水文地球化學電子教案

水文地球化學

Hydrogeochemistry主講：蘇春利中國地質大學（武漢）環(huán)境學院1第一講緒論及化學熱力學基礎2第一部分緒論一、為什么要學習“水文地球化學”？二、水文地球化學的含義三、水文地球化學的研究意義四、水文地球化學的研究進展五、水文地球化學的研究方法六、應具備的知識七、參考資料31、水文地球化學是水文地質學的組成部分一、為什么要學習“水文地球化學”？水文地質學所研究的內容為地下水在數(shù)量和質量上的時空變化規(guī)律。水文地質學是研究地下水的科學。它研究地下水在周圍環(huán)境（巖石圈、大氣圈、水圈、生物圈以及人類活動）影響下，數(shù)量和質量在時間和空間上的變化規(guī)律，并在此基礎上研究如何應用這一規(guī)律有效地利用地下水和調節(jié)控制地下水以興利避害。4地下水在數(shù)量和質量上的時空變化規(guī)律數(shù)量變化規(guī)律：

屬于地下水動力學、地下水流動數(shù)值計算（模擬）等研究領域質量變化規(guī)律：

屬于水文地球化學（或水化學、地球化學）研究領域。在此領域正逐漸加強水文地球化學模擬（數(shù)值計算），盡管目前尚未開設此課程，但可能在今后會。質和量的相互依存，協(xié)調發(fā)展52、水文地球化學的研究意義(1)理論意義有科學家把水稱為科學的鏡子，即對水的研究程度反應著科技的發(fā)展水平。以水圈的重要組成部分—地下水作為主要研究對象的”水文地球化學”，有助于闡明地下水的形成與起源。6(2)實際意義——人類生存和發(fā)展的需要

1、地下水污染和防治（人類活動影響）包括：地下水污染調查、評價、污染源控制、污染場地治理等2、地面沉降、塌陷、地裂縫等環(huán)境地質問題3、地下熱水、適于飲用的優(yōu)質地下水與天然（醫(yī)療）礦泉水開發(fā)，并對之進行水文地球化學評價4、為防治地方病，查明地方病與水土環(huán)境的關系5、地下采礦技術6、成礦理論研究、成礦預測7二、水文地球化學的含義1938年：原蘇聯(lián)著名水文地質學家奧弗琴尼柯夫提出這一術語

水文地球化學Hydrogeochemistry，HGC1982年：原蘇聯(lián)杰出的地球化學家維爾納茨基在俄羅斯礦物學會宣讀的一篇論文中首先科學地闡明了天然水文地球化學研究的內容。HGC是一門相對年輕的學科，至今尚無統(tǒng)一公認的關于HGC的定義。8二、水文地球化學的含義1、HGC是水文地質學的一部分2、HGC是在水文地質學與地球化學基礎上發(fā)展起來的、并已成為一門獨立的學科3、HGC是以地下水化學成分的形成與演化以及各種化學元素在其中的遷移規(guī)律為主要研究對象的一門學科4、HGC是探索地球殼層各帶中地下水的地球化學作用的一門新興學科沈照理教授——我國水文地球化學學科的主要奠基人之一，用四句話概括HGC的基本含義：91、

HGC是水文地質學的一部分首先，地下水化學成分及其規(guī)律是水文地質條件不可分割的部分。ⅠⅡⅢ分帶：潛水埋深帶溢出帶潛水下降帶鹽分溶濾帶鹽分過路帶鹽分積聚帶干旱山間盆地洪積扇典型水文地質分帶10另一方面：HGC的研究離不開水文地質條件的分析。例如：同是嘉陵組（T1J）的白云巖：位于水交替較強部位的巖溶水為HCO3-Ca-Mg水（淡水），而位于深部交替滯緩的巖溶水為CaCl2型鹵水。

人們早已認識到：地下水化學成分是水—巖相互作用的產物希臘名言：水流經(jīng)的巖石怎樣，水也就怎樣。

要合理解釋這種現(xiàn)象，就不能不分析這一地區(qū)的水文地質條件，尤其是這一地區(qū)的地質發(fā)展歷史和古水文地質條件。事實上，水文地質的研究從來就與水文地球化學的研究緊密相關，相互依賴、相互補充。復雜地區(qū)的水文地質條件的研究難度較大，補徑排條件常常借助于水文地球化學資料進行分析、判斷。如：①示蹤劑作用，使用同位素微量元素進行示蹤。②H、O同位素指示地下水循環(huán)時間、補給區(qū)域、補給高程。③化學組分的特征反映溶流途徑與水資源組成。

