pco2计算方法

㈠ 煤层气项目综合经济评价模型

综上所述，煤层气项目综合经济评价理论模型可表述为

根据对我国煤层气资源开发现状及沁水盆地煤层气开采的实证分析，可以看出煤层气的开发利用具有经济效益、社会效益和环境效益，对我国能源供应安全、能源结构优化、促进区域经济发展和环境保护等方面具有重要作用。因此，在进行煤层气项目经济评价时，应着重进行定量分析，不仅要考虑其经济效益，还要考虑其外部效益，主要是减少温室气体排放的环境效益和降低煤矿安全事故的社会效益。在评价时，考虑煤层气开采的外部性，不仅是评价项目是否可行的因素之一，也是衡量各相关方利益的直接依据，关系到国家能源环境方面一些政策措施的制定和执行。因此，该模型具有一定的理论和现实意义。

㈡ 碳酸盐地区地下水化学成分的形成与特征

碳酸盐地层广泛分布在地壳上，这类地层中地下水化学成分的形成有其独特的机理，这种机理就是第一章所论述的碳酸平衡机理。碳酸盐岩主要由方解石（CaCO₃）和白云石〔CaMG（CO₃）₂〕这两种矿物组成，因此，碳酸盐岩地区地下水化学成分的形成主要受方解石和白云石溶解和沉淀的控制，而系统中的二氧化碳分压（Pco₂）又控制着这两种矿物的溶解和沉淀。为此，下面的论述将以上述基本理论为基础，对几个主要的问题加以讨论。

（一）开系统的地下水化学成分与特征

1.开系统的性质

方解石（CaCO₃）及白云石〔CaMg（CO₃）₂〕的溶解反应如下：

水文地球化学基础

上述反应说明，方解石及白云石溶解将消耗CO₂。如果上述反应所消耗的CO₂得到不断的补充，使系统内的Pco₂基本上保持稳定不变，这样的系统称为开系统。

一般来说，渗透性不是特别差的未完全饱水的包气带，浅层潜水和水交替比较强烈的断裂和裂隙发育带，可属于开系统。

如果地下水有以下特点者，可视为开系统的依据：（1）雨季后，泉水的流量明显增加，或井水的水位明显上升。（2）地下水中存在着浓度较高的来自地表的污染物，如

Cl^-、细菌等。兰米尔（Langmuir,1971）^〔9〕就是依据上述两条证据判断所研究的地区属于开系统的。（3）包气带中，由于有机物的分解及植物呼吸都可成为水中CO₂的来源，所以包气带下渗水中的Pco₂（一般是10^-2巴）明显高于大气中Pco₂（10^-3.5巴），如若计算的Pco₂高于大气的Pco₂，说明该地下水系统属开系统。

Pco₂值的计算方法如下：

据第一章所述的碳酸平衡反应有：

水文地球化学基础

重新安排整理（3.1）和（3.2）式，得：

水文地球化学基础

兰米尔（Langmuir,1971）^〔9〕研究宾夕法尼亚州碳酸岩地下水的Pco₂（计算值）为：10^-1·92巴－10^-2·60巴（泉水）和10^-1.63巴－10^-8.28巴。他认为，该区地下水系统多属开系统。

2.开系统地下水化学成分特征及其演化

图3.4中的（a）代表随方解石及白云石的溶解，pH和

的关系。

图3.4水溶解方解石的化学演化路径（15°C）^〔7〕

（a）开系统溶解；（b）闭系统溶解

实线直线①代表水CO₂的初始条件；实线直线②代表方解石饱和线；实线直线③代表白云石饱和线；虚线代表〔

］和［H⁺］的演变路径，其中所标数字为Pco₂的初始值，单位为巴

变换（3.3）式，得：

水文地球化学基础

（3.4）式表明，在一定温度下，Kco₂和K₁为常数，如Pco₂保持某一定值，便可算得〔H⁺〕和

的关系。图3.4中的（a）就是依据上述关系式算得的。该图说明，随着方解石或白云石的不断溶解，水中

浓度不断升高，同时pH值也增加（〔H⁺）浓度降低）。因此，在开系统中，由于有充足的CO₂来源，Pco₂保持稳定不变，所以能不断地大量地溶解方解石及白云石，向着饱和状态演变，直至达到饱和或过饱和为止。

由于开系统地下水化学成分具有上述演变性质，因此，其化学成分一般具有以下特征：

Ca²⁺、TDS浓度高，一般比闭系统高l倍左右；而pH值一般比闭系统低（一般为7—8），因为其Pco₂值比闭系统高；饱和指数SI。（方解石）和SI_d（白云石）接近于1，或高于1。如果开系统中的地下水以泉的形式出露于地表，或从溶洞中流出来，溶解于水中的CO₂逸出，Pco₂值降低，这时的SIo和SI_d接近于I或大于1的地下水便会产生CaCO₃或CaMg（CO）₃沉淀，在泉口形成CaCO₃或CaMg（CO₃）₂泉区，在溶洞中形成石钟乳。与此同时，地下水中的Ca²⁺、

TDS也将减少，而pH值将比原来的pH值低（沉淀释放出H⁺）。

（二）闭系统的地下水化学成分与特征

1.闭系统的性质

如果方解石或白云石溶解所消耗的CO₂得不到补充，则系统中的Pco₂在溶解上述矿物的过程中不断降低（详细机理见第一章），最终的Pco₂值明显地低于初始Pco₂值。

一般来说，深层地下水系统，特别是承压水；或者包气带由透水性很差的地层所组成的下伏地下水系统，多属闭系统。闭系统一般具有下列性质：

（1）丰、枯水期水位及水量变化不大；

（2）来自地表的污染物，如

Cl^-、细菌等，浓度低，或检不出（如细菌）；

（3）据水分析结果求得的Pco₂计算值较低（一般小于10^-3.5巴）。

2.闭系统地下水化学成分特征及其演化

图3.4中的（b）代表闭系统条件下，在方解石或白云石溶解过程中，pH和

的关系。通过有关碳酸平衡方程的推导^〔9〕，在闭系统条件下，

和H⁺的关系式如下：

水文地球化学基础

变换（3.5）式，得：

水文地球化学基础

上两式中：

为该离子的浓度（mol/L）;K₁为碳酸一级平衡常数。对于给定的某种水来说，C是常数。如水中的

和pH初始值已知，即可算得C。把C值代入（3.6）式，即可算出一定pH下的HCO₃值。例如图3.4（b）中Pco₂=10-1巴的线，其初始pH=4.2，初始

＝10^-4·5mol/L，已知25℃下K₁=10^-6.35（见第一章有关表格）。把上述数据代入（3.5）式，求得C=10-e.8974，把此C值代入（3.6）式，即算得假定的pH下的相应

