㈠ 稀土行業廢水氨氮如何去除
環瑞生態研發人員對稀土廢水水質進行了大量研究實驗， 例如：山東某稀土企業的廢水水質：pH=3.8 氨氮360mg/L，實驗總結如下：
1） PH：PH6～8時，處理氨氮效果最好。
2） 加入量：按氨氮1mg:0.025g的量加入，廢水中氨氮濃度經檢測低於稀土廢水氨氮排放量的標准限值。
3） 反應時間：反應時間短，加入葯劑5～6分鍾後，廢水中的氨氮便低於稀土廢水氨氮的排放標准限值。
環瑞氨氮去除劑A2對於稀土廢水具有較好的處理效果，反應迅速，去除率高，處理後的廢水達到稀土工業污染物的排放標准。
㈡ 印染行業的特徵污染物是什麼
印染廢水具有水量大、有機污染物含量高、鹼性大、色度高、水質變化大等特內點，屬難容處理的工業廢水之一，廢水中含有染料、漿料、助劑、油劑、酸鹼、纖維雜質、砂類物質、無機鹽等。目前用於印染廢水處理的主要方法有物化法、生化法、化學法以及幾種工藝結合的處理方法，而廢水處理中的預處理主要是為了改善廢水水質，去除懸浮物及可直接沉降的雜質，調節廢水水質及水量、降低廢水溫度等，提高廢水處理的整體效果，確保整個處理系統的穩定性，因此預處理在印染廢水處理中具有極其重要的地位。
印染廢水的水質復雜，污染物按來源可分為兩類：一類來自纖維原料本身的夾帶物；另一類是加工過程中所用的漿料、油劑、染料、化學助劑等。
㈢ 微量金屬及非金屬污染
（一）微量金屬
隨著微量金屬在人體健康及生態學上研究的逐步深入，地下水中的微量金屬污染問題也為人們所關注。
1.控制微量金屬污染的主要機理
主要是吸附和沉澱這兩種機理。地下水中大多數的微量金屬，諸如Cu、Pb、Zn、Hg、Cd等，均以陽離子的形式存在，他們很容易被岩土中的吸附劑所吸附，而且這種吸附常常是不可逆反應的化學吸附。例如汞這種微量金屬，它很容易被吸附而聚集在岩土中，但很難從土中遷移到水體里。
實例A：據納杜〔14〕（J.Nadeau,1982）報導，美國一個用汞的化工廠附近，土壤汞的均值為1000ppm，最高為89162ppm；流經該區的河流的河口沉積物含汞量比無污染河流的含汞量（0.33ppm）高幾個數量級。污染源附近8個觀測井，只有兩個井水汞濃度超過飲水標准（1ppb），分別為4.3和8.8ppb；土中汞的累積強度僅25cm，其下即為背景值。上述情況說明，由於汞易被吸附（可能多為化學吸附），而難於進入地下水。
實例B：一學者迪（T.D.Dinh,1981）為研究受污染河水的水質改善後，河床含汞淤泥中的汞是否會隨河水的滲漏進入地下水，曾做解吸試驗〔13〕。他以無汞天然水淋濾有含汞淤泥的石英砂柱。結果，僅開頭的滲出液含汞1.2ppb，其後均＜0.2ppb；滲出水體積達10多倍孔隙體積時，含汞淤泥汞的釋放量僅為淤泥總汞量的1/1000。上述數據說明，汞的吸附多為化學吸附。
除了吸附外，沉澱也是控制微量金屬遷移的一個重要因素。眾所周知，其難溶鹽主要是硫化物及碳酸鹽。這些難溶鹽的沉澱嚴格地受pH及Eh值的控制，當Eh值很低時，不管pH的高低，均可產生Pb和Cd的硫化物沉澱；而在Eh值不很低時，如pH大於7或8，則可能產生Pb和Cd的碳酸鹽沉澱。一般來說，產生硫化物沉澱必須有硫還原菌存在，且Eh應小於100mV。在排污河流和污水滲坑下面的包氣帶里，這種條件是可能達到的。例如，洛赫等（J.P.G.Loch,1981）的實驗表明〔15〕，用不含脂肪酸的金屬溶液淋濾砂及細粒粘性土柱，在15—70cm深處發現有黑色的Pb、Ni和Zn的硫化物沉澱；在15cm深處以上，Cu和Pb以吸附形式存在。上述試驗說明，吸附和沉澱能有效地阻礙微量金屬的遷移。
但是，脂肪酸與金屬離子絡合能促進其遷移。固體廢物中的有機物分解達到厭氣分解階段時，復雜有機物可轉變為脂肪酸，有些固體廢物填埋地點下滲水的脂肪酸可達4g/L，在這階段里，pH可降低到5.5—6,Eh也明顯降低。拉加斯等（P.Lagas,et a1.,1980）〔16〕認為，當脂肪酸濃度達0.3mg/L時，與脂肪酸絡合的金屬離子所佔的百分比大大增加，從而明顯減少金屬離子的吸附和沉澱。洛赫等〔16〕的研究證明，他們做了兩種土柱試驗，A柱，用含脂肪酸的固體廢物淋濾液淋濾；B柱，用不含脂肪酸的溶液淋濾。試驗時間均為16個星期。結果是，A柱，Ni、Pb、Zn遷移110cm;B柱，Ni、Pb、Zn僅遷移50cm。但Cu與其它金屬不同，均截留在兩柱的30—5Ocm處，這是Cu被優先吸附所致。
