南阳盆地浅层高氟地下水的成因

（一）氟在浅层地下水中分布的成因概述

通过对氟在南阳盆地平原区浅层地下水中的分布特征的总结分析可知，盆地周边靠近山区以及丘陵垄岗的地带广泛分布低氟地下水，中氟地下水主要分布在盆地的中部，高氟地下水主要分布在盆地平原区的中心位置靠近盆地的开口处以及中部平原局部的低洼地带。这种宏观上的分布特征有其特定原因。

南阳盆地作为一个相对乱搏独立和较为完整的构造地质单元，其独特的地形地貌特点为盆地内部源、汇齐全的地下水流动系统的形成和发育提供了天然有利的条件。南阳盆地周边侵蚀中低山区以及丘陵地区构成了盆地内地下水的源区，盆地内中部平原区的不同位置构成了各种级别地下水流动系统的源区和汇区。

通过对南阳盆地的气候特点的分析可知，夏季，由于大陆热低压与激枣太平洋副热带高压的相互作用，副热带高压携带大量的水汽随东南风进入河南省境内。受地形地貌的影响，来自西太平洋的湿热水汽在遇到南阳盆地北部伏牛山脉的东支部分时水汽爬升易形成降水，从而形成了本区降水空间分布不均的格局。因此，虽然在宏观尺度上南阳盆地处于半湿润区与湿润区的过渡带，降水量较为充沛。但是如果尺度缩小，南阳盆地内部的不同区域就会展现出一定的气候差异，降水量以及蒸发量空间分布不均的格局就是其具体的表现。从南阳地区多年平均降水量的分布情况可以看出，南阳盆地东部的垄岗，北部、西部的山区以及山前地带的降水相对平原区较多，降水量较为充沛。由于地下水位埋深较大以及较粗的不利于毛细水上升的岩性条件，从而导致蒸发量较小，大气降水强烈的淋洗作用不断带走本区土壤中的氟从而使土壤氟贫化进而对地下水中氟的调节能力下降。频率较高的地下水的更替作用使越来越多的氟随着地下水进行迁移，从而使这些地区的水土环境具有较低的氟背景。广大的相对靠近地下水源区的山前地带出现大片低氟地下水的原因亦是如此。

就地下水流动系统来说，由于山前地带所处的位置离地下水的源区——周围山区相对平原区来说距离较近，地下水的流程较短，水-岩作用的程度并不充分，加之地形地貌条件又不利于地下水的汇集，蒸发作用相对较弱，这些都足以造成山前地带的地下水中氟的含量呈现出相对较低的特点。相反，平原区由于离地下水的源区较远，地下水流程大大加长，水-岩作用比较充分，地下水中的氟含量相对较高，加上蒸发浓缩作用，从而使平原区地下水中的氟含量相对较高。

作为区域地下水汇的南阳盆地中部平原区，由于不断接受周边山区地表水和地下水的补给，随地下水迁移的氟源源不断地聚集于此。由于本区降水相对较少，地形相对平缓，地下水流动速度相对较慢，水循环交替的时间也因此较长，同时由于平原区较浅的地下水位埋深、较细的有利于毛细水上升的岩性特征，这些都为本区强烈的蒸发浓缩作用奠定了基础。因此，南阳盆地周围山区广泛的氟源所带来的含氟物质不断聚集以及平原区内较浅的地下水位埋深以及较为迟缓的地下水流动情况造成的强烈的蒸发浓缩作用使本区地下水中的氟含量逐渐增高，从而出现较大范围的中氟地下水分布区域，同时也为局部地区高氟地下水的形成创造了理想的环境。

由于南阳盆地平原区是河南省小麦、玉米、棉花以及烟叶等粮食作物的高产区，农业灌溉比较常见，人为影响也能够加剧区域内水分的蒸发，进而导致本区土壤积盐，氟在表层土壤中的富集为进一步向地下水中的迁移奠定了基础。