值：pH=5,

＝10^-3.71mol/L;pH=6,

＝10^-2.78mol/L;pH=7,

＝×10^-2.21mol/L。

据图3.4（b）说明，pH和

是非线性关系，当初始的Pco₂较低（Pco₂=10^-4巴）时，这种非线性关系更加明显，也就是说，pH值增加时，

增加很少，这是因为Pco₂低时，水中溶解的CO₂少，在溶解方解石及白云石的过程中，很快就消耗完了，水溶解上述矿物的能力也明显降低，直至丧失这种能力。这是与开系统水化学演化的明显差别之处。在这样的系统中，水与方解石及白云石很难达到饱和状态。

由于闭系统地下水化学成分具有上述的演变性质，因此，其化学成分一般具有以下特征：

Ca²⁺、TDS浓度低，SI_c和SI_d一般均小于1;pH值较高（一般在8左右），该系统水流出地表时，产生的CaCO₃泉华少。

（三）不全等溶解对地下水化学成分形成的影响

不全等溶解的概念在第一章已述及。图3.4中的方解石及白云石的饱和线都是以各自独立溶解计算出来的。如果在含水系统中同时存在上述两种矿物，而且在水的流程中它们出现的顺序有先后，就可能产生不全等溶解。先后顺序的差异，对地下水化学成分形成的影响是不同的。

1.第一种溶解顺序（白云石→方解石）

这种溶解顺序是，在地下水流程中先遇到白云石，并达到饱和状态，然后再遇到方解石。这种溶解顺序因地下水温的不同，其溶解和沉淀的反应也各异。为了说明这一点，要从方解石的溶度积（K_c）及白云石的溶度积（K_d）随温度的变化谈起。这两种矿物的饱和条件如下：

水文地球化学基础

不同温度的K_c和K_d值在第一章已给出。从白云石的饱和条件的表示式可以看出，在纯水中，白云石溶解达到饱和时，Ca²⁺和Mg²⁺的摩尔数相同，而

的摩尔数为Ca²⁺或Mg²⁺的两倍，所以，

依据第一章所提供的数据，经计算得出；当水温为0、5和15℃时，K。值分别为10^-8·840、1O-8.345及10^-8·355；

值分别为10^-8·280、10^-8·315和10^-8·355；当水温为15、20、25和30℃时，K。值分别为10^-8·370、10^-8·385、10^-8·400和10^-8.510，

值分别为10^-8·395、10^-8.445、10^-8·500和10^-8·960。上述数值说明，当水温低于10℃时，在水与白云石处于饱和的条件下，

也就是说，在这种温度条件下，水溶解白云石达到平衡时，对方解石来说，已经是过饱和，所以水溶解白云石达到平衡时，流到含方解石的地层后，会产生CaCO₃沉淀，不再具有溶解方解石的能力。如水温高于10℃，在水与白云石处于饱和的条件下，

也就是说，在此温度条件下，水溶解白云石达到溶解平衡时，对方解石来说，仍然是不饱和的，它具有溶解方解石的能力。由于白云石沉淀反应十分迟缓，所以即使水与白云石达到过饱和状态，也可能有相当长一段时间很少或不产生沉淀。但是，白云石产生沉淀时，方解石将被溶解，沉淀和溶解同时存在，形成了不全等溶解过程。

这一溶解顺序的结果，使地下水中的γ_Ca/γ_Mg接近于1或稍大于1。

2.第二种溶解顺序（方解石→白云石）

这种溶解顺序是，在地下水的流程中，首先溶解方解石，然后遇到白云石。因为方解石溶解时，水中只产生Ca²⁺和

所以，即使水与方解石达到平衡，甚至过饱和，水中也没有足够的Mg²⁺而产生白云石沉淀。实际情况是，即使水刚流入含白云石的地层时，由于白云石的溶解产生Ca²⁺和

加上原来溶解方解石所产生的Ca²⁺和

这样，水就与方解石处于过饱和状态，产生CaCO₃沉淀。这种沉淀与溶解同时存在的过程，正是不全等溶解的特点。随着方解石的沉淀，白云石与水的关系更趋于未饱和状态。方解石不断沉淀和白云石不断溶解的结果，相对于Ca²⁺来说，Mg²⁺不断富集，使γ_Ca/γ_Mg比值降低，一般都小于1，这种特征正好与第一种溶解顺序相反。

3.第三种溶解模式（同步溶解）

在实际地层中，常常存在方解石和白云石这两种矿物，例如白云岩化的灰岩。当水进入这种地层时，方解石和白云石产生同步溶解，由于方解石的溶解比白云石的溶解快得多，所以常出现方解石比白云石更早的达到过饱和。方解石达到过饱和而产生沉淀后，白云石将继续溶解，因而可能出现这样的情况，即γ_Ca/γ_Mg值，初始值高，后来逐渐变低。但是，也会出现相反的情况。例如，岩石中白云石含量明显高于方解石，这样，溶解于水的白云石就明显多于方解石。结果，白云石很快就达到过饱和，那么，方解石溶解机会就更少了。这种同步溶解产生的γ_Ca/γ_Mg值比上述同步溶解的γ_Ca/γ_Mg值更小得多。

如果地下水与方解石和白云石都达到溶解平衡，则〔Ca²⁺〕/〔Mg²⁺〕比值（在数值上与γ_Ca/γ_Mg相等）应遵循下式：

水文地球化学基础

表3.1是根据第一章所给的K。及K_d值计算出来的。从理论上讲，当地下水同时与上述矿物达溶解平衡时，〔Ca²⁺〕/〔Mg²⁺〕比值应与表3.1一致。许多学者在探讨碳酸盐地区的水文地球化学问题时，常与表3.1的理论值相比较。

总之，在含方解石和白云石的地下水系统中，γ_Ca/γ_Mg变化范围比较大，可以是大于1或小于l，它与顺序溶解、同步溶解、温度和Pco₂等因素有关，是研究碳酸盐地区水文地球化学问题的有用参数，它在地球化学及水文地质学上都很有意义。例如，兰米尔^〔9〕在研究宾夕法尼亚州碳酸盐地区的地下水地球化学问题时发现，地下水从7号泉向8号泉流动，即从灰岩区流到白云岩区，结果γ_Ca/γ_Mg从5.6降至3.2；灰岩地区的γ_Ca/γ_Mg值多数≥2.2，白云岩地区的γ_Ca/γ_Mg值多数＜1.5。他还发现有14个井水样和5个泉水样的γ_Ca/γ_Mg为0.58—0.95。他认为，除γ_Ca＜γ_Mg的地下水与白云岩区的地下水相混合，或者地下水系统中有大量的CaCO₃沉淀，否则不可能出现那么低的γ_Ca/γ_Mg比值。此外，也可能是具有γ_Ca/γ_Mg比值低的物质进入地下环境所引起，比如磷酸盐类化肥、动物废弃物及污物等。