2.鉻的污染
微量金屬中，除鉻外，它們在水中存在的形式主要是陽離子。由於它們易被岩土吸附（即使在濃度很低的情況下也是如此），所以，一般只形成污染范圍很小的局部污染，不會造成較大面積的污染。
鉻在地下水中有兩種氧化態。Cr3+，以帶正電的絡合離子形式存在，如CrOH2+、
在一般的情況下，包氣帶及含水層中的固體物質多是帶負電的，吸附陽離子，而Cr6+是以絡陰離子的形式存在，所以，地下水中Cr6＋的污染經常可見，而且有一定的污染范圍。例如，在美國長島〔17〕，淺層地下水受Cr6＋污染，濃度為14mg/L;Cr6＋來自一個工業廢物排放坑；從污染源附近地下水第一次檢出Cr6＋污染後約20年，污染范圍超過3000m。又如，北京某工廠把電鍍廢水（含鉻）直接排入一砂礫石滲坑，造成約2000m范圍的潛水污染。除人為污染外，天然地下水中也有含Cr6＋高的地下水。例如在美國阿利桑那州芬尼克斯的Paradise河谷地區〔18〕，地下水中的鉻為0.1—0.2mg/L,pH為9左右，Eh值一般都大於280mV，屬中等氧化狀態的鹼性水環境l在該區內，如pH＜7.8，地下水不含鉻。該作者認為，該區的河谷沉積物中，沒有含二價鐵的輝石類和角閃石類及有機質等還原劑，從而使地下水保持著充氧的和鹼性的特徵，這是使地下水中的Cr6＋不被還原為Cr3＋而產生Cr（OH）3沉澱，保持較高濃度的重要原因。
影響鉻遷移的機理主要是沉澱和吸附。在還原條件下，Cr6＋轉化為Cr3+，可能產生Cr（OH）3沉澱，Cr（OH）3的溶解度很低，僅0.005mg/L。如含水層及包氣帶中富含有機質及二價鐵，很易使Cr6＋還原為Cr3+，產生Cr（OH）3沉澱，其反應為：
水文地球化學基礎
只有當Fe2+濃度＜10-11mol/L時，這種反應才不會發生。巴特利特等（R.J.Bartlett,et a1.）〔19〕試驗證明，在有機質含量小於0.05%的土壤中培養5星期後，所有的Cr6＋都還原為Cr3+。
在一定條件下，以鉻陰離子形式的Cr8i＋也會被吸附，其吸附劑主要是鐵的氧化物及氫氧化物。斯托倫沃克等〔20〕（Sto11enwerk,K.G.et a1,1985）的研究證明，在沖積物里的細小顆粒表面，包著一層鐵的氧化物及氫氧化物薄膜，去掉這種薄膜後所吸附的鉻僅12mg/kg，而不去掉這種薄膜所吸附的鉻高達129mg/kg。他們發現，沖積物的零點電位pH值（pHz）為8.38，而地下水的pH值為6.8，介質的pH值小於pHz值，所以沖積物帶正電、吸附陰離子。
3.鐵的污染
地下水中鐵的氧化態有兩種形式，Fe2+和Fe3+；在相對比較氧化的地下水中，Fe2+和F3+都不穩定，因為Fe2+易氧化為Fe3+，並形成Fe（OH）3或Fe2O3沉澱。只有在相對比較還原的地下水中，Fe2+是穩定的，高鐵地下水是含Fe2+高的地下水。
許多高鐵地下水不是人類活動引起的，而是天然地質歷史的產物。例如，油田水中，Fe2+可高達1000mg/L以上；相對比較還原的地下水，鐵的濃度一般在1—10mg/L間，我國南方長江中下游沖積層地下水多為這種水。
地下水中鐵的人為來源主要與金屬硫化礦開采及煤礦開采有關，它是黃鐵礦氧化FeSO4溶於水的結果；此外，與固體廢物堆的淋濾有關，在排放此類廢物地點附的地下水，其還原性較強，有時其Fe2+濃度竟達700mg/L〔8〕。
（二）微量非金屬
在飲用水標准中，包括了三種微量非金屬元素：As、F和Se。
1.砷（As）
在地殼中，As與S共存，它常與硫結合形成硫化物。例如，雄黃（AsS）、雌黃（As2Sa）、毒砂（FeAsS）、砷華（As2O2）、斜方砷鐵礦（FeAs2）、輝鈷礦〔（Co、Fe）As、S〕、硫砷銅礦（Cu3AsS4）、紅銀礦（3Ag2S·As2S2）、砷鎳礦（NiAs2）等。含砷的硫化物不易溶於水，但這些低價的礦物，經氧化後變為五價的砷酸鹽，它們易溶於水。砷常用於農葯、顏料、葯品、合金和玻璃工業，其固體及液體廢物含As。國外曾報導，長期噴灑含As農葯的土壤，As含量可達幾百ppm。
As是一種多氧化態元素，有四種氧化態：V、Ⅱ、－Ⅲ和0價。地下水中主要以As（I）和As（V）出現。As（I）毒性大於As（V）。在氧化條件下，地下水中的As以五價形式出現，為絡陰離子：pH＜3時，以