而且，由深层高氟地下水的分布极少的特征以及所掌握的深浅层地下水之间的水力联系资料得出，深层地下水中所含的氟对浅层地下水明陪拆的贡献是有限的，只有少数地区存在因深层含氟地下水的补给而明显影响浅层地下水中氟含量的现象。从而进一步得出，浅层高氟地下水中的氟多数是与地球浅表大陆盐化效应有关的元素富集有关。

（二）影响氟在浅层地下水中富集的因素分析

1.气候条件

气候条件对地下水中的氟含量大小有一定的影响，由氟多分布于干旱半干旱地区的现象可知，干旱半干旱的气候通过促进地下水的蒸发和浓缩进而影响地下水中的氟含量，有利于促进地下水向高氟趋势演化。

河南南阳盆地处于我国南北气候分界线附近，为亚热带向暖温带过渡区，属于典型的大陆季风型半湿润气候。冬季，处于极地寒冷高压气团控制之下，东面太平洋上空为阿留申低压所占据，气压形势自西向东，盛行偏北风，雨水稀少；夏季，在大陆热低气压气团控制下，太平洋副热带高压向西北挺进，气压形势转为由东向西，风向偏南，水汽充沛，降水量较大。多年平均气温15.1℃，1月最低，平均1.4℃。7月最高，平均27.4℃。冬季寒冷多东北风，夏季炎热多西南风。研究区多年平均降水量为678.1～967.8mm，最大降水量为1984.9mm（1964年），最小降水量为411.7mm（1976年）。降水多集中在6～9月，约占全年总降水量的60%以上，最高达68%。12月至次年3月降水量最小，约占全年总降水量的4.5%。研究区多年平均蒸发量为1725.7～1879.5mm，多年月平均最高蒸发量为303.4mm，月平均最低为61.1mm。5～8月蒸发量最大，约占年蒸发量的25%；11至次年2月最小，占全年16.4%。降水量除明显的月、季和年变化外，还存在明显的地带性。镇平县以北的四棵树乡附近的广大山区以及唐河县附近的地区是两个较为集中的降水区，多年平均降水量在870mm以上。镇平县的西南部包括贾宋镇、夏集乡、裴营乡以及赵集镇在内的区域，多年平均降水量相对较小，在700～720mm之间。广大平原地区多年平均降水量居中，在720～800mm之间。蒸发量随降水量的增大而减小，反之则随降水量的减小而增大。

由多年平均降水量分布的地带性差异可知（图5-21），不论是歪子镇南部的高氟地下水区、裴营乡附近的高氟地下水区还是官庄—施庵镇—溧河铺镇一带的高氟地下水分布区，其多年平均降水量除了季节性差异之外，在地带上其多年平均降水量都相对较小，这种现象在裴营乡附近尤为明显。因此较强的蒸发浓缩作用，蒸发量相对较大的气候特点为这些地区高氟地下水的形成提供了有利条件。

图5-21 南阳地区多年平均降水量等值线图（单位：mm）

2.地下水位埋深及包气带岩性

显然，气候越干旱，相对湿度越小，蒸发便越强烈。而除了气候之外，地下水位埋深以及包气带岩性条件也能够通过影响蒸发浓缩作用，进而影响土壤以及地下水化学成分的聚集程度。因此，气候条件、地下水位埋深以及包气带岩性条件可以相互配合通过影响蒸发作用进而影响氟在地下水中的含量。

在蒸发过程中，只有适宜埋深范围内的地下水才能通过因毛细现象而产生的毛细水连续不断地供应给土壤水分，从而能够维持土壤蒸发的持续进行。如果地下水位埋深超出了某种土壤岩性所对应的最大毛细上升高度的范围，地下水供给土壤的毛细水就与土壤水脱节，这种现象非常不利于蒸发作用的持续进行。

相关研究表明，潜水面埋藏越浅，则蒸发越强烈。潜水稳定蒸发强度以及蒸发量与水位埋深的关系如图5-22所示。可以看出，在一定范围内随着潜水位埋深不断增加，蒸发强度微量增加；当达到一定埋深后，随着潜水位埋深不断增加，蒸发强度开始减小直至为零。当水位埋深小于2m时，随着潜水位埋深变浅，蒸发量显著增大；当水位埋深大于2m时，蒸发量明显减弱。

