氟水什么地质产生

1. 高氟地下水分布规律及成因

（1）氟的循环。氟的迁移是以地质大循环方式进行的，内动力地质作用是决定岩层氟含量和多次分配的主要原动力，外动力地质作用是地球表生环境中氟的迁移和不均匀分布的主要原因。

（2）地球表生环境中氟的运动有从陆地向海洋的宏观趋势，其间存在以水为纽带的各种小循环，各小循环中存在微观尺度的水-岩-土-气之间的相互联系和耦合关系，促使氟在水中的迁移与地下水由源到汇的运动具有一致性，地下水流动系统的多层级性和相互嵌套特点，决定了浅层地下水和深层地下水氟分布的不同特征。

（3）区域地下水流动系统控制高氟地下水分布的宏观格局。地下水氟含量由山区向平原按地形势降低方向，宏观分布依次为低氟地下水、中氟地下水、高氟地下水；温县—内黄西的高氟地下水分布带，位于太行山—山前流动系统与黄河冲积扇流动系统的交接部位，由氟在流动系统的汇区富集形成；以郑州、原阳为顶点的黄河冲积扇流动系统，形成了以中牟为顶点的高氟地下水扇形分布区；盆地的中央部位易形成高氟地下水。

（4）不同级别流动系统对氟分布的影响。局域的地形地貌反映了在小尺度空间范围内地形的起伏变化情况，它控制了浅表小范围内的地下水流场，导致了高氟地下水分布的不均匀性，出现插花状、斑块状分布；不同级别流动系统的嵌套，造成氟在垂向上的分异，在垂向上出现浅层高氟、深层低氟，浅层低氟、深层高氟等不同的组合方式。

（5）地下水化学特征的影响。高氟地下水的形成和它的水化学微环境密切相关，地下水水化学组分的差异，会影响氟在地下水中的存在形态，从而影响地下水中氟离子的浓度。

2. 由于地质原因造成的地下水中氟化物高 高氟水如何解决

看你是小型家用还是大型水厂？
若只是家用，则用带ro膜的净水器就回可以了，方便且除的彻答底。我们家就是这样的。好象也是目前唯一的最安全的办法。
若是大型水厂，用RO自然成本太大，可以用活性氧化铝过滤的办法。活性氧化铝（γ-Al2O3）用于饮水除氟在国外已是相当成熟与普遍的方法；除氟后的水质符合国家规定的卫生标准。
原理： 活性氧化铝吸附氟，可以再生。
设备：主要是活性氧化铝滤罐，以及再生设备，配套水泵，水箱等。

3. 地下水中氟的形成条件与富集规律

一、氟的水文地球化学简述

氟属卤族元素，其原子外层有7个电子，因此，在自然界常以F^﹣的形式存在，与一价的碱金属形成易溶盐，如氟盐（NaF）、氟钾盐（K F），与碱土金属形成难溶盐，如萤石（CaF₂）、氟镁石（MgF₂）。

由于F^﹣和OH^﹣离子半径相近，可以产生类质同象置换，因此，在岩浆岩和热液矿物中形成含氟铝硅酸盐矿物，如白云母、电气石、脚闪石等。氟的负电性高达3.95，居所有元素之首，其化学活性最大。这种特性使氟趋向于形成稳定的络合物，不易水解，电离也很弱。它们与碱金属、碱土金属和稀土元素相结合形成各种含氟矿物，如氟硅钠石（Na₂﹝SiF﹞₆）、氟磷灰石（Ca₅﹝PO₄]₃F）等。

氟矿物和含氟矿物在表生带的风化作用是地下水中氟的主要来源。风化作用主要包括溶解和水解作用。萤石，无论在酸性条件下，还是碱性条件下，都可以发生水解。但萤石在地壳上的分布具有局限性，而含氟硅酸盐的分布则极为普通，为地下水氟的来源提供了广泛的物质基础，如白云母转变为水白云母、黑云母转变为水黑云母时，氟被释放出来进入地下水中。

在自然界中，钙与氟是一对拮抗体，钙对氟的迁移起着抑制作用。因为它们形成的氟化钙沉淀，不易被水所溶解。氟化钙的形成起着固定储存氟的作用，有利于氟的富集。因此，在富钙的情况下，土层中往往氟含量较高，而地下水中则较低，在富钙环境中的盐渍化、苏达化地段，由于阳离子交替吸附作用，使钙的活度降低，而钠的活度提高，形成了HCO₃﹣Na型水。氟化钠在常温常压下，溶解度达40540～42100mg/l。氟不在受钙的抑制，活度大大增加，在这种情况下，土层中含氟量不一定很高，而地下水中却很高。总之，富钙地区为氟的积累富集提供了场所，而其中的盐渍化、苏达化地段又为氟的活化创造了条件，这就构成了高氟地下水形成的特殊的地球化学环境。

二、地下水中氟的来源

（一）岩、土中的氟

地下水中的氟主要来自于含水围岩，因为氟在岩石、土壤中的含量比在地下水中的浓度要高出几个数量级，因此，在“岩石、土壤—地下水”系统中经常保持较高的浓度梯度，存在着氟从岩石、土壤中向地下水转移的潜在可能性。

在基岩地区，岩石在风化过程中，其中的氟化物被地下水所溶解，因此，水中氟含量的高低与所流经的岩石类型的富氟程度有密切的关系。例如，在伏牛—桐柏—大别山一带，广泛分布有花岗岩和萤石矿脉，构成典型的富氟地球化学环境区，该区具有高氟地下水的分布。据在太行山区的调查，不同富氟程度的岩组中，地下水氟含量有明显的差别，见表7-2。

表7-2 不同岩组中水氟含量统计表

对于松散沉积物来说，其氟含量与颗粒组分关系密切。颗粒越细总氟和水溶性氟含量越高，而且水溶性氟与总氟的比值也越大，见表7-3。因此，细颗粒的沉积物（主要是粘粒和粉粒），为地下水中氟的来源提供了丰富的物质基础。

表7-3 各种土的氟含量单位：ppm

（二）大气中的氟

在自然条件下，大气中氟的含量很低，约0.01μg/m³，高者也仅在0.3～0.4μg/m³。我国卫生标准规定居住区的大气中日平均最高浓度为0.007mg/m³。

大气中的氟来自于火山喷发、海水蒸发和生活、工业污染。磷肥、氟硅酸岩、炼铝、炼钢、玻璃、陶瓷、水泥、有机氟农药等工业部门排放的废气以及煤，特别是劣质煤的燃烧、铝土矿的煅烧，都可以造成氟污染，从而使大气氟含量增加。据测定，煅烧前铝土矿含氟量为160ppm，而煅烧后为20ppm，可见在煅烧过程中绝大部分氟逸入大气。

氟在大气中主要以氟化氢（H F）、四氟化硅（SiF₄）、氟硅酸（H₂SiF₆）、氟气（F₂）和含氟粉尘的形成存在。大气中的氟化氢遇水形成氢氟酸，随降水落到地面，成为地下水中氟的来源之一。