所以我們說，HGC是水文地質學的一部分可是這一規(guī)律有時還無法解釋地下水化學成分的特殊性。112、HGC是在水文地質學與地球化學基礎上發(fā)展起來的、并已成為一門獨立的學科奠基人是地球化學家維爾納茨基創(chuàng)使人是水文地質學家奧弗尼柯夫斯基12研究地球（包括大氣圈、水圈、生物圈和巖石圈）的化學及組成、化學作用及化學演化的科學地球化學是研究地球中元素的遷移、富集規(guī)律的學科地球化學的一些基本原理和工作方法，如元素分配理論，元素clark值和豐度的概念，pH-Eh相圖法等，均可用于HGC的研究水文地球化學是研究水圈、尤其是地下水圈中物質化學運動規(guī)律的科學水文地質學是研究地下水數(shù)量和質量在時空上的變化的學科涉及的對象是運動著的地下水及與之相關的大氣水、地表水結合地下水動力學的觀點去考察地下水化學組成及其變化13包括以下5個學科分支：（1）一般水文地球化學

地下水的成分和結構特點、地下水化學成分的形成過程、形成環(huán)境和影響因素、水—巖石—氣體—有機物質系統(tǒng)中的相互作用、地下水中元素的遷移、個別元素的水文地球化學（2）成因水文地球化學不同成因類型地下水化學成分的形成（3）歷史水文地球化或古水文地球化學元素遷移、水的地層作用（4）區(qū)域水文地球化學元素遷移的空間分布規(guī)律、地下水圈化學成分的形成、水文地球化學分帶性（5）應用水文地球化學水文地球化學找礦、地下水圈保護、礦泉水與工業(yè)礦水、土壤改良、地熱等）143、HGC是以地下水化學成分的形成與演化以及各種化學元素在其中的遷移規(guī)律為主要研究對象的一門學科。這句話是七十年代以前對HGC的傳統(tǒng)含義。已有研究證實，地殼中含有87種穩(wěn)定元素，而至今已在地下水中發(fā)現(xiàn)了70多種。而且毫無疑問，隨著分析技術靈敏度的提高，地下水中也將發(fā)現(xiàn)其余元素元素在地下水中除以簡單和復雜離子形式存在外，還有絡合物、氣體等形式存在水中不僅有大家所熟知的無機組分如K、Na、SO4、Cl、HCO3、CO2等以外，還存在有機物質、微生物以及元素的同位素。15水文地球化學的主要研究任務1、查明地下水化學成分（如首先查明地下水化學成分、水型、礦化度以及它們在空間上的變化規(guī)律）。2、解釋是什么作用形成了這些地下水特有的化學成分。3、有必要研究地下水中單個元素的遷移和富集規(guī)律。

