地下卤水浓度分析方法

❶ 深层地下卤水

深层卤水是古卤水与盐岩或石油地质构造有关的封闭型高矿化卤水，属原生卤水。主要赋存在东营市东营凹陷深部2500～3000m处、以东营西城为中心、面积为700km²的第三系中。而且在卤水下部3000～4000m处，面积为600km²，还埋藏有丰富质纯的膏盐、岩盐矿层，为盐卤开发利用提供了丰富的资源条件。分布范围东起辛镇，北至胜利村，南至六户—现河—郝家一线，西到利津洼子。该区18口井钻遇岩盐层，其中8口井已穿岩盐层，埋深3000～4000m，平均厚度440m以上，最厚达1000m。而在岩盐层上部，普遍存在高浓度卤水。据60口井统计，卤水单层厚度一般在4m以上，有的厚达30m。坨深1井、东风10井等自喷出的卤水总矿化度为200g/L左右，深层卤水的形成与地质构造条件、古地理环境、古水文地质条件有关。估算深层卤水储量达35×10⁸m³。东营深层卤水除含丰富的氯化钠外，更重要的是含有较高的碘、溴、锂、钾、铯、硼、铷、等微量元素。尤其是碘、溴、锂、钙工业品位已达到国家单独开采和综合利用的标准（表2-8）。

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

❷ 卤水浓度表示

波美度（°Bé）是表示溶液浓度的一种方法。把波美比重计浸入所测溶液中，得到的度数就叫波美度。是以法国化学家波美发明了比重表而得名的，至今在食品、制药、农药等很多领域使用，比如测定酒精浓度的酒精计、测定尿液比重的尿液计等。不过一般都将刻度换算好了，直接读出的是百分浓度。偶尔还有个别领域继续沿用旧的波美度（°Bé）表示法，一般手头上有和换算表，供使用者查，比如波美度是66°Bé，查表可知硫酸的质量百分比浓度是98%。 对于盐水（卤水），因为比水重波美度与比重互相换算方法：
波美度= 144.3-(144.3/比重); 比重＝144.3/(144.3-波美度)
对于比水轻的（如酒精），将减号改为加号即可。因为比重与温度有关，公式是按照15.6℃计算的，温度每相差1度，波美计则相差0.054度。如果测定温度高于标准时加，低则减。

❸ 地下水资源评价原则与方法

一、地下水资源评价原则

（一）地下水天然资源评价的原则

柴达木盆地地下水资源评价是通过对前人资料的深入细致分析、研究和在本次工作成果的基础上，对柴达木盆地地下水资源按地下水系统进行划分。基于盆地地表水与地下水流域基本一致，具共同的排泄基准面。依据水文自然单元的特征，根据地下水资源评价需要，将盆地划分为15个二级地下水系统，83个三级地下水系统，346个四级地下水系统（表3-1）。

柴达木盆地地下水资源按地下水系统评价时，山区和平原区三级地下水系统分别评价。三级地下水系统界线是在二级地下水系统界线的基础上划分，山区以地表分水岭或盆地界线为界，山前以基岩与第四系地层界线为界；平原区三级地下水系统界线以两侧流域界线为界，向湖盆中心以TDS 5g/L等值线为界线。山前平原区按水质又划分地下水TDS小于1g/L的淡水、1～3g/L微咸水和3～5g/L的半咸水。盆地深层承压-自流水（淡）则单独进行评价。

柴达木盆地西部和中部地段，广泛分布古近-新近系地层，富含有丰富的油、气和高压自流水，主要是在地质历史时期积累、保存下来的深层含水体———油田水。具封闭性和独立的地下水补径排系统，地下水年龄久远，与第四系松散岩类孔隙水地下水系统有着质与量的区别，不能作为同一类型的地下水资源进行评价；盆地冲湖积平原及中心地带广泛分布着高TDS的咸卤水区（TDS大于5g/L），是目前盐湖化工开采的主要地区，地下水主要为晶间卤水和承压-自流水（TDS大于300g/L）。由于油田水和咸卤水分布区研究程度低，资料缺少，故此次不予评价。

地下水天然资源评价是以地下水系统为单元，对系统内各项天然补给量进行评价。为便于地方各部门使用，将所评价的地下水资源补给量、开采资源量、深层地下水资源量和地下水开采潜力，依据地下水系统所处的行政单元（市、县等）进行统计分配，主要为地方部门用水规划提供基础性资料。另外，此次地下水资源评价主要为2002～2004年实测资料。格尔木河冲洪积扇数学模型采用2000年资料，两者之间水文地质参数选取存在差异。

（二）潜水开采资源评价原则

地下水开采资源评价是在地下水天然补给资源的基础上进行的，在地下水系统内根据以往工作基础，主要考虑区域水位下降、土壤盐渍化、水质恶化与地下水开采的相互制约关系；以地下水生态水位埋深为指标，作为潜水（或浅层地下水）开采的主要约束条件，即在保证生态环境需水量的同时，又能使地下水资源得到永续开发利用；将各系统内地下水开采资源总量控制在天然补给资源量的40％以内，以保证盆地生态环境用水需求。同时根据不同水质，将盆地平原区地下水分别按地下淡水、微咸水和半咸水进行开采资源评价。

（三）深层承压水可采储量评价原则

柴达木盆地的深层承压水的勘探、研究资料较少，开发利用程度差异性较大。由于受资料限制，此次根据地下水系统划分原则，从地下水资源开发利用角度考虑，对淡水分布区的深层承压水进行评价。

（四）地下水潜力评价原则

从柴达木盆地地下水开采现状来看，地下水总体开发程度较低。虽然局部地区存在开发利用程度稍高，与当地的地下水天然补给资源相比较，仍存在很大的开采潜力。评价时根据当地国民经济规划和经济技术进步对地下水需求的变化考虑，地下水潜力评价从开采潜力和利用潜力两方面入手，着重考虑开采盈余量、微咸水的可扩大开采资源量和依靠环境容量可扩大开采资源量的评价。

二、地下水资源评价方法

（一）山区地下水资源评价方法

柴达木盆地周边山区于20世纪70、80年代和90年代均进行过不同比例尺的区域地质、水文地质调查，计算采用的地下水径流模数均为实测资料，具有广泛的代表性和实用性。此次山区地下水资源评价，是按山区三级地下水系统作为地下水资源计算区，将三级地下水系统内按各含水岩组确定的块段作为计算单元，所有分布在山区的各含水岩类中的地下水都参加计算，所用山区泉点资料均为前人实测资料。根据前述计算方法，山区地下水资源评价采用地下径流模数法进行计算。