表3.1水与方解石及白云石都达溶解平衡时的〔Ca^2＋〕/〔Mg^2＋〕值

（四）其它因素的影响

除了上述系统的性质（开系统或闭系统）及不全等溶解对碳酸盐岩地区地下水化学成分的形成和特征有明显影响外，其它因素，诸如温度、水中其它离子、含Ca和Mg的其它矿物等也都有不同程度的影响。

1.温度的影响

许多矿物都是温度越高，溶解度越大；但方解石和白云石正与此相反，温度越低，溶解度越高。在Pco₂为×10^-2巴，温度为25℃的条件下，方解石的溶解度为0℃的一半。因此，在融雪季节，温度为0℃被方解石饱和的下渗水渗至年平均气温带时，可能达到过饱和状态而产生CaCO₃沉淀；在地下水流动途径中，如果温度有变化，而且地下水化学成分及其浓度的变化主要受碳酸平衡所控制的话，水中的Ca²⁺、

[TDS等可能不遵循随流程的增加而浓度升高的规律，因为从低温区到高温区，可能产生CaCO₃或CaMg（CO₃）₂的沉淀。

2.其他离子的影响地下水中Na⁺、K⁺、Cl^-、

等离子的存在，特别是TDS较高时，由于离子络合（离子对）的存在，以及离子强度I增加使Ca²⁺、Mg²⁺及

的活度系数明显降低，可能使碳酸盐的溶解度增加。不考虑水中离子络合去评价碳酸盐矿物的饱和度的研究方法，常常会得出错误的结论。

3.含Ca和Mg的非碳酸盐矿物的影响

例如，石膏（CaSO₄·2H₂O）和硬石膏（CaSO₄），它们的溶解也产生Ca²⁺，可使CaCO₃的溶解度减小。这种现象正是第一章所述的同离子效应。

另外，阳离子交换作用（下面将述及）、地表环境的污染也将有明显的影响。

（五）实例分析

实例分析以表3.2和3.3所列的资料及数据为基础，目的是加深理解碳酸盐地区地下水化学成分的特征及其演变方式。

表3.2碳酸盐含水层系统的水文地质特征举例^〔7〕

表3.3碳酸盐岩含水层化学分析^〔7〕

x——平均值，a——标准偏差以对数形式表示的饱和指数：SI方解石

SI白云石＝lg

表3.2和表3.3所列举的资料及数据说明：

（1）三类含水层中地下水的Pco₂值均高于大气圈的Pco₂（10^-3.5巴）值，说明水渗过土壤带时溶解了更多的CO₂。

（2）所有的水的pH值，均在7—8间，说明含水层为开系统。

（3）地下水的Pco₂随水温的升高而降低；佛罗里达灰岩含水层水温最高（24.4℃）,Pco₂最低（10^-2·5巴）。

（4）三个地区的水中，阴离子都以

为主，其次是

Cl^-浓度很低。这是碳酸盐地区地下水的一般特点。

（5）马尼托巴含水层中水的

浓度为其它两个含水层

浓度的两倍，说明这种水溶解的碳酸盐最多。

究其原因可能是：该含水层水温最低，碳酸盐的溶解度大；其Pco₂最高，所以

也高。除水温和Pco₂外，马尼托巴含水层中

高与水对方解石和白云石的饱和程度有关。从表3.3的资料说明，马尼托巴含水层地下水的年龄较老，为几个月到若干年，所以它与方解石和白云石达饱和和过饱和的样品比例大。与此相反，宾夕法尼亚州的泉水，在地下滞留时间只有几天，所以处于非饱和状态。但是，地下水与方解石和白云石所处的状态，并不能用滞留时间作简单解释，问题往往要复杂得多。方解石溶解速率的实验室试验证明，平衡在几小时或几天内即可达到；但是，许多野外调查研究证明，在野外条件下，要达到与方解石和白云石的溶解平衡，需要几星期甚至几个月。然而，也可能有一些几百年或上千年的水，也可能与方解石和白云石处于非饱和状态，表3.3所列举的佛罗里达含水层的某些非饱和区就是如此。据有关文献解释，这可能是一些通过充砂溶洞而又未与灰岩接触的水。因此，在对碳酸盐地下水化学成分进行地球化学解释时，一定要详细了解水文地质条件。

一般来说，含水层系统水化学数据的解释也可以说明水文地质特征。诸如未被方解石和白云石饱和的含水层，多是渗透性好、水交替较快的含水层，等等。

㈢ 血气分析结果ABE SBE SBC 代表什么

ABE与SBE(Actual Base Excess and Standard Base Excess)
标准条件下(37℃ PCO2 40torr,SatO2 100%)，用酸或碱将1升血液滴定至pH 7.40时，所消耗的酸或碱的mmol数。用酸滴定称之为标准碱剩余(SBE)，以“+”号表示，用碱滴定称之为标准碱缺失(SBD, Standard Base Deficit),以“－”号表示。如在实际条件下，则分别称为ABE、SBD。
正常 ABE与SBE两值一致，±3mmol/L。
SBE或SBD不受呼吸因素干扰，是反映代谢因素的重要指标。ABE或ABD受代谢和呼吸双重影响。
SBE和ABE之差，反映呼吸因素对酸碱平衡影响的程度。SBE>ABE,提示CO2排出过多，SBE<ABE提示CO2蓄积。
BE亦可由测得的BB和NBB(正常BB)计算：BE=BB－NBB。实际上，SBE或SBD的意义与SB大致相同，因它是反映总的缓冲碱，故有人认为较SB更全面。