東北三省、陜西、山西、天津、山東、新疆等地，有些地方老百姓牙齒發(fā)黃（斑釉齒）、人長不高、關節(jié)畸形（氟骨癥），這與該地水土環(huán)境中尤其是地下水中氟含量過高有關。在這種情況下，我們的任務就是，查明地下水中氟的分布狀況，過量的氟從哪里來的，是哪些因素造成氟在某一局部富集等一系列問題。從而為尋找低氟水，降低地下水中氟的含量提供理論依據(jù)16氟斑牙患者174、HGC是探索地球殼層各帶中地下水的地球化學作用的一門新興學科大家知道，地質作用分為內生作用與外生作用兩種：外生作用發(fā)生在地球上部的巖石圈表層、水圈、生物圈和大氣圈；內生作用發(fā)生于地殼下部及地幔中。水作為一種最活躍的地質營力，通過與巖石、氣體、有機物質的相互作用，改變著水自身和其介質的性質。如：泉鈣華、石鐘乳等的形成185、水文地球化學是環(huán)境污染控制與治理的理論基礎水文地球化學的理論不僅適用于天然介質水巖作用的研究，同樣適用于環(huán)境受到污染過程中污染物與水、巖土介質發(fā)生的化學作用。土壤與地下水的污染處理需要水文地球化學作為理論依據(jù)。19四、水文地球化學的研究進展早期的水文地球化學研究主是反映地下水水質特征、水化學組成的形成。隨著人類活動的加劇，地下水地球化學環(huán)境的惡化問題日益嚴重，國內外許多學者對影響地下水化學組分的演化特征，演化機理方面進行了許多研究工作，取得了一定的進展。1、CO2-H2O-巖系統(tǒng)中碳循環(huán)與轉換、反應速率與化學動力學方程的建立。2、除使用常量組分外，大量使用微量組分，同位素數(shù)據(jù)揭示成因機制。3、除使用無機組分外，越來越多地注意到有機組分的演化、遷移。4、反映在計算機模擬軟件上的變化：由統(tǒng)計、水質特征示蹤—反應模擬—反應路徑模擬—化學動力學模擬—反應性溶質遷移模擬。20五、研究方法1、野外調查（水文地質調查、水文地球化學采樣）2、室內分析測試3、實驗室模擬4、計算機模擬21六、應具備的知識1、巖石、礦物知識。2、水文地質學基礎、地下水動力學知識。3、物理化學知識22七、參考資料1、GroundWater2、WaterResoursesResearch3、AppliedGeochemistry4、Appliedchemicalandisotopicgroundwaterhydrology5、EnvironmentalGeology6、GeochimCosmochimActa期刊沈照理，朱宛華，鐘佐燊.水文地球化學基礎.北京:地質出版社.1993錢會,馬致遠.水文地球化學.北京:地質出版社.2005水化學,W.StummandJ.Morgan，1996水和廢水監(jiān)測分析方法，中國環(huán)境科學出版社，1998地下水污染與防治，王焰新，2007專著23水是極性分子，是一種溶解能力很強的溶劑它與包氣帶及含水層中的巖石(土)接觸時，必定會發(fā)生溶解—沉淀反應、氧化還原作用、界面反應作用，這些反應是控制地下水化學成分形成和演變的重要作用。水巖相互作用在某種程度上取決于與水的狀態(tài)(在一定的溫度和壓力下與固相的和氣相的飽和狀態(tài))有關的各種反應這些反應可通過地下水的化學平衡模型來預測。反應狀態(tài)的研究可揭示水中溶解組分的來源，并有助于預測地下水污染過程中所引起的水文地球化學效應。第二部分化學熱力學基礎24在天然地下水系統(tǒng)中，很少達到完全的化學平衡，所以化學平衡模型還不能完全描述各種水-巖相互作用但是，地下水化學平衡模型在預測水化學成分變化方向、計算其反應速率、揭示哪些作用存在及哪些作用控制著水化學成分等方面，常?？梢蕴峁┮环N十分接近地下水系統(tǒng)實際情況的方法。建立此類模型涉及化學平衡熱力學的一些基本概念和基本原理。為此，下面對有關的概念和原理作簡明的闡述。第一節(jié)化學熱力學基礎25質量作用定律化學反應的驅動力與反應物和生成物的濃度相對大小關系相關；發(fā)生在地下環(huán)境的水-巖相互作用同樣受到質量作用定律的控制?；瘜W平衡常數(shù)K的獲得需要化學熱力學的知識。26熱力學理論包含三個基本定律熱力學第一定律（即能量守恒和轉化定律）能量有各種不同的形式，如輻射能、熱能、電能、機械能和化學能，能量能夠從一種形式轉化為另一種形式，但總能量保持不變熱力學第二定律能量只沿有利的勢能梯度傳遞，該定律闡述過程的可能性、方向和限度（熱量不可能自發(fā)地、不花任何代價地從低溫物體傳向高溫物體）熱力學第三定律“在熱力學溫度零度（即T=0開）時，一切完美晶體的熵值等于零?！?/p>