图5-22 潜水稳定蒸发强度以及蒸发量与水位埋深关系曲线

包气带岩性对地下水蒸发的影响主要通过其对毛细上升高度与速度的影响进行。包气带岩土的最大毛细上升高度见表5-9。中细砂的最大毛细上升高度较小，远远低于黏性土的最大毛细上升高度，黏性土的毛细上升高度较大，但存在毛细上升速度低的特点。介于两者之间的亚黏土等组成的包气带，毛细上升高度大且上升速度快，潜水蒸发强度较大。

表5-9 土的最大毛细上升高度

（据西林·别克丘林，1958）

南阳盆地浅层高氟地下水所在区域的地下水位埋深见表5-10。从表5-10中可知，地下水埋深范围是0.4～5.1m，变化范围较大，但都在本区黏土、亚黏土的最大毛细上升高度的范围之内。南阳盆地平原区内的包气带主要由亚黏土、黏性土、少量的粉细砂以及这几种岩性土壤的交错叠加组成，有利于支持毛细水的上升。而区内分布有浅层高氟地下水的裴营乡和官庄镇附近的地下水位埋深相对较小，南阳盆地这种相对干燥的气候条件、特定的岩性以及地下水位埋深条件的组合正是通过促进蒸发浓缩作用的持续进行进而影响氟在该地区水土环境中的含量的。

表5-10 南阳盆地浅层高氟地下水所在区域地下水埋深

由冲洪积平原岩土体沉积分异的规律也可以看出，由于处于平原区边沿的山前地带沉积的颗粒物粒径较粗，地下水位埋深较大，不利于毛细水的上升，加上降水多，降水量大的气候特点，导致蒸发相对较小，所以山前地区的地下水矿化度较低，氟含量较小。而越往平原区中心部位则相反，分选较好的细粒沉积物、较浅的地下水位埋深以及相对干旱的气候等因素有利于促进地下水的蒸发浓缩进而推动氟含量的升高。

3.地形地貌条件

地形地貌是影响氟在浅层地下水中迁移富集的重要条件，它主要通过塑造水动力条件进而影响氟在地下水中的迁移和聚集过程。

众所周知，地下水化学成分是地下水与流经的岩土介质发生各种水化学作用的结果。地下水化学作用主要有溶滤作用、浓缩作用、脱碳酸作用、脱硫酸作用、阳离子交替吸附作用等。地下水化学成分随着流动过程而不断变化，呈现出规律性的分布。相关研究表明，地下水流动系统中任一点的化学成分主要取决于下列因素：①水从外界输入时的化学成分；②地下水的流程和流速；③在流动过程中遇到的介质；④在流动过程中发生的各种水化学作用。

就地下水流动系统而言，不同层次的地下水流动系统其水化学特征差异较大，在其他条件相同时，地下水在岩层中滞留的时间越长，从周围岩土中溶滤获得的组分越多。区域流动系统的水流经的距离长，流速慢，接触的岩层多，因此在排泄区地下水化学成分比较复杂。而局部流动系统的水流过的距离短，流速快，故而在排泄区地下水化学成分相应比较简单。而在地形复杂的情况下，局部地区的地下水化学组分成为局部流动系统与区域流动系统的影响效果的叠加，如图5-23中d点所处的位置。

图5-23 地下水流动系统示意图

（据王大纯等，2006，有修改）

而地形地貌条件正是通过对水动力场的塑造从而影响地下水的流动的，为不同级次的地下水流动系统的形成提供了基础。

由氟在南阳盆地浅层地下水中的分布图（见图5-22）可以看出：从南阳盆地边缘的丘陵低山区经剥蚀岗地到平缓的堆积平原，浅层地下水氟含量呈现有规律的变化。丘陵低山区浅层地下水氟含量较低，绝大多数小于0.5mg/L。剥蚀岗地浅层地下水氟含量开始升高，低氟和中氟地下水均有分布，呈现由低氟向中氟地下水过渡的迹象，像邓州市林扒镇汤营村的氟含量已经达到1.0mg/L。在中南部的平缓堆积平原区，高氟地下水以斑块状出现，研究区8个浅层高氟地下水样点中，除林扒镇汤营村的水点外，其他的水点均分布于平缓堆积平原区，最高点出现在新野县溧河铺镇高庄村附近，高达2.90mg/L。

