地下鹵水濃度分析方法

❶ 深層地下鹵水

深層鹵水是古鹵水與鹽岩或石油地質構造有關的封閉型高礦化鹵水，屬原生鹵水。主要賦存在東營市東營凹陷深部2500～3000m處、以東營西城為中心、面積為700km²的第三系中。而且在鹵水下部3000～4000m處，面積為600km²，還埋藏有豐富質純的膏鹽、岩鹽礦層，為鹽鹵開發利用提供了豐富的資源條件。分布范圍東起辛鎮，北至勝利村，南至六戶—現河—郝家一線，西到利津窪子。該區18口井鑽遇岩鹽層，其中8口井已穿岩鹽層，埋深3000～4000m，平均厚度440m以上，最厚達1000m。而在岩鹽層上部，普遍存在高濃度鹵水。據60口井統計，鹵水單層厚度一般在4m以上，有的厚達30m。坨深1井、東風10井等自噴出的鹵水總礦化度為200g/L左右，深層鹵水的形成與地質構造條件、古地理環境、古水文地質條件有關。估算深層鹵水儲量達35×10⁸m³。東營深層鹵水除含豐富的氯化鈉外，更重要的是含有較高的碘、溴、鋰、鉀、銫、硼、銣、等微量元素。尤其是碘、溴、鋰、鈣工業品位已達到國家單獨開采和綜合利用的標准（表2-8）。

表2-8 黃河三角洲天然鹵水部分元素含量表Tab.2-8 Content of partial elements in brine of the Yellow River Delta

❷ 鹵水濃度表示

波美度（°Bé）是表示溶液濃度的一種方法。把波美比重計浸入所測溶液中，得到的度數就叫波美度。是以法國化學家波美發明了比重表而得名的，至今在食品、制葯、農葯等很多領域使用，比如測定酒精濃度的酒精計、測定尿液比重的尿液計等。不過一般都將刻度換算好了，直接讀出的是百分濃度。偶爾還有個別領域繼續沿用舊的波美度（°Bé）表示法，一般手頭上有和換算表，供使用者查，比如波美度是66°Bé，查表可知硫酸的質量百分比濃度是98%。 對於鹽水（鹵水），因為比水重波美度與比重互相換算方法：
波美度= 144.3-(144.3/比重); 比重＝144.3/(144.3-波美度)
對於比水輕的（如酒精），將減號改為加號即可。因為比重與溫度有關，公式是按照15.6℃計算的，溫度每相差1度，波美計則相差0.054度。如果測定溫度高於標准時加，低則減。

❸ 地下水資源評價原則與方法

一、地下水資源評價原則

（一）地下水天然資源評價的原則

柴達木盆地地下水資源評價是通過對前人資料的深入細致分析、研究和在本次工作成果的基礎上，對柴達木盆地地下水資源按地下水系統進行劃分。基於盆地地表水與地下水流域基本一致，具共同的排泄基準面。依據水文自然單元的特徵，根據地下水資源評價需要，將盆地劃分為15個二級地下水系統，83個三級地下水系統，346個四級地下水系統（表3-1）。

柴達木盆地地下水資源按地下水系統評價時，山區和平原區三級地下水系統分別評價。三級地下水系統界線是在二級地下水系統界線的基礎上劃分，山區以地表分水嶺或盆地界線為界，山前以基岩與第四系地層界線為界；平原區三級地下水系統界線以兩側流域界線為界，向湖盆中心以TDS 5g/L等值線為界線。山前平原區按水質又劃分地下水TDS小於1g/L的淡水、1～3g/L微鹹水和3～5g/L的半鹹水。盆地深層承壓-自流水（淡）則單獨進行評價。

柴達木盆地西部和中部地段，廣泛分布古近-新近系地層，富含有豐富的油、氣和高壓自流水，主要是在地質歷史時期積累、保存下來的深層含水體———油田水。具封閉性和獨立的地下水補徑排系統，地下水年齡久遠，與第四系鬆散岩類孔隙水地下水系統有著質與量的區別，不能作為同一類型的地下水資源進行評價；盆地沖湖積平原及中心地帶廣泛分布著高TDS的咸鹵水區（TDS大於5g/L），是目前鹽湖化工開採的主要地區，地下水主要為晶間鹵水和承壓-自流水（TDS大於300g/L）。由於油田水和咸鹵水分布區研究程度低，資料缺少，故此次不予評價。

地下水天然資源評價是以地下水系統為單元，對系統內各項天然補給量進行評價。為便於地方各部門使用，將所評價的地下水資源補給量、開采資源量、深層地下水資源量和地下水開采潛力，依據地下水系統所處的行政單元（市、縣等）進行統計分配，主要為地方部門用水規劃提供基礎性資料。另外，此次地下水資源評價主要為2002～2004年實測資料。格爾木河沖洪積扇數學模型採用2000年資料，兩者之間水文地質參數選取存在差異。

（二）潛水開采資源評價原則

地下水開采資源評價是在地下水天然補給資源的基礎上進行的，在地下水系統內根據以往工作基礎，主要考慮區域水位下降、土壤鹽漬化、水質惡化與地下水開採的相互制約關系；以地下水生態水位埋深為指標，作為潛水（或淺層地下水）開採的主要約束條件，即在保證生態環境需水量的同時，又能使地下水資源得到永續開發利用；將各系統內地下水開采資源總量控制在天然補給資源量的40％以內，以保證盆地生態環境用水需求。同時根據不同水質，將盆地平原區地下水分別按地下淡水、微鹹水和半鹹水進行開采資源評價。

（三）深層承壓水可采儲量評價原則

柴達木盆地的深層承壓水的勘探、研究資料較少，開發利用程度差異性較大。由於受資料限制，此次根據地下水系統劃分原則，從地下水資源開發利用角度考慮，對淡水分布區的深層承壓水進行評價。

（四）地下水潛力評價原則

從柴達木盆地地下水開采現狀來看，地下水總體開發程度較低。雖然局部地區存在開發利用程度稍高，與當地的地下水天然補給資源相比較，仍存在很大的開采潛力。評價時根據當地國民經濟規劃和經濟技術進步對地下水需求的變化考慮，地下水潛力評價從開采潛力和利用潛力兩方面入手，著重考慮開采盈餘量、微鹹水的可擴大開采資源量和依靠環境容量可擴大開采資源量的評價。

二、地下水資源評價方法

（一）山區地下水資源評價方法

柴達木盆地周邊山區於20世紀70、80年代和90年代均進行過不同比例尺的區域地質、水文地質調查，計算採用的地下水徑流模數均為實測資料，具有廣泛的代表性和實用性。此次山區地下水資源評價，是按山區三級地下水系統作為地下水資源計算區，將三級地下水系統內按各含水岩組確定的塊段作為計算單元，所有分布在山區的各含水岩類中的地下水都參加計算，所用山區泉點資料均為前人實測資料。根據前述計算方法，山區地下水資源評價採用地下徑流模數法進行計算。