㈣ 【每日一学】护士资格考试中常考的计算公式（六）

护士考试常考计算公式（六）26.实际肺活量占预计肺活量的百分比公式实际肺活量占预计肺活量的百分率（%）=实测得肺活量/预计肺活量正常值：不低于预计值的80%
27. 每分钟通气量计算公式（1）每分钟静息通气量（ml）=潮气量(ml)*呼吸频率（t/min）正常值：男：6663±200ml 女：4217±166ml意义：超过10000ml为通气过度，低于3000为通气不足（2）每分钟肺泡通气量(ml)=[潮气量（ml）-无效死腔气量(ml)]* 呼吸频率（t/min）亦可用下式：肺泡通气量=呼气中二氧化碳容积/肺泡气中二氧化碳气量（%）*100肺泡通气量=0.863*每分钟二氧化碳产生量/PaCO2
28.生理死腔气量计算生理死腔(ml)=[ PaCO2-呼出气平均PCO2]/ PaCO2*潮气量（ml）
29.解剖死腔=[呼气末PCO2-呼出气平均PCO2]*潮气量(ml)/ 呼出气中PCO2正常值：150ml
30.预计最大通气（MVV）量计算（1）以年龄、体表面积求预计最大通气量男：MVV=[97-年龄（岁）/2]*体表面积（m2）女：MVV=[83-年龄（岁）/2]*体表面积（m2）（2）以时间肺活量推算预计最大通气量（严重肺心病身体差者）MVV=0.0302*第一秒时间肺活量(ml)+10.85正常值：男：70～170 l/min女：40～100 l/min意义：>120 l/min无肺气肿，<40 l/min有肺气肿。至此，护士资格考试中常考的计算公式全部更新完毕，敬请期待下期精彩内容~

㈤ 二氧化碳分压kpa与mmhg换算

二氧化碳分压kpa与mmhg换算：

1千帕=7.5006168270417毫米汞柱。

KPa即千帕，mmhg即毫米汞柱，二者均为压强的单位。

在国际制单位中，压强的单位是N/m2，读作牛顿每平方米，它有一个专门的名称叫做帕斯卡，简称帕，用符号Pa表示。1千帕=1000帕，符号1kPa=1000Pa。

临床意义

PCO2是反应呼吸性酸碱平衡障碍的重要指标。由于通气过度，CO2排出过多，其值低于正常，是为呼吸性碱中毒的变化。由于通气不足，CO2排出过少而在体内潴留，其值高于正常，是为呼吸性酸中毒的变化。在代谢性酸中毒时，由于呼吸加深加快的代偿反应，可使患者PCO2值下降而低于正常。在代射性碱中毒时，PCO2值可上升而高于正常。

㈥ 肺心病慢性呼吸衰竭患者,血气分析结果:pH7.121,PaCO2 75 mmHg,PaCO2 50 mmHg,

此病人属于单纯性呼吸性酸中毒

分析方法很简单（有三步法和二步法）

三步法（看PH和PCO2）
简单地讲，三步法包括：第一步，病人是否存在酸中毒或碱中毒？第二步，酸/碱中毒是呼吸性还是代谢性？第三步，如果是呼吸性酸/碱中毒，是单纯呼吸因素，还是存在代谢成分？
具体方法如下：
第一步，看PH值，正常值为7.4±0.05。PH≤7.35为酸中毒，PH≥7.45为碱中毒。
第二步，看PH值和PCO2改变的方向。同向改变（PCO2增加，PH值也升高，反之亦然）为代谢性，异向改变为呼吸性。
第三步，如果是呼吸性的，再看PH值和PCO2改变的比例。正常PCO2为40±5mmHg，单纯呼吸性酸/碱中毒，PCO2每改变10mmHg，则PH值反方向改变0.08±0.02。 例如，如果PCO2是30mmHg（降低10mmHg），那么PH值应该是7.48（增加0.08）；如果PCO2为60mmHg（增加20mmHg），则PH值应为7.24（降低2×0.08）。
如果不符合这一比例，表明还存在第二种因素，即代谢因素。这时，第三步就应比较理论上的PH值与实际PH值，如果实际PH值低于理论PH值，说明同时存在有代谢性酸中毒，反之，如果实际PH值高于理论PH值，则说明同时有代谢性碱中毒。需注意，根据公式推算出来的PH值，可以有±0.02的波动。
用三步法分析此病人：
第一步，PH值小于7.35，提示为酸中毒。
第二步，PCO2和PH值异向改变，表明为呼吸性。
第三步，PCO2增加35mmHg，PH值应降低3.5×0.08（±0.02）即为7.16±0.02，而该病人的实际PH值恰好为7.12。
结论：此病人为单纯性呼吸性酸中毒。
三步法的弊端是不能判断PH值正常的相消型混合型断酸碱失衡。

以下介绍下适用任何酸碱失衡判断得2步法：
两步法（看PCO2和HCO3-）
（一）分清原发还是继发
1.PCO2和HCO3-任何一个变量原发改变都会引起另外一个变量的同向性代偿变化（即PCO2原发升高，会引起HCO3-代偿下降）。
2.原发失衡必大于继发失衡。
3. PCO2和HCO3-呈反向变化，必有相加型混合性酸碱失衡。
4. PCO2和HCO3-呈同向变化，可能有相消型混合型酸碱失衡。
（二）分清是单纯性还是混合型酸碱失衡
1.PCO2升高合并HCO3-必是呼酸合并代酸，反之为呼碱合并代碱。
2. PCO2和HCO3-呈同向变化的，要根据代偿公式计算，实测值在代偿值之内的说明单纯性，实测值在代偿值之外的说明混合型相消型酸碱失衡。公式如下：
代酸：PCO2预计代偿值=40- 1.2×（24- HCO3-）±2
代碱：PCO2预计代偿值=40+0.7×（24- HCO3-）±5
呼酸：HCO3-预计代偿值=24+0.1×（40- PCO2）±1.5（急性）
HCO3-预计代偿值=24+0.4×（40- PCO2）±3（慢性）
呼碱：HCO3-预计代偿值=24 -0.2×（40- PCO2）±2.5（急性）
HCO3-预计代偿值=24+40-0.1×（40- PCO2）±2.5（急性）

好算回答完了，希望能帮到你！

㈦ 血气分析主要看哪几个指标

1、 动脉血氧分压（PaO2）是血液中物理溶解的氧分子所产生的压力。PaO2 正常范围100-0.33×年龄±5mmHg(1mmHg=0.133kPa),37℃时血液氧的溶解系数为0.024，故在正常人PaO2100mmHg时，血液内溶解氧量为100/760×0.024×1000=3.16ml/L。PaO2低于同年龄人正常范围下限者，称为低氧血症（hypoxemia）。PaO2测定的主要临床意义是判断机体有否缺氧（hypoxia）及其程度。P2O2降至60mmHg以下，机体已涉临失代偿边缘，也是诊断呼吸衰竭的标准；PaO2＜40mmHg为重度缺氧；PaO2在20mmHg(相应血氧和度32％)以下，由于不同组织器官间氧降阶梯（cascade）消失，脑细胞不能再从血液中摄氧，有氧代谢不能正常进行，生命难以维持。