如前所述，南阳地区为西、北、东三面环山向南倾斜开口的半封闭盆地，侵蚀及剥蚀山地主要分布在北部和西部，东部地区多分布剥蚀岗地，西南和东南地区也分布有低山丘陵，中部地区为大面积的冲洪积平原，平原和山区之间的交接带零星分布有垄状及鼓状岗地。盆地三面环山，地势较高，中间平原区北部开阔、向南逐渐收缩，低洼平坦的地形地貌特征促使研究区地下水以及水中所含矿物元素有向低洼处汇流聚集的特点（图5-24）。由于蒸发浓缩作用的持续进行，中部平原区便容易形成高矿化以及高氟地下水。

图5-24 氟迁移聚集的水动力示意图

显然，上述分析是对南阳盆地而言，就局部地区而言并非全部如此。如在南阳盆地的中部平原区，高氟地下水也只是成斑块状分布于盆地之中，在高氟地下水分布区的周围却分布着中氟、甚至低氟的浅层地下水。究其原因，还是与地形地貌有很大的关联。

通过进一步对南阳盆地平原区地形地貌特点的分析可知，盆地中部广大平原区内并非全都是一马平川的地形，而是在平原区的外围零星分布有剥蚀垄岗、波状岗地以及孤山丘陵。这种平原、岗地以及低山丘陵的交错分布，进一步造就了南阳盆地平原区内波状起伏、复杂的地形地貌特点。就南阳盆地内局部地区而言，氟在浅层地下水中的迁移与聚集不仅受宏观区域地形地貌的控制，而且与微地形地貌条件有关。微地形地貌的存在，使得即使在浅层高氟地下水分布区内的不同位置其氟含量也存在一定的差别。

换句话来讲，就是区内不同类型地貌景观的交错分布通过塑造层次不同的地下水流动系统进而对平原区内的局部地区产生不同层次的影响。正是这种影响的存在使氟在局部地区浅层地下水中的分布出现高低不同的差别。

在南阳地区有些岗地处的地下水也出现高氟现象，出现这种现象的原因是，岗地两侧往往是河流或者古河道，其岩性往往为砂砾石，含水层渗透性能好，而岗地往往为粒径较细的黏性土，含水层的渗透性差，但毛细上升高度大，这就导致在干旱蒸发条件下，水盐从渗透性好的低洼地带向渗透性差的岗地运移，盐分聚集在岗地的地表附近；而当发生降水时，包气带的盐分随降水入渗到地下水中，而由于岗地渗透性能差，水盐不能顺利向两侧排出，造成岗地处地下水中氟含量较高。岗地处蒸发降水条件下水盐运移模式如图5-25所示。

图5-25 岗地处水盐运移模式示意图

为研究微地形地貌条件对氟在局部地区不同地段浅层地下水中分布的影响，选取了大杨营—黄沂沟、屈岭—柳堰以及柳坡—夏官营三个剖面进行了更为详细的分析，绘制出地下水流动系统剖面示意图，如图5-26～图5-28所示。

图5-26 大杨营—黄沂沟剖面盐分运移剖面示意图

图5-27 屈岭—柳堰剖面盐分运移剖面示意图

图5-28 柳坡—夏官营剖面盐分运移剖面示意图

（1）图5-26为大杨营—黄沂沟剖面，剖面左起邓州大杨营，右至唐河郭滩镇黄沂沟村，为中部平原区靠近盆地开口位置的高氟地下水分布区域，这个区域构成了南阳盆地区域流动系统的汇区。剖面呈近东西向延展，水平距离约48km，垂直高差为0～8.0m。自西向东分别有白河、溧河、涧河以及唐河等较大河流流过，其间还分布有多条沟渠及人工灌渠。由剖面线附近地下水氟离子含量检测结果可知，唐河附近以东地段以及白河及其西部的地段地下水氟含量均较低，为小于0.5mg/L的低氟地下水分布区。孟营至溧河铺镇附近地段为中氟地下水分布区，溧河铺镇至张庄一带分布有浅层高氟地下水，其氟含量最高可达2.9mg/L，为南阳盆地地下水氟含量之最。