一般地下水中，As的濃度多低於0.1mg/L，但在含As礦床地下水、油田水及熱水中，As濃度常常較高，例如〔8〕，美國內華達州一熱泉，As為4mg/L，西德一熱泉，As為17mg/L。但是，在一般的淡地下水中，也偶然有As高的情況。例如〔8〕，美國內華達州一井水，As為1.3mg/L。
人為活動引起地下水As污染的情況也時有出現。它們多與固體廢物。含As金屬礦冶煉及含As農葯廠的廢物排放有關。例如〔22〕，西德一個煉鋅廠，沖煙道廢水滲入砂礫石含水層，致使地下水受As嚴重污染，其平均值為22.7mg/L，最高值為56mg/L（天然地下水背景值＜0.01mg/L），相應的pH及Eh也相當低，其最低值分別為3.1和—120mV,As以三價的形式存在；又例如〔21〕，在瑞典，在一土地填埋地點，排放與石灰混合的含As污泥，結果引起潛水被As嚴重污染，面積為500×500m,As的最高濃度為2890mg/L,pH最低為1.2。
地下水中的As以絡陰離子形式存在，一般不易吸附。但在一定的pH條件下，粘土礦物也吸附As。據有關研究證明〔23〕，pH=5時，五價
2.氟（F-）
在地殼各種岩石里均可能有含氟礦物，但以火成岩中含氟礦物最多。含氟的主要礦物有：螢石（CaF2）、氟磷灰石〔Ca5（PO4）3F〕、黑雲母〔K（Mg,Fe）3（A1Si3O10）（OH,F）〕、金雲母〔KMg3（A1Si3O10）（F,OH）〕等。火山爆發，從地殼深部也可帶來大量的氟。與人類活動有關的氟來源主要是鋼鐵工業的廢物（廢氣、廢水及廢渣）、磷礦開採的廢物；其次是鉛廠、搪瓷廠、玻璃廠及農葯廠等，有時也使用一些含氟原料，但因其用量小，一般不會構成地下水的污染源。
高F水多為天然地下水，是地質歷史的產物，多分布於我國的東北和西北地區，華北地區也不少。氟在地下水中富集受氣候、地理、地層岩石中含氟礦物、水文地質條件等多種因素的影響。高F地下水的形成條件是復雜的，本書不詳述。但總的來說，其分布有明顯的地理分帶性，它多出現於蒸發量大降水量小的乾旱地區，南方的省份少見』含氟高的地層中，水交替緩慢，其含氟量也高，例如，內蒙廣泛分布的含氟礦物的火成岩地區，地下水含氟量為1.5—5.0mg/L，最高達16mg/L；此外，高氟地下水與火山活動有關。例如，吉林火山岩分布區，其地下水氟濃度為1—5.8mg/L，紐西蘭熱泉〔8〕氟濃度高達806mg/L。
人類活動引起的地下水氟污染主要與鋼鐵工業的廢物排放有關。廢氣中的F主要是HF及含F的廢氣顆粒物，它們降落到地表後，如表層土壤或包氣帶是酸性或非酸性的非鈣質土的話，部分的氟可能被淋濾而污染地下水，上海曾出現過類似的污染；而北方地區，由於多是含鈣豐富的鹼性土，不易引起含氟廢氣的地下水氟污染。北方地區地下水的氟污染源主要是含氟廢水及廢渣。例如，唐山鋼廠含F-高達10—15mg/L的廢水直接排入陡河，使兩岸灰岩井水的F-高達6mg/L,1982年F-污染面積達3.76km2；包鋼也出現過類似的情況。
地下水中的F-濃度受一些難溶鹽溶解度控制。這些難溶鹽有：含F硅鋁酸鹽礦物，如金雲母、黑雲母等，還有CaF2和Ca5（PO4）3F（氟磷灰石）。由於地下水中Al、Si和
水文地球化學基礎
上述反應的pK值在文獻中有所差別，pK值分別為9.046〔21〕、9.8〔26〕和10.57〔24〕。即使按最小的溶度積常數（Kdp=10-10·57）算，要使地下水濃度控制在飲用水標准（1mg/L）以下，水中的Ca2+濃度必須大於388mg/L。也就是說，單純依賴CaF2的溶解度控制，很難使地下水F-濃度保持在飲用水標准內。
除溶解度控制外，吸附作用對地下水中F-濃度也有重要影響。當F-濃度較低時，F-的吸附遵循蘭米爾等溫吸附方程；F-濃度較高時，遵循弗里德里克等溫吸附方程。據鮑爾等（Bower,C.A.et a1.）〔26〕的研究，8種礦物對F-的吸附能力排序為：膨潤土、蛭石和針鐵礦＜鹼性土（未處理）＜三水鋁石和高嶺土＜酸性的埃肯土、非水化的埃洛石和水化的埃洛石＜A1（OH）。和沉澱在膨潤土上的新鮮A1（OH）3。當水中F-平衡濃度為16mg/L時，它們的F-吸附容量（mg/kg）為：新鮮的A1（OH）3,32600；水化的埃洛石，1777；非水化的埃洛石，1400；酸性的埃肯土，1060；三水鋁石和高嶺石，190一295；鹼性土，59—190。其它的F-吸附量甚微。關於F-的解吸目前研究甚少。－些學者研究表明，在酸性土壤里，F-的吸附是可逆的；在鹼性土壤里，F-的吸附多半受阻滯，可能是產生CaF2沉澱之故。丹尼克等〔27〕的研究得出，在20種試驗土中，只有三種土的F-吸附是可逆的，其它土的F-的解吸均受阻滯，吸附平衡時間越長，被吸附的F-越不易解吸。