2、 肺泡-动脉血氧分压差（P（A-a）O2）肺泡氧分压（PAO2）与动脉血氧分压（PaO2）之差，是反映肺换气（摄氧）功能的指标，有时较P2O2更为敏感，能较早地反映肺部氧摄取状况。PAO2可按下列简化的肺泡气方程式计算：PAO2=PiO2-PaCO2/R=PB-PH2O)×FiO2-PaCO2/R
式中PiR2为吸入气氧分压，PaCO2为动脉血二氧化碳分压，R为呼吸交换率，PB为大气压，PH2O为水蒸气压，FiO2为吸入气氧浓度。
大气中干燥气体的氧浓度为20.93％,实际上仅为20.63％，因空气是潮湿的，当吸入空气时，通过上呼吸道，即被湿化，水蒸气将空气稀释，使氧浓度及其分压有所降低。在体温37℃时饱和水蒸气压为47mmHg，因此吸入到中心气道的PiO2=（760-47）×20.93％=149.4mmHg.

P(A-a)O2=PAO2-PaO2:正常青年人约为15~20mmHg,随年龄增加而增大，但上限一般不超过30mmHg. P(A-a)O2的产生原因主要是肺内存在生理分流，正常支气管动脉血未经氧合而直接流入肺静脉，其次营养心肌的最小静脉血直接进入左心室，也就是说正常自左心搏出的动脉血中，亦有少量静脉血掺杂，约占左心搏出量的3％~5％。

病理情况下P（A-a）O2增大示肺本身受累所致氧合障碍，主要原因有：①右-左分流或肺血管病变使肺内动-静脉解剖分流增加致静脉血掺杂；②弥漫性间质性肺疾病、肺水肿、急性呼吸窘迫综合征等致弥散障碍；③V/Q比例严重情况，如阻塞性肺气肿、肺炎、肺不张或肺栓塞时，因V/Q失调致PaO2下降。上述三种情况，在P（A-a）O2增大同时，均伴有PaO2降低。此外，P（A-2）O2增大同时并不伴有PaO2降低，此种情况见于肺泡通气量明显增加，而大气压、吸入气氧浓度与机体耗氧量不变时。

3、动脉血氧饱和度（SaO2）指动脉血氧与Hb结合的程度，是单位Hb含氧百分数，即SaO2=HbO2/全部Hb×100％=血氧含量/血氧结合量×100％，一般情况下，每克Hb实际结合0.06mmol(1.34ml)氧，若Hb为150g/L ,全部与氧结合，则其血氧结合量为150×0.06=9.0mmol/L(15×1.34=20ml/dl).由于并非全部Hb都能氧合，且血中还存在其他Hb，如高铁Hb、正铁Hb和其他变性Hb等，故SaO2难达100％，正常范围为95％~98％。SaO2与PaO2相关曲线称氧合血红蛋白解离曲线（ODC），呈S形（图4-3-11），分为平坦和陡直段两部分。PaO260mmHg以上，曲线平坦，在此段即使氧分压有大幅度变化，SaO2的增减变化很小；除非PaO2降至57mmHg,SaO2仍可能接近90％，此时可掩盖缺氧的潜在危险、PaO2在此以下，曲线陡直，PaO2稍降，SaO2即明显减少。之所以如此，是与Hb分子结构及其与氧的结合能力有密切关系。

ODC 受pH 、PaCO2、温度和红细饱内2 ，3 二磷酸甘油酸（2 , 3 DPG）含量等因素影响而左右移动，并进而影响Hb与O2结合的速度与数量；2，3DPG是影响Hb与O2亲合力的最重要因素。ODC位置受pH影响而发生的移动，称Bohr效应（图4-3-13）。pH降低，曲线右移，在相同PaO2条件下，SaO2较低，在肺部不利于Hb自肺泡摄氧；但至机体外周，氧合Hb却易释放氧，提高组织氧分压，以保证有氧代谢正常进行。相反，pH值升高，碱中毒时曲线左移，SaO2虽增高，但HbO2不易释氧，在已有缺氧者会更加重组织缺氧。这就是肺心病急性加重期治疗时，一定要防止出现碱中毒（代谢性或呼吸性）的主要原因。

ODC的位置常用P50来表示，P50是SaO2 50％时的PaO2值，正常人37℃ 、pH7.40、PaCO240mmHg时，P50为26.6mmHg. P50升高时，ODC右移；P50降低时，ODC左移，如前所述。

4、混合静脉血氧分压（PvO2）混合静脉血或称中心静脉血，指全身各部静脉血混合后的静脉血，即经右心导管取自肺动脉、右心房或右心室腔内的血。可分别测其PvO2、氧饱和度（SvO2）并计算氧含量（CvO2）。
PvO2系指物理溶解于上述血中的氧所产生的压力，正常范围PvO235~45mmHg，SvO265％~75％。在无病理性动、静脉分流情况下，PvO2与组织的平均氧分压相近，是衡量组织缺氧程度的指标；颈内静脉血PvO2＜20mmHg时，中枢神经系便发生异常变化。PaO2与PvO2之差（P(a-v)O2）反映组织摄取利用氧的能力，正常为60mmHg;P(a-v)O2缩小，说明组织摄取耗氧能力障碍，利用氧能力降低；相反，P(a-v)O2增大，说明组织需氧、耗氧增加。

5、动脉血氧含量（CaO2）指每升动脉全血含氧的mmol数或每百毫升动脉血含氧的ml数，正常范围8.55~9.45mmol/L(19~21ml/dl).它是红细胞和血浆中含量的总和，包括HbO2中结合的氧和物理溶解氧两部分：
CaO2=Hb（g/dl）×1.34×SaO2+PaO2(mmHg)×0.0031
0.0031 为氧在血中的物理溶解系数，单位为ml/dl.mmHg.

呼吸空气时，血中物理溶解氧仅有0.3ml/dl(3.0ml/L),溶解于血中的氧随氧分压升高而增加。在3个大气压下吸纯氧时，PaO2可达2000mmHg,血中溶解氧量达6.0ml/dl;此时，仅凭血中溶解氧量，即可满足机体组织代谢需要，这就是采用高压氧舱治疗变性血红蛋白血症和碳氧血红蛋白血症（CO中毒）的机制。如能同时测定组织回流的静脉血氧，则动、静脉血氧含量差即为该组织的实际氧摄取量或耗氧量。正常混合静脉血氧含量（CvO2）约6.3~6.75mmol/L(14~15ml/dl),则CaO2-CvO2为2.25mmol/L(5ml/dl).