从图5-26中可以看出，本区地形特征为两边高，中间低。剖面中间地段的溧河铺镇至张庄一带有局部隆起的现象，微型隆起的局部高差为0～3.0m。孟营至溧河铺镇一带是一个洼地，局部高差为0～2.0m。

由图5-26中地下水位埋深情况可以看出，西部的大杨营至白河段、中部的溧河铺镇至张庄段以及东部的贾庙至黄沂沟段地下水位埋深相对较大，包气带较厚，在5～8m之间。其他地段地下水位埋深为4～6m。

地形起伏以及河流与地下水的水力联系导致的局部地下水位变化也同时使局部地下水流动系统中嵌套有更低级别的流动系统。从地下水位的变化趋势中可以看出，孟营至张庄一带构成了剖面范围内局部地下水流动系统的汇区。

剖面的东部和西部分别有唐河和白河自北向南流过，对河流分布区的岩土沉积分异规律可知，河流附近多沉积有颗粒较粗的粉细砂，使地下水与地表水的水力联系更为紧密，更容易受河流的影响，不利于盐分的聚集。加之，这两个地段同时又构成局部流动系统的源区，因此导致地下水中的氟含量较少。而孟营至张庄一带既是区域地下水流动系统的汇区，同时也是局部地下水流动系统的势汇。随远处及周边地区地下水迁移的氟同时聚集于此，因此地下水中的氟含量开始升高，

而之所以溧河铺镇至张庄一带的地下水氟含量严重超标，主要是因为本区的地下水埋深比孟营至溧河铺镇大，包气带较厚所致。在干旱情况下，地下水源源不断地供给土壤的毛细水的蒸发，较厚的包气带使盐分能够聚集在支持毛细水的上部，从而为土壤盐分的储存提供了条件，氟也因此得以储存于包气带之中。由于相对较高的地形更有利于蒸发，所以在蒸发强烈的情况下周边地区的土壤水以及毛细水运动趋势也向这里倾斜，随蒸发而留下盐分。降水时，大气降水对土壤的淋滤使土壤表层的氟以及包气带中因蒸发而储存的一部分氟随盐分向包气带下部地下水迁移，从而使地下水中的氟离子含量相对升高。因此，大量随盐分聚集在包气带土壤中的氟离子从某种程度上构成了地下水的“氟源”，从而导致地下水的氟含量比周围地段高。

而相对较薄的包气带使同为地下水流动系统汇区的孟营至溧河铺镇地段的地下水氟含量却相对适中，为中氟地下水的分布区。由于包气带厚度薄，在蒸发强烈的条件下，毛细水对土壤水分的补给很容易到达地表，氟较容易在地表聚集。而在大气降水的作用下，聚集在地表的氟也相对容易进入地下水中进行迁移，加上沟渠以及溧河等地表径流的影响，从而造成了这种现象的产生。

（2）图5-27为屈岭—柳堰剖面，剖面横切了邓州裴营乡附近的浅层高氟地下水分布区，该区域分布在南阳盆地平原区西北部的边缘地带，离岗地较近，既是本地区浅层地下水的汇区，同时也构成远处平原区中心地区地下水的源区。剖面切割的水平距离约为20km，局部地形高差为0～4.0m。剖面自西向东依次有湍河和严陵河自西北至东南流过，此外还有少数沟渠分布。由地下水中的氟含量在剖面上的分布情况可知，湍河和严陵河附近地下水氟离子含量较低，为低氟地下水。剖面的中部和平村至胡湾一带地下水中氟离子含量较高，超过了饮用水标准，为1.0～1.5mg/L。其他地区地下水中的氟含量居中。