除了As和F這兩個非金屬元素外，非金屬元素Se也是多氧化態變價元素，在水中也以絡陰離子出現：
㈣ 稀土和微量元素特徵
岩漿的化學成分與其形成的構造環境有一定的關系。其中，稀土元素(REE)豐度及其配分形式是地幔源區、部分熔融程度、分異結晶程度的綜合指標，並進而反映地幔熱狀態。
(1)稀土元素豐度(∑REE)
研究區玄武岩和輝長岩稀土元素豐度較高，最高為206.98×10-6，最低為77.38×10-6(表2-5，圖2-35)，一般高於玄武岩的平均值(85×10-6)［8，9］。
圖2-35 東營凹陷火成岩稀土元素總量分布圖
(2)稀土元素配分型式
對火成岩稀土元素進行球粒隕石標准化後作出稀土元素配分曲線(圖2-36)。從中發現各地區、各層位火成岩稀土曲線型式基本一致，均為輕稀土富集，並具有相似的Eu正異常(δEu大於1.05為正異常，δEu小於0.95為負異常)，這種特徵反應了研究區火成岩來自一個相對比較固定的、具有相似地球化學特徵的地幔源區。另外，稀土元素分配曲線也顯示出這些火成岩大陸裂谷的成因特徵。
(3)稀土元素參數特徵
(La/Yb)n比值較高，但變化不大，在8.51～18.76之間，反映輕稀土元素明顯富集。
LREE/HREE(輕重稀土元素之比)均大於1，且較高，在9.92～18.58之間，也表
表2-5 東營凹陷火成石及周圍烴源岩稀土元素組成（wB/10-6）
圖2-36 東營凹陷火成岩稀土元素配分曲線
明輕稀土元素明顯富集。
(La/Sm)n比值反映了輕稀土元素之間的分餾程度，該比值越大，輕稀土元素越富集。研究區火成岩的(La/Sm)n比值在2.49～5.75之間，反映岩漿在深部發生一定的結晶分異作用。
δEu值在0.85～1.20之間，在1左右波動，說明火成岩源於較深部位，且在形成過程中分異作用不明顯。
(4)微量元素特徵
研究區火成岩均為強不相容元素富集型的配分型式(表2-6，圖2-37)，Ba、Th、K、P、Ti較為富集，Yb、Y虧損，Rb/Yb大於1，且Hf高、Zr低等特徵。根據Pearce(1982)［10，11］火成岩構造背景判別研究區內新生代玄武岩為板內鹼性玄武岩，具上地幔起源特徵。而且火成岩微量元素成分變化從古新統到漸新統逐漸增加，強不相容元素的增加量最為明顯。由此可見，研究區火成岩岩漿的熔融程度從古新統到漸新統逐漸降低，反映出岩漿的地幔源深度在逐漸加大。
表2-6 東營凹陷火成岩向量元素組成（wB/10-6）
圖2-37 東營凹陷火成岩微量元素配分曲線
㈤ 地下水中氟的形成條件與富集規律
一、氟的水文地球化學簡述
氟屬鹵族元素，其原子外層有7個電子，因此，在自然界常以F﹣的形式存在，與一價的鹼金屬形成易溶鹽，如氟鹽（NaF）、氟鉀鹽（K F），與鹼土金屬形成難溶鹽，如螢石（CaF2）、氟鎂石（MgF2）。
由於F﹣和OH﹣離子半徑相近，可以產生類質同象置換，因此，在岩漿岩和熱液礦物中形成含氟鋁硅酸鹽礦物，如白雲母、電氣石、腳閃石等。氟的負電性高達3.95，居所有元素之首，其化學活性最大。這種特性使氟趨向於形成穩定的絡合物，不易水解，電離也很弱。它們與鹼金屬、鹼土金屬和稀土元素相結合形成各種含氟礦物，如氟硅鈉石（Na2﹝SiF﹞6）、氟磷灰石（Ca5﹝PO4]3F）等。
氟礦物和含氟礦物在表生帶的風化作用是地下水中氟的主要來源。風化作用主要包括溶解和水解作用。螢石，無論在酸性條件下，還是鹼性條件下，都可以發生水解。但螢石在地殼上的分布具有局限性，而含氟硅酸鹽的分布則極為普通，為地下水氟的來源提供了廣泛的物質基礎，如白雲母轉變為水白雲母、黑雲母轉變為水黑雲母時，氟被釋放出來進入地下水中。
在自然界中，鈣與氟是一對拮抗體，鈣對氟的遷移起著抑製作用。因為它們形成的氟化鈣沉澱，不易被水所溶解。氟化鈣的形成起著固定儲存氟的作用，有利於氟的富集。因此，在富鈣的情況下，土層中往往氟含量較高，而地下水中則較低，在富鈣環境中的鹽漬化、蘇達化地段，由於陽離子交替吸附作用，使鈣的活度降低，而鈉的活度提高，形成了HCO3﹣Na型水。氟化鈉在常溫常壓下，溶解度達40540～42100mg/l。氟不在受鈣的抑制，活度大大增加，在這種情況下，土層中含氟量不一定很高，而地下水中卻很高。總之，富鈣地區為氟的積累富集提供了場所，而其中的鹽漬化、蘇達化地段又為氟的活化創造了條件，這就構成了高氟地下水形成的特殊的地球化學環境。