公式：Q_径＝M·F·T·86.4

式中：Q_径为地下水径流量，10⁴ m³/a；M为地下水径流模数，L/（s·km²）；F为含水岩组分布面积，km²；T为地下径流时间，d。

昆仑山北坡海拔4250m以下、祁连山南坡海拔3900m以下为非冻土区，地下水径流时间取365d；昆仑山北坡海拔4250m以上、祁连山南坡海拔3900m以上为多年冻土区，地下水径流时间取150d（5月10日至10月10日）。

地下水径流模数主要利用前人资料，由泉域法求得：

公式：M＝q/f′

式中：M为地下水径流模数，L/（s·km²）；f′为泉点集水面积，km²；q为泉流量，L/s。

（二）平原区地下淡水资源评价方法

平原区地下水（淡水）资源评价的方法较多，对于区域性地下水天然资源评价主要有水资源均衡法、断面径流量法、补给量总和法、数值法等多种方法。目前广泛采用的数值法和水均衡法评价地下水资源，对于水文地质研究程度较高的地区效果较好，评价精度较高。柴达木盆地各地水文地质研究程度差异较大，受研究程度的制约，除格尔木地区可采用数值法和水资源均衡法计算地下水资源外，其他地区仅能采用补给量总和法进行评价，无法采用其他地下水资源评价方法进行评价。

公式：Q_总＝Q_河＋Q_潜＋Q_渠＋Q_灌＋Q_库＋Q_侧＋Q_降

式中：Q_总为各项地下水天然资源总补给量；Q_河为河水入渗量；Q_潜为出山口河谷潜流量；Q_渠为渠道入渗量；Q_灌为田间灌溉渗入量；Q_侧为山前基岩裂隙水侧向补给量；Q_降为大气降水入渗补给量；Q_库为水库渗漏补给量。

❹ 卤水点豆腐，卤水怎么做

将所有香料用纱布或者一次性药包、或者料盒装起来。锅中放入水，放入所有材料，煮开。

转小火煮40分钟左右即可，放一晚更好，味道更浓郁。捞出香料渣即可使用。卤水可反复使用，越陈越香，根据情况不断添加味料，长时间不使用时，过滤以后放入冰箱冷藏或者冷冻室保存即可。

❺ 豆腐卤水浓度怎么测 有么有什么仪器可以精确的测量出来

用波美计可测出浓度，但并不精密。因为你说卤水，本身就不精密。除了主要的是氯化镁外，含有其他杂质。

❻ 地下盐卤水及深层承压水

一、地下盐卤水资源分布特征

(一)地下盐卤水的基本涵义

据陈梦熊等(2002)研究，中国盐卤水资源分布甚广，资源丰富，有着悠久的开发历史。根据盐卤水矿床的产状，可划分为两大类。第一类是盐湖型盐卤水，主要分布在西北干旱区，如柴达木盆地的东台乃吉尔盐湖(含锂卤水)、察尔汗盐湖(含钾、镁卤水)等，目前均作为工业矿水进行开采。第二类是埋藏型封闭性地下盐卤水，产于不同时代的各类地层内，从震旦系到第四系均有含盐卤水岩层，但以三叠系、白垩系和古近－新近系居主导地位。三叠系以上主要为陆相沉积盆地堆积，卤水主要由陆地蒸发浓缩形成，三叠系及其以下地层均属海相沉积，卤水形成与海水有关。这里重点讨论地下埋藏型盐卤水。

地下卤水主要是指矿化度超过50g/L的高矿化地下水。盐卤水根据不同用途又可划分为生活用盐卤水资源和工业用盐卤水资源两大类。前者主要成分是NaCl，是生产食盐的主要原料;后者同时含B、Br、I、K等有用元素，其含量达到工业开采和提炼标准的地下盐卤水，称工业矿水。如四川自贡、云安等盐场卤水以生产食盐着称。华蓥山以西川中地区深部2000～3000m，富产含B、Br、I、K、Li浓卤水，已作为工业矿水进行开采。

由于盐卤水一般埋藏较深，处于与外界隔离的封闭状态，受地热或地温增温率的影响而形成地下热水，或称地热卤水。已知地热卤水最高温度超过300℃，因此它不仅是矿物资源，而且也是一种地热能资源。地下盐卤水的温度，随其埋藏深度的增加而增长，所含矿物成分的含量，也与温度成正相关。因此在正常情况下，盐卤水的矿化度及其所含的有益微量元素，均呈现地球化学的垂向分带规律。盐卤水往往与盐类和烃类矿床具有空间分布的一致性，其中浓卤和超浓卤多与盐类矿床相依存，淡卤和盐水往往与烃类矿床相伴存。

(二)地下盐卤水的分布

中国地下盐卤水分布甚广，几乎每省均有分布，但真正具有开发价值的并不多。卤水矿床的形成，主要受构造条件控制，特别是盆地构造，凡沉降作用强烈的大型盆地，如四川中生界盆地、湖北中新生界江汉盆地，沉积厚度都在数千米以上，有利于大型卤水矿床的形成。相反，一般中小盆地，卤水矿床的规模也相对较小。

王东升(1987)对全国地下盐卤水的分布划分为4个盐卤水区。在此基础上陈梦熊等(2002)加以修正，总结如下。

1.东南、西南盐卤水区

包括华中、华南共十多个省。在层位上以古近－新近系和三叠系为主，在区域上以四川盆地、江汉盆地和东部红层盆地为主的地下盐卤水区。包括苏、浙、赣、鄂、川、黔、湘、粤等省区，11个层位(Z、、O、D、C、P、T、J、K、E和Q)发现盐卤水。该区是中国地下盐卤水的主要分布区，也是中国主要的成盐区。岩盐赋存于海相震旦系(长宁凹陷)、三叠系(川中、川东和鄂西的利川凹陷)和陆相的白垩系、古近－新近系(江汉、衡阳、龙归、三水、东莞、清江、会昌、泰和、宁波、直溪桥、苏北、鱼台、合肥、定远和吴城－东濮等盐盆)。

2.青藏高原(包括川西、滇西)盐卤水区

该区地下盐卤水主要分布于青藏和川西、滇西等4省区，以白垩系为主的5个层位(S、T、J、K、N)。海相含盐盆地仅发现川西盐源凹陷(T)，而陆相含盐盆地则较多，有滇中坳陷(N)、滇西南的兰坪坳陷(N)、藏北伦坡拉盆地和昌都地区的江达等。

3.西北盐卤水区

该区是以新疆为主的新甘宁(包括部分青海)地下盐卤水区。盐卤水储集层以古近－新近系为主，次为三叠系、石炭系和二叠系。盐类矿床主要分布于新疆地区，其中海相盐盆有塔里木盆地南缘的和田坳陷、于田坳陷，盆地西北缘的柯坪断块(石炭系)、库车坳陷(N)和莎车坳陷(K—N);陆相白垩系、古近－新近系成盐盆地有吐鲁番坳陷、库木里坳陷，同心－泾源坳陷、天水－西里凹陷和漳武凹陷等。