CaO2测定的临床应用价值在于：①自CaO2-CvO2估测组织代谢状况；②据Fick公式测心排血量（QT）；③测算肺内右-左分流率对先天性心脏病有右-左分流和急性呼吸窘迫综合征的诊断和预后判断有重要价值。
Qs/QT=P(A-a)O2×0.0031/(CaO2-CvO2)+P(A-a)O2×0.0031×100％

正常人肺内分流率（Qs/QT）为3 % ~5 % ，病态时Qs/ QT增加。单纯因V／Q 比例失调所致功能性分流，通过吸氧增加FiO2很易纠正；而由于真性分流，即使动脉系统血流因解剖缺陷或经动-静脉短路直接混入肺静脉系，和V/Q=0时的毛细血管分流，所致QS/QT增加，即便吸纯氧也难以或不能纠正。

6、动脉血二氧化碳分压（PaCO2）是动脉血中物理溶解的CO2分子所产生的压力，正常范围35~45mmHg,平均40mmHg.CO2是有氧代谢的最终产物，经血液运输至肺排出。CO2在血中以三种形式存在：物理溶解、化学结合、水合形成碳酸。其物理溶解量与CO2溶解系数（a）、温度有关，38℃时a为0.0301mmol/L.mmHg,37℃时为0.0308mmol/L.mmHg;故当PaCO2为40mmHg时，溶解的CO2量为1.2mmol/L(2.7ml/dl),相当于动脉全血CO2全部含量的5％。

测定PaCO2的临床意义是：①结合PaO2判断呼吸衰竭的类型与程度，PaO2＜60mmHg、PaCO2＜35mmHg或在正常范围，为I型呼吸衰竭，或称低氧血症型呼吸衰竭、换气障碍型呼吸衰竭、氧合功能衰竭；PaO2＜60mmHg 、PaCO2＞50mmHg,为II型呼吸衰竭，或称通气功能衰竭；肺性脑病时，PaCO2一般应＞70mmHg；当PaO2＜40mmHg时、Paco2在急性病例＞60mmHg,慢性病例＞80mmHg,提示病情严重；②判断有否呼吸性酸碱平衡失调，PaCO2＞50mmHg,提示呼吸性酸中毒，PaCO2＜35mmHg提示呼吸性碱中毒；③判断代谢性酸碱平衡失调的代偿反应，代谢性酸中毒经肺代偿后PaCO2降低，最大代偿PaCO2可降至10mmHg;代谢性碱中毒经肺代偿后PaCO2升高，最大代偿PaCO2可升至55mmHg;④判断肺泡通气状态，因CO2弥散能力很强，PaCO2与肺泡二氧化碳分压（PACO2）接近，PaCO2反映整个PACO2的平均值。PACO2=VCO2/VA×0.863(Vco2为CO2产生量，VA为肺泡通气量，0.863为换算系数)，自公式可知，若Vco2不变，则PaCO2与VA呈反比；PaCO2升高，提示肺泡通气不足，PaCO2降低，提示肺泡通气过度。

混合静脉血二氧化碳分压（PvCO2）正常为46mmHg,与PaCO2相差很小，仅6mmHg;但在循环衰竭时，二者差值增大，结合其他指标对判断预后意义较大。

7、碳酸氢（bicarbonate,HCO3）是反映机体酸碱代谢状况的指标。包括实际碳酸氢（actual bicarbonate,AB）和标准碳酸氢（standard bicarbonate,SB）.AB是指隔绝空气的动脉血标本，在实际条件下测得的血浆HCO3实际含量，正常范围22~27mmol/L,平均24mmol/L；SB是动脉血在38℃、PaCO240mmHg、SaO2100％条件下，所测得的HCO3含量；正常人AB、SB两者无差异。因SB是血标本在体外经过标化、PaCO2正常时测得的，一般不受呼吸因素影响，为血液碱储备，受肾调节，被认为是能准确反映代谢性酸碱平衡的指标。AB则受呼吸性和代谢性双重因素影响，AB升高，既可能是代谢碱中毒，也可能是呼吸性酸中毒时肾的代偿调节反映（在显着慢性呼吸性酸中毒时，肾代偿调节也可使SB有所升高）；反之，AB降低，可能是代谢酸中毒，也可能是呼吸性碱中毒时肾的代偿调节表现。慢性呼吸性酸中毒时，AB最大可代偿升高至45mmol/L;慢性呼吸性喊中毒时，AB可代偿性减少至12mmol/L.一般AB与SB的差值，反映了呼吸因素对HCO3的影响程度。呼吸性酸中毒时，受肾代偿调节作用影响，HCO3增加，AB＞SB；呼吸性碱中毒时，肾参与代偿调节作用后，HCO3降低，AB＜SB；相反，代谢性酸中毒时，HCO3减少，AB=SB＜正常值，代谢性碱中毒时，HCO3增加，AB=SB＞正常值。

㈧ 如何根据ph和 pco2计算 实际碳酸氢根 公式

两者相互抑制。因为硫酸氢铵溶液，铵离子做酸性水解硫酸氢铵溶液的PH值，铵离子做酸性水解，而碳酸氢根做碱性水解，使溶液趋向中性，小于碳酸氢铵溶液的PH值，硫酸氢根做酸性电离，两者相互加强了溶液的酸性；碳酸氢铵溶液

㈨ 二氧化碳gap值计算方法

PCO2 gap (_PCO2, Pv_aCO2)

㈩ 地下水中的碳酸平衡

（一）地下水中碳酸组成

地下水中的碳酸以三种化合形态存在：

（1）游离碳酸。它以溶解CO₂（aq）或H₂CO₃形态存在，习惯上记为“H₂CO₃”。实际上，水中以CO₂（aq）为主，H₂CO₃比CO₂（aq）少得多，一般只占其总和的1%。

（2）重碳酸，即

（3）碳酸，即

地下水中碳酸的一个重要来源是大气中的CO₂气体溶于水，其反应如下：

水文地球化学基础

水文地球化学基础

联合（1.22）和（1.23）式，则

水文地球化学基础

按质量作用定律，（1.24）式可表示为

水文地球化学基础

在上述反应式中的“g”代表气相。在稀溶液中，溶质的分压以巴为单位，它等于溶质的摩尔数，这是亨利定律的一种理论解释，它对难溶于水的CO₂、O₂、N₂、CH₄和H₂S是适用的。因为纯水的活度为1，故（1.25）式可表示为：