二、地下水中氟的來源
（一）岩、土中的氟
地下水中的氟主要來自於含水圍岩，因為氟在岩石、土壤中的含量比在地下水中的濃度要高出幾個數量級，因此，在「岩石、土壤—地下水」系統中經常保持較高的濃度梯度，存在著氟從岩石、土壤中向地下水轉移的潛在可能性。
在基岩地區，岩石在風化過程中，其中的氟化物被地下水所溶解，因此，水中氟含量的高低與所流經的岩石類型的富氟程度有密切的關系。例如，在伏牛—桐柏—大別山一帶，廣泛分布有花崗岩和螢石礦脈，構成典型的富氟地球化學環境區，該區具有高氟地下水的分布。據在太行山區的調查，不同富氟程度的岩組中，地下水氟含量有明顯的差別，見表7-2。
表7-2 不同岩組中水氟含量統計表
對於鬆散沉積物來說，其氟含量與顆粒組分關系密切。顆粒越細總氟和水溶性氟含量越高，而且水溶性氟與總氟的比值也越大，見表7-3。因此，細顆粒的沉積物（主要是粘粒和粉粒），為地下水中氟的來源提供了豐富的物質基礎。
表7-3 各種土的氟含量單位：ppm
（二）大氣中的氟
在自然條件下，大氣中氟的含量很低，約0.01μg/m3，高者也僅在0.3～0.4μg/m3。我國衛生標准規定居住區的大氣中日平均最高濃度為0.007mg/m3。
大氣中的氟來自於火山噴發、海水蒸發和生活、工業污染。磷肥、氟硅酸岩、煉鋁、煉鋼、玻璃、陶瓷、水泥、有機氟農葯等工業部門排放的廢氣以及煤，特別是劣質煤的燃燒、鋁土礦的煅燒，都可以造成氟污染，從而使大氣氟含量增加。據測定，煅燒前鋁土礦含氟量為160ppm，而煅燒後為20ppm，可見在煅燒過程中絕大部分氟逸入大氣。
氟在大氣中主要以氟化氫（H F）、四氟化硅（SiF4）、氟硅酸（H2SiF6）、氟氣（F2）和含氟粉塵的形成存在。大氣中的氟化氫遇水形成氫氟酸，隨降水落到地面，成為地下水中氟的來源之一。
（三）地表水中的氟
黃河為我省東部平原地區地下水的常年補給來源，由於其流經黃土地區，水氟含量較高，參見表7-4。因此，在補給影響帶內，地表水中的氟成為地下水氟的來源之一。
表7-4 黃河水化學特徵表
另外，含氟廢水、廢渣的任意排放，必然造成地下水的污染，使其氟含量升高，但這種影響范圍有局限性。
三、地下水氟含量分布概況
我國生活飲用水水質標准規定，氟含量不過超過1.0mg/l，適宜濃度為0.5～1.0mg/l。根據水質標准，結合我省實際情況，將地下水氟含量劃分為三個級別，見表7-5。
表7-5 地下水氟含量級別劃分及分布面積統計表
高氟地下水，集中分布在黃河沖積平原、太行山前傾斜平原和南陽盆地中，分散分布於黃土地區和基岩山區。在黃河沖積平原的黃河以北地區，分布於濮陽市大部分地區和封丘縣的東部，其中2～3mg/l的級別呈片狀分布，大於3mg/l的級別主要分布在內黃—浚縣一帶。黃河以南地區主要分布在許昌市東部、開封市南部、周口市北部和商丘市東南部，其中2～3mg/l的級別亦呈不連續的片狀分布，大於3mg/l的級別主要分布於周口市北部。在太行山前傾斜平原，主要分布在溫縣、武陟、獲嘉、新鄉等縣的北部和博愛、修武、輝縣等南部以及安陽、湯陰東部，其中2～3mg/l和大於3mg/l的級別主要分布在博愛—修武—輝縣一帶。在南陽盆地中，分布面積較大的有鄧州、新野、唐河、南陽、鎮平等縣，並出現有2～3mg/l和大於3mg/l的區域，其他縣市呈星點狀和小片狀分布。在黃土地區呈小片狀分布靈寶、陝縣、義馬、洛寧、偃師、滎陽等縣市。在基岩山區呈星點狀或小片狀分布於靈寶、欒川、嵩縣、魯山、方城、沁陽、桐柏、信陽、羅山、光山、新縣以及登封、汝州、洛寧、浙川、內鄉、南召等縣市。
中氟地下水，在平原的盆地中分布於高氟地下水的外圍，在黃土地區有較大面積分布，在基岩山區呈零星片狀分布。低氟地下水廣泛分布於基岩山區，上蔡朱里、鄲城連線以南的平原地區，在連線以北的平原地區和黃土地區，亦有較大面積的分布。
在平原地區，氟在地下水中的富集具有分帶性的演化規律。太行山前沖積傾斜平原從山麓地帶到前緣，地下水氟含量逐漸升高，到交接窪地達到最高值。黃河沖積平原，從後緣到前緣，地下水氟含量也大致是由低到高，高氟地下水主要分布於中部和前緣的窪地中。從黃河沖積平原南部（西華—周口—淮陽—鄲城雙樓以北）過渡到淮河沖湖積平原（商水固牆—項城范集—沈丘老城以南），隨著環境條件的改變，地下水氟含量具有明顯的分帶性，見表7-6。