（三）地表水中的氟

黄河为我省东部平原地区地下水的常年补给来源，由于其流经黄土地区，水氟含量较高，参见表7-4。因此，在补给影响带内，地表水中的氟成为地下水氟的来源之一。

表7-4 黄河水化学特征表

另外，含氟废水、废渣的任意排放，必然造成地下水的污染，使其氟含量升高，但这种影响范围有局限性。

三、地下水氟含量分布概况

我国生活饮用水水质标准规定，氟含量不过超过1.0mg/l，适宜浓度为0.5～1.0mg/l。根据水质标准，结合我省实际情况，将地下水氟含量划分为三个级别，见表7-5。

表7-5 地下水氟含量级别划分及分布面积统计表

高氟地下水，集中分布在黄河冲积平原、太行山前倾斜平原和南阳盆地中，分散分布于黄土地区和基岩山区。在黄河冲积平原的黄河以北地区，分布于濮阳市大部分地区和封丘县的东部，其中2～3mg/l的级别呈片状分布，大于3mg/l的级别主要分布在内黄—浚县一带。黄河以南地区主要分布在许昌市东部、开封市南部、周口市北部和商丘市东南部，其中2～3mg/l的级别亦呈不连续的片状分布，大于3mg/l的级别主要分布于周口市北部。在太行山前倾斜平原，主要分布在温县、武陟、获嘉、新乡等县的北部和博爱、修武、辉县等南部以及安阳、汤阴东部，其中2～3mg/l和大于3mg/l的级别主要分布在博爱—修武—辉县一带。在南阳盆地中，分布面积较大的有邓州、新野、唐河、南阳、镇平等县，并出现有2～3mg/l和大于3mg/l的区域，其他县市呈星点状和小片状分布。在黄土地区呈小片状分布灵宝、陕县、义马、洛宁、偃师、荥阳等县市。在基岩山区呈星点状或小片状分布于灵宝、栾川、嵩县、鲁山、方城、沁阳、桐柏、信阳、罗山、光山、新县以及登封、汝州、洛宁、浙川、内乡、南召等县市。

中氟地下水，在平原的盆地中分布于高氟地下水的外围，在黄土地区有较大面积分布，在基岩山区呈零星片状分布。低氟地下水广泛分布于基岩山区，上蔡朱里、郸城连线以南的平原地区，在连线以北的平原地区和黄土地区，亦有较大面积的分布。

在平原地区，氟在地下水中的富集具有分带性的演化规律。太行山前冲积倾斜平原从山麓地带到前缘，地下水氟含量逐渐升高，到交接洼地达到最高值。黄河冲积平原，从后缘到前缘，地下水氟含量也大致是由低到高，高氟地下水主要分布于中部和前缘的洼地中。从黄河冲积平原南部（西华—周口—淮阳—郸城双楼以北）过渡到淮河冲湖积平原（商水固墙—项城范集—沈丘老城以南），随着环境条件的改变，地下水氟含量具有明显的分带性，见表7-6。

无论在山区或平原，不同氟含量级别的地下水，常常是插花分布，在一个较小的范围内，既有低氟地下水的分布，也有高氟地下水的形成。例如，扶沟南部重病区张店—汴岗—冯家一带126km²范围内，浅层地下水氟含量的变化就极其复杂。因此，所谓高氟地下水分布区，严格地来说应该是有高氟地下水分布的地区。在地下水氟含量分布图上，氟含量点有50%以上达到某一较高级别时，即以该级别加以表示。

表7-6 黄淮平原环境条件与地下水氟含量比较

续表

四、高氟地下的成因类型与形成条件

根据高氟地下水形成的环境条件和化学作用，可划分为三个成因类型。

（一）溶滤型

主要分布于高氟的岩浆岩地区，特别是萤石矿附近，呈不连续的星点状或小片状分布。由于地形切割破碎，地下水交替条件良好，溶滤作用不断地进行，因此，多为低矿化度的HCO₃-Ca·Na型水。在这些地区，虽然氟源异常丰富，但由于淋滤作用强烈，因此，地下水氟含量一般并不太高，多在1～2mg/l之间。仅在地形、构造不利于水交替的局部地段，出现较高的含氟水，有时大于4mg/l。

（二）碱化型

主要分布在平原和盆地中。其化学作用的特点是，溶滤作用已不甚充分；而阳离子交替吸附作用在含水层中广泛进行，在对改变地下水的化学成分和提高氟的活度方面具有重要意义；同时，浓缩作用对于氟的富集也有明显的影响。该类型高氟地下水的形成条件主要有：

1.气候条件

气候是高氟地下水形成的重要因素之一。降水入渗补给和蒸发消耗，对地下水的动态类型与化学成分的形成具有明显的影响。蒸降比较大，有利于氟的活化和富集。因此，就全省范围来看，半干旱的气候条件是高氟地下水形成的区域性控制因素，即高氟地下水分布于蒸降比大于2.0的地区（南阳盆地东部接近2.0）。春旱夏涝，涝后有旱的现象，使土壤中水盐运行频繁，积盐和脱盐在年内交替发生，加之地下水多含NaHCO₃，这就促使了碱化环境的形成。

2.地貌条件

地形地貌是氟的分异集散的重要条件。从山区到平原地下水，氟含量呈有规律性的变化。沉降堆积作用为主的平缓低洼地区是氟富集的主要场所。特别是在地形闭塞、排水不畅的情况下，地下水以垂直交替运动为主，氟与其他可溶性盐分仅随降水与蒸发反复上下运动，而不向外区排泄，构成高氟地下水集中分布的地形条件。

3.地质条件

高氟地下水分布区，一方面具有提供氟源的地质背景，即其松散堆积物主要来自于富含云母、磷灰石、角闪石、电气石等矿物的岩浆岩、变质岩、黄土等地区；另一方面又具有氟的积累的化学条件及富钙的地质环境。钙与氟结合形成氟化钙沉积下来，造成氟在土地中富集。特别是细颗粒沉积物中，具有较高的氟含量。

4.水文地质条件

地下水中氟含量也与含水层结构类型、导水性能、地下水位埋藏深度、径流条件、补排类型以及包气带岩性等均有较为明显的关系。高氟地下水主要形成于多层结构、导水性能弱（导水系数小于200 m²/d）、地下水为浅埋（小于2 m，或历史上长期小于2 m），水平径流滞缓、入渗—蒸发、开采型和侧渗—蒸发的条件下，也常有较大面积的高氟地下水的形成，但含量级别相对较低。地下水的蒸发排泄，是通过包气带进行的，其蒸发强度决定于包气带岩性的毛细上升高度与速度。实际观测表明，粉砂、亚砂土毛细上升高度一般为2～3 m，较大者可达3～4 m，亚粘土1～2 m，粘土0.5～1m。可见粉砂与亚砂土毛细上升高度最大，速度亦较快，因而地下水的蒸发作用强烈，是高氟地下水形成的重要条件之一。