水文地球化学基础

式中，rco₂是溶解CO₂的活度系数，Pco₂是CO₂分压。在水文地球化学的实际应用中，溶解气体的活度系数接近于1。所以（1.26）式可表示为

水文地球化学基础

碳酸（H₂CO₃）为二元弱酸，可进行二级离解

水文地球化学基础

设DIC为水中总溶解无机碳的浓度（mol/L），则

水文地球化学基础

三种碳酸的离解常数（平均常数）随温度变化，详见表1.7。在不同pH条件下，三种形态的碳酸按一定比例分配，它们是pH值的函数。

表1.70—30℃和一巴压力下各种碳酸及方解石、白云石平衡常数

注：pK=-lgK；K₁和K₂分别为KH₂co₃和

;Kc和Kd分别为方解石及白云石平衡常数。

来源：Garrel and Christ（1956）^〔9〕，Langmuir（1971）^〔10〕

据（1.27）、（1.29）、（1.31）及（1.32）式联合整理，则

水文地球化学基础

水文地球化学基础

式中，a₀、a₁和a₂分别为H₂CO₃、

和

所占总碳酸（DIC）的百分数。表1.8是据（1.33）、（1.34）和（1.35）式计算结果，计算时所采用的热力学数据取表1.7中的数据。图1.1是据表1.8数据绘制的。从上述图和表可以看出，酸性水中H₂CO₃占优势，碱性水中

占优势，偏酸、偏碱及中性水

占优势。其pH=8.34时，是一个有意义的零点，该点

达最高值，占97.99446%，这是一个分界点，定为pH₀。当pH=pH₀值时，H₁CO₃含量甚微，仅占总碳酸的1%；

含量甚微，也仅占总碳酸的1%，常规的分析方法不能检出。所以，它是检查分析结果可靠性的一个标志。如若水样的pH＜pH₀，分析结果中出现

则其结果不可靠，不是

测量有误，就是pH测量有误。当分析结果没有

数据，而又必需计算难溶碳酸盐的SI值时，所用的

多为计算值。其计算公式如下：

水文地球化学基础

该式是依据（1.31）式重新整理而得。

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（二）二氧化碳分压对碳酸平衡系统的影响

上述曾谈到水溶液中各类碳酸的分配严格地受到pH值的控制。碳酸平衡中另一个重要控制因素是系统中的二氧化碳分压，即Pco₂。它控制着碳酸盐的溶解度，即水中Ca²⁺和

的浓度，也控制着水中的pH值。

要了解碳酸平衡系统中Pco₂的作用，必定涉及描述该系统的一系列方程，即Kco₂、K₁、K₂、K_W方程〔（1.27）、（1.29）、（1.31）和（1.21）式〕，以及碳酸盐溶解平衡方程和电中性方程。方解石与水相互作用的溶解平衡方程是最重要的碳酸盐溶解平衡方程，它表示为：

水文地球化学基础

图1.1三种碳酸随pH变化曲线

如果方解石在纯水中溶解，其主要的溶解组分是Ca²⁺和

其次还有

H⁺、OH^-和H₂CO₃，其中H⁺和OH⁺是水本身解离的成分。那么其电中性方程可表示为：

水文地球化学基础

式中各项均以摩尔浓度表示。本书中统一用圆括号表示摩尔浓度，方括号表示活度。当pH＜9时，方程（1.38）中的（H⁺）、（OH^-）和

的浓度比（Ca²⁺）和

相对小得多，因此，可忽略不计，则方程（1.38）可变为：

水文地球化学基础

或

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（1.21）、（1.27）、（1.29）、（1.31）、（1.37）和（1.39）式是描述碳酸平衡系统的最基本的方程。在碳酸平衡系统研究中，只要对上述一系列方程进行适当的数学处理，就可以给一些问题找出满意的答案。为了更好地说明这种方法的应用，例举下列例子加以说明。

例题1.3

在纯水中，与方解石达溶解平衡时，水中Ca²⁺、

pH值随Pco₂如何变化？

第一步：首先对碳酸平衡系统中的有关方程作数学处理，据（1.27）式重新排列，则

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将（1.40）式代入（1.27）式，则

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据（1.31）式重新排列，则

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将（1.42）式代元（1.41）式，则

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据（1.37）式重新排列，则

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将（1.44）式代入（1.43）式，则

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将（1.39）式变成以活度及活度系数表示，则

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将（1.42）式代入（1.46）式，则

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将（1.47）式代入（1.45）式，经整理后得：

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（1.48）式是pH与Pco₂的关系式，为了进一步导出Ca²⁺与Pco₂的关系式，对碳酸平衡方程作下述数学处理。

将（1.31）式去除（1.29）式，则

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将（1.27）和（1.44）式代入（1.49）式，则

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将（1.39）式代入（1.50）式，则

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经上述一系列数学处理后，所导出的（1.45）、（l.48）及（1.51）式是很重要的方程，在研究地下水系统的碳酸平衡中，经常使用它们。下面进行第二步，即利用上面导出的方程作具体数学运算。

第二步：设定Pco₂，计算pH、（Ca²⁺）及（

）。

所有的计算，均取标准状态下的热力学数据。下面以Pco₂=10^-2巴为例进行计算，热力学数据取自表1.7。

（1）先假定

，据（1.48）式计算pH

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（2）将上述结果代入（1.45）式，则

〔Ca²⁺〕＝1.4768mmol/L

（3）将上述结果代入（1.39）式（假定〔Ca²⁺〕＝（Ca²⁺），则

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（4）将所算得的Ca²⁺、

值代入（1.12）式，则

I=0.00443mol/L

（5）据所算得的I值，代入（1.11）式，求

和

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（6）将上述所算得的

和Pco₂值，再代入（1.48）式，则

pH=7.3189

（7）将（6）所算得的pH值，再代入（1.45）式，则

〔Ca²⁺〕＝1.2981mmol/L

（8）利用第一次运算所求得

，计算（Ca²⁺）

（Ca²⁺）=1.2981/0.7591=1.6881mmol/L

（9）将（8）的结果代入（1.39），则

＝3.3964mmol/L]]