公式：Q_徑＝M·F·T·86.4

式中：Q_徑為地下水徑流量，10⁴ m³/a；M為地下水徑流模數，L/（s·km²）；F為含水岩組分布面積，km²；T為地下徑流時間，d。

昆侖山北坡海拔4250m以下、祁連山南坡海拔3900m以下為非凍土區，地下水徑流時間取365d；昆侖山北坡海拔4250m以上、祁連山南坡海拔3900m以上為多年凍土區，地下水徑流時間取150d（5月10日至10月10日）。

地下水徑流模數主要利用前人資料，由泉域法求得：

公式：M＝q/f′

式中：M為地下水徑流模數，L/（s·km²）；f′為泉點集水面積，km²；q為泉流量，L/s。

（二）平原區地下淡水資源評價方法

平原區地下水（淡水）資源評價的方法較多，對於區域性地下水天然資源評價主要有水資源均衡法、斷面徑流量法、補給量總和法、數值法等多種方法。目前廣泛採用的數值法和水均衡法評價地下水資源，對於水文地質研究程度較高的地區效果較好，評價精度較高。柴達木盆地各地水文地質研究程度差異較大，受研究程度的制約，除格爾木地區可採用數值法和水資源均衡法計算地下水資源外，其他地區僅能採用補給量總和法進行評價，無法採用其他地下水資源評價方法進行評價。

公式：Q_總＝Q_河＋Q_潛＋Q_渠＋Q_灌＋Q_庫＋Q_側＋Q_降

式中：Q_總為各項地下水天然資源總補給量；Q_河為河水入滲量；Q_潛為出山口河谷潛流量；Q_渠為渠道入滲量；Q_灌為田間灌溉滲入量；Q_側為山前基岩裂隙水側向補給量；Q_降為大氣降水入滲補給量；Q_庫為水庫滲漏補給量。

❹ 鹵水點豆腐，鹵水怎麼做

將所有香料用紗布或者一次性葯包、或者料盒裝起來。鍋中放入水，放入所有材料，煮開。

轉小火煮40分鍾左右即可，放一晚更好，味道更濃郁。撈出香料渣即可使用。鹵水可反復使用，越陳越香，根據情況不斷添加味料，長時間不使用時，過濾以後放入冰箱冷藏或者冷凍室保存即可。

❺ 豆腐鹵水濃度怎麼測 有么有什麼儀器可以精確的測量出來

用波美計可測出濃度，但並不精密。因為你說鹵水，本身就不精密。除了主要的是氯化鎂外，含有其他雜質。

❻ 地下鹽鹵水及深層承壓水

一、地下鹽鹵水資源分布特徵

(一)地下鹽鹵水的基本涵義

據陳夢熊等(2002)研究，中國鹽鹵水資源分布甚廣，資源豐富，有著悠久的開發歷史。根據鹽鹵水礦床的產狀，可劃分為兩大類。第一類是鹽湖型鹽鹵水，主要分布在西北乾旱區，如柴達木盆地的東台乃吉爾鹽湖(含鋰鹵水)、察爾汗鹽湖(含鉀、鎂鹵水)等，目前均作為工業礦水進行開采。第二類是埋藏型封閉性地下鹽鹵水，產於不同時代的各類地層內，從震旦繫到第四系均有含鹽鹵水岩層，但以三疊系、白堊系和古近－新近系居主導地位。三疊系以上主要為陸相沉積盆地堆積，鹵水主要由陸地蒸發濃縮形成，三疊系及其以下地層均屬海相沉積，鹵水形成與海水有關。這里重點討論地下埋藏型鹽鹵水。

地下鹵水主要是指礦化度超過50g/L的高礦化地下水。鹽鹵水根據不同用途又可劃分為生活用鹽鹵水資源和工業用鹽鹵水資源兩大類。前者主要成分是NaCl，是生產食鹽的主要原料;後者同時含B、Br、I、K等有用元素，其含量達到工業開采和提煉標準的地下鹽鹵水，稱工業礦水。如四川自貢、雲安等鹽場鹵水以生產食鹽著稱。華鎣山以西川中地區深部2000～3000m，富產含B、Br、I、K、Li濃鹵水，已作為工業礦水進行開采。

由於鹽鹵水一般埋藏較深，處於與外界隔離的封閉狀態，受地熱或地溫增溫率的影響而形成地下熱水，或稱地熱鹵水。已知地熱鹵水最高溫度超過300℃，因此它不僅是礦物資源，而且也是一種地熱能資源。地下鹽鹵水的溫度，隨其埋藏深度的增加而增長，所含礦物成分的含量，也與溫度成正相關。因此在正常情況下，鹽鹵水的礦化度及其所含的有益微量元素，均呈現地球化學的垂向分帶規律。鹽鹵水往往與鹽類和烴類礦床具有空間分布的一致性，其中濃鹵和超濃鹵多與鹽類礦床相依存，淡鹵和鹽水往往與烴類礦床相伴存。

(二)地下鹽鹵水的分布

中國地下鹽鹵水分布甚廣，幾乎每省均有分布，但真正具有開發價值的並不多。鹵水礦床的形成，主要受構造條件控制，特別是盆地構造，凡沉降作用強烈的大型盆地，如四川中生界盆地、湖北中新生界江漢盆地，沉積厚度都在數千米以上，有利於大型鹵水礦床的形成。相反，一般中小盆地，鹵水礦床的規模也相對較小。

王東升(1987)對全國地下鹽鹵水的分布劃分為4個鹽鹵水區。在此基礎上陳夢熊等(2002)加以修正，總結如下。

1.東南、西南鹽鹵水區

包括華中、華南共十多個省。在層位上以古近－新近系和三疊系為主，在區域上以四川盆地、江漢盆地和東部紅層盆地為主的地下鹽鹵水區。包括蘇、浙、贛、鄂、川、黔、湘、粵等省區，11個層位(Z、、O、D、C、P、T、J、K、E和Q)發現鹽鹵水。該區是中國地下鹽鹵水的主要分布區，也是中國主要的成鹽區。岩鹽賦存於海相震旦系(長寧凹陷)、三疊系(川中、川東和鄂西的利川凹陷)和陸相的白堊系、古近－新近系(江漢、衡陽、龍歸、三水、東莞、清江、會昌、泰和、寧波、直溪橋、蘇北、魚台、合肥、定遠和吳城－東濮等鹽盆)。

2.青藏高原(包括川西、滇西)鹽鹵水區

該區地下鹽鹵水主要分布於青藏和川西、滇西等4省區，以白堊系為主的5個層位(S、T、J、K、N)。海相含鹽盆地僅發現川西鹽源凹陷(T)，而陸相含鹽盆地則較多，有滇中坳陷(N)、滇西南的蘭坪坳陷(N)、藏北倫坡拉盆地和昌都地區的江達等。

3.西北鹽鹵水區

該區是以新疆為主的新甘寧(包括部分青海)地下鹽鹵水區。鹽鹵水儲集層以古近－新近系為主，次為三疊系、石炭系和二疊系。鹽類礦床主要分布於新疆地區，其中海相鹽盆有塔里木盆地南緣的和田坳陷、於田坳陷，盆地西北緣的柯坪斷塊(石炭系)、庫車坳陷(N)和莎車坳陷(K—N);陸相白堊系、古近－新近系成鹽盆地有吐魯番坳陷、庫木里坳陷，同心－涇源坳陷、天水－西里凹陷和漳武凹陷等。