無論在山區或平原，不同氟含量級別的地下水，常常是插花分布，在一個較小的范圍內，既有低氟地下水的分布，也有高氟地下水的形成。例如，扶溝南部重病區張店—汴崗—馮家一帶126km2范圍內，淺層地下水氟含量的變化就極其復雜。因此，所謂高氟地下水分布區，嚴格地來說應該是有高氟地下水分布的地區。在地下水氟含量分布圖上，氟含量點有50%以上達到某一較高級別時，即以該級別加以表示。
表7-6 黃淮平原環境條件與地下水氟含量比較
續表
四、高氟地下的成因類型與形成條件
根據高氟地下水形成的環境條件和化學作用，可劃分為三個成因類型。
（一）溶濾型
主要分布於高氟的岩漿岩地區，特別是螢石礦附近，呈不連續的星點狀或小片狀分布。由於地形切割破碎，地下水交替條件良好，溶濾作用不斷地進行，因此，多為低礦化度的HCO3-Ca·Na型水。在這些地區，雖然氟源異常豐富，但由於淋濾作用強烈，因此，地下水氟含量一般並不太高，多在1～2mg/l之間。僅在地形、構造不利於水交替的局部地段，出現較高的含氟水，有時大於4mg/l。
（二）鹼化型
主要分布在平原和盆地中。其化學作用的特點是，溶濾作用已不甚充分；而陽離子交替吸附作用在含水層中廣泛進行，在對改變地下水的化學成分和提高氟的活度方面具有重要意義；同時，濃縮作用對於氟的富集也有明顯的影響。該類型高氟地下水的形成條件主要有：
1.氣候條件
氣候是高氟地下水形成的重要因素之一。降水入滲補給和蒸發消耗，對地下水的動態類型與化學成分的形成具有明顯的影響。蒸降比較大，有利於氟的活化和富集。因此，就全省范圍來看，半乾旱的氣候條件是高氟地下水形成的區域性控制因素，即高氟地下水分布於蒸降比大於2.0的地區（南陽盆地東部接近2.0）。春旱夏澇，澇後有旱的現象，使土壤中水鹽運行頻繁，積鹽和脫鹽在年內交替發生，加之地下水多含NaHCO3，這就促使了鹼化環境的形成。
2.地貌條件
地形地貌是氟的分異集散的重要條件。從山區到平原地下水，氟含量呈有規律性的變化。沉降堆積作用為主的平緩低窪地區是氟富集的主要場所。特別是在地形閉塞、排水不暢的情況下，地下水以垂直交替運動為主，氟與其他可溶性鹽分僅隨降水與蒸發反復上下運動，而不向外區排泄，構成高氟地下水集中分布的地形條件。
3.地質條件
高氟地下水分布區，一方面具有提供氟源的地質背景，即其鬆散堆積物主要來自於富含雲母、磷灰石、角閃石、電氣石等礦物的岩漿岩、變質岩、黃土等地區；另一方面又具有氟的積累的化學條件及富鈣的地質環境。鈣與氟結合形成氟化鈣沉積下來，造成氟在土地中富集。特別是細顆粒沉積物中，具有較高的氟含量。
4.水文地質條件
地下水中氟含量也與含水層結構類型、導水性能、地下水位埋藏深度、徑流條件、補排類型以及包氣帶岩性等均有較為明顯的關系。高氟地下水主要形成於多層結構、導水性能弱（導水系數小於200 m2/d）、地下水為淺埋（小於2 m，或歷史上長期小於2 m），水平徑流滯緩、入滲—蒸發、開采型和側滲—蒸發的條件下，也常有較大面積的高氟地下水的形成，但含量級別相對較低。地下水的蒸發排泄，是通過包氣帶進行的，其蒸發強度決定於包氣帶岩性的毛細上升高度與速度。實際觀測表明，粉砂、亞砂土毛細上升高度一般為2～3 m，較大者可達3～4 m，亞粘土1～2 m，粘土0.5～1m。可見粉砂與亞砂土毛細上升高度最大，速度亦較快，因而地下水的蒸發作用強烈，是高氟地下水形成的重要條件之一。
5.水化學環境
地下水中的氟與pH值、某些常量組分呈現明顯的相關關系。
pH值較高是高氟地下水形成的重要條件，因為在較高pH值的情況下，容易發生Ca(HCO3)2的沉澱，鈣的活度降低而氟的活度增加。例如，在黃河沖積平原的南部，地下水一般呈鹼性甚至強鹼性反應，因而普通有高氟水分布；向南過渡，pH值降低，到淮河沖湖積平原，地下水趨於中性，並較多地出現了弱酸性水，成為低氟地下水分布區。南陽盆地與淮河沖湖積平原比較，地下水pH值也有明顯差別，前者pH值最高為8.4，大於7.5的佔20%；後者最高為7.9，大於7.5的僅佔3.6%。因此，南陽盆地中高氟地下水的形成也與pH值較高有關。
氟還隨著礦化度增加而升高，但增加到一定時（一般為1.5g/1），礦化度繼續增加而氟不再升高，因為隨著礦化度的繼續增加，地下水向中性轉化，這在一定程度上降低了氟的活性。地下水氟含量與水質類型也有密切關系，由低礦化的HCO3-Ca型水向礦化度較高的Cl－Na型水演化的過程中，氟含量的最高級別出現在HCO3-Na·Mg和HCO3-Na型水中。在太行山前傾斜平原前緣的交接窪地中，較高的氟含量形成於HCO3·SO4－Na·Mg和SO4-Na·Mg型水中。