5.水化学环境

地下水中的氟与pH值、某些常量组分呈现明显的相关关系。

pH值较高是高氟地下水形成的重要条件，因为在较高pH值的情况下，容易发生Ca(HCO₃)₂的沉淀，钙的活度降低而氟的活度增加。例如，在黄河冲积平原的南部，地下水一般呈碱性甚至强碱性反应，因而普通有高氟水分布；向南过渡，pH值降低，到淮河冲湖积平原，地下水趋于中性，并较多地出现了弱酸性水，成为低氟地下水分布区。南阳盆地与淮河冲湖积平原比较，地下水pH值也有明显差别，前者pH值最高为8.4，大于7.5的占20%；后者最高为7.9，大于7.5的仅占3.6%。因此，南阳盆地中高氟地下水的形成也与pH值较高有关。

氟还随着矿化度增加而升高，但增加到一定时（一般为1.5g/1），矿化度继续增加而氟不再升高，因为随着矿化度的继续增加，地下水向中性转化，这在一定程度上降低了氟的活性。地下水氟含量与水质类型也有密切关系，由低矿化的HCO₃-Ca型水向矿化度较高的Cl－Na型水演化的过程中，氟含量的最高级别出现在HCO₃-Na·Mg和HCO₃-Na型水中。在太行山前倾斜平原前缘的交接洼地中，较高的氟含量形成于HCO₃·SO₄－Na·Mg和SO₄-Na·Mg型水中。

6.土壤条件

浅层地下水与土壤的化学性状具有明显的一致性，其化学组分在一定条件下互相转移。在这种条件下，含氟矿物易被溶解，氟以离子状态活跃于水体之中。同时，土壤胶体和粘粒吸附的氟也被释放出来。这些活性氟转移到地下水中，形成含氟很高的水。从全省情况来看，凡有盐碱土分布的地区，就有高氟地下水的出现。就黄河冲积平原来讲，盐碱土与高氟地下水分布的范围与特点是一致的。

碱化型高氟地下水是在多种因素综合作用下形成的，把这些因素归纳起来，一是有提供氟源的富氟岩层和有利于氟积累的低洼地形；二是有使氟浓缩富集的水位浅埋和干燥的气候条件，三是有促进氟的活化和向水中转移的碱性环境。这几个因素的协同作用，便构成了高氟地下水形成的水文地球化学过程。

（三）热水富集型

河南省已发现温泉35处，其中大部分为高氟温泉，氟含量常超过10mg/l，鲁山下汤高达24.8mg/l。温泉水pH值大于8.0，以钠和二氧化硅含量较高为其特征，主要化学类型为HCO₃-Na、HCO₃·SO₄-Na型，见表7-7。

表7-7 高氟温泉一览表

高氟温泉的形成一般都与挽近活动断裂和岩浆岩分布有关。鲁山的温泉形成于车村—鲁山深断裂带，断裂带南侧为燕山晚期黑云母花岗岩。断裂带为地下水深循环提供了空间和通道，富氟的岩浆提供了氟在水中聚积的物质来源。地下水的溶滤作用又产生有利于氟迁移和聚积的水文地球化学环境。因为水中含有多量的钠时，便形成了易溶的氟化钠，保证了氟在溶液中高度的稳定性，造成了氟在热水中富集的有利条件。另外，pH值和温度也是影响氟在水中富集的重要因素。较高的氟含量，出现在pH值大于8.0、温度高于50℃热水中。

出露于河谷地带的高氟温泉，往往与冷水混合，使河谷潜水氟含量升高。鲁山的温泉对沙河河谷潜水有明显的影响。南召皇路店白河西岸一级阶地，被热水浸染的砂砾石层孔隙水，氟含量达到3.5mg/l，见表7-8，使该村氟病患病率达80%。

表7-8 皇路店河谷潜水氟含量对比表

4. 氟与地下水

地下水含氟量的影响因素很多，如与地形、地貌、岩性与矿物成分、地下水径流、水化学类型、地下水温度、气候、自然界的理化作用、人类活动等因素密切相关。在高、中山地区，含氟岩矿在风化、淋溶条件下，易被洪水冲刷流失，不利于氟的聚集；而洼地和盆地地区，氟不易流失，有利于富集。所以地下水含氟量从高到低为盆地（洼地区）、平原区、丘陵区、高中山区。在地下水径流强烈地区，地下水运动交替积极，有利于氟的迁移；反之，则有利于氟的聚集。

国外学者如 Agrawal 研究斯里兰卡的氟分布时发现氟的分布趋向于被气候控制，Subba研究得出该地区氟的聚集是由于蒸发作用、长时间的水-岩作用、农业土壤施肥综合作用的结果，地下水中的氟与氯离子没有明显的相关关系，而与碳酸氢根离子有很好的相关性。Rafique et al.（2009）的研究结果表明地下水为高矿化的Cl-Na型水，咸水入侵、高蒸发率、离子交换强度大是氟富集的主要原因。Meenakshi et al.（2004）认为地下水作为一个整体，氟的自然聚集决定于地质、含水层的物理和化学特性。Chae et al.（2007）发现高氟地下水赋存的水化学类型为HCO₃-Na，而含氟量最低的水化学类型为HCO₃-Ca，因此他们认为地下水中氟的水文地球化学行为与钠离子的释放以及钙离子的沉淀有关；Rukah et al.（2004）认为硝酸盐和重碳酸盐能促进氟的聚集。Abdelrahman et al.（2009）认为含氟矿物的风化程度也是影响氟聚集的重要成因。Levy et al.（1999）认为钙含量的降低和碱性环境是氟聚集的最重要因素。

国内学者郑明凯等（2007）认为，焦作市处于干旱半干旱大陆性季风气候条件下，蒸发量远远大于降水量，地下水中盐分积累，致使氟聚集。邓英春（2006）认为安徽淮北地区高氟地下水是由于远河泛滥带及湖相沉积区的地下水径流相对滞缓造成的。曾昭华（1997）认为，深层水的高氟形成与断裂等构造有关，而浅层高氟地下水的形成则是受气候条件控制。曹小虎（2005）认为高氟是由半干旱的气候、富氟的包气带土体和独特的水文地质构造决定的。王德耀（2008）的研究结果表明，地层岩性、气候、地貌是该区高氟的主要原因。孙占学（1992）认为，我国大多数地下水中的氟受自然地理条件（气候、土壤、地形地貌）、地质条件（岩性、构造、火山活动）、水文地质条件、水化学条件的共同制约。曾溅辉等（1997）认为，河北邢台平原中氟的保存条件取决于浅层地下水的化学成分特征。金琼等（2001）对甘肃河西走廊地区氟的环境特征研究表明，氟的富集与水化学特征关系密切，低

的贫钙碱性水环境有利于氟的溶解与聚集。刘瑞平等（2009）认为，水化学组分中的Na⁺、Cl^-、

、pH与氟呈正相关，而Ca²⁺则抑制水中氟的增加。丁丹等（2009）运用统计分析的方法研究氟离子的赋存化学环境，结果表明氟离子浓度随地下水中pH增大而增大，但是与（K⁺+Na⁺）浓度、Ca²⁺浓度、Mg²⁺浓度之间并无明显的相关性。郭天辉（2009）认为，地下水中的氟含量与水化学类型关系不明显，与pH及钠钙比呈正相关。王根绪等（2000）的研究表明，氟离子在碱性环境中容易聚集，且与矿化度呈近似正相关关系，同时认为氟的赋存环境与硬度、Ca²⁺、Na⁺等有关。

