成岩过程中，总会保存一定量的水，而后，当这种沉积物在地质时期中出露地表时，这些保存在沉积物中的水，开始为大气水或地表水渗入排挤，即发生水交替作用。这种作用在不同地质时期及在不同地质环境中交互进行着。由于海相沉积物在地壳上部分布甚广，所以对保存在这种沉积物中的地下水成分的形成研究较多。图3.1示意地表海相沉积水挤出阶段与渗入阶段的演变过程。事实上，这类沉积－埋藏作用同样存在于陆相沉积物中，基本概念同样适用，目前对它进行研究的人越来越多。

沿用地球化学术语，以上两类可统称为外生水。

图3.1　水文地质循环示意图（按A.A.卡尔采夫）

Ⅰ—挤压阶段；Ⅱ—渗入阶段；Ⅲ—下一个挤压阶段1—I阶段形成的淤泥及粘土，含沉积水；2—含沉积水的含水层；3—含渗元水的含水层；4—盆地基底，5—Ⅱ阶段形成的淤泥与粘土；6—水的运动方向

3.内生水

地球科学的许多分科（诸如理论岩石学、矿床成因学、火山学和地热学等）业已公认，发生在地球深部的许多地质作用中均有地下水参与。例如，火山喷发作用、热水泉、岩浆、变质作用等均有水的活动。对于这种来自深部的水，概念很不一致，对于这种水是如何参与形成地下水过程的，更是众说纷纭。我们暂且统称它为内生水。

早在1902年，鸩斯就在捷克斯洛伐克著名的碳酸水温泉区卡尔斯巴德（现称卡尔洛维伐里）提出关于“初生水”的理论。鸩斯把“初生水”理解为直接由岩浆分异出来的水，它们是首次流出地表，而进元自然界水圈总循环的。这个概念随后得到广泛的传播。有人将现代火山作用区的高温水划为初生水，并认为有一定的数量。А.М.奥弗琴尼柯夫于1940年指出，这是一种过高估计“初生水”作用的倾向。他认为：（1）由岩浆直接分出并流出地表首次参与地壳水圈循环的“初生水”在现代热水中未被发现。（2）近期火山作用地区，无疑是有一部分水在高温条件下自矿物及岩石脱出，由结合状态（结构水、结晶水、沸石水等）转变为游离状进而转入现代地下水圈的，将这种水称为“再生水”较适宜，而不应称为“初生水”（主要根据同位素成分，包裹体资料）。（3）岩浆活动使得水在岩石中的迁移作用及水中元素的迁移作用更为积极，使得地下水成分具有某些特点。当然，岩浆中是有水存在并且可使地下水圈的水在地壳发展过程中稍有增加。但是不能认为地下水的储量（资源）是岩浆活动造成的。

1975年，Е.С.加弗里连科遵循В.И.维尔纳茨基的原意，在承认初生水的基础上，采用了“深成水”这一术语，但赋予它更广泛的涵义。深成水包括向地壳层和地表运移的大量初生水（水溶液、深成含矿热液）沿深大断裂运动。许多与侵入体无关的热液金属矿床带和全球性蛇纹石化带系统的形成均证实了上述情况。地幔水进入地壳的花岗质岩层中会产生一系列复杂的作用过程——区域变质作用、交代作用和花岗岩化作用。在这些作用中水是其中最活跃的参与者。当作用终止后，水脱出，形成变质成因的和岩浆期后的“再造”溶液，不断向上运移到地壳沉积圈，并与水文地质剖面带下的地下水发生混合作用。仅在有适当通道时，这些物质才能溢出地表。

根据上述基本概念，Е.В.宾涅克尔（Пиннекер）于1980年把地下水最主要的成因类型细分如下：

水文地球化学基础

由于不同成因类型的地下水经常发生混合作用，如火山活动带出的地下水亦经常在出露地表前已与其它类型的水发生混合，又如沉积成因的水亦受到溶滤－渗入水的交替等等。所以要鉴别内生水及沉积水是很困难的，有了地下水的基本成因类型的概念后，可以探讨地壳中水的地质循环的问题。它与水的水文循环结合一起，构成水的循环的全过程。

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