4.华北、东北盐卤水区

本区地下盐卤水欠发育，主要是白垩系油气田盐卤水。与此相对应，本区盐矿也欠发育，仅在临汾凹陷中奥陶统马家沟组(山西临汾县)和峰峰组(陕西延长县)发现厚数厘米岩盐。

(三)地下盐卤水的水文地球化学特征

地下盐卤水的化学成分是其形成环境、形成作用和保存条件的反映(王东升，1987)。参与现代大气水循环的淋滤型盐卤水(现代渗透成因盐卤水)因其所处的淋滤阶段的不同以及与大气水、浅层地下水混合比例的不同，而具有不同的化学成分，其共同点是具有与空气近似的气体成分，与大气水相似的同位素组成，所含微量组分浓度往往很低。封存的主要由溶滤盐而形成的溶滤型盐卤水，源于古渗透成因水和成岩过程中含水矿物的脱出水等。它的化学成分主要取决于被溶盐的成分、水的原始成分和改变水质的成岩－后生作用等因素。其共同点是含还原性气体组分。Br、I等组分的浓度往往较低。封存的主要由成盐母液形成的沉积型盐卤水属于沉积成因水，它的化学成分主要取决于所处的成盐阶段，水中一般富含Br、Li、B、Rb和Cs等在蒸发浓缩过程中倾向于在液相中聚集的元素。至于油气田盐卤水则以不同程度地富含Br、I等元素为特征。深成水参与地下盐卤水的形成，会导致同位素组分的特征性变化和重金属含量的升高。

参照舒卡列夫分类方案(王东升，1987)，可把中国地下盐卤水划分为如下几种类型。

1.HCO₃·CO₃－Na型或CO₃·HCO₃－Na型卤水

河南泌阳凹陷古近系核桃园组赋存此种碱性卤水。卤层埋深逾2000m，卤水储集于碱层顶板的针孔状白云岩中。卤水总矿化度高者达195～207g/L，pH>9。该型卤水化学成分的最大特征是阴离子中CO^3－₂和HCO^－₃占绝对优势，两者毫克当量百分浓度之和达97.5%。而阳离子中以Na⁺为主，其毫克当量百分浓度在99%以上。此型卤水不仅本身是液态碱矿，而且尚含有F^－、Br^－、I^－、HPO^2－₄、BO^－₂、Li⁺、Sr²⁺、Rb⁺、K⁺、Ba、Fe、Al和Zr等微量组分，以及U、Ra和Th等放射性元素。

2.SO₄－Na型盐卤水

此型卤水产于川西白垩系灌口组上部，埋深20～50m。卤水总矿化度为118～142g/L，为液态硝矿，俗称“硝卤”。另在川东见有此型三叠系盐水，分布于SO₄－Ca型淡水带与Cl－Na型卤水带之间，为过渡型水。

3.Cl·SO₄－Na型盐水

此型水中阳离子以Na⁺占绝对优势，其毫克当量百分数大于80%;阴离子以Cl^－为主，SO^2－4为次，两者毫克当量百分数之和大于80%。其r_Na/r_Cl一般为0.97～1.20。此型盐卤水总矿化度一般低于50g/L，而此型气田水则往往富含溴和碘。其中，溴最大浓度为200～228g/L，碘最大浓度为8～12g/L。

4.Cl－Na型盐卤水

在此型水中，Cl^－和Na⁺各占阴、阳离子毫克当量总数的80%以上。在层位上和区域上，此型水分布均广。许多盐矿床地下卤水和油卤水属此型。后者一般为多组分或双组分工业水，碘浓度达10～84g/L，溴达100～1000g/L。在红层卤水和煤相卤水中，也以此型水为主。大型自流盆地，此型水多分布于含卤层倾斜部位。

5.Cl－Na·Ca型卤水

它与Cl－Na型卤水的区别是Ca²⁺浓度大于或等于20%(毫克当量百分数)，且r_Na>r_Ca。与盐矿床伴存的油田卤水、气田淡卤－浓卤水或自然盆地沿含卤层倾斜方向处于深埋部位的沉积卤水多属此型。此型水一般为多组分工业水。

6.Cl－Ca·Na型或Cl－Ca型卤水

此型水的特点是在阳离子中Ca²⁺占优势。油气田淡卤水，与盐矿伴存的油田浓卤水，变质程度较深的沉积卤水以及与K、Mg盐伴存的富K超浓卤水往往属于此型。此型水一般为多组分工业水。

上述各类盐卤水分布的一般规律是:在大型自流盆地，沿含水层倾没方向，或自古剥蚀面向下，随埋深的增大，往往表现为由Cl·SO₄－Na型水、Cl－Na型水，过渡为Cl－Na·Ca型和Cl－Ca·Na型水。总矿化度和微量组分浓度往往沿上述方向趋向升高，而r_Na/r_Cl、pH和Eh则趋向降低。这分别被称为地下盐卤水的水平分带和垂直分带中的正常分带。垂直剖面中盐系地层的存在，可造成垂直分带中的反常分带:总矿化度、pH、Eh和水型往往随埋深发生与上述相反趋向的变化。

(四)四川盆地盐卤水资源

四川盆地盐卤水资源开发具有两千多年的历史，至今仍有较好的开发利用前景。大宁场盐泉发现于公元前316年，据统计从1873年至1963年产盐量较稳定，平均年产盐约64t，流量达8.1～15.04L/s。云安场盐业始于公元前199年，当时年产盐401.5t，清初达4000t，1957年达22100t(开发卤水量达75128t，制氯化钾54t)。川中红层卤水的开发则有近千年的历史。盐井总数逾10万眼，目前仍在开发中，日产卤水数立方米至二十立方米。另外川西南三叠系黑卤及岩盐卤的发现始于公元1821年。据统计，从1851年至1974年自贡盐场计产卤20709万标方(1标方=100kg/m³卤水)，其中黑卤(T₁—T₂)达12775万标方，仅黄角坡断裂带，百年间即产卤2500×10⁴m³。而在附近的新区(如邓井关)仍钻遇单井日流量达3000～6000m³的高产井(王东升等，1985)。