絕對零度不可達到，但可以無限趨近熱力學理論運用于化學時，稱為化學熱力學?；瘜W熱力學對分析預測地下水環(huán)境中的化學反應十分有用。271、熱力學體系的性質、狀態(tài)體系和環(huán)境在熱力學中，被研究的對象稱為熱力學體系，簡稱體系體系以外、與體系有關聯(lián)的其他物體稱為環(huán)境或外界一杯水、一個地質露頭、一個含水層單元都可作為一個體系封閉體系與環(huán)境之間只有能量交換而無物質交換的體系開放體系與環(huán)境之間既有能量交換又有物質交換的體系孤立體系與環(huán)境之間能量交換和物質交換兩者全無的體系28當體系的各種性質具有確定的數(shù)值時，就稱該體系處于一定的狀態(tài)。如果這些性質中的一個或多個發(fā)生了變化，就意味著體系的狀態(tài)發(fā)生了變化。也就是說，熱力學中用體系的性質來確定或描述體系的狀態(tài)的和狀態(tài)的變化。反之，如體系的狀態(tài)確定了，體系的一切性質也就完全確定了。由于決定體系狀態(tài)的這些性質同體系的狀態(tài)之間有著這樣的依從關系，所以又把體系的這些性質稱為狀態(tài)性質或狀態(tài)函數(shù)。體系的溫度、壓力、體積、密度、電位、折光率、粘度、自由能……等等，都是狀態(tài)函數(shù)。狀態(tài)和狀態(tài)函數(shù)29體系到達某一狀態(tài)后，若不再隨時間改變，則稱體系處于熱力學平衡狀態(tài)，簡稱平衡狀態(tài)。處于平衡狀態(tài)時，體系的各種性質不隨時間改變，都具有確定的值。但從微觀來看，分子、原子、電子等仍處于不停的運動之中。所以，平衡是動態(tài)的。平衡必須在一定的條件下才能保持，所以它又是相對的和暫時的。平衡狀態(tài)30體系處于平衡狀態(tài)的三個條件力學平衡條件

體系處于平衡狀態(tài)時，體系的壓力必須不隨時間改變，體系內各部分的壓力必須處處相等若器壁不是剛性的，除了體系內部的壓力必須處處均勻外，還必須使體系的壓力與外界(環(huán)境)的壓力保持相等熱平衡條件

體系處于平衡狀態(tài)時必須保持自身的溫度不變，體系內部的溫度亦必須處處均勻。若體系與環(huán)境之間未隔以絕熱壁，還應使體系與環(huán)境的溫度相等31體系處于平衡狀態(tài)的三個條件化學平衡條件

體系處于平衡狀態(tài)時還必須滿足化學平衡條件。滿足化學平衡條件的體系，在其內部應無化學反應發(fā)生，或雖有化學反應發(fā)生，但其正、逆反應進行的速度相等判斷化學反應是否已達平衡，可每隔一段時間從體系中取樣分析，若歷次測定的濃度不變，就說明體系已到達了平衡狀態(tài)。熱力學體系常用溫度、壓力和物質化學組成(濃度)這三種狀態(tài)參數(shù)來表述，當這三種狀態(tài)參數(shù)都保持固定不變時，該體系達到熱力學平衡狀態(tài)，一旦在外界作用下使某一狀態(tài)參數(shù)發(fā)生改變，平衡就遭破壞。熱力學常用“標準狀態(tài)”一詞，是指溫度為298.15K(25℃)、壓力為一巴的狀態(tài)。32在熱力學中，焓是系統(tǒng)狀態(tài)函數(shù)，它指一種化學反應向環(huán)境提供的熱量總值，以符號H表示，ΔH指一種反應的焓變化。在標準狀態(tài)下，最穩(wěn)定的單質生成1摩爾純物質時的焓變化，稱為標準生成焓，以ΔHf表示例如、水的ΔHf

＝285.8kJ/mo1，就是說，在標準狀態(tài)下，lmolH2和l/2molO2生成1molH2O時所生成的熱量為285.8kJ焓可作為化學反應熱效應的指標，化學反應的熱效應是指反應前后生成物和反應物標準生成焓的差值，熱力學上稱這個差值為反應的標準焓變化，以ΔHr表示。其計算方法如下：ΔHr＝ΣΔHf(生成物)—ΣΔHf(反應物)ΔHr為正值，屬吸熱反應；ΔHr為負值，屬放熱反應焓33CaCO3溶解：CaCO3

＝Ca2++CO32-ΔHr＝ΔHCa+ΔHCO3-ΔHCaCO3

＝(-542.83)+(-677.1)-(-1207.4)＝-12.53kJ/molCaCO3沉淀：Ca2++CO32-＝CaCO3ΔHr＝ΔHCaCO3

-ΔHCa-ΔHCO3

＝(-1207.4)-(-542.83)-(-677.1)＝12.53kJ/molCaCO3的溶解和沉淀反應上述計算說明，CaCO3溶解，ΔHr為負值，屬放熱反應；CaCO3沉淀，ΔHr為正值，屬吸熱反應。34熱力學中的另一個狀態(tài)函數(shù)，也稱為吉布斯自由能。在熱力學中，自由能的含義是指一個反應在恒溫恒壓下所能做的最大有用功，以符號“G”表示。ΔG是指一個反應的自由能變化。在標準狀態(tài)下，最穩(wěn)定的單質生成1摩爾純物質時的自由能變化，稱為“標準生成自由能”，以“ΔGf”表示。在標準狀態(tài)下，某一反應自由能變化稱為“反應的標準自由能變化”，以“ΔGr”表示，其計算方法為