5. 高氟地下水成因分析研究现状

氟在自然界的分布很广，也极不均匀，呈一定的分带特性，影响氟迁移富集的因素有很多，总的来说有气象水文、地形地貌、地层岩性、地下水流场（源汇）、水文地质条件以及人类活动等因素。地层岩性是氟的物质来源，地形地貌、水文地质条件控制了氟迁移的趋势，人类活动也影响着氟的富集。高氟地下水的成因类型大致有三种：溶滤型、碱化型、热水型。国内学者针对高氟地下水的成因开展了一系列的工作，并取得了一些认识。

陈国阶等（1988）将高氟地下水的成因分为三种成因类型：①干燥气候型，蒸发作用强使地下水中的氟浓缩富集，形成高氟地下水；②地质背景型，包括高氟的地层或矿床，有利于氟向地下水中汇集的地质构造和水文地质条件；③综合成因型，指在气候、地形地貌、地层岩性、水化学类型等多种因素综合作用下形成高氟地下水。任荣等（1991）在研究了河北平原浅层高氟地下水之后，认为在沉积环境直接制约着地下水中的氟含量，湖积相氟含量大于冲积相，在古气候中，间冰期对应的氟含量高于冰期；同时地下水资源量的消耗使黏性土释水，其中的氟离子被释放出来，从而造成地下水氟富集，另外还与海进、火山喷发、黄泛因素有关。蔡垳（1999）指出，地质环境和氟物质来源是形成高氟地下水的前提，各种水文地球化学过程影响着氟离子在地下水中的富集。苏英等（2004）通过对咸阳城区高氟地下水水化学资料分析，认为研究区高氟地下水的形成受多种因素控制，其中隐伏断裂是该区高氟地下水呈带状分布的决定因素，深层高氟热水通过断裂与中、浅层地下水混合，形成该区高氟地下水。

高氟地下水是在一定的气候条件（半干旱）、包气带土体（富含氟化物）、地球化学环境（碱性）、地下水过量开采及独特的水文地质条件下综合作用形成的，另外地表水可以通过污染土壤进而影响地下水中氟的含量。邵琳琳等（2006）通过研究奎屯河流域包气带土和潜水中氟的关系，认为该地区的氟源主要为湖积-冲积物，该区温差大、蒸发作用强烈导致氟富集，此外农业灌溉也导致氟在土壤表层富集。郎文捷等（2007）认为土体中含氟矿物较多、孔隙地下水径流不畅是导致鄂北岗地地下水氟含量超标的主要原因。

不同的水化学条件也影响高氟地下水的形成。丁丹等（2009）认为，在淮北平原高氟地下水主要分布在HCO₃-Na型水地区，同时地下水循环交替程度影响F^-的分布。陈履安（2001）将贵州高氟地下水的成因分为两种类型，碳酸盐岩区和硅质陆源碎屑岩区，碳酸盐岩中的高氟地下水具有高Ca²⁺、高

的特点，非碳酸盐岩区的高氟地下水具有高Na⁺、高pH值的特点。

曾溅辉等（1997）将影响非饱和带土体-浅层地下水之间氟迁移和富集的因素概括为两个方面：非饱和带岩土体的供氟能力以及浅层地下水体保存氟的能力。岩土体的矿物组成、颗粒大小影响岩土体的供氟能力，浅层地下水的水化学特征决定了其赋存氟的能力。并认为黏性土是很强的氟源，并且土体的化学成分影响着土体向水体中的供氟能力。

对于深浅层高氟地下水的形成机制和控制因素，任弘福等（1996）认为，华北平原地区浅层地下水中的氟源主要为吸附性氟，在地形、水动力条件、气候等多种要素的综合作用下形成的。深层高氟地下水则是在地下水径流缓慢的条件下，本地F^-积累与外界氟补给共同作用的结果。

6. 岩石和地下水中的氟

长期以来，人们注意到自然界土壤和岩石的含氟量远远超过各种水体（地表水、地下水）的氟含量。据此，许多学者从水对岩土具有淋滤作用的认识出发，认为岩石和土壤是地下水主要的氟源。譬如Apabire等对加纳高氟地下水进行研究后认为，地下水中氟含量高是由于角闪石、云母、萤石及其风化产物的溶解造成的。McCaffey et al.（1998）认为高氟地下水的分布区与基岩和土壤中氟的含量等有密切的关系。Limantseva et al.（2005）调查了莫斯科地区，认为由于水与氟——白云石集合体的相互作用构成了该地区地下水中氟的来源。Conrad et al.（2009）认为肯塔基地下水中氟主要来源于基岩和沉积物中矿物质。Msonda et al.（2001）对非洲马拉维的Nathenje地区进行调查后认为，该地区的氟来源于黑云母、角闪石和萤石等矿物。Farooqi et al.（2007）认为，地下水中的氟来自萤石、冰晶石、氟磷灰石等富氟矿物。Chae et al.（2005）对韩国南部的基岩地下水进行调查，认为氟来源于变质岩和燕山期的花岗岩中的黑云母。Kun et al.（2001）对印度Nayagarh地区的高氟地下水进行调查，认为富含氟的地壳深部热水经过断层和破碎带等通道上升是该地区地下水中氟的主要来源。AbdeIrahman et al.（2009）对日本的Mizunami地区的地下水中氟的来源进行研究，认为氟的主要来源是萤石、云母类矿物。Moghaddam et al.（2009）对伊朗Maku 地区的研究发现，高氟地下水分布于玄武岩区，玄武岩中的硅酸盐、氟磷灰石等矿物被不断地风化和淋溶进入地下水中。关于地下水氟来源的问题，我国学者也有相同的观点。朗文捷等（2007）对鄂北高氟地下水进行了调查，对区内岩石中氟的丰度进行了测试，认为低山丘陵区的基岩中含有的云母、角闪石、磷灰石是氟的主要物质来源。陈覆安（2001）对贵州高氟地下水进行了分类后认为其主要物质来源有两类：一类是碳酸盐岩区，另一类是硅质陆源碎屑岩区。王根绪等（2000）对西北干旱区高氟地下水进行了研究，发现祁连山、天山岩浆岩和变质岩中的云母类矿物中氟含量高达2.1%～5.2%，山区河网发育为干旱内陆流域氟的富集提供了丰富的物质基础。陈英（1999）认为我国云南地区高氟地下水主要为火山岩的溶解。朱立军等（1999）对黔中岩溶地区岩土水系统中氟的环境地球化学进行了研究，得出以含石膏碳酸盐岩为主的三叠纪海相地层是该区土中氟的主要来源的结论。尹国勋等（1997）认为花岗片麻岩及其风化产物中含氟矿物的溶解是兖州岳庄水源地下水中氟的主要来源。