就现有资料分析，根据四川盆地诸层系盐卤水资源分布规律，可以看出白垩系卤水分布于川西，埋藏较浅(20～300m)，水量(提捞)小于50m³/d，为现生产区。三叠系卤水以川西南地区埋藏较浅，一般小于1500m，日提捞产量一般仅几十立方米，为主要盐化工基地。要解决目前卤源不足问题，主要有两个途径，一是在新近勘探的局部构造(如黄家场和圣灯山峰等处)可望找到高产自喷卤水;二是开发该区深部(1500～2000m以深)嘉三至嘉一段及二叠系盐卤水，其浓度虽然略低，为淡卤水，但溴、碘浓度远远超过单独提取品位，且可能高产自喷。在川中地区三叠系上统埋深达2000m左右，高压自喷卤层，目前勘探程度较低。川西北三叠系埋藏较深，川东北亦达2000m。川南三叠系中统缺失，主要为嘉一至喜三段盐水、淡卤水，高产自喷。川东地区三叠系埋深变化大，在局部向斜构造部位赋存工业原料水。总之，三叠系卤水开发远景以川中地区最佳。二叠系盐卤水主要分布于川南，埋深2000～3000m，高压自喷，次为川西南。石炭系盐卤水主要分布于川东，目前正在勘探中。寒武系和震旦系盐卤水主要分布于威远构造，埋深达2500～3000m，高压自喷。

综上所述，四川盆地以三叠系卤水远景最大，资源量丰富，黄黑卤水水质较优，埋藏条件有利开采。寒武系次之，潜在优势较大。侏罗系卤水值得重视。震旦系、石炭系和二叠系卤水具有综合利用前景。白垩系卤水较差，只宜地方小型开发利用。从地区分布上看，以川中地区条件最好，威远地区最有远景，盆东、盆南较差，华蓥山区远景不大。

(五)第四纪滨海相地下卤水特征

1.第四纪滨海相地下卤水的分布规律

据王珍岩等(1998)研究，中国黄、渤海沿岸低地平原区，第四纪滨海相地下卤水广泛分布，卤水储量、储层结构及水化学特征随各海岸区岸段不同存在一定差异。

在中国北方主要有两大类海岸地貌单元，滨海平原海岸和基岩港湾海岸。渤海三大海湾沿岸都属于滨海平原海岸，第四纪地下卤水呈连续的平行海岸线的带状分布，矿带宽几千米到几十千米不等。受陆向山前冲、洪积平原区的地下淡水径流及海向的海水稀释影响，地下卤水的矿化度呈现出平行矿带的中间高、两侧逐渐降低的分布。在垂向上，地下卤水分层分布，储层结构与当地几次大的第四纪海侵地层分布一致。受第四纪构造活动影响，莱州湾滨海平原第四纪沉积物的厚度自东向西逐渐增厚，地下卤水的埋深及层厚随之加大。在山东半岛和辽东半岛的基岩港湾海岸区，第四纪沉积物仅分布于小型海湾中，地下卤水以斑块状赋存于相互分离的湾顶盆地内，不形成大的卤水矿带。由于第四纪沉积层比较浅薄，储层结构相对简单，只有潜卤水层或微承压卤水层发育。受河流冲淡作用影响，河口区地下卤水矿化度都相对降低。

2.地下卤水的水化学特征

第四纪滨海相地下卤水来源于海水，由于形成的地质历史短，变质程度低，水化学特征既不同于现代盐湖卤水，也不同于第四纪以前的古地下卤水。

中国北方沿海地区第四纪地下卤水水化学类型单一，按舒卡列夫分类法划分，全部属于Cl－Na型水。卤水矿化度50～150g/L，最高达218g/L，并随岸段的变化存在差异。莱州湾滨海平原地区地下卤水平均矿化度最高，普遍大于100g/L;而基岩港湾海岸区则多小于80g/L。

地下卤水的主要化学组分与海水基本相同，主要离子含量的排序为:Cl^－>Na⁺>Mg²⁺>SO^2－₄;Na⁺>Mg²⁺>Ca²⁺;Cl^－>SO^2－₄>Br^－，与正常海水相一致。阴阳离子中占绝对优势的Cl^－、SO^2－₄和Na⁺、Mg²⁺的毫克当量百分数分别为90.60、9.25和76.11、21.35，也与正常海水的90.21、9.30和76.04、19.19非常接近。张永祥等(1996)在对莱州湾南岸地下卤水的研究中发现，古海水在转化为卤水的过程中，发生了方解石和石膏的沉淀及钠长石和钙长石的蚀变，使得卤水中各主要离子的浓度并不是以相同的浓缩倍数增长;在卤水与淡水的混合带，还存在着Na⁺与Mg²⁺、Ca²⁺离子之间的交换吸附。韩有松等(1996)发现卤水的Na⁺/Mg²⁺、Ca²⁺/Mg²⁺、Cl^－/Br^－、r_Na+/r_Cl－、r_Mg2+/r_Cl－、r_Ca2+/r_Cl－值虽然与海水接近，但都低于海水的相应值，说明当地的地下卤水绝非海水简单浓缩的产物。

周仲怀等(1997)研究发现，莱州湾沿岸的地下卤水还存在明显的微量元素地球化学异常，其中钴异常现象最明显，个别岸段的浓度是海水的5000倍;铀含量最高可达100μg/L，是正常海水浓度的30倍。微量元素的异常程度随岸段的不同而变化，但并不与卤水浓度线性相关。地下卤水在形成与演化的过程中存在着与围岩的相互作用。

3.地下卤水的勘探开发及综合利用

地下卤水中不仅含有丰富的NaCl资源，还含有钾盐、镁盐、溴及一些微量元素。尽管这些次要组分多数达不到工业开发品位，但它们在制盐后的苦卤中得到了浓缩，再进一步采用化学富集技术，可以使其达到具有开发价值，成为发展盐化工的原料。目前从地下卤水中直接提取溴素的技术已实现较大规模的生产，利用苦卤生产钾系和镁系等产品也有了一定的进展，对从卤水中提取微量化学成分的研究也已引起有关部门的重视。

二、深层承压水分布特征

张宗祜等(2004)对中国埋藏于地下100～1000m，甚至更深的范围内，且具有供水意义的深层承压水进行了评价与研究。认为受形成条件和所处环境的影响，中国深层水往往具有一定的压力水头，甚至有时压力水头高出地表，以泉的形式或被钻孔揭露时呈自流状态排泄。深层承压水的化学组成受形成时的气候条件、形成后不同时期水岩作用和环境变化影响，组合类型多样。

中国沉积体系中的深层承压水是储存在多层组合结构之中的，其层数往往不是几层，而是十几层，甚至几十层。层与层之间的相对隔水层或弱透水层不仅厚度各不相同，而且岩性组成差异很大，开发利用深层水必然要对其平衡状态产生干扰。

在对盆地深层水迁移的驱动力研究上存在两种学术观点。一种认为深层地下水来自山区和盆地周边的补给，在重力驱动下，入渗水流可深达数千米，流经距离可长达数百、甚至数千千米，最终流向区域性排泄基准面;另一种认为盆地周围入渗水对深层水运动影响的范围有限，其流动主要取决于上覆地层的静压力，在地静压力作用下，不同岩性沉积层产生差异性压实，进而影响水的循环交替过程。