ΔGr＝ΔGf(生成物)—ΔGf(反應物)

化學反應中的驅動力，一般用自由能變化來代表。在恒溫恒壓條件下自由能判據(jù)為：自由能352、自由能與化學平衡根據(jù)化學熱力學原理，可推導出反應的標準自由能變化與平衡常數(shù)的關系式：ΔGr=-RTlnK式中ΔGr為反應的標淮自由能變化（kJ/mol）；R為氣體常數(shù)（0.008314kJ/mol）；T為絕對溫度；K為平衡常數(shù)在標準狀態(tài)下，T＝293.15K(T＝25℃+273.15)，將R和T值代入上式，并轉換為以10為底的對數(shù)，則lgK

＝-0.175ΔGr(kJ/mol)只要從文獻中能查到反應中所有組分的ΔGf值，即可算得標準狀態(tài)下的ΔGr，進而求得平衡常數(shù)K36范特霍夫式用于求取標準狀態(tài)以外的情況下的K值原因：反應的標準自由能變化隨溫度和壓力的不同變化明顯；但反應的標準焓變化與溫度和壓力關系不大；地殼淺部幾百米內，流體壓力對平衡常數(shù)K的影響極小，可忽略不計；因此，對該范圍內的水文地球化學反應，平衡常數(shù)只與反應的溫度有關，可通過反應的標準焓變化求得。373、理想溶液與活度A、理想溶液與稀溶液理想溶液：溶液中離子之間或分子之間沒有相互作用。地下水是一種真實溶液，不是理想溶液；水中離子（或分子之間）存在各種相互作用，包括相互碰撞及靜電引力作用。作用的結果是，化學反應相對減緩，一部分離子在反應中不起作用了。因此，如果仍然用水中各組分的實測濃度進行化學計算，就會產生一定程度的偏差。為了保證計算的精確程度，就必須對水中組分的實測濃度加以校正，校正后的濃度稱為校正濃度，也就是活度。質量作用定律中，濃度是以活度表示的?；疃仁钦鎸崫舛龋▽崪y濃度）的函數(shù)，一般情況下，活度小于實測濃度。383、理想溶液與活度A、理想溶液與稀溶液活度與實測濃度的函數(shù)表示式為：a=rm

式中m為實測濃度（mol/L）；r為活度系數(shù)，其單位是實測濃度的倒數(shù)（L/mol），a為活度，無量綱。但是，在實際應用中，a和m的單位相同，均為mol/L，r為無量綱的系數(shù)。活度系數(shù)隨水中溶解固體（TDS）增加而減小，一般都小于1。當水中TDS很低時，r趨近于1，活度趨近于實測濃度。分子（包括水分子）和不帶電的離子對的活度系數(shù)為1。在化學平衡計算中，規(guī)定固體和純液體的活度為1。39B、活度系數(shù)公式在水文地球化學研究中，應用最普遍的活度系數(shù)計算公式是迪拜-休克爾（Debye-Huckel）方程：式中：r為活度系數(shù)；Z為離子的電荷數(shù)；I為離子強度（mol/L）；A和B為取決于水的介電常數(shù)、密度和溫度的常數(shù)；a是與離子水化半徑有關的常數(shù)。當I＜0.1時，該方程精確性很高離子強度I的計算公式：式中：Zi為i離子的電荷數(shù)；mi為i離子的濃度（mol/L）。40對于TDS高（I大于0.1mol/L）的咸地下水、污水來說，迪拜-休克爾方程就不適用了。為此，戴維斯提出了擴大的迪拜-休克爾方程，也稱為戴維斯（Davies）方程：