6.土壤條件
淺層地下水與土壤的化學性狀具有明顯的一致性，其化學組分在一定條件下互相轉移。在這種條件下，含氟礦物易被溶解，氟以離子狀態活躍於水體之中。同時，土壤膠體和粘粒吸附的氟也被釋放出來。這些活性氟轉移到地下水中，形成含氟很高的水。從全省情況來看，凡有鹽鹼土分布的地區，就有高氟地下水的出現。就黃河沖積平原來講，鹽鹼土與高氟地下水分布的范圍與特點是一致的。
鹼化型高氟地下水是在多種因素綜合作用下形成的，把這些因素歸納起來，一是有提供氟源的富氟岩層和有利於氟積累的低窪地形；二是有使氟濃縮富集的水位淺埋和乾燥的氣候條件，三是有促進氟的活化和向水中轉移的鹼性環境。這幾個因素的協同作用，便構成了高氟地下水形成的水文地球化學過程。
（三）熱水富集型
河南省已發現溫泉35處，其中大部分為高氟溫泉，氟含量常超過10mg/l，魯山下湯高達24.8mg/l。溫泉水pH值大於8.0，以鈉和二氧化硅含量較高為其特徵，主要化學類型為HCO3-Na、HCO3·SO4-Na型，見表7-7。
表7-7 高氟溫泉一覽表
高氟溫泉的形成一般都與挽近活動斷裂和岩漿岩分布有關。魯山的溫泉形成於車村—魯山深斷裂帶，斷裂帶南側為燕山晚期黑雲母花崗岩。斷裂帶為地下水深循環提供了空間和通道，富氟的岩漿提供了氟在水中聚積的物質來源。地下水的溶濾作用又產生有利於氟遷移和聚積的水文地球化學環境。因為水中含有多量的鈉時，便形成了易溶的氟化鈉，保證了氟在溶液中高度的穩定性，造成了氟在熱水中富集的有利條件。另外，pH值和溫度也是影響氟在水中富集的重要因素。較高的氟含量，出現在pH值大於8.0、溫度高於50℃熱水中。
出露於河谷地帶的高氟溫泉，往往與冷水混合，使河谷潛水氟含量升高。魯山的溫泉對沙河河谷潛水有明顯的影響。南召皇路店白河西岸一級階地，被熱水浸染的砂礫石層孔隙水，氟含量達到3.5mg/l，見表7-8，使該村氟病患病率達80%。
表7-8 皇路店河谷潛水氟含量對比表
㈥ 廢水處理中 濃氟廢水都是怎樣處理的
一、含氟廢液處理方法一
於廢液中加入消化石灰乳，至廢液充分呈鹼性為止，並加以充分攪拌，放置一夜後進行過濾。濾液作含鹼廢液處理。此法不能把氟含量降到8ppm以下。要進一步降低氟的濃度時，需用陰離子交換樹脂進行處理。
二、工業含氟廢水處理方法二
鈣鹽一電凝聚和磷酸一鈣沉澱法的工藝技術及有關參數。電凝聚的混凝效果好、穩定、且易於控制，適於處理水量較小的工業含氟廢水。磷酸一鈣鹽沉澱是一種共沉澱方法，生成的沉澱物為Ca5(PO4)3F.nCaF2，反應速度快，沉澱效果好。該法可直接用來對現有石灰沉澱法處理設施進行改造，可提高除氟率。
三、含氟廢水處理技術
可以按照結晶理論通過設置預制晶種的步驟，也就是所謂的原水分段注入法（已申請日本專利）達到大幅度提高含氟廢水處理效率的目的。由於該方法在不改變添加葯品的種類，不增加葯品使用量的情況下能顯著提高除氟效率，該方法在舊廠改造以及新廠建設中都不斷得到實際應用（在日本有十幾例應用）。該技術曾在每年一度的日本半導體展覽會上得到展出
四、礦山含氟廢水處理方法
礦山含氟廢水的處理方法，適用於含固體懸浮物和氟的廢水處理，以鋁鹽或鋁酸鹽、高分子絮凝劑為聚集劑，以鈣鹽為輔助降氟劑，並將部分固體沉渣返回用作聚集晶種。其控制條件是按順序加入輔助降氟劑、鋁鹽或鋁酸鹽、調整pH＝6～8、混勻後再加入高分子絮凝劑，混勻後沉降分離固體渣與處理水，將部分沉渣返回到原水中形成連續的循環處理過程。可採用二段處理過程處理含懸浮物高的廢水。葯劑來源廣、用量少，水處理過程時間短。
五、燃煤電廠含氟廢水處理方法
燃煤電廠在濕式除塵過程中產生大量氟濃度高並且懸浮物(粉煤灰)超標的廢水，如直接排放必然污染環境，因此必須對此進行處理使之達到排放或回用的要求。含氟廢水的處理一般為吸附法、電凝聚法和混凝沉澱法等〔1～3〕。其中混凝沉澱法應用最為廣泛。粉煤灰是以煤為燃料的火力發電廠排出的固體廢棄物，每10000kW發電機組排灰渣量約1萬t ，其中85%為粉煤灰。目前，國堆放的粉煤灰達4億t以上，而且還以每年300多萬t的速度在增加，而我國粉煤灰利用率不到30%，而用於研製PSAA混凝劑來處理含氟廢水的研究報道甚少。利用粉煤灰研製的PSAA混凝劑處理熱電廠含氟廢水，取得了較理想的結果，並達到了以廢治廢、資源綜合利用的目的。