自20世纪80年代以来，地下水的环境同位素研究为深层水形成和循环过程的分析提供了新的证据。河北平原第四系深层地下水的年龄分布及环境稳定同位素组成特征研究表明，水的更新循环是与区域环境的变化相适应的，且随区域排泄基准面的变化而变化，受历史时期气候变化影响明显，而且在一定程度上“记录”了区域气候变化信息。采用多种技术方法展开深层地下水的研究，并且与地质环境变化研究相结合，是深层水形成变化研究的新动态和新方向。在此仅对中国几个大型沉积盆地中深层地下水系统进行分析(图6－5)。

(一)东部各大平原区的深层承压水

新生代以来，中国东部诸盆地区以沉降为主，堆积了厚层、巨厚层的陆相、海陆交互相的松散沉积物。以往的勘查表明，这些盆地中的沉积物成因类型多样，沉积层叠置组合关系复杂。系统结构在空间分布上，既是非均质的又是各向异性的，更有沉积间断发生;在时间上往往是异步沉积物的集合体，表现为地下水涌水量及水化学组成都存在着较大的地区差异。在华北平原等地区，由于近30年来对深层水的开发利用，已引起大范围的区域水位下降，甚至在一些地区诱发了地面沉降等环境地质问题，从而显示了深层承压水资源的脆弱性及其形成更新的复杂性。

1.松辽平原

松辽平原是中国重要粮食生产基地，受新生代以来沉降影响，堆积了巨厚层的新生代松散沉积物。沉积物成因及组成一方面表现为结构复杂，另一方面又有比较好的规律性分布，从山前地带至盆地中心沉积物往往由单一成因变为多成因，其结构组成由单层变为多层，沉积物颗粒由粗变细，地下水水化学组成基本呈带状分布，以淡水为主，且矿化度明显低于顶部潜水的矿化度。受原生地球化学背景影响，在盆地中心部位往往富集铁、锰和氟等元素。

盆地东、西两侧地下水年龄较新，地下水年龄小于10000a，大安组承压水年龄15000a左右。盆地中部地下水年龄较老，泰康组地下水年龄为10000～18000a，大安组地下水年龄为15000～24000a。这反映出新近系承压水以东、西两侧补给为主，因新水混入及循环条件好，在两侧地下水较新。盆地中部循环较慢，滞留时间较长，地下水年龄较老(图6－6)。

应用稳定同位素分析方法也佐证了上述认识。低平原新近系承压水主要补给源为东西两侧的王府－伏龙泉砂砾石台地潜水和洮儿河、霍林河扇形地扇间台地孔隙潜水，以及盆地边缘区上覆第四系下更新统孔隙水等，盆地中部第四系下更新统承压水补给作用不明显。在天然条件下，低平原新近系承压水氚含量小于4TU，地下水年龄大于1×10⁴a，基本为古水，地下水补给及交替都非常滞缓。当开采地下水时，地下水循环条件发生变化，循环加快，但在开采量小于天然补给量时开采的仍是古水，只不过是减少了天然排泄量;当开采量大于天然补给量时，为维持地下水之间均衡，必有新水补充，使开采的新老混合水氚浓度增加。目前第四系下更新统孔隙承压水开采量为(4～6)×10⁸m³/a，远大于新近系承压水天然补给量，并且前者比后者氚浓度还低。乾安工农湖第四系承压水氚为5.21TU，而新近系承压水氚为16.67TU;大安市区第四系承压水氚为26.16TU，新近系承压水氚含量为26.77～39.01TU，没有补给新近系承压水的迹象，而东西两侧边缘区孔隙水氚含量为90～200TU。通过地下水径流补给新近系承压水形成新老混合水，使其氚含量从小于4TU上升到8.99～39.01TU。经计算，补给区天然补给资源约15×10⁸m³/a，其补给水量是有保证的，特别是在开采条件下可获得较大的补给增量。但应强调指出，新近系承压水补给条件差、径流缓慢，属于消耗型水源地类型，加之其水质优良，只能作为后备型战略性水源地开发，且应加强地下水管理工作，以利于持续稳定开发利用。

2.黄淮海平原

黄淮海平原地处华北地区的东部，以黄河为界，分为南北两部分，黄河以北为海滦河平原;以南为淮河平原，总面积超过28×10⁴km²。新生代以来，围绕渤海湾堆积了厚达1000～3500m的松散沉积物，仅第四系就厚达200～600m。山前地带以冲洪积物为主，中东部平原为冲积、湖积组成，滨海平原主要为海积、湖积及冲积叠积而成，含水层组由单层变为多层。

中国二氧化碳地质储存地质基础及场地地质评价

图6-5 中国（据张宗祜地下水环境图等，2004）

图6－6松辽承压水盆地模型图(据张振权等，1984)

多年的地质－水文地质勘查表明，黄淮海平原地下水系统结构的复杂性表现为地层结构在空间上的不均匀，时空上的叠积交错，反映了多种水流作用及其变化改造的过程，直接影响了含水岩组及其富水性、水化学类型等的空间分布及变化。从山前到滨海和在山前从南到北的第四纪地层对比剖面见图6－7，水文地质示意剖面见图6－8。

据1959年深层水水位观测资料绘制流场图(图6－9)，主流向从山前至渤海湾，表现了地下水流系统的统一性。近年来，由于对深层水的开发利用，承压水头发生了较大的变化，逐渐形成多处承压水头降落(漏斗)区。深井开采也改变了地下水的排泄方式和补径排条件。如在山前地带和天津的深层水开发区都明显发现地下水有“氚含量升高效应”，说明有较年轻水补给(混入)。地下水系统是一个相互关联的整体，深层水与浅层水存在变化条件下的水量转换。在衡水等地发现局部深层水矿化度升高迹象，表明咸水下移。

淮北平原，特别是淮北平原西部发育的中深层地下水，主要来自流域上游伏牛山、桐柏山区的降水补给。地下水由西向东非常缓慢地流至安徽境内，由于上覆巨厚岩层的压力和弱透水基岩的阻隔，于平原西部形成大面积的自流区。在水头差的作用下，中深层地下水向浅层地下水越流排泄。受浅层地下水强烈蒸发浓缩作用影响，导致从深部至浅部地下水水化学类型有HCO₃型→SO₄型→Cl型的演变趋势，矿化度也有增高的趋向。平面上，从山前至平原，地下水水化学类由HCO₃型演变为HCO₃·SO₄型、HCO₃·Cl型，矿化度由小增大。

图6－7河北平原冀中区第四系对比剖面(据陈望和等，1987)

图6－8保定—黄骅水文地质剖面示意图(据陈望和等，1999)