與迪拜-休克爾方程相比，它增加了校正參數(shù)b，且式中的a值與迪拜-休克爾方程式中的a值不同。方程的應用范圍是I＜0.5mol/L。B、活度系數(shù)公式414、溶度積和溶解度溶解度：在給定的溫度和壓力下，溶液中某溶解物達到溶解平衡時的總量嚴格說來，物質的溶解度只有大小之分，沒有在水中絕對不溶解的物質。習慣上把溶解度小于0.01g/100g水的物質叫做“不溶物”，確切地說應叫做“難溶物”溶度積（常數(shù)）：即難溶鹽的平衡常數(shù)以BaSO4的溶解與沉淀過程為例說明42BaSO4的溶解與沉淀過程43飽和度判別如BaSO4的溶解速度大于沉淀速度，溶液處于未飽和狀態(tài)；如果沉淀速度大于溶解速度，BaSO4溶液處于過飽和狀態(tài)；如果沉淀速度等于溶解速度，溶解過程和沉淀過程便達到平衡，即溶液為飽和溶液。溶解-沉淀平衡建立后，雖然兩個相反的過程還在不斷進行，但溶液中離子的濃度（嚴格講，應是活度）不再改變。在BaSO4的飽和溶液中存在下列平衡:BaSO4（固）==Ba2++SO42-

按照質量作用定律K=[Ba2+][SO42-]/[BaSO4]44在溫度一定時，K為常數(shù)，固體BaSO4的“活度”為1，所以：[Ba2+][SO42-]=Ksp

Ksp稱為溶度積常數(shù)（SolubilityProductConstant）。Ksp隨溫度而改變，例如BaSO4的溶度積，298K時Ksp=1.08×10-10；323K時Ksp=1.98×10-10?？芍狟aSO4的Ksp隨溫度的升高而稍增大。

45BaSO4溶液與固體BaSO4接觸達到平衡時，飽和溶液中[Ba2+]與[SO42-]的乘積在溫度一定時，是一個常數(shù)，不因固體BaSO4的量而改變。在純BaSO4的飽和溶液中，[Ba2+]=[SO42-]。但溶液中可能暫時出現(xiàn)[Ba2+][SO42-]＞Ksp的情況，例如向BaSO4飽和溶液中加BaCl2或Na2SO4即可能導致上述現(xiàn)象。這時溶液中將析出BaSO4沉淀，直到[Ba2+][SO42-]=Ksp，即在新的條件下又達到了新的沉淀-溶解平衡為止。但這時溶液中[Ba2+]≠[SO42-]了，[Ba2+]越大，[SO42-]越小，反之亦然。若溶液中[Ba2+][SO42-]＜Ksp，這時如該溶液與足夠量的固體BaSO4相接觸，則有BaSO4溶解進入溶液。同樣，這種溶解作用也是直到溶液中[Ba2+][SO42-]=Ksp時為止。如溶液中[Ba2+]與[SO42-]的乘積小于Ksp，且溶液并未和BaSO4固體接觸，那么溶液中[Ba2+]與[SO42-]之間沒有相互依賴關系，可以任何濃度存在，只要它們的乘積不超過Ksp。所以這時[Ba2+]與[SO42-]的乘積不稱為溶度積而稱離子積。因為它們的乘積不是一個常數(shù)?？傊?，[Ba2+][SO42-]=Ksp是溶液處于飽和狀態(tài)時[Ba2+]與[SO42-]的相互關系。5、溶度積和離子積

46溶度積常數(shù)值可用來估計和比較難溶電解質的溶解度大小：AB型化合物：AB(固)＝A++B-平衡時：[A+]=[B-]=S；Ksp=[A+][B-]=S2AB2或A2B型化合物：AB2(固)＝A2++2B-Ksp=[A2+][B-]2=S·(2S)2=4S3AB3型化合物：AB3(固)＝A3++3B-

Ksp=[A3+][B-]3=27s4由上述關系可知，相同類型的難溶電解質（例如同是AB型或AB2型）相比，溶度積越小的，溶解度（以摩爾濃度表示）也越小。

溶解度（以S表示；單位：mol/L）和溶度積的定量關系47飽和指數(shù)（Saturationindex）飽和指數(shù)是確定水與難溶電解質（礦物）處于何種狀態(tài)的參數(shù)，以符號“SI”表示，我們以下列反應說明：aA+bB=cC+dD按質量作用定律，當上述反應達到平衡時，

上述左邊稱為活度積，以“AP”表示；如所用組分均為離子，則稱離子活度積(IonActivityProduct)，以“IAP”表示。當達到溶解平衡時，AP（或IAP）=K，即AP/K或IAP/K等于1；如AP/K或IAP/K＞1，反應向左邊進行；如AP/K或IAP/K＜1，反應向右邊進行。據(jù)上述原理，SI的數(shù)學表達式為SI=IAP/K