应该指出，上述观点主要针对岩石、土壤中的可溶态氟，岩土对地下水的单向物质输入，以及岩土中氟的分散、迁移行为，从这些角度来看，上述提法有一定的合理性，但如果将这些观点绝对化或者认为作为研究高氟地下水成因的基本出发点则是不妥的。换句话说，脱离氟的分散、迁移、聚集等完整的动力学过程，泛泛地讨论氟的来源问题，对于摸清高氟地下水形成机理没有多少助益，甚至会产生错误导向，即会把岩土可溶性氟含量的高低作为解决问题的主方向。除此之外，将岩土视为地下水氟的来源，还会引申出另一个理论疑点，即在地下水长期淋溶作用下，作为过水介质的岩土尤其是相对古老的沉积物应该出现氟贫化现象，然而相关研究并没有这方面的有力证据。应该指出，上述观点考虑的是自然环境对人体、岩土对水的单向物质输入，以及岩土中氟的分散、迁移行为，具有一定的合理性，但若将岩土中的氟认为是有关环境中氟的来源是不妥的。因为氟的源与汇是相对的概念，它们以不同的等级存在于各对应层级的地质环境中，并与各层级地下水流动系统相契合。

我们认为，水与岩土之间的物质交换是地球上普遍存在的物质运动形式之一，特别是在地球表生地质环境中水-岩（土）作用更为活跃，并直接影响着各地地下水中的氟含量和氟的化学形态。因此，研究地下水中氟的来源，既要考虑岩土中氟的形态及数量，又要考虑地下水的化学条件、动力学特征，以及岩土吸附、解吸能力等诸多因素。具体研究中，要把握两点：①氟的源与汇是相对的概念，它们以不同的等级存在于各对应层级的地质环境中，并与各层级地下水流动系统相契合；②氟在自然界中的存在有各种形态，在一定的水-岩条件下是可以相互转化的。因此，水与岩土在氟的交换上源汇的角色不是固定的，在不同的水化学微环境中两者可以彼此转换。

氟是一种亲石元素，往往以化合物的形式广泛存在于岩石、土壤及土壤母质（未成壤的松散沉积物）中。在岩浆岩、变质岩、沉积岩这三大岩类中，一般而言，岩浆岩含氟量相对较高。例如，基性岩中的玄武岩氟含量为180～540mg/kg，酸性岩中的花岗岩氟含量为520～4550mg/kg。若按氟含量的高低来排序，各种岩浆岩有如下规律：基性岩＜中性岩＜酸性岩。岩浆侵入时温度、压力会发生变化，岩浆的物质组成也会随之改变，从而影响矿物的含氟量和氟化物的形态。根据氟是否为成矿元素，可将矿物分为氟矿物和含氟矿物。前者指氟在矿物化学组成上为不可或缺的元素，如萤石（CaF₂）及冰晶石（Na₃AlF₆）、钠氟石（NaF·2CaO·SiO₂）、氟镁石（MgF₂）、氟铝石（Al₂［PO₄］F₂（OH）（H₂O））、黑云母（K（Mg，Fe）₃［AlSi₃O₁₀］（OH，F）₂）、钠云母、南平石、鱼眼石、水墨叶石等，后者指氟不是必需的成矿元素，仅仅是因为矿物晶格中带有［OH］，在某些条件下，［OH］与F置换，使氟进入矿物，这时矿物的名称与是否含氟无关，若含有氟，可称为含氟矿物，如角闪石等。

沉积岩往往也含有一定数量的氟，但含量差异较大，例如页岩含氟量一般介于500～1300mg/kg之间，是沉积岩中最富氟的岩石，而砂岩和碳酸岩的氟含量大致在270～540mg/kg之间。各种沉积岩含氟量的多少取决于两方面，一方面是构成碎屑的原生矿物（含氟矿物和氟矿物）的种类和含量，另一方面是成岩过程中次生矿物亲氟能力和现状条件下残留的数量。至于未固结成岩的松散堆积物如土壤和土壤母质中的含氟状况除具有上述与沉积岩相类似的特点之外，也有其特殊之处，这就是在频繁的水土相互作用下土中氟在某些层位和时间会脱出，进入水中，在另外层位和时间会吸纳水中的氟，而表现为更明显的波动性。换句话说，如果把松散堆积物判为地下水氟的来源，不如将这些过水介质理解为氟的调节器或中转站在认识上更科学。

7. 高氟地下水形成机理

从气候、地形地貌、地层岩性、地下水动力条件等分析，得出区域高氟地下水的分布规律及其成因，这种结果对于解决实际问题还存在着较大的局限性，因为我们更关心的是具体位置处氟离子含量的高低，而这种宏观层面上的成因分析得到的只是一种统计的结果，很难用来指导实际工作。

地质环境作为一个系统，具有层级性，不同空间尺度层级之间的控制条件和主导限制因素不同。空间尺度越大（区域尺度），其与区域的影响要素关系密切；尺度越小（局域尺度），则对局域要素的关系更密切。而高氟地下水的形成机理指的是在微观水化学环境中所发生的一系列的物理化学过程，因此在研究井点尺度上高氟地下水成因时，我们着重注意该点处的水化学微环境。

20世纪60～70年代，氟对人体的危害机理受到了国内外专家学者的重视，发现氟和Ca、P有着密切的联系，氟可以影响人体内正常的钙磷代谢。之后高氟的形成机理开始成为研究的焦点。

Kun et al.（2001）通过对Nayagarh 地区地下水水质分析，分别作了Ca²⁺、Mg²⁺、Na⁺、Cl^-、

、pH值与F^-之间的散点图，观察到pH值、Na⁺、Cl^-以及

和F^-有较好的正相关关系，与 Ca²⁺、Mg²⁺存在负相关关系。Mondal（2009）用相关分析研究了AndhraPradesh地区F^-与其他离子之间的关系，并认为TDS、Ca²⁺、

与F^-为负相关关系，而与Na⁺没有明显相关关系，这说明研究区HCO₃-Na型水不适合高氟的富集。Subba（2009）认为F^-与

关系密切，大致呈正相关关系，而与Cl^-相关性较差。Rafiqueetal. （2009）通过研究，认为地下水中F^-的形成与多种水化学因子有关，如pH 值、Na⁺等。Jacks et al.（2005）通过研究证明，F^-含量与包气带土体的pH值相关性较好。Levy et al.（1999）通过对加利福尼亚地区的F^-与其他离子组分之间的相关关系进行研究，认为偏碱性的低钙环境有利于F^-的富集。Rukah et al.（2004）用地球化学方法研究了Jordan北部高氟地下水的形成，认为F^-与

、

相关关系明显。Chaeetal.（2007）认为，高氟地下水主要富集在HCO₃-Na型水中，而在HCO₃-Na型水中F^-含量较低。

我国自20世纪60年代以来，从地质环境、地球化学、水文地球化学等角度出发，对影响高氟地下水迁移富集的有关水文地球化学特征进行了大量的研究，并取得了很多成果。90年代以后，关于高氟地下水形成机理方面的研究越来越多，取得了许多十分有价值的成果，国内学者对高氟形成的研究往往将注意力放在氟离子含量与地下水中各个离子组分之间的相关关系，以及水化学类型与高氟之间的关系上，多采用统计分析的方法来进行研究。近些年来这方面的研究主要有下面几方面。