4.華北、東北鹽鹵水區

本區地下鹽鹵水欠發育，主要是白堊系油氣田鹽鹵水。與此相對應，本區鹽礦也欠發育，僅在臨汾凹陷中奧陶統馬家溝組(山西臨汾縣)和峰峰組(陝西延長縣)發現厚數厘米岩鹽。

(三)地下鹽鹵水的水文地球化學特徵

地下鹽鹵水的化學成分是其形成環境、形成作用和保存條件的反映(王東升，1987)。參與現代大氣水循環的淋濾型鹽鹵水(現代滲透成因鹽鹵水)因其所處的淋濾階段的不同以及與大氣水、淺層地下水混合比例的不同，而具有不同的化學成分，其共同點是具有與空氣近似的氣體成分，與大氣水相似的同位素組成，所含微量組分濃度往往很低。封存的主要由溶濾鹽而形成的溶濾型鹽鹵水，源於古滲透成因水和成岩過程中含水礦物的脫出水等。它的化學成分主要取決於被溶鹽的成分、水的原始成分和改變水質的成岩－後生作用等因素。其共同點是含還原性氣體組分。Br、I等組分的濃度往往較低。封存的主要由成鹽母液形成的沉積型鹽鹵水屬於沉積成因水，它的化學成分主要取決於所處的成鹽階段，水中一般富含Br、Li、B、Rb和Cs等在蒸發濃縮過程中傾向於在液相中聚集的元素。至於油氣田鹽鹵水則以不同程度地富含Br、I等元素為特徵。深成水參與地下鹽鹵水的形成，會導致同位素組分的特徵性變化和重金屬含量的升高。

參照舒卡列夫分類方案(王東升，1987)，可把中國地下鹽鹵水劃分為如下幾種類型。

1.HCO₃·CO₃－Na型或CO₃·HCO₃－Na型鹵水

河南泌陽凹陷古近系核桃園組賦存此種鹼性鹵水。鹵層埋深逾2000m，鹵水儲集於鹼層頂板的針孔狀白雲岩中。鹵水總礦化度高者達195～207g/L，pH>9。該型鹵水化學成分的最大特徵是陰離子中CO^3－₂和HCO^－₃占絕對優勢，兩者毫克當量百分濃度之和達97.5%。而陽離子中以Na⁺為主，其毫克當量百分濃度在99%以上。此型鹵水不僅本身是液態鹼礦，而且尚含有F^－、Br^－、I^－、HPO^2－₄、BO^－₂、Li⁺、Sr²⁺、Rb⁺、K⁺、Ba、Fe、Al和Zr等微量組分，以及U、Ra和Th等放射性元素。

2.SO₄－Na型鹽鹵水

此型鹵水產於川西白堊系灌口組上部，埋深20～50m。鹵水總礦化度為118～142g/L，為液態硝礦，俗稱「硝鹵」。另在川東見有此型三疊系鹽水，分布於SO₄－Ca型淡水帶與Cl－Na型鹵水帶之間，為過渡型水。

3.Cl·SO₄－Na型鹽水

此型水中陽離子以Na⁺占絕對優勢，其毫克當量百分數大於80%;陰離子以Cl^－為主，SO^2－4為次，兩者毫克當量百分數之和大於80%。其r_Na/r_Cl一般為0.97～1.20。此型鹽鹵水總礦化度一般低於50g/L，而此型氣田水則往往富含溴和碘。其中，溴最大濃度為200～228g/L，碘最大濃度為8～12g/L。

4.Cl－Na型鹽鹵水

在此型水中，Cl^－和Na⁺各占陰、陽離子毫克當量總數的80%以上。在層位上和區域上，此型水分布均廣。許多鹽礦床地下鹵水和油鹵水屬此型。後者一般為多組分或雙組分工業水，碘濃度達10～84g/L，溴達100～1000g/L。在紅層鹵水和煤相鹵水中，也以此型水為主。大型自流盆地，此型水多分布於含鹵層傾斜部位。

5.Cl－Na·Ca型鹵水

它與Cl－Na型鹵水的區別是Ca²⁺濃度大於或等於20%(毫克當量百分數)，且r_Na>r_Ca。與鹽礦床伴存的油田鹵水、氣田淡鹵－濃鹵水或自然盆地沿含鹵層傾斜方向處於深埋部位的沉積鹵水多屬此型。此型水一般為多組分工業水。

6.Cl－Ca·Na型或Cl－Ca型鹵水

此型水的特點是在陽離子中Ca²⁺占優勢。油氣田淡鹵水，與鹽礦伴存的油田濃鹵水，變質程度較深的沉積鹵水以及與K、Mg鹽伴存的富K超濃鹵水往往屬於此型。此型水一般為多組分工業水。

上述各類鹽鹵水分布的一般規律是:在大型自流盆地，沿含水層傾沒方向，或自古剝蝕面向下，隨埋深的增大，往往表現為由Cl·SO₄－Na型水、Cl－Na型水，過渡為Cl－Na·Ca型和Cl－Ca·Na型水。總礦化度和微量組分濃度往往沿上述方向趨向升高，而r_Na/r_Cl、pH和Eh則趨向降低。這分別被稱為地下鹽鹵水的水平分帶和垂直分帶中的正常分帶。垂直剖面中鹽系地層的存在，可造成垂直分帶中的反常分帶:總礦化度、pH、Eh和水型往往隨埋深發生與上述相反趨向的變化。

(四)四川盆地鹽鹵水資源

四川盆地鹽鹵水資源開發具有兩千多年的歷史，至今仍有較好的開發利用前景。大寧場鹽泉發現於公元前316年，據統計從1873年至1963年產鹽量較穩定，平均年產鹽約64t，流量達8.1～15.04L/s。雲安場鹽業始於公元前199年，當時年產鹽401.5t，清初達4000t，1957年達22100t(開發鹵水量達75128t，制氯化鉀54t)。川中紅層鹵水的開發則有近千年的歷史。鹽井總數逾10萬眼，目前仍在開發中，日產鹵水數立方米至二十立方米。另外川西南三疊系黑鹵及岩鹽鹵的發現始於公元1821年。據統計，從1851年至1974年自貢鹽場計產鹵20709萬標方(1標方=100kg/m³鹵水)，其中黑鹵(T₁—T₂)達12775萬標方，僅黃角坡斷裂帶，百年間即產鹵2500×10⁴m³。而在附近的新區(如鄧井關)仍鑽遇單井日流量達3000～6000m³的高產井(王東升等，1985)。