I=0.00509mol/L

（11）据所算得的I值，代入（1.11）式，求

和

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到此为止，第一次和第二次运算结果相差较大。为此，再次返回第（6）至（11），进行第三次运算，反复迭代，直至达到所期望的数学结果为止。运算结果表明，迭代至第五次，前后两次运算结果已基本一致。这种运算并不复杂，在带有编程序功能的小计算器上即可完成。各种Pco₂值的运算结果列于表1.9和表1.10；图1.2和图1.3是依据这两个表所列的结果绘制的。

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结果说明，随Pco₂增加，Ca²⁺和

升高，但它们不是线性关系；与此相反，随Pco₂升高，pH降低。在图1.3中，A点是Pco₂为0.05巴时与方解石达溶解平衡的水，B点是Pco₂为0.005巴时与方解石达溶解平衡的水；A点水与B点相混合后形成C点水，结果，水变成与方解石处于非饱和状态，继续溶解方解石。这就说明，两种在不同Pco₂值条件下与方解石达溶解平衡的水相混合的结果，产生一种与方解石处于非饱和状态的水。

尽管上述例子仅说明纯水中方解石溶解的问题，与具有复杂成分地下水系统中的碳酸平衡问题不尽相同，但是，通过对碳酸平衡一系列方程适当的数学处理，以便解决水文地球化学中的碳酸平衡问题，这是一种为许多学者常用的行之有效的方法。

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图1.2标准状态下，纯水中，方解石达溶解平衡时，pH与Pco₂的关系

（三）地下水系统中的碳酸平衡

大气圈中的Pco₂一般为10^-3.5（×10⁵Pa）；包气带土壤中的空气，其Pco₂在10^-2（×10⁵Pa）左右；而地下水中Pco₂值变化较大，一般在10-1～10^-3巴之间，大多数地下水中的Pco₂值高于大气的Pco₂值。土壤中空气的Pco₂值较大气的Pco₂值高的主要原因是，生物的呼吸和生物的分解都会产生CO₂。地下水中Pco₂变化较大的原因是，地下水环境条件变化较大。按照它与大气CO₂交换的情况可分为‘闭系统”和“开系统”。

闭系统该系统与大气没有CO₂交换，水与碳酸盐间的溶解反应所消耗的CO₂得不到补充，碳酸盐的溶解受到CO₂的控制，这种系统称为“闭系统”。其特征是，Ca²⁺、

浓度较低，而pH较高；最后达溶解平衡的Pco₂值小于原始Pco₂，一般在10^-2巴左右。

图1.3标准状态下，纯水中，方解石达溶解平衡时，pH与Pco₂关系

开系统该系统与大气有CO₂交换，水与碳酸盐间溶解反应所消耗CO₂可不断地得到补充，碳酸盐溶解不受CO₂控制，这种系统称为“开系统”。该系统的特征是，Ca²⁺、

较高，而pH值较低；水中Pco₂一般保持定值，其范围一般在10^-2-10^-3巴之间。

为了说明上述两种系统碳酸平衡的差异，进行以下实例的计算。

例题1.4

设纯水的Pco₂=10^-2巴，t=25℃，与方解石达到溶解平衡状态。问在开系统和闭系统中，水能溶解的CaCO₃分别是多少？闭系统中最终的Pco₂是多少？为了计算简化起见，假定所有溶解组分的活度系数均为1。

（1）开系统

因为Pco₂保持不变，因此可把Pco₂=10^-2巴直接代入（1.51）式，则

（Ca²⁺）=1.477mmol/L

溶解的CaCO₃=1.477×100=147.7mg/L

（2）闭系统

在闭系统中，具有保持各类碳酸的条件，那就是说，

∑CO₂（原始的）＋∑CO₂（溶解CaCO₃产生的）＝（H₂CO₃l+（Ca²⁺）（1.52）式中（H₂CO₃）_i是指未溶解CaCO₃以前，在Pco₂=10^-2巴下，溶解于水的CO₂，按（1.27）式，（H₂Co）_i=10^-2×10^1·47；而（Ca²⁺）来自于CaCO₃的溶解，1mol的CaCO₃，溶解产生lmol的Ca²⁺，以及1mol∑CO₂（

）。如

忽略不计，则（1.52）式变为：

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将（1.31）式去除（1.29）式，则

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将（1.39）式代入（1.53）式，并重新排列，则

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将（1.39）、（1.44）及（1.55）式代入（1.54）式则

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因假定活度系数均为1，所以〔Ca²⁺〕＝（Ca²⁺），而且，（H₂CO₃）_i=K.CO₂.（Pco₂）_i〔（Pco₂）_i是原始的二氧化碳分压〕，所以，（1.56）式重新整理后可写成

水文地球化学基础

式中除（Ca²⁺）外，均为已知值，解此式得

（Ca²⁺）=3.3539×10^-4mol/L

溶解的CaCO₃=3.35×10^-4×1000×100=33.5mg/L

因（H₂CO₃）_i=Kco₂·（Pco₂）_i=10-1.47×10^-2=×10^-3.47，把上述算得的（Ca²⁺）及（H₂CO₃）1值代入（1.55）式，则

（H₂CO₃）=3.45×10^-6mol/L

所算得的（H₂CO₃）值是达溶解平衡后，即在闭系统中的最终（H₂CO₃）值。把此值代入（1.27）式，可求得闭系统最终的Pco₂

Pco₂＝（3.45×10^-6）/×10^-1.47=10^-4巴

据（1.39）式，可算得两个系统的

水文地球化学基础

由于开系统中的CO₂始终保持10^-2巴，故其〔H₂CO₃〕＝10^-1.47×10^-2=10^-3·47mol/1（据1.27式）。据所算得的［H₂CO₃］和［

］值代入（1.29）式，可求得两个系统的pH值：

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上述计算结果说明，开系统溶解的CaCO₃是闭系统的4倍多（注意，这是在Pco₂=×10^-2的特定条件下）；闭系统最终的Pco₂（10^-4巴）大大低于原始的Pco₂（10^-2巴），而开系统的Pco₂不变；开系统的pH（7.29）低于闭系统的pH（8.64）。上述计算是纯水条件下的

表1.11碳酸盐含水层地下水化学成分单位：mg/L

资料来源： Back and Hanshaw,1970l Langmuir,1971。^〔4〕

结果，但其结论在实际的地下水系统中是正确的。表1.11是碳酸岩含水层地下水的分析结果。结果表明，佛罗里达含水层为闭系统，据计算，其Pco₂=10^-2巴；宾夕法尼亚含水层为开系统，其Pco₂=10-^3·1巴；前者水中的Ca²⁺和

比后者低得多，而pH比后者高。后者

和

较高，说明受污染，这一点也进一步证明后者是开系统。