㈦ 含氟廢水排放標准
應該說是哪個行業的含氟廢水，每個行業排放要求不一樣。
㈧ 為什麼含氟廢水處理多數用石灰而不是氯化鈣
含氟廢水幾乎沒有多少接觸，我從學校學習到畢業工作，做環保水處理有近十年版，也沒有接觸過相關廢權水的處理，不過萬變不離其宗，原因應該是因為二者之間物理化學性質不同。氯化鈣的物理化學性質接近食鹽，性質比較穩定，難以與其它化學物質反應，進行離子交換而形成新的化合物，最終改變物理性質後實現與水分離達到處理目的。而石灰的主要成分為碳酸鈣，化學穩定性相對較差，溶解產生的碳酸根離子易被其它酸根離子取代而形成新的化合物。使用石灰可以調節PH值只是一個原因，最主要原因是石灰分布廣，易製取，價格低廉，而且鈣離子的化學轉換往往會引發物理性狀的顯著改變，容易實現雜質與水的分離，達到處理的凈化目的。
㈨ 光伏行業含氟廢水回用處理技術是什麼樣子的呢
國內外高濃度含氟廢水的處理方法有數種，常見的有吸附法和沉澱法兩種。
其中沉澱內法主要容應用於工業含氟廢水的處理，吸附法主要用干飲用水的處理。另外還有冷凍法、離子交換法、超濾除氟法、電凝聚法、電滲析、反滲透技術等方法。
使用較多的方法主要是化學沉澱法、絮凝沉澱法和吸附法。化學沉澱法一般用於處理高濃度含氟廢水，由於操作簡單，低成本效果好，因此使用較為廣泛。與化學沉澱法相反，混凝沉降法一般只適用於含氟較低的廢水處理，高濃度含氟廢水首先要經過化學沉澱法經過一級處理，然後採用混凝沉降法進行再次去氟。吸附法主要適用於水量較小的飲用水的深度處理，相對來說處理費用高，而且操作比較煩瑣。當然，其它的一些方法各有各的使用領域和優勢。
㈩ 岩石稀土元素地球化學特徵
稀土元素分析（表2.3）與文獻資料數據（安保華，1990）顯示，老君山礦田燕山晚期花崗岩∑REE＝69.33×10-6～152.78×10-6，屬稀土元素含量低型；δEu＝0.2～0.37，具明顯的負銪異常，輕重稀土含量比值L/H＝11.49～13.75。
老君山岩體樣品稀土配分曲線均向右傾，呈海鷗型，顯示本區花崗岩分異程度較高。另外，高Y/Yb比值特徵也符合A2型花崗岩的特徵（圖2.13A）。
寒武系變質地層中的片麻岩∑REE＝52.51×10-6～244.23×10-6，配分曲線均向右傾並顯負銪異常，與老君山岩體稀土元素配分形式相似，表明老君山花崗岩的物質來源及形成環境與本區寒武系變質地層有密切關系（圖2.13B）。
矽卡岩樣品在稀土配分形式上表現出了很大的差異性，無論曲線傾斜度或者Eu元素異常都有很大不同，4件樣品的稀土配分曲線大致分為兩組（圖2.13C）：一組是MLP0723與M1-11-2，呈現較平緩的右傾形態，δEu＝0.74～0.98，無明顯銪異常，L/H＝9.25～15.72。另一組是MLP0727與M1-9-2，δEu＝2.58～2.67，為較強的正銪異常，L/H＝4.20～5.33指示本區矽卡岩的形成具有多期性，且形成環境差異較大。
本區硅質岩稀土元素含量總體偏低，∑REE為3.54×10-6～348.5×10-6，4件樣品中有1件顯示明顯的正銪異常（圖2.13D），與本區的2件矽卡岩樣品類似，與海底熱液REE特徵相似（常華進等，2008），指示本區硅質岩及部分矽卡岩的形成與熱水沉積作用有關。本區硅質岩（La/Yb）N＝2.69～18.71，輕稀土元素相對富集，與大陸邊緣沉積稀土分異特徵相似（徐學義等，2003；杜遠生等，2007）。
圖2.10 花崗岩全鹼—硅（TAS）分類圖
（底圖據Middlemost，1994）
1.橄欖岩輝長岩；2a.鹼性輝長岩；2b.亞鹼性輝長岩；3.輝長閃長岩；4.閃長岩；5.花崗閃長岩；6.花崗岩；7.英石岩；8.二長輝長岩；9.二長閃長岩；10.二長岩；11.石英二長岩；12.正長岩；13.似長輝長岩；14.似長二長閃長岩；15.似長二長正長岩；16.似長石正長岩；17.似長深成岩；18.霓方鈉岩/磷霞岩/粗白榴岩
圖2.11 老君山礦田花崗岩Na2O-K2O分類圖
（底圖據Collins et al.，1982）
圖2.12 老君山礦田變質岩c-n-f三角圖解
（底圖據鄧明愷，1979）
圖2.13 老君山礦田岩石稀土元素配分曲線
A.花崗岩；B.變質岩；C.矽卡岩；D.硅質岩
表2.3 老君山礦田稀土元素測試結果（10-6）與地球化學參數表
註：測試單位為武漢綜合岩礦測試中心。