深层地下水环境同位素研究为认识地下水更新过程提供了新信息。在河北平原石家庄—沧州—渤海湾剖面上，采集第四系不同含水岩组地下水¹⁴C分析样品32组。测定结果表明，由浅到深，由西而东地下水年龄不断增大，深层水年龄多介于1×10⁴～2×10⁴a之间，最大年龄不超3×10⁴a。一方面说明第四系地下水系统具有整体性;另一方面说明地下水运移形式以活塞式为主。

图6－9京津以南河北平原1959年枯水期第四系深层地下水流场图(据陈望和等)

在河北平原第四系地下水研究中，沿石家庄—渤海湾剖面，将地下水矿化度分析结果绘制成图(图6－10)，发现地下水矿化度并不完全遵循简单的分带规律，而在中部深层水中存在一低矿化水带，这一结果与环境同位素研究成果相吻合，从而再次表明古气候变化对地下水水化学成分形成的作用仍可分辨。由此看来，水化学的垂向分带和水平分带理论及水化学模拟计算都应充分重视古补给作用(古气候变化)对地下水水化学成分形成的影响。另外，东部平原较深层咸水的¹⁴C年龄大都小于1.5×10⁴a，说明晚更新世以来的干旱化过程对本区地下咸水的形成影响强烈。

图6－10华北平原第四系地下水矿化度等值线图

(二)长江三角洲平原深层承压水

长江三角洲是举世瞩目的大三角洲，是中国重要的经济发展区之一。长江三角洲地处构造沉降区。由长江挟带的大量泥沙在本区沉积而成，面积4.2×10⁴km²。

新生代以来，长江三角洲地区海陆环境频繁交替，沉积类型复杂，大体归纳为三大成因系列9种类型，即陆相堆积系列、海陆过渡相沉积系列和海相沉积系列，具有沉积序列的多旋回变化和沉积物的特有性状。总体上看第四系由11个厚度比较均匀的韵律层组成，根据地层时代和地下水的水力特征，将松散沉积物划分为5个含水岩组，分别对应Qh—Qp₃、Qp₃、Qp₂、Qp₁和N地层时代，自上而下分别为潜水和第Ⅰ～Ⅳ承压水。深层承压水系指第Ⅱ～Ⅳ承压含水层组，也就是第Ⅰ承压含水层组以下，大致埋深界于40～120m以深(图6－11)。

图6－11长江三角洲地区第四系水文地质剖面示意图(据江苏省地质矿产局等，1987)

长江三角洲地区的深层承压水表现为从三角洲顶部至滨海矿化度逐渐升高，受海水入侵影响仅在局部表现为有较高矿化咸水存在。表明早期(上更新世及中更新世)形成的地下水已经受漫长地质历史过程的多期改造，呈现以淡水为主，哈承佑等通过对该区地下水同位素测年研究，得出其由近1～2万年雨水补给形成的结论。

(三)西北内陆盆地深层承压水

西北内陆盆地受新生代以来沉降作用影响，广泛堆积了新生代沉积物。尽管不同盆地沉积物是多源的，组合结构也是复杂的，厚度往往在千米以上，有时厚达2000多米，如准噶尔及塔里木盆地为1000～2000m或更大，在柴达木盆地大于2000m，在河西走廊的几个大型盆地中厚度达1000m以上。近年来的水文地质勘查表明，西北几个大型内陆盆地的水资源形成演化具有区域上的共同特点，即主要在山区形成，在山前地带以泉群形式溢出，是区域发展、生态环境建设及能源开发的重要供水水源。

(四)四川盆地深层承压水

四川盆地是中国着名的外流盆地，为中生代发展起来的沉降盆地。盆地四周高山环绕，中央地形起伏，山势受构造控制，外围构造与山形一致，由古生代及更老地层褶皱和断裂构成。地势由北向南倾斜，为侏罗系和白垩系红色地层覆盖，故又名“红色盆地”。新近系为山间盆地堆积，散布于西部边缘;第四系主要为冲积和湖积层，由砾石、粘土等松散沉积物组成，零星分布于河谷两岸，厚度0～50m(图6－12)。

图6－12成都平原下部含水层顶板埋深等值线图

成都平原中、下更新统为第一间冰期堆积，岩性为含泥砂砾石层。据物探资料，深层承压水分布面积约3770km²，平均厚度约70m。钻孔揭露该层时，地下水位上升至近地表，水头高出顶板13.81～147.39m。

该含水层富水程度因其岩性结构而改变。平原两侧含水层渗透性差，由西向东逐渐转佳，因而含水层富水性也由西向东逐渐变好。西部富水性稍差，渗透系数1.15～2.08m/d，单井出水量30～160m³/d;东部富水性增强，出水量160～800m³/d;中部—东南部渗透系数1.95～8.53m/d，单井出水量1680m³/d左右。通过计算，成都平原深层承压水可开采储存量为2.49×10⁸m³。更深层的地下水矿化度较高。

❼ 某些地下卤水与海水蒸发过程的比较

海水在蒸发浓缩析盐过程中，各种离子组分含量之间呈现有规律的变化。如果在海水蒸发浓缩过程中各种离子不参与成岩反应，也不被后来的地下水替代或者不与其他来源的水混合，那么各种离子将被保留在地下，离子与Br^－含量之间的关系将如图5.13所示。如果某种离子不是稳定的或者正常海水不是原始的水，则图5.13所示的离子含量关系将不同于海相蒸发岩环境中的离子含量变化关系。因此，只要地下卤水是来源于海水，且Br^－除了来源于海水外没有其他来源，则离子的海水蒸发轨迹线可以用来分析地下卤水的形成。

选择四川盆地和美国西南部Palo Duro盆地、Central Mississippi盆地、路易斯安那州南部盐锥附近等10份地下卤水水化学资料(图5.14)，其中属海相蒸发岩卤水有8份、溶盐卤水1份，溶盐卤水与海相蒸发岩卤水的混合型卤水1份，此外还有正常海水1份，与海水蒸发轨迹线进行对比。可以看出:①不同地点的海相蒸发岩卤水的Cl^－、Na⁺以及矿化度数据点基本上落在它们的海水蒸发轨迹线附近，表明这些卤水来源于正常海水;溶盐卤水的Cl^－、Na⁺及矿化度数据点偏离海水蒸发轨迹线，落在轨迹线右上方;混合型卤水则介于二者之间。②所有蒸发岩卤水的Ca²⁺、SO^2－4数据点都偏离海水蒸发轨迹线，其中Ca²⁺高于蒸发海水，SO^2－₄低于蒸发海水;Mg²⁺除Palo Duro盆地深层富镁卤水与蒸发海水接近外，其余蒸发岩卤水均低于蒸发海水。在成岩过程中常发生白云岩化作用使水中的Ca²⁺增加而Mg²⁺减少，而石膏(或硬石膏)的沉积使SO^2－₄减少并消耗卤水中部分的Ca²⁺。③除四川盆地川25井富钾卤水外，其余蒸发岩卤水的K⁺基本上都低于蒸发海水，而所有卤水均似未达到钾石盐沉积阶段。④除四川盆地邓关构造卤水的Sr²⁺略高于蒸发海水外，其余卤水的Sr²⁺含量显着地高于蒸发海水。⑤正常海水数据点均落在海水蒸发轨迹线上。此外，还对其他微量组分进行了比较，除B³⁺、Rb⁺与蒸发海水接近外，所有蒸发岩卤水的I^－、Li⁺、Cs²⁺均高于蒸发海水。由此可以推断，上述海相蒸发岩卤水除Cl^－、Na⁺外，其他离子组分几乎都或多或少地参与了后来的成岩反应。