1.地下水中氟离子与其他单个离子之间的相关关系

起初人们通过对水化学资料的分析，发现地下水中的氟离子含量与地下水中某些离子（Ca²⁺、Na⁺、

等）之间存在一定的关系，并对此展开了研究。一般来说，Na⁺、Cl^-、

、pH值与F^-含量成正相关关系，与Ca²⁺含量成负相关关系。

田级生（1984）指出氟离子浓度受地下水中各种离子含量相互比例的制约，高钠低钙的碱性地下水化学类型有利于氟的富集。孙占学（1992）通过对广东省温泉水的水化学分析，发现氟离子含量与（K⁺+Na⁺）成正相关关系，矿化度高、水温高的水有利于氟的聚集。陈履安等（1992）通过对贵州和我国北方高氟地下水形成机理的比较，探讨了氟和钙之间的相关关系（负相关、不相关和正相关）的本质原因，认为氟和钙呈正相关关系是由于富钙的碳酸盐地下水，萤石的溶解往往未达到饱和，Ca²⁺、

含量的增加在一定范围内还会对萤石的溶解起促进作用。并指出碳酸盐岩区地下水氟含量与Ca²⁺、

含量呈正相关，与

含量呈负相关；硅质陆源碎屑岩中地下水氟含量与Na⁺、

含量和矿化度呈正相关，与

、Ca²⁺呈负相关。李向全等（2007）发现，太原盆地浅层地下水中的高氟地下水形成存在两种机制。第一种是氟离子浓度随着Mg²⁺、Ca²⁺增加而升高，主要是由含氟矿物溶解导致；第二种是氟离子浓度随Na⁺、Cl^-的增加而升高，这是由蒸发浓缩作用导致的（宋保平等，2000）。邴智武（2009）用统计学软件SP SS分析了F^-与

、Ca²⁺的相关关系，相关系数分别为0.907和-0.659，表明氟离子与重碳酸根存在显著正相关关系，而与钙离子存在负相关关系。

金琼等（2001）通过作F^-浓度与矿化度的散点图，发现在河西走廊F^-大小与矿化度呈近似正相关关系。梁秀娟（2008）研究了洋沙泡水库高氟底泥氟释放的影响因素，认为底泥氟的释放量与矿化度等关系密切，氟离子与矿化度的相关系数为0.9902，呈线性相关。刘瑞平（2009）通过对大荔地区239个水化学数据作散点图，得出地下水中F^-含量与矿化度的关系较为复杂，基本F^-呈偏态分布规律。

任福弘等（1996）注意到F^-与Mg²⁺之间的关系，指出F^-和Mg²⁺的相关不是两者反应机制上的直接相关。低氟地下水中的高Mg²⁺点，是由于含镁的碳酸盐、硫酸盐的溶解；而高氟地下水中的高Mg²⁺点是在强烈蒸发影响下，水体中氟与镁同时浓缩富集以及非饱和带土体中吸附性氟和氧化镁含量增多，通过降水淋溶而富集在地下水中。

2.氟离子与离子组合之间的关系

有些地下水中氟离子与地下水中其他单个离子之间的相关关系不明显。影响氟在水体中呈稳定离子态的化学因素有很多，因此许多学者用离子组分之间的各种组合方式和氟离子进行相关性分析，同时也注意了地下水的水化学类型与氟离子之间的关系。

曾溅辉（1994）以河北邢台山前平原浅层地下水为研究对象，选用（Na⁺+Mg²⁺）/Ca²⁺和（

）/Ca²⁺的比值研究其和F^-之间的关系，从散点图中可以看出两者和F^-之间存在着很好的正相关关系。张威等（2004）通过对F^-与（Na⁺+K⁺）/Ca²⁺进行回归分析，得出其相关系数为0.91，说明两者之间呈线性关系。冯超臣等（2005）通过对鲁西南平原地下水水化学资料的统计分析，得出F^-含量与Na⁺及Ca²⁺的含量呈不明显的线性关系，但和γNa⁺/γCa²⁺的比值呈明显的正相关关系。从F^-与（

）-（γCa²⁺+γMg²⁺）之间的散点图中可以看出，两者之间存在明显的正相关关系，从 F^-与（γCl^-）-（γK⁺+γNa⁺）之间的散点图看出，两者存在明显的负相关关系。赵锁志等（2007）根据河套地区浅层地下水水质检测结果，得出F^-与（Na⁺+Mg²⁺）/Ca²⁺、（

）/Ca²⁺与F^-呈较好的正相关关系，HCO₃-Na型水多出现高氟地下水。李小倩等（2008）研究了河北平原深层高氟地下水，发现 F^-浓度与（Na⁺+K⁺）以及总碱度（

）无明显关系，与总硬度（Ca²⁺+Mg²⁺）呈负相关关系。另外还发现⁸⁷Sr/⁸⁶Sr的值与F^-浓度呈明显正相关关系。丁丹等（2009）以淮北平原浅层地下水为研究对象，运用统计方法计算了地下水中氟离子与其他组分之间的相关系数，发现与（K⁺+Na⁺）、Ca²⁺、Mg²⁺浓度无明显相关性，而与ρ（K⁺+Na⁺）/ρ（Ca²⁺）比值存在正相关关系，且高氟地下水多分布在HCO₃-Na型水地区。郭天辉（2009）分析了宁夏面子山山前区地下水的水化学类型与氟含量之间的关系，发现两者之间的相关关系并不明显，用相关性分析的方法研究F^-与各因素之间的相关关系，并求得回归方程，得出F^-与Na⁺/Ca²⁺呈正相关关系。

李志刚等（1999）发现在淮北平原，随着氟含量的升高，水化学类型由HCO₃-Ca、HCO₃-Ca·Mg（Na）依次递变为HCO₃-Na（Mg）·Ca（Mg）、HCO₃-Na（Mg）。王德耀（2004）根据陕西秦岭以北地区高氟区的分布规律，发现高氟地下水的水化学类型以SO₄-Na、HCO₃-Na为主，碱性条件有利于氟的富集，酸性溶液中，易形成HF，并溶解硅酸盐形成

，不利于氟的富集。沈辉（2005）作了盐池地区地下水中F^-与Mg²⁺/Ca²⁺、Na⁺/Ca²⁺之间的散点图，发现有很好的相关性。氟的配合物在SO₄-Na、SO₄·Cl-Na型水中含量高，在碱性条件下配合离子遭到破坏，成离子态存在，有利于氟的富集。何锦等（2008）对张掖市甘州区高氟地下水作了水化学类型Piper图，得出在SO₄·Cl-Na·Mg型水中容易出现氟的聚集。

综上所述，目前在研究水化学微环境条件下高氟地下水富集机理过程中，大多数学者是以统计分析为手段，研究地下水中的氟离子与单个离子或者两两离子之间比值或差值简单的线性相关关系，计算两者之间的相关系数，来判断其相关性。然而水-氟系统是一个多因素的复合系统，多种变量共同制约氟离子浓度场的演化，变量之间的相互关系十分复杂，简单的单因素分析很难解决更为细致的问题。