就現有資料分析，根據四川盆地諸層系鹽鹵水資源分布規律，可以看出白堊系鹵水分布於川西，埋藏較淺(20～300m)，水量(提撈)小於50m³/d，為現生產區。三疊系鹵水以川西南地區埋藏較淺，一般小於1500m，日提撈產量一般僅幾十立方米，為主要鹽化工基地。要解決目前鹵源不足問題，主要有兩個途徑，一是在新近勘探的局部構造(如黃家場和聖燈山峰等處)可望找到高產自噴鹵水;二是開發該區深部(1500～2000m以深)嘉三至嘉一段及二疊系鹽鹵水，其濃度雖然略低，為淡鹵水，但溴、碘濃度遠遠超過單獨提取品位，且可能高產自噴。在川中地區三疊繫上統埋深達2000m左右，高壓自噴鹵層，目前勘探程度較低。川西北三疊系埋藏較深，川東北亦達2000m。川南三疊系中統缺失，主要為嘉一至喜三段鹽水、淡鹵水，高產自噴。川東地區三疊系埋深變化大，在局部向斜構造部位賦存工業原料水。總之，三疊系鹵水開發遠景以川中地區最佳。二疊系鹽鹵水主要分布於川南，埋深2000～3000m，高壓自噴，次為川西南。石炭系鹽鹵水主要分布於川東，目前正在勘探中。寒武系和震旦系鹽鹵水主要分布於威遠構造，埋深達2500～3000m，高壓自噴。

綜上所述，四川盆地以三疊系鹵水遠景最大，資源量豐富，黃黑鹵水水質較優，埋藏條件有利開采。寒武系次之，潛在優勢較大。侏羅系鹵水值得重視。震旦系、石炭系和二疊系鹵水具有綜合利用前景。白堊系鹵水較差，只宜地方小型開發利用。從地區分布上看，以川中地區條件最好，威遠地區最有遠景，盆東、盆南較差，華鎣山區遠景不大。

(五)第四紀濱海相地下鹵水特徵

1.第四紀濱海相地下鹵水的分布規律

據王珍岩等(1998)研究，中國黃、渤海沿岸低地平原區，第四紀濱海相地下鹵水廣泛分布，鹵水儲量、儲層結構及水化學特徵隨各海岸區岸段不同存在一定差異。

在中國北方主要有兩大類海岸地貌單元，濱海平原海岸和基岩港灣海岸。渤海三大海灣沿岸都屬於濱海平原海岸，第四紀地下鹵水呈連續的平行海岸線的帶狀分布，礦帶寬幾千米到幾十千米不等。受陸向山前沖、洪積平原區的地下淡水徑流及海向的海水稀釋影響，地下鹵水的礦化度呈現出平行礦帶的中間高、兩側逐漸降低的分布。在垂向上，地下鹵水分層分布，儲層結構與當地幾次大的第四紀海侵地層分布一致。受第四紀構造活動影響，萊州灣濱海平原第四紀沉積物的厚度自東向西逐漸增厚，地下鹵水的埋深及層厚隨之加大。在山東半島和遼東半島的基岩港灣海岸區，第四紀沉積物僅分布於小型海灣中，地下鹵水以斑塊狀賦存於相互分離的灣頂盆地內，不形成大的鹵水礦帶。由於第四紀沉積層比較淺薄，儲層結構相對簡單，只有潛鹵水層或微承壓鹵水層發育。受河流沖淡作用影響，河口區地下鹵水礦化度都相對降低。

2.地下鹵水的水化學特徵

第四紀濱海相地下鹵水來源於海水，由於形成的地質歷史短，變質程度低，水化學特徵既不同於現代鹽湖鹵水，也不同於第四紀以前的古地下鹵水。

中國北方沿海地區第四紀地下鹵水水化學類型單一，按舒卡列夫分類法劃分，全部屬於Cl－Na型水。鹵水礦化度50～150g/L，最高達218g/L，並隨岸段的變化存在差異。萊州灣濱海平原地區地下鹵水平均礦化度最高，普遍大於100g/L;而基岩港灣海岸區則多小於80g/L。

地下鹵水的主要化學組分與海水基本相同，主要離子含量的排序為:Cl^－>Na⁺>Mg²⁺>SO^2－₄;Na⁺>Mg²⁺>Ca²⁺;Cl^－>SO^2－₄>Br^－，與正常海水相一致。陰陽離子中占絕對優勢的Cl^－、SO^2－₄和Na⁺、Mg²⁺的毫克當量百分數分別為90.60、9.25和76.11、21.35，也與正常海水的90.21、9.30和76.04、19.19非常接近。張永祥等(1996)在對萊州灣南岸地下鹵水的研究中發現，古海水在轉化為鹵水的過程中，發生了方解石和石膏的沉澱及鈉長石和鈣長石的蝕變，使得鹵水中各主要離子的濃度並不是以相同的濃縮倍數增長;在鹵水與淡水的混合帶，還存在著Na⁺與Mg²⁺、Ca²⁺離子之間的交換吸附。韓有松等(1996)發現鹵水的Na⁺/Mg²⁺、Ca²⁺/Mg²⁺、Cl^－/Br^－、r_Na+/r_Cl－、r_Mg2+/r_Cl－、r_Ca2+/r_Cl－值雖然與海水接近，但都低於海水的相應值，說明當地的地下鹵水絕非海水簡單濃縮的產物。

周仲懷等(1997)研究發現，萊州灣沿岸的地下鹵水還存在明顯的微量元素地球化學異常，其中鈷異常現象最明顯，個別岸段的濃度是海水的5000倍;鈾含量最高可達100μg/L，是正常海水濃度的30倍。微量元素的異常程度隨岸段的不同而變化，但並不與鹵水濃度線性相關。地下鹵水在形成與演化的過程中存在著與圍岩的相互作用。

3.地下鹵水的勘探開發及綜合利用

地下鹵水中不僅含有豐富的NaCl資源，還含有鉀鹽、鎂鹽、溴及一些微量元素。盡管這些次要組分多數達不到工業開發品位，但它們在制鹽後的苦鹵中得到了濃縮，再進一步採用化學富集技術，可以使其達到具有開發價值，成為發展鹽化工的原料。目前從地下鹵水中直接提取溴素的技術已實現較大規模的生產，利用苦鹵生產鉀系和鎂系等產品也有了一定的進展，對從鹵水中提取微量化學成分的研究也已引起有關部門的重視。

二、深層承壓水分布特徵

張宗祜等(2004)對中國埋藏於地下100～1000m，甚至更深的范圍內，且具有供水意義的深層承壓水進行了評價與研究。認為受形成條件和所處環境的影響，中國深層水往往具有一定的壓力水頭，甚至有時壓力水頭高出地表，以泉的形式或被鑽孔揭露時呈自流狀態排泄。深層承壓水的化學組成受形成時的氣候條件、形成後不同時期水岩作用和環境變化影響，組合類型多樣。

中國沉積體系中的深層承壓水是儲存在多層組合結構之中的，其層數往往不是幾層，而是十幾層，甚至幾十層。層與層之間的相對隔水層或弱透水層不僅厚度各不相同，而且岩性組成差異很大，開發利用深層水必然要對其平衡狀態產生干擾。