图5.13 海水蒸发轨迹线(据周训等，1995)图上方的线段表示各种盐类沉积的起点和终点

图5.14 某些地下卤水与蒸发海水的比较(据周训等，1995)

应当指出，古代海相蒸发岩沉积环境并非与现代海水蒸发实验的条件完全吻合。例如，文石和泻利盐都是正常海水蒸发过程中析出的盐类矿物，但在古代的碳酸盐沉积物中都基本上见不到文石，这是因为文石是低温矿物，在较高温度下往往转变为方解石，同时其溶解度比其他碳酸盐矿物高，因而常常被溶蚀;泻利盐是原生的沉积物，但是由于它的不稳定性，在古代的盐矿床中见不到，而在现代盐湖沉积物中却是屡见不鲜的(陈郁华，1983)。此外，利用海水蒸发轨迹线研究沉积盆地地下卤水形成时，最好需要一并考虑盆地的地质条件和演化历史、水动力特征和其他水文地球化学特征。

❽ 卤水成分

卤水中，常常含有K+、Na+、Ca2+、Mg2+、Cl-、SO42-、CO32-、HCO3-、B、Li、Br、I、Sr、Rb、Cs等离子。盐卤中含有70%以上的二价镁。卤水指盐类含量大于5%的液态矿产。聚集于地表的称表卤水或湖卤水。聚集于地面以下者称地下卤水。与石油聚集一起的称石油卤水；在烹饪美食过程中，经过各种食用香料调制而成的液状物质，也被常称之为卤汁，用于制作各类卤菜；卤水的学名为盐卤，是氯化镁、硫酸镁和氯化钠的混合物。卤水点豆腐是胶体聚沉的过程，未曾发生化学反应。

卤水：
定义一：盐类含量大于5%的液态矿产。聚集于地表的称表卤水或湖卤水。聚集于地面以下者称地下卤水。与石油聚集一起的称石油卤水。
定义二：在烹饪美食过程中，经过各种食用香料调制而成的液状物质，也被常称之为卤汁，用于制作各类卤菜。
定义三：卤水的学名为盐卤，是氯化镁、硫酸镁和氯化钠的混合物。卤水点豆腐是胶体聚沉的过程，未曾发生化学反应。

❾ 地下卤水的氢、氧稳定同位素

最早研究地下卤水的氢、氧稳定同位素组成的是Clayton等(1966)，他们对北美洲的Alberta盆地、Michigan盆地、Illinois盆地和Gulf Coast盆地卤水的氢、氧同位素资料进行分析，用来研究地下卤水的形成(见图3.8)，这里卤水的δD值基本上都小于SMOW，而且每个盆地的δD、δ¹⁸O数据点在δD－δ¹⁸O关系图上大体上沿一直线分布，他们认为这些卤水主要是当地大气降水起源的，盆地内原始沉积水已被入渗的大气降水所替代。后来Kharaka等(1986)注意到图3.8中在每个盆地中所取样品在图中的直线延长到与大气降水线交点处的δD、δ¹⁸O值恰好与当地大气降水的δD、δ¹⁸O值相当。自Clayton等人的研究工作以来，沉积盆地地下卤水形成的大气水起源的观点十分流行。大量实际资料表明，世界上许多沉积盆地地下卤水的δD、δ¹⁸O数据点在δD－δ¹⁸O关系图上落在现代大气降水线的右侧，例如由大气水和海相同生沉积水混合形成的卤水、海相蒸发岩中的残留卤水、甚至石盐中的流体包裹体、海相同生沉积成因卤水的淡化液，它们的δD、δ¹⁸O数据点分布，也具有与Clayton等的资料相类似的某些特点，δD值几乎都小于零、一般略高于当地现代大气水但低于SMOW，δ¹⁸O值的变化范围可以从负值到正值，一般高于当地现代大气水甚至可以高于SMOW，除了具有通常所见到的“氧－18漂移”外，还具有“氢同位素漂移”现象。不同起源或形成的卤水中氢、氧稳定同位素特征可以总结为以下几种情形(周训等，1993)。

(1)现代大气水渗入并溶滤含盐岩系形成的卤水

这种卤水参与现代水循环比较积极，其δD、δ¹⁸O值与现代大气水的δD、δ¹⁸O值接近，在δD、δ¹⁸O关系图上多落在当地现代大气水点附近。例如四川盆地白垩系、侏罗系和盆地边缘的寒武系、二叠系、三叠系储卤层中的卤水，这些储卤层均是埋藏浅或出露地表，长期遭受大气降水及地表水的入渗、淋滤和冲刷，其δD、δ¹⁸O值与现代大气降水的δD、δ¹⁸O值接近(图5.9中A组样品)。美国西南部PaloDuro盆地上部分布有溶盐卤水，排泄这种卤水的盐泉的δD、δ¹⁸O值与浅层地下淡水也极为接近(图5.10)。

图5.9 四川盆地地下卤水的δD－δ¹⁸O关系图(据徐廷谅等，1989，转引自Zhou等，1997)

(2)古代大气水渗入并溶滤含盐岩系形成的卤水

这种情况大气水渗入的时间比较早，储卤层水交替极其缓慢。Kharaka(1986)对美国阿拉斯加州的NorthSlope油气田卤水的水化学和同位素资料进行分析，证实该地区卤水是大气水起源，补给时间是在更新世以前，其δD、δ¹⁸O数据点构成的直线与大气降水线相交点既不通过SMOW，也不通过当地现代大气降水点，并证实当时的气候环境比现在更为温暖。

图5.10 美国PaloDuro盆地浅层地下淡水、盐泉水、浅层卤水和深层卤水的δD－δ¹⁸O关系图(据Richter等，1986，有改动)