8. 浅层高氟地下水的成因

1.包气带中的氟分布规律及成因

周口开封地区浅层地下水埋藏较浅，浅层地下水和包气带土体构成了一个相互作用的水文地球化学系统。在该系统中，地下水垂直交替运动比较强烈，包气带中的氟化物伴随水，在水盐的垂直交替运动过程中参与淋溶、运移、富集等演变，从而影响浅层地下水中氟的迁移和富集。因此，包气带土体的氟源强度是地下水氟转移和富集的一个关键因素，直接控制浅层地下水中氟的迁移和富集。

衡量土壤氟的分布状况的一个重要尺度就是土壤氟含量，一般以土壤中各种形态的氟和相对数量来表示，通常比较普遍采用的是全氟和水溶性氟这两个指标。全氟是指土壤中各种形态的氟的总含量，它反映了土壤中氟的贮量水平，是了解氟的化学特征和区域差异的基本指标。水溶性氟是以中性水作为溶剂浸提出的氟，没有外来元素或物质的干扰，同时在大多数情况下能近似反映自然状况。

在周口及开封地区选择1985年查明的高氟区域，开挖取样坑6个（见图6-1）按10cm分层取土样共60个。用碱熔法处理，再采用离子选择电极法测定样品中的全氟；以水土比10：1振荡3h，用离子选择电极法测定水溶性氟。统计结果见表6-9，频率分布直方图如图6-8所示。

表6-9 周口开封地区土壤氟含量统计表

图6-8 周口开封地区土壤氟含量直方图

研究区岩性以粉砂和亚黏土为主，图6-9a，d所示为取样坑岩性均为粉砂，图6-9c所示取样坑均为亚黏土，图6-9b所示取样坑上层为粉砂，下层为黏土，图6-9e所示取样坑上部为黏土，下部为亚黏土，图6-9f所示取样坑上部为粉砂，下部为亚黏土。土壤中水溶性氟含量变化范围较小，为3.94～38.66mg/kg，总氟含量差异较大，变化范围为416.04～901.83mg/kg。所取土体样品均在1m范围内，主要属于土壤淋溶层，据《中国土壤元素背景值》资料显示，全国土壤淋溶层总氟含量最小值为50mg/kg，最大值为3467mg/kg，算术平均值为478mg/kg，河南省土壤淋溶层总氟含量最小值为192mg/kg，最大值为962mg/kg，算术平均值为406mg/kg。研究区土体样品总氟含量平均值603.1mg/kg，高出全国平均值478mg/kg和河南平均值406mg/kg，这表明研究区包气带中总氟含量偏高（表6-10）。有研究表明，我国地氟病发生区表层土壤水溶性氟的平均值为2.50mg/kg，在土壤水溶性氟大于2.50mg/kg的地区很可能发生氟元素过量引起的地方性氟中毒，研究区土壤中水溶性氟含量的平均值为12.82mg/kg，且所有土壤样品中水溶性氟含量均大于2.50mg/kg，最小值为3.94mg/kg。

表6-10 土壤中总氟含量对比表

根据取样坑数据绘制研究区不同取样坑中土壤总氟含量、水溶性氟含量随取样深度变化图（图6-9）。从图6-9可以得出如下规律：①地表的总氟和水溶性氟含量都比较低，随着深度的加大有增高的趋势，增高到某一深度会出现一个峰值，有的取样坑还存在两个峰值，如图6-9a，d所示取样坑均为粉砂土，水溶性氟含量的峰值出现在60～70cm范围处，但总氟含量的变化转折点不一致；②在氟含量达到峰值后，各取样坑的氟含量变化有升高也有降低；③水溶性氟与总氟的变化曲线大致平行，总氟含量高，水溶性氟含量也高，总氟含量低，水溶性氟含量也低。

出现上述峰值的原因可能有两个：

①在包气带中可能存在一个零通量面，在这个零通量面以上，水盐受蒸发作用向表层运移，而在这个零通量面以下则遵循入渗规律向深处运移；②岩性的变化可能造成这种情况，如图6-9f所示取样坑总氟含量和水溶性氟含量的峰值出现在岩性变化处，剖面上层为粉砂土，下层为亚黏土，从粉砂土到亚黏土渗透性降低，造成氟在这里聚集。

总之，在地下水系统中，包气带在其中是地下水化学场的调节器，起着稳定局域水化学环境的作用，在一定条件下，它可以将原先吸附的氟释放到地下水中，在另外一些条件下，则可吸纳水中某种离子形态的氟，使之暂时聚集在土体内。在冲洪积扇、冲积平原两种不同地貌类型的下游地区，黏性土与砂砾质土上下叠置、交错分布，如同众多调节器彼此串联或并联的组构形式，从而形成了局域水化学环境的多样化格局，即地下水类型的多样化和氟浓度的高低不一。

图6-9 各取样坑土壤剖面氟含量分布图

2.浅层高氟地下水分布成因

除了上述包气带对浅层水的影响之外，由于浅层水靠近地表，蒸发作用和地形的变化对其影响较大，因此区域上的影响因素对浅层高氟地下水的形成也至关重要。地表起伏、水动力条件等上述的区域作用在浅层水中表现更为明显。

研究区地下水的补给分为垂直补给和水平补给两种，而以垂直补给为主。垂直补给以大气降水为主，其次为河流、渠系及灌溉回渗补给。大气降水的补给与降水量大小，降水强度、包气带岩性、土壤含水量、地形条件、地下水位埋深及植物等因素有关。它们对降水入渗补给量的大小，都不同程度地起控制作用和影响作用，但在一般情况下，降水入渗补给量是随降水量增加而增大的，随地下水位埋深增大而减少，包气带岩性越粗、地形越平坦、地下水径流越迟缓、土壤含水量越少、植被越密集则补给量越大，反之则补给量愈小。本区广大平原区地形平坦，地表径流迟缓，岩性以亚砂土为主，地下水位埋深为3～4m，部分埋深为1～2m，少数埋深为4～6m，这对降水补给十分利。尉氏县西部条形岗地，起伏较大，地表径流较好，降水补给条件稍差。

本研究区地下水的主要补给来源为大气降水，其次在雨季部分河流补给地下水，旱季排泄地下水。地下水位埋深较浅，这对降水补给十分有利。随降水入渗，包气带中的含氟组分在溶滤作用下随之迁移到地下水中。

蒸发是研究区地下水排泄的主要形式，由于包气带岩性不同和地下水埋深不同，其蒸发强度也不相同。我国蒸降比为1的地带可以大致看作高低氟地下水的分界区，蒸降比越大，水氟的浓缩特征越明显，这种浓缩特征在以松散均质沉积物构成的平原区尤为显著。在地下水位埋深1～2m的地区，蒸发量最大，地下水位埋深在4m以下的蒸发量微小。研究区蒸降比达到2，地下水位埋深一般2～4m，部分地区1～2m和4～6m，地表岩性尤以亚砂土为主，毛细管作用强烈，蒸发量大，十分有利于氟的浓缩富集。

总的来说，周口开封地区为黄河冲积平原，地貌类型分为以下四类：黄河泛流平原、黄河冲积平原、淮河冲积平原、冲洪积残岗。地势为西北高，东南低，相对平缓，地形坡降在1/1000～1/4000。地下水径流缓慢，地下水流向为从西北流向东南，以蒸发作用为主要排泄方式，有利于盐分的富集，为地下水中氟的富集提供了有利条件，使高氟地下水在本区域分布十分广泛。