在對盆地深層水遷移的驅動力研究上存在兩種學術觀點。一種認為深層地下水來自山區和盆地周邊的補給，在重力驅動下，入滲水流可深達數千米，流經距離可長達數百、甚至數千千米，最終流向區域性排泄基準面;另一種認為盆地周圍入滲水對深層水運動影響的范圍有限，其流動主要取決於上覆地層的靜壓力，在地靜壓力作用下，不同岩性沉積層產生差異性壓實，進而影響水的循環交替過程。

自20世紀80年代以來，地下水的環境同位素研究為深層水形成和循環過程的分析提供了新的證據。河北平原第四系深層地下水的年齡分布及環境穩定同位素組成特徵研究表明，水的更新循環是與區域環境的變化相適應的，且隨區域排泄基準面的變化而變化，受歷史時期氣候變化影響明顯，而且在一定程度上「記錄」了區域氣候變化信息。採用多種技術方法展開深層地下水的研究，並且與地質環境變化研究相結合，是深層水形成變化研究的新動態和新方向。在此僅對中國幾個大型沉積盆地中深層地下水系統進行分析(圖6－5)。

(一)東部各大平原區的深層承壓水

新生代以來，中國東部諸盆地區以沉降為主，堆積了厚層、巨厚層的陸相、海陸交互相的鬆散沉積物。以往的勘查表明，這些盆地中的沉積物成因類型多樣，沉積層疊置組合關系復雜。系統結構在空間分布上，既是非均質的又是各向異性的，更有沉積間斷發生;在時間上往往是非同步沉積物的集合體，表現為地下水涌水量及水化學組成都存在著較大的地區差異。在華北平原等地區，由於近30年來對深層水的開發利用，已引起大范圍的區域水位下降，甚至在一些地區誘發了地面沉降等環境地質問題，從而顯示了深層承壓水資源的脆弱性及其形成更新的復雜性。

1.松遼平原

松遼平原是中國重要糧食生產基地，受新生代以來沉降影響，堆積了巨厚層的新生代鬆散沉積物。沉積物成因及組成一方面表現為結構復雜，另一方面又有比較好的規律性分布，從山前地帶至盆地中心沉積物往往由單一成因變為多成因，其結構組成由單層變為多層，沉積物顆粒由粗變細，地下水水化學組成基本呈帶狀分布，以淡水為主，且礦化度明顯低於頂部潛水的礦化度。受原生地球化學背景影響，在盆地中心部位往往富集鐵、錳和氟等元素。

盆地東、西兩側地下水年齡較新，地下水年齡小於10000a，大安組承壓水年齡15000a左右。盆地中部地下水年齡較老，泰康組地下水年齡為10000～18000a，大安組地下水年齡為15000～24000a。這反映出新近系承壓水以東、西兩側補給為主，因新水混入及循環條件好，在兩側地下水較新。盆地中部循環較慢，滯留時間較長，地下水年齡較老(圖6－6)。

應用穩定同位素分析方法也佐證了上述認識。低平原新近系承壓水主要補給源為東西兩側的王府－伏龍泉砂礫石台地潛水和洮兒河、霍林河扇形地扇間台地孔隙潛水，以及盆地邊緣區上覆第四系下更新統孔隙水等，盆地中部第四系下更新統承壓水補給作用不明顯。在天然條件下，低平原新近系承壓水氚含量小於4TU，地下水年齡大於1×10⁴a，基本為古水，地下水補給及交替都非常滯緩。當開采地下水時，地下水循環條件發生變化，循環加快，但在開采量小於天然補給量時開採的仍是古水，只不過是減少了天然排泄量;當開采量大於天然補給量時，為維持地下水之間均衡，必有新水補充，使開採的新老混合水氚濃度增加。目前第四系下更新統孔隙承壓水開采量為(4～6)×10⁸m³/a，遠大於新近系承壓水天然補給量，並且前者比後者氚濃度還低。乾安工農湖第四系承壓水氚為5.21TU，而新近系承壓水氚為16.67TU;大安市區第四系承壓水氚為26.16TU，新近系承壓水氚含量為26.77～39.01TU，沒有補給新近系承壓水的跡象，而東西兩側邊緣區孔隙水氚含量為90～200TU。通過地下水徑流補給新近系承壓水形成新老混合水，使其氚含量從小於4TU上升到8.99～39.01TU。經計算，補給區天然補給資源約15×10⁸m³/a，其補給水量是有保證的，特別是在開采條件下可獲得較大的補給增量。但應強調指出，新近系承壓水補給條件差、徑流緩慢，屬於消耗型水源地類型，加之其水質優良，只能作為後備型戰略性水源地開發，且應加強地下水管理工作，以利於持續穩定開發利用。

2.黃淮海平原

黃淮海平原地處華北地區的東部，以黃河為界，分為南北兩部分，黃河以北為海灤河平原;以南為淮河平原，總面積超過28×10⁴km²。新生代以來，圍繞渤海灣堆積了厚達1000～3500m的鬆散沉積物，僅第四系就厚達200～600m。山前地帶以沖洪積物為主，中東部平原為沖積、湖積組成，濱海平原主要為海積、湖積及沖積疊積而成，含水層組由單層變為多層。

中國二氧化碳地質儲存地質基礎及場地地質評價

圖6-5 中國（據張宗祜地下水環境圖等，2004）

圖6－6松遼承壓水盆地模型圖(據張振權等，1984)

多年的地質－水文地質勘查表明，黃淮海平原地下水系統結構的復雜性表現為地層結構在空間上的不均勻，時空上的疊積交錯，反映了多種水流作用及其變化改造的過程，直接影響了含水岩組及其富水性、水化學類型等的空間分布及變化。從山前到濱海和在山前從南到北的第四紀地層對比剖面見圖6－7，水文地質示意剖面見圖6－8。

據1959年深層水水位觀測資料繪制流場圖(圖6－9)，主流向從山前至渤海灣，表現了地下水流系統的統一性。近年來，由於對深層水的開發利用，承壓水頭發生了較大的變化，逐漸形成多處承壓水頭降落(漏斗)區。深井開采也改變了地下水的排泄方式和補徑排條件。如在山前地帶和天津的深層水開發區都明顯發現地下水有「氚含量升高效應」，說明有較年輕水補給(混入)。地下水系統是一個相互關聯的整體，深層水與淺層水存在變化條件下的水量轉換。在衡水等地發現局部深層水礦化度升高跡象，表明鹹水下移。

淮北平原，特別是淮北平原西部發育的中深層地下水，主要來自流域上游伏牛山、桐柏山區的降水補給。地下水由西向東非常緩慢地流至安徽境內，由於上覆巨厚岩層的壓力和弱透水基岩的阻隔，於平原西部形成大面積的自流區。在水頭差的作用下，中深層地下水向淺層地下水越流排泄。受淺層地下水強烈蒸發濃縮作用影響，導致從深部至淺部地下水水化學類型有HCO₃型→SO₄型→Cl型的演變趨勢，礦化度也有增高的趨向。平面上，從山前至平原，地下水水化學類由HCO₃型演變為HCO₃·SO₄型、HCO₃·Cl型，礦化度由小增大。

圖6－7河北平原冀中區第四系對比剖面(據陳望和等，1987)

圖6－8保定—黃驊水文地質剖面示意圖(據陳望和等，1999)