本区总体上中等偏少的地下水氟含量背景与剖面所处位置有关。首先，作为本区与南阳盆地中部平原区构成的地下水流动系统的源区，随地下水迁移的氟源源不断地输送至中部平原区，从而形成了本区易于迁移的氟离子运动特点。其次，作为周围岗地地下水的汇，由于距离较近，水-岩作用并不充分，地下水中的氟离子虽然会有所聚集，但其含量由于氟的迁移从而不会过量聚集形成过高氟含量的地下水。因此，本区内中氟与低氟地下水的分布应处于主导地位，这一点从氟在南阳盆地浅层地下水中的分布图（见图5-2）中也可以看出。

局部河间洼地的存在使氟在和平村至胡湾一带富集，由于本区构成了与周边中氟地下水分布区形成的局部地下水流动系统的汇区，周边的中氟地下水中的氟源源不断地聚集过来，由于附近并无较大河流的出露，使这一地带地下水的交替相对缓慢，较浅的地下水位埋深为较大水量的蒸发提供了有利条件。因此局部地下水流动系统的影响使本区内部分地区氟含量进一步升高，形成了高氟地下水。

（3）这种不同层次和等级的地下水流动系统之间的相互嵌套和叠加现象同时也能从图5-28反映出来。这个剖面在南阳盆地所处的位置为中部平原区靠近中心的位置，白河以及潦河的西岸。地下水整体流动的趋势为自北向南。

由于较靠近盆地的中心，因此本区为南阳盆地山区与平原区构成的区域地下水流动系统的汇，但从图5-28中也可以看出，剖面范围内同时也存在更小层级的局部流动系统。

由于受河流的影响，砼石河以及潦河和白河附近的地下水位相对较高，构成了局部流动系统的源，加上河流周围较好的地下水交替条件，因此在河流附近的地下水中氟离子含量较低。地下水在剖面上有向岗庄至后岭坡一带聚集的现象，同样，由于南阳盆地周边以及剖面两侧随地下水迁移的氟聚集、较为强烈的蒸发条件以及5～9m厚的包气带对氟的储存与释放等因素的影响，使岗庄至后岭坡一带的地下水氟含量超标。

4.中深层、浅层地下水之间的补排关系

根据所掌握的资料绘制出了中深层、浅层地下水等水位线图（图5-29），如图5-29所示，南阳盆地地下水位的基本规律为，从靠近盆地边缘的山前地带至盆地的中心地下水位逐渐降低，一般山前地带的浅层地下水位高于中深层地下水位，而平原区大致相反，中深层地下水位较浅层偏高。盆地中部有两个局部的地下水自流区，一个分布在歪子镇、白牛乡以及英庄镇一带，另一个分布在桐河乡至李店乡一带。

对比氟在南阳盆地中深层、浅层地下水中的分布图（见图5-2，图5-3）并联系自流区所处的位置可知，歪子镇、白牛乡以及英庄镇一带的自流区对应的是中深层低氟地下水以及浅层中氟和高氟地下水分布区，由此可知本区中深层地下水能够明显而直接地与浅层水发生联系。本区深部地下水化学类型为HCO₃·Cl-Na·Ca，浅部地下水化学类型为Cl·HCO₃·SO₄-Ca，对比深浅层地下水化学类型，同样可以看出二者之间的紧密联系，正是因为中深层地下水对浅层地下水不断补给才使浅层地下水中的Cl^-含量明显升高。因此，中深层地下水为浅层地下水带来一定量的氟的同时，也在某种程度上淡化了本区浅层地下水中的氟离子含量。从而，在地表环境因素以及中深层低氟地下水的综合作用下，本区浅层地下水呈现出局部的高氟地下水周围有大范围中氟地下水分布的现象。

而桐河乡至李店乡一带的自流区也存在同样的中深层地下水为浅层水供给部分氟的现象，北部山区及东部垄岗地区随水迁移至此处的氟以及深层地下水提供的氟为这一地区大范围的中氟浅层地下水的形成创造了可能。