(3)古老大气水起源的陆相同生沉积水演化形成的卤水

在陆相沉积环境中，大气水起源的水分可以容纳在沉积物中，随着沉积物上覆荷载的增加，压实作用增强，沉积物中大量的水被排出，而少部分未被排出的水与沉积物一起被埋藏，当上面覆盖了新的不透水沉积层后，这部分水便聚集并被封存在孔隙性较好的岩石中，各种物理、化学作用可以使其矿化度增加并富集某些微量元素。这种类型卤水的δD、δ¹⁸O数据点偏离大气降水线，多落在现代大气降水线右侧。四川盆地中部上三叠统须家河组砂岩储卤层的卤水很可能属于这种类型(图5.9中B组样品)。

(4)海相非碳酸盐岩中的同生沉积卤水

Kharaka等(1986)研究了美国南部墨西哥海湾盆地北部的地下卤水。石油钻井在该盆地北半部揭露近15000m新生界陆源碎屑沉积层(砂岩、粉砂岩和页岩)，海相同生沉积水储集在砂岩夹层中，其水头均高于盆地的任何补给地带。其δD、δ¹⁸O数据点远离地下淡水点，并构成一个线性趋势分布带，Kharaka等注意到该带通过SMOW，并根据稀有(惰性)气体的浓度和同位素证实这些卤水来源于海相同生沉积水。

(5)海相蒸发岩中的残留卤水(海相蒸发岩卤水)

由海水经蒸发浓缩形成的卤水在蒸发岩沉积时被封存在蒸发岩系中，并在后来的压实过程中进入相邻的沉积层(主要是碳酸盐岩)中，这在许多分布有厚层蒸发岩的沉积盆地中极为常见。这种卤水的δD、δ¹⁸O数据点多落在SMOW的右下方或右侧。四川盆地中三叠统雷口坡组和下统嘉陵江组及二叠系碳酸盐岩储卤层系为海相碳酸盐岩与蒸发岩韵律组合，在盆地中部、西部和东南部均处于深埋封闭环境，卤水矿化度很高，大多达到石盐析出阶段，无论是沉积环境还是水化学特征，均能说明卤水是海相同生沉积水(海水)经蒸发浓缩在蒸发岩沉积后的残留卤水(图5.9中C组样品)。美国的Central Mississippi盆地的卤水也属于这种类型。Knauth等(1986)研究了美国PaloDuro盆地二叠系盐岩层中的流体包裹体的氢、氧稳定同位素(图5.11)，并证实流体是原始的二叠系蒸发岩卤水。通常，在海水蒸发的早期阶段，δD、δ¹⁸O值随着蒸发的进行而升高，然后急剧减少，在δD、δ¹⁸O关系图上，海水蒸发过程的δD、δ¹⁸O轨迹线呈现一个拐弯。轨迹线的形状和拐弯程度取决于当地的湿度、温度、平均风速及其他气象要素(图5.11)。轨迹线的拐弯处约在蒸发率(原始海水中H₂O的重量与残留卤水中H₂O的重量之比)为4处，而石盐在蒸发率为10处开始沉积直到蒸发率达65处。与海相蒸发岩形成有关的残留卤水，其δD、δ¹⁸O数据点大致沿海水蒸发过程的δD、δ¹⁸O轨迹散布(Knauth等，1986)。

图5.11 海相蒸发岩卤水与大气降水混合示意图(据Knauth等，1986)

(6)变质水、初生水、岩浆水和成岩水

变质水、初生水、岩浆水和成岩水的δD、δ¹⁸O值很难直接取样测得。变质水一般是根据在变质作用的温度和压力下水与岩石平衡分馏计算求得，其δD值的变化范围为0～－70、δ¹⁸O值为3～20;岩浆水是根据各种火成岩矿物的同位素组成计算求得，其δD值为－75～30、δ¹⁸O值为7～13;初生水的估计值为δD=(－65±20)、δ¹⁸O=(6±1);石膏“脱水”形成的成岩水，与原始海水相比，其δD值减少约20，δ¹⁸O值增加约4，这种成岩水蒸发过程的δD、δ¹⁸O轨迹线与海水蒸发过程的δD、δ¹⁸O轨迹线并不重合。

(7)大气水与海相同生沉积水混合形成的卤水

如果大气水起源的地表淡水与海水混合，则混合水的δD、δ¹⁸O数据点落在地表淡水点与SMOW连线上，如果混合过程中伴随有同位素分馏现象，则数据点偏离这一连线。Kharaka(1986)认为加拿大西部沉积盆地地下卤水是由将近2.9倍的大气水起源的淡水与在成岩过程中遭受改变了的海水混合而成的。大气水与海相同生沉积水混合的例子还有前苏联的Dnepr－Donets盆地、美国加利福尼亚州的Sacramento盆地、波兰的Hpper Siles-ian Coal盆地等处的地下卤水。

(8)其他混合类型的卤水

一般两种水混合后，其δD、δ¹⁸O数据点落在混合前两种水的δD、δ¹⁸O数据点之间的连线上，其位置取决于两种水混合的比例。Richter等(1986)详细研究了Palo Duro盆地地表盐泉和浅层卤水的成因，证实有溶盐卤水与深层卤水的混合型卤水(见图5.10)。 Kharaka(1986)根据氢、氧同位素和水化学资料，证实美国得克萨斯州南部海湾的High Island地区的地下卤水是中新世时的海相同生沉积水与更新世海相同生水的混合。四川盆地上三叠统须家河组砂岩储卤层处于深埋封闭环境的卤水很可能是古老大气水起源的陆相同生沉积水，并混合有来自下伏中下三叠统海相蒸发岩卤水。四川盆地威远构造震旦系储卤层卤水有可能混合有来自深部的岩浆水(见图5.9中D组样品)。

(9)更复杂的混合情形

沉积盆地内海水经蒸发浓缩形成的卤水，其δD、δ¹⁸O轨迹线(见图5.11)可由SMOW到A点，此时若有大气水(同位素数据点为B)汇入盆地，随着大气水与卤水的混合，混合后的卤水可以由A点到B点，具体位置取决于混合的相对数量;如果这种混合水再蒸发浓缩，则其δD、δ¹⁸O轨迹线可以由A、B之间任何一点向右侧延伸。如果混合有成岩水，则可以到达E点。实际的地下卤水的δD、δ¹⁸O数据点较为分散，很可能反映了多种水的多次混合。

沉积盆地地下卤水δD、δ¹⁸O数据点在δD－δ¹⁸O关系图上多位于大气降水线右侧，基本上呈某种线状分布或散布于某一区域。值得注意的是，不同起源和形成过程的卤水，在δD－δ¹⁸O关系图上数据点的分布也可能极为接近。因此，研究地下卤水的形成，除了利用同位素资料外，还需要结合盆地的地质条件、地下卤水的水动力条件和水化学特征进行分析，甚至进行地下卤水的年龄测定，才能得出更切合实际的结论。