深層地下水環境同位素研究為認識地下水更新過程提供了新信息。在河北平原石家莊—滄州—渤海灣剖面上，採集第四系不同含水岩組地下水¹⁴C分析樣品32組。測定結果表明，由淺到深，由西而東地下水年齡不斷增大，深層水年齡多介於1×10⁴～2×10⁴a之間，最大年齡不超3×10⁴a。一方面說明第四系地下水系統具有整體性;另一方面說明地下水運移形式以活塞式為主。

圖6－9京津以南河北平原1959年枯水期第四系深層地下水流場圖(據陳望和等)

在河北平原第四系地下水研究中，沿石家莊—渤海灣剖面，將地下水礦化度分析結果繪製成圖(圖6－10)，發現地下水礦化度並不完全遵循簡單的分帶規律，而在中部深層水中存在一低礦化水帶，這一結果與環境同位素研究成果相吻合，從而再次表明古氣候變化對地下水水化學成分形成的作用仍可分辨。由此看來，水化學的垂向分帶和水平分帶理論及水化學模擬計算都應充分重視古補給作用(古氣候變化)對地下水水化學成分形成的影響。另外，東部平原較深層鹹水的¹⁴C年齡大都小於1.5×10⁴a，說明晚更新世以來的乾旱化過程對本區地下鹹水的形成影響強烈。

圖6－10華北平原第四系地下水礦化度等值線圖

(二)長江三角洲平原深層承壓水

長江三角洲是舉世矚目的大三角洲，是中國重要的經濟發展區之一。長江三角洲地處構造沉降區。由長江挾帶的大量泥沙在本區沉積而成，面積4.2×10⁴km²。

新生代以來，長江三角洲地區海陸環境頻繁交替，沉積類型復雜，大體歸納為三大成因系列9種類型，即陸相堆積系列、海陸過渡相沉積系列和海相沉積系列，具有沉積序列的多旋迴變化和沉積物的特有性狀。總體上看第四系由11個厚度比較均勻的韻律層組成，根據地層時代和地下水的水力特徵，將鬆散沉積物劃分為5個含水岩組，分別對應Qh—Qp₃、Qp₃、Qp₂、Qp₁和N地層時代，自上而下分別為潛水和第Ⅰ～Ⅳ承壓水。深層承壓水系指第Ⅱ～Ⅳ承壓含水層組，也就是第Ⅰ承壓含水層組以下，大致埋深界於40～120m以深(圖6－11)。

圖6－11長江三角洲地區第四系水文地質剖面示意圖(據江蘇省地質礦產局等，1987)

長江三角洲地區的深層承壓水表現為從三角洲頂部至濱海礦化度逐漸升高，受海水入侵影響僅在局部表現為有較高礦化鹹水存在。表明早期(上更新世及中更新世)形成的地下水已經受漫長地質歷史過程的多期改造，呈現以淡水為主，哈承佑等通過對該區地下水同位素測年研究，得出其由近1～2萬年雨水補給形成的結論。

(三)西北內陸盆地深層承壓水

西北內陸盆地受新生代以來沉降作用影響，廣泛堆積了新生代沉積物。盡管不同盆地沉積物是多源的，組合結構也是復雜的，厚度往往在千米以上，有時厚達2000多米，如准噶爾及塔里木盆地為1000～2000m或更大，在柴達木盆地大於2000m，在河西走廊的幾個大型盆地中厚度達1000m以上。近年來的水文地質勘查表明，西北幾個大型內陸盆地的水資源形成演化具有區域上的共同特點，即主要在山區形成，在山前地帶以泉群形式溢出，是區域發展、生態環境建設及能源開發的重要供水水源。

(四)四川盆地深層承壓水

四川盆地是中國著名的外流盆地，為中生代發展起來的沉降盆地。盆地四周高山環繞，中央地形起伏，山勢受構造控制，外圍構造與山形一致，由古生代及更老地層褶皺和斷裂構成。地勢由北向南傾斜，為侏羅系和白堊系紅色地層覆蓋，故又名「紅色盆地」。新近系為山間盆地堆積，散布於西部邊緣;第四系主要為沖積和湖積層，由礫石、粘土等鬆散沉積物組成，零星分布於河谷兩岸，厚度0～50m(圖6－12)。

圖6－12成都平原下部含水層頂板埋深等值線圖

成都平原中、下更新統為第一間冰期堆積，岩性為含泥砂礫石層。據物探資料，深層承壓水分布面積約3770km²，平均厚度約70m。鑽孔揭露該層時，地下水位上升至近地表，水頭高出頂板13.81～147.39m。

該含水層富水程度因其岩性結構而改變。平原兩側含水層滲透性差，由西向東逐漸轉佳，因而含水層富水性也由西向東逐漸變好。西部富水性稍差，滲透系數1.15～2.08m/d，單井出水量30～160m³/d;東部富水性增強，出水量160～800m³/d;中部—東南部滲透系數1.95～8.53m/d，單井出水量1680m³/d左右。通過計算，成都平原深層承壓水可開采儲存量為2.49×10⁸m³。更深層的地下水礦化度較高。

❼ 某些地下鹵水與海水蒸發過程的比較

海水在蒸發濃縮析鹽過程中，各種離子組分含量之間呈現有規律的變化。如果在海水蒸發濃縮過程中各種離子不參與成岩反應，也不被後來的地下水替代或者不與其他來源的水混合，那麼各種離子將被保留在地下，離子與Br^－含量之間的關系將如圖5.13所示。如果某種離子不是穩定的或者正常海水不是原始的水，則圖5.13所示的離子含量關系將不同於海相蒸發岩環境中的離子含量變化關系。因此，只要地下鹵水是來源於海水，且Br^－除了來源於海水外沒有其他來源，則離子的海水蒸發軌跡線可以用來分析地下鹵水的形成。

選擇四川盆地和美國西南部Palo Duro盆地、Central Mississippi盆地、路易斯安那州南部鹽錐附近等10份地下鹵水水化學資料(圖5.14)，其中屬海相蒸發岩鹵水有8份、溶鹽鹵水1份，溶鹽鹵水與海相蒸發岩鹵水的混合型鹵水1份，此外還有正常海水1份，與海水蒸發軌跡線進行對比。可以看出:①不同地點的海相蒸發岩鹵水的Cl^－、Na⁺以及礦化度數據點基本上落在它們的海水蒸發軌跡線附近，表明這些鹵水來源於正常海水;溶鹽鹵水的Cl^－、Na⁺及礦化度數據點偏離海水蒸發軌跡線，落在軌跡線右上方;混合型鹵水則介於二者之間。②所有蒸發岩鹵水的Ca²⁺、SO^2－4數據點都偏離海水蒸發軌跡線，其中Ca²⁺高於蒸發海水，SO^2－₄低於蒸發海水;Mg²⁺除Palo Duro盆地深層富鎂鹵水與蒸發海水接近外，其餘蒸發岩鹵水均低於蒸發海水。在成岩過程中常發生白雲岩化作用使水中的Ca²⁺增加而Mg²⁺減少，而石膏(或硬石膏)的沉積使SO^2－₄減少並消耗鹵水中部分的Ca²⁺。③除四川盆地川25井富鉀鹵水外，其餘蒸發岩鹵水的K⁺基本上都低於蒸發海水，而所有鹵水均似未達到鉀石鹽沉積階段。④除四川盆地鄧關構造鹵水的Sr²⁺略高於蒸發海水外，其餘鹵水的Sr²⁺含量顯著地高於蒸發海水。⑤正常海水數據點均落在海水蒸發軌跡線上。此外，還對其他微量組分進行了比較，除B³⁺、Rb⁺與蒸發海水接近外，所有蒸發岩鹵水的I^－、Li⁺、Cs²⁺均高於蒸發海水。由此可以推斷，上述海相蒸發岩鹵水除Cl^－、Na⁺外，其他離子組分幾乎都或多或少地參與了後來的成岩反應。