此外，裴营乡附近的中深层地下水位也相对高于浅层地下水位，有可能也存在深补浅的水力关系，进而使中深层高氟地下水影响到浅层地下水中的氟含量。

5.水化学条件

如前言中所述，地下水采样点所处的地下水空间可以被看作是一个多元多相的开放系统且具有明显非线性特征的水文地球化学体系。除了系统内部各物质组成如岩（土）、水、气、生之间的直接或间接的化学联系外，系统与外部环境之间也同时存在不间断的物质和能量的交换。依据系统理论，由于南阳盆地区域地质背景条件以及气候条件相对稳定，所以，南阳盆地区域地下水系统的输入和输出相对稳定，系统内部各组分可以通过自组织将各组分之间错综复杂的关系协调起来，形成统一的结构模式，进而化解系统外部干扰因素的影响而维持系统的宏观稳定态。对于地下水采样处这种空间尺度很小的水文地球化学微环境来说也是如此。

因此，除了在宏观尺度和中等尺度所代表的南阳盆地区域地质背景以及地带性局部地下水流动系统中能找出氟迁移富集的规律之外，对水化学微环境中的“多类型”现象也应予以重视，因为正是地下水所处的水文地球化学微环境中各组成成分之间的协同作用才是导致取样点处地下水是否高氟的关键。可以肯定，不同的水样中氟离子的含量、存在形态与不同的采样点所处的水化学微环境之间的差别有着直接的联系。

图5-29 南阳盆地浅层、中深层地下水等水位线图

对于南阳盆地地下水样的研究表明，H·C·N·S-Ca·Na·Mg、H·C·S·N-Ca·Mg·Na、H·S·N·C-Ca·Mg·Na等水化学类型出现高氟地下水的概率相对较大。可以看到，在这些水化学类型中Ca²⁺含量在阳离子中占主导地位，而造成这些水化学类型所代表的水样出现高氟地下水的概率相对较高的原因大致有以下几个方面：①由于统计的水化学类型中，Na⁺含量在阳离子中占主导地位的水化学类型样本量过少，导致对Ca²⁺含量占主导地位的水化学类型的统计结果可比性差，即可能这些水化学类型出现高氟地下水的概率并不高，由于缺乏有效的对比而导致统计结果被放大。②由于地下水所处的水化学微环境是一个开放的环境，取样点处地下水中的水化学状态是“暂态”，而非“终态”，也就是说，各个水样距离稳定态的程度不同，这样造成水样中各个反应过程速率不同步，反应的程度也不同，有的可能已经处于完全反应的阶段，有的反应还很不充分。从而造成地下水中组分也不尽相同，地下水中氟离子含量也有所差异。相似的化学反应阶段或者程度也可能是导致高氟存在的重要原因。③由于本次所采用的实验方法测出的是水溶液中所有可溶态的氟，包括氟离子和氟的配合物离子，而在Ca²⁺含量高时，测得的F^-可能是由配合物中释放出来的氟，而地下水中原本存在的F^-含量并不高。④地下水中存在两组主导性反应方程，即CaF₂←→Ca²⁺+2F^-和NaF←→Na⁺+F^-，其主导性并不突出，尚存在其他配合反应，各个组分之间的协同作用也不够完全，使地下水中氟离子浓度出现多种可能性。

对于水化学微环境的差异与地下水中氟含量高低关系的研究将在后面的章节中详细陈述，这里不进行具体介绍。

而需要指出的是，水化学条件对水化学微环境中氟离子聚集与否的控制性作用也会受到地质环境背景中其他因素的干扰，比如含氟矿床的存在可以使周围地下水中氟含量很高。此外，局部地区具有较高易迁移性氟含量水平的土壤与地下水之间的氟交换也会使这种控制性作用弱化。即使水化学条件对水化学微环境中氟离子聚集与否的控制作用很强时，它也是与各种环境条件有联系的，因此，水化学条件是与其他因素共同作用进而影响氟在地下水中的含量的。