9. 氟的地质循环

如果将下地壳和上地幔作为讨论问题的起点，可以知道，处于高温高压条件的岩层被熔融，其中的氟以岩浆为载体不断流动，在地壳的薄弱处侵入围岩或沿着深大断裂进入上地壳，甚至喷出地表形成火山，将含氟物质带到地表。在岩浆上侵过程中存在着剧烈而复杂的物理、化学过程，随着温度、压力的下降，一部分氟与其他元素直接化合形成富氟矿物，另一部分可在岩浆侵入时，或在岩浆分异而形成的热液中与围岩的非氟矿物进行交代，使矿物的含氟量剧增；在许多情况下，热液还可能与表生水混合，形成热水上涌出露地表；热液的进一步分异，则会有气体脱出，使氟以气体形式（如 HF 和SiF₄）上升到地球浅部或沿深大断裂进入大气中。除上述活动之外，岩层断裂和褶皱的发生也促使深层岩层中的氟向地球表生环境运动，断块的隆升和岩层的褶皱可将地下深处的岩层连同固化的氟推挤到地球浅表。

在含氟物质从地球深部环境向浅表环境运动的同时，地球的另外一些地方则发生含氟物质从地球表生环境向深部环境的反向运动。汇集到海洋中的陆源物质包括含氟的矿物碎屑、土壤以及溶解态的氟，可沿大洋板块边缘进入地壳深部，沉积在陆地的含氟岩土亦可在板内断裂带随下降盘进入地下。

由此可见，内动力作用是驱动氟由深部上升到地球浅表，以及由浅表回到地球深部的主要原因。正是这种运动决定了地壳氟的分布以及各地的氟背景值。

进入地球浅表的氟物质不会立即返回地下，而是经历一个较长的也许是更为复杂的分散、迁移和暂时富集的外动力地质过程。也就是说，只有通过地球表生环境的连接，地球氟物质的大循环才可以形成。

地球表生环境是一个笼统、相对的概念。一般来说，地球表生环境是指外生水运动、赋存空间的下界至地表这一范围。该范围是地球四大圈层代表的四大要素即岩（土）、水、气、生物最为活跃，彼此相互作用、相互联系最紧密的空间。在地球表生环境中，氟迁移有其宏观的指向，这就是从大陆的高处指向海洋。如果进一步分析就会发现，其中还存在着更多级次不等的复杂过程，如水分运动形成的局部氟循环，水-岩（土）之间的氟交换，通过食物链实现的生物（包括人）与含氟水土之间的生物化学循环等。值得注意的是，无论是宏观循环还是局部的小循环，氟的运动大部分都是以水分（流）为载体的，这就是为什么在讨论氟迁移和地氟病的机理时，往往将水的运动过程作为研究主线的原因。

自然界中的氟循环，是指氟在岩石圈、水圈、大气圈和生物圈之间的循环，以简单氟离子、氟化物、氟配合物等形式相互转化迁移的过程。岩石中的氟在风化、侵蚀以及人类活动等作用下被释放出来，进入土壤、水、大气中，经由植物、草食动物和肉食动物等在生物之间流动，待生物死亡后被微生物分解，回到自然环境中。大气中的氟可被动植物吸收后分解返回自然，或随降水进入岩土及地下水中。溶解性的氟，随水流进入江河湖海，并沉积在海底，可沿大洋板块边缘进入地壳深部，沉积在陆地的含氟岩土亦可在板内断裂带随下降盘进入地下，再风化后再次进入循环，自然界中氟循环如图1-1所示。

自然界中的氟循环，除了氟在岩石圈、水圈、大气圈、生物圈之间的全球大循环外，在地壳中，氟在岩浆、岩浆岩、变质岩、沉积岩中不断循环，如图1-2所示。自然界中氟循环可分为三个不同的层次：①生物地质大循环，即氟在地球各圈层之间的循环；②生态系统层次，即在初级生产者的代谢基础上，通过各级消费者和分解者将氟归还自然环境；③生物个体层次，即生物个体在自身生长过程中从周围环境中吸取氟，经机体代谢活动又将氟排出体外，经分解者的作用归还于环境。这三种层次的循环是相互联系、互相影响的。

在讨论有关自然界中氟的来源时，诸多学者将岩石中的氟作为自然环境中氟的最初来源，若把岩石圈以上的土、水、生物系统当作一个环境整体，把岩石作为环境中的氟源是合理的，但若把岩石作为自然环境中氟的来源是欠妥的，因为若岩石中的氟是自然环境中氟的来源，岩石长年累月地向自然环境中输出氟，其氟含量会逐渐减少，但经测试岩石圈中的氟含量并未逐渐降低，而是一直保持在一个较稳定的范围。自然界中没有绝对的源和汇，源和汇只是相对的概念，自然界中存在不同级别层次的氟循环，氟源与氟汇也以不同的等级存在于各对应层级的地质环境中。如果把整个浅地壳表面空间当作一个整体环境，可认为其氟的主要来源是地壳深部和上地幔，经过循环迁移后，最终又汇入地壳深部。

图1-1 自然界中氟循环示意图

图1-2 氟在地壳中的循环示意图（据牟哲富，2011，有修改）

在生态学中，生态系统中的物质循环可以用库和流通两个概念来描述。对于某一种元素，存在一个或者多个主要的库，物质在生态系统中的循环实际上是在库与库之间流通（蔡晓明，2000）。上述氟在自然界中的循环过程亦是氟在不同库之间的相互流通。物质的库可分为两类，贮存库和交换库（蔡晓明，2000），岩石是氟的贮存库，动物、植物、土壤等可看作氟的交换库。在自然界氟的生物地质大循环中，土壤是连接生物循环和地质循环的重要枢纽，许多学者在研究与氟有关的生物迁移与循环时，把土壤作为氟源，但其实土壤只是相当于氟的调节器或者中转站，在一定条件下，水-土-生物系统中的氟可以互相转换，水可以吸收溶解土壤中的氟，土壤也可以吸附水中的氟。

值得注意的是，无论是宏观循环还是局部的小循环，氟的运动大部分都是以水分（流）为载体的，水在一个地方将岩石中的氟溶出，搬运至别处沉降下来，氟随着地下水流动系统或者地表水流动系统不断迁移循环，其中伴随着各种水化学动力作用，如蒸发浓缩作用、吸附解析作用等，水化学作用和地下水流场对氟在浅地表环境中的分布有着重要影响，使氟在地球表生环境中分布不均匀，往往在水流系统的汇区容易富集。

10. 氟化水是怎么形成的对身体有那些害处

以气态与颗来粒态形成存源在的无机氟化物。主要来源于含氟产品的生产、磷肥厂、钢铁厂、冶铝厂等工业生产过程。氟化物对眼睛及呼吸器官有强烈刺激，吸入高浓度的氟化物气体时，可引起肺水肿和支气管炎。长期吸入低浓度的氟化物气体会引起慢性中毒和氟骨症，使骨骼中的钙质减少，导致骨质硬化和骨质疏松。