圖5.13 海水蒸發軌跡線(據周訓等，1995)圖上方的線段表示各種鹽類沉積的起點和終點

圖5.14 某些地下鹵水與蒸發海水的比較(據周訓等，1995)

應當指出，古代海相蒸發岩沉積環境並非與現代海水蒸發實驗的條件完全吻合。例如，文石和瀉利鹽都是正常海水蒸發過程中析出的鹽類礦物，但在古代的碳酸鹽沉積物中都基本上見不到文石，這是因為文石是低溫礦物，在較高溫度下往往轉變為方解石，同時其溶解度比其他碳酸鹽礦物高，因而常常被溶蝕;瀉利鹽是原生的沉積物，但是由於它的不穩定性，在古代的鹽礦床中見不到，而在現代鹽湖沉積物中卻是屢見不鮮的(陳郁華，1983)。此外，利用海水蒸發軌跡線研究沉積盆地地下鹵水形成時，最好需要一並考慮盆地的地質條件和演化歷史、水動力特徵和其他水文地球化學特徵。

❽ 鹵水成分

鹵水中，常常含有K+、Na+、Ca2+、Mg2+、Cl-、SO42-、CO32-、HCO3-、B、Li、Br、I、Sr、Rb、Cs等離子。鹽鹵中含有70%以上的二價鎂。鹵水指鹽類含量大於5%的液態礦產。聚集於地表的稱表鹵水或湖鹵水。聚集於地面以下者稱地下鹵水。與石油聚集一起的稱石油鹵水；在烹飪美食過程中，經過各種食用香料調制而成的液狀物質，也被常稱之為鹵汁，用於製作各類鹵菜；鹵水的學名為鹽鹵，是氯化鎂、硫酸鎂和氯化鈉的混合物。鹵水點豆腐是膠體聚沉的過程，未曾發生化學反應。

鹵水：
定義一：鹽類含量大於5%的液態礦產。聚集於地表的稱表鹵水或湖鹵水。聚集於地面以下者稱地下鹵水。與石油聚集一起的稱石油鹵水。
定義二：在烹飪美食過程中，經過各種食用香料調制而成的液狀物質，也被常稱之為鹵汁，用於製作各類鹵菜。
定義三：鹵水的學名為鹽鹵，是氯化鎂、硫酸鎂和氯化鈉的混合物。鹵水點豆腐是膠體聚沉的過程，未曾發生化學反應。

❾ 地下鹵水的氫、氧穩定同位素

最早研究地下鹵水的氫、氧穩定同位素組成的是Clayton等(1966)，他們對北美洲的Alberta盆地、Michigan盆地、Illinois盆地和Gulf Coast盆地鹵水的氫、氧同位素資料進行分析，用來研究地下鹵水的形成(見圖3.8)，這里鹵水的δD值基本上都小於SMOW，而且每個盆地的δD、δ¹⁸O數據點在δD－δ¹⁸O關系圖上大體上沿一直線分布，他們認為這些鹵水主要是當地大氣降水起源的，盆地內原始沉積水已被入滲的大氣降水所替代。後來Kharaka等(1986)注意到圖3.8中在每個盆地中所取樣品在圖中的直線延長到與大氣降水線交點處的δD、δ¹⁸O值恰好與當地大氣降水的δD、δ¹⁸O值相當。自Clayton等人的研究工作以來，沉積盆地地下鹵水形成的大氣水起源的觀點十分流行。大量實際資料表明，世界上許多沉積盆地地下鹵水的δD、δ¹⁸O數據點在δD－δ¹⁸O關系圖上落在現代大氣降水線的右側，例如由大氣水和海相同生沉積水混合形成的鹵水、海相蒸發岩中的殘留鹵水、甚至石鹽中的流體包裹體、海相同生沉積成因鹵水的淡化液，它們的δD、δ¹⁸O數據點分布，也具有與Clayton等的資料相類似的某些特點，δD值幾乎都小於零、一般略高於當地現代大氣水但低於SMOW，δ¹⁸O值的變化范圍可以從負值到正值，一般高於當地現代大氣水甚至可以高於SMOW，除了具有通常所見到的「氧－18漂移」外，還具有「氫同位素漂移」現象。不同起源或形成的鹵水中氫、氧穩定同位素特徵可以總結為以下幾種情形(周訓等，1993)。

(1)現代大氣水滲入並溶濾含鹽岩系形成的鹵水

這種鹵水參與現代水循環比較積極，其δD、δ¹⁸O值與現代大氣水的δD、δ¹⁸O值接近，在δD、δ¹⁸O關系圖上多落在當地現代大氣水點附近。例如四川盆地白堊系、侏羅系和盆地邊緣的寒武系、二疊系、三疊系儲鹵層中的鹵水，這些儲鹵層均是埋藏淺或出露地表，長期遭受大氣降水及地表水的入滲、淋濾和沖刷，其δD、δ¹⁸O值與現代大氣降水的δD、δ¹⁸O值接近(圖5.9中A組樣品)。美國西南部PaloDuro盆地上部分布有溶鹽鹵水，排泄這種鹵水的鹽泉的δD、δ¹⁸O值與淺層地下淡水也極為接近(圖5.10)。

圖5.9 四川盆地地下鹵水的δD－δ¹⁸O關系圖(據徐廷諒等，1989，轉引自Zhou等，1997)

(2)古代大氣水滲入並溶濾含鹽岩系形成的鹵水

這種情況大氣水滲入的時間比較早，儲鹵層水交替極其緩慢。Kharaka(1986)對美國阿拉斯加州的NorthSlope油氣田鹵水的水化學和同位素資料進行分析，證實該地區鹵水是大氣水起源，補給時間是在更新世以前，其δD、δ¹⁸O數據點構成的直線與大氣降水線相交點既不通過SMOW，也不通過當地現代大氣降水點，並證實當時的氣候環境比現在更為溫暖。

圖5.10 美國PaloDuro盆地淺層地下淡水、鹽泉水、淺層鹵水和深層鹵水的δD－δ¹⁸O關系圖(據Richter等，1986，有改動)

(3)古老大氣水起源的陸相同生沉積水演化形成的鹵水

在陸相沉積環境中，大氣水起源的水分可以容納在沉積物中，隨著沉積物上覆荷載的增加，壓實作用增強，沉積物中大量的水被排出，而少部分未被排出的水與沉積物一起被埋藏，當上面覆蓋了新的不透水沉積層後，這部分水便聚集並被封存在孔隙性較好的岩石中，各種物理、化學作用可以使其礦化度增加並富集某些微量元素。這種類型鹵水的δD、δ¹⁸O數據點偏離大氣降水線，多落在現代大氣降水線右側。四川盆地中部上三疊統須家河組砂岩儲鹵層的鹵水很可能屬於這種類型(圖5.9中B組樣品)。

(4)海相非碳酸鹽岩中的同生沉積鹵水

Kharaka等(1986)研究了美國南部墨西哥海灣盆地北部的地下鹵水。石油鑽井在該盆地北半部揭露近15000m新生界陸源碎屑沉積層(砂岩、粉砂岩和頁岩)，海相同生沉積水儲集在砂岩夾層中，其水頭均高於盆地的任何補給地帶。其δD、δ¹⁸O數據點遠離地下淡水點，並構成一個線性趨勢分布帶，Kharaka等注意到該帶通過SMOW，並根據稀有(惰性)氣體的濃度和同位素證實這些鹵水來源於海相同生沉積水。

(5)海相蒸發岩中的殘留鹵水(海相蒸發岩鹵水)

由海水經蒸發濃縮形成的鹵水在蒸發岩沉積時被封存在蒸發岩系中，並在後來的壓實過程中進入相鄰的沉積層(主要是碳酸鹽岩)中，這在許多分布有厚層蒸發岩的沉積盆地中極為常見。這種鹵水的δD、δ¹⁸O數據點多落在SMOW的右下方或右側。四川盆地中三疊統雷口坡組和下統嘉陵江組及二疊系碳酸鹽岩儲鹵層系為海相碳酸鹽岩與蒸發岩韻律組合，在盆地中部、西部和東南部均處於深埋封閉環境，鹵水礦化度很高，大多達到石鹽析出階段，無論是沉積環境還是水化學特徵，均能說明鹵水是海相同生沉積水(海水)經蒸發濃縮在蒸發岩沉積後的殘留鹵水(圖5.9中C組樣品)。美國的Central Mississippi盆地的鹵水也屬於這種類型。Knauth等(1986)研究了美國PaloDuro盆地二疊系鹽岩層中的流體包裹體的氫、氧穩定同位素(圖5.11)，並證實流體是原始的二疊系蒸發岩鹵水。通常，在海水蒸發的早期階段，δD、δ¹⁸O值隨著蒸發的進行而升高，然後急劇減少，在δD、δ¹⁸O關系圖上，海水蒸發過程的δD、δ¹⁸O軌跡線呈現一個拐彎。軌跡線的形狀和拐彎程度取決於當地的濕度、溫度、平均風速及其他氣象要素(圖5.11)。軌跡線的拐彎處約在蒸發率(原始海水中H₂O的重量與殘留鹵水中H₂O的重量之比)為4處，而石鹽在蒸發率為10處開始沉積直到蒸發率達65處。與海相蒸發岩形成有關的殘留鹵水，其δD、δ¹⁸O數據點大致沿海水蒸發過程的δD、δ¹⁸O軌跡散布(Knauth等，1986)。

圖5.11 海相蒸發岩鹵水與大氣降水混合示意圖(據Knauth等，1986)

(6)變質水、初生水、岩漿水和成岩水

變質水、初生水、岩漿水和成岩水的δD、δ¹⁸O值很難直接取樣測得。變質水一般是根據在變質作用的溫度和壓力下水與岩石平衡分餾計算求得，其δD值的變化范圍為0～－70、δ¹⁸O值為3～20;岩漿水是根據各種火成岩礦物的同位素組成計算求得，其δD值為－75～30、δ¹⁸O值為7～13;初生水的估計值為δD=(－65±20)、δ¹⁸O=(6±1);石膏「脫水」形成的成岩水，與原始海水相比，其δD值減少約20，δ¹⁸O值增加約4，這種成岩水蒸發過程的δD、δ¹⁸O軌跡線與海水蒸發過程的δD、δ¹⁸O軌跡線並不重合。

(7)大氣水與海相同生沉積水混合形成的鹵水

如果大氣水起源的地表淡水與海水混合，則混合水的δD、δ¹⁸O數據點落在地表淡水點與SMOW連線上，如果混合過程中伴隨有同位素分餾現象，則數據點偏離這一連線。Kharaka(1986)認為加拿大西部沉積盆地地下鹵水是由將近2.9倍的大氣水起源的淡水與在成岩過程中遭受改變了的海水混合而成的。大氣水與海相同生沉積水混合的例子還有前蘇聯的Dnepr－Donets盆地、美國加利福尼亞州的Sacramento盆地、波蘭的Hpper Siles-ian Coal盆地等處的地下鹵水。

(8)其他混合類型的鹵水

一般兩種水混合後，其δD、δ¹⁸O數據點落在混合前兩種水的δD、δ¹⁸O數據點之間的連線上，其位置取決於兩種水混合的比例。Richter等(1986)詳細研究了Palo Duro盆地地表鹽泉和淺層鹵水的成因，證實有溶鹽鹵水與深層鹵水的混合型鹵水(見圖5.10)。 Kharaka(1986)根據氫、氧同位素和水化學資料，證實美國得克薩斯州南部海灣的High Island地區的地下鹵水是中新世時的海相同生沉積水與更新世海相同生水的混合。四川盆地上三疊統須家河組砂岩儲鹵層處於深埋封閉環境的鹵水很可能是古老大氣水起源的陸相同生沉積水，並混合有來自下伏中下三疊統海相蒸發岩鹵水。四川盆地威遠構造震旦系儲鹵層鹵水有可能混合有來自深部的岩漿水(見圖5.9中D組樣品)。

(9)更復雜的混合情形

沉積盆地內海水經蒸發濃縮形成的鹵水，其δD、δ¹⁸O軌跡線(見圖5.11)可由SMOW到A點，此時若有大氣水(同位素數據點為B)匯入盆地，隨著大氣水與鹵水的混合，混合後的鹵水可以由A點到B點，具體位置取決於混合的相對數量;如果這種混合水再蒸發濃縮，則其δD、δ¹⁸O軌跡線可以由A、B之間任何一點向右側延伸。如果混合有成岩水，則可以到達E點。實際的地下鹵水的δD、δ¹⁸O數據點較為分散，很可能反映了多種水的多次混合。

沉積盆地地下鹵水δD、δ¹⁸O數據點在δD－δ¹⁸O關系圖上多位於大氣降水線右側，基本上呈某種線狀分布或散布於某一區域。值得注意的是，不同起源和形成過程的鹵水，在δD－δ¹⁸O關系圖上數據點的分布也可能極為接近。因此，研究地下鹵水的形成，除了利用同位素資料外，還需要結合盆地的地質條件、地下鹵水的水動力條件和水化學特徵進行分析，甚至進行地下鹵水的年齡測定，才能得出更切合實際的結論。