壹、地下鹽鹵水資源分布特征
(壹)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。第壹類是鹽湖型鹽鹵水，主要分布在西北幹旱區，如柴達木盆地的東臺乃吉爾鹽湖(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，從震旦系到第四系均有含鹽鹵水巖層，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沈積盆地堆積，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沈積，鹵水形成與海水有關。這裏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。
由於鹽鹵水壹般埋藏較深，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，而且也是壹種地熱能資源。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壹致性，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，凡沈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，沈積厚度都在數千米以上，有利於大型鹵水礦床的形成。相反，壹般中小盆地，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***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。巖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、魚臺、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，其中海相鹽盆有塔裏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、庫木裏坳陷，同心－涇源坳陷、天水－西裏凹陷和漳武凹陷等。
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(陜西延長縣)發現厚數厘米巖鹽。
(三)地下鹽鹵水的水文地球化學特征
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***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巖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巖－後生作用等因素。其***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沈積型鹽鹵水屬於沈積成因水，它的化學成分主要取決於所處的成鹽階段，水中壹般富含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等元素為特征。深成水參與地下鹽鹵水的形成，會導致同位素組分的特征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堿性鹵水。鹵層埋深逾2000m，鹵水儲集於堿層頂板的針孔狀白雲巖中。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征是陰離子中CO3－2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堿礦，而且尚含有F－、Br－、I－、HPO2－4、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，SO2－4為次，兩者毫克當量百分數之和大於80%。其rNa/rCl壹般為0.97～1.20。此型鹽鹵水總礦化度壹般低於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。後者壹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rNa>rCa。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沈積鹵水多屬此型。此型水壹般為多組分工業水。
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，變質程度較深的沈積鹵水以及與K、Mg鹽伴存的富K超濃鹵水往往屬於此型。此型水壹般為多組分工業水。
上述各類鹽鹵水分布的壹般規律是: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rNa/rCl、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巖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)仍鉆遇單井日流量達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，壹般小於1500m，日提撈產量壹般僅幾十立方米，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，壹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)嘉三至嘉壹段及二疊系鹽鹵水，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。在川中地區三疊系上統埋深達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，主要為嘉壹至喜三段鹽水、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征
1.第四紀濱海相地下鹵水的分布規律
據王珍巖等(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征隨各海岸區岸段不同存在壹定差異。
在中國北方主要有兩大類海岸地貌單元，濱海平原海岸和基巖港灣海岸。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壹致。受第四紀構造活動影響，萊州灣濱海平原第四紀沈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巖港灣海岸區，第四紀沈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。由於第四紀沈積層比較淺薄，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征
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，水化學特征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壹，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;而基巖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+>SO2－4;Na+>Mg2+>Ca2+;Cl－>SO2－4>Br－，與正常海水相壹致。陰陽離子中占絕對優勢的Cl－、SO2－4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沈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－、rNa+/rCl－、rMg2+/rCl－、rCa2+/rCl－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巖的相互作用。
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、溴及壹些微量元素。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，再進壹步采用化學富集技術，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壹定的進展，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、深層承壓水分布特征
張宗祜等(2004)對中國埋藏於地下100～1000m，甚至更深的範圍內，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壹定的壓力水頭，甚至有時壓力水頭高出地表，以泉的形式或被鉆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、形成後不同時期水巖作用和環境變化影響，組合類型多樣。
中國沈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，而且巖性組成差異很大，開發利用深層水必然要對其平衡狀態產生幹擾。
在對盆地深層水遷移的驅動力研究上存在兩種學術觀點。壹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;另壹種認為盆地周圍入滲水對深層水運動影響的範圍有限，其流動主要取決於上覆地層的靜壓力，在地靜壓力作用下，不同巖性沈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征研究表明，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，而且在壹定程度上“記錄”了區域氣候變化信息。采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沈積盆地中深層地下水系統進行分析(圖6－5)。
(壹)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沈降為主，堆積了厚層、巨厚層的陸相、海陸交互相的松散沈積物。以往的勘查表明，這些盆地中的沈積物成因類型多樣，沈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，更有沈積間斷發生;在時間上往往是非同步沈積物的集合體，表現為地下水湧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，已引起大範圍的區域水位下降，甚至在壹些地區誘發了地面沈降等環境地質問題，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，受新生代以來沈降影響，堆積了巨厚層的新生代松散沈積物。沈積物成因及組成壹方面表現為結構復雜，另壹方面又有比較好的規律性分布，從山前地帶至盆地中心沈積物往往由單壹成因變為多成因，其結構組成由單層變為多層，沈積物顆粒由粗變細，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－伏龍泉砂礫石臺地潛水和洮兒河、霍林河扇形地扇間臺地孔隙潛水，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采的仍是古水，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，使開采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的松散沈積物，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，直接影響了含水巖組及其富水性、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壹性。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(漏鬥)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)。地下水系統是壹個相互關聯的整體，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，主要來自流域上遊伏牛山、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，由於上覆巨厚巖層的壓力和弱透水基巖的阻隔，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，采集第四系不同含水巖組地下水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。壹方面說明第四系地下水系統具有整體性;另壹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制成圖(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壹低礦化水帶，這壹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幹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壹。長江三角洲地處構造沈降區。由長江挾帶的大量泥沙在本區沈積而成，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，沈積類型復雜，大體歸納為三大成因系列9種類型，即陸相堆積系列、海陸過渡相沈積系列和海相沈積系列，具有沈積序列的多旋回變化和沈積物的特有性狀。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征，將松散沈積物劃分為5個含水巖組，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沈降作用影響，廣泛堆積了新生代沈積物。盡管不同盆地沈積物是多源的，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，如準噶爾及塔裏木盆地為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***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沈降盆地。盆地四周高山環繞，中央地形起伏，山勢受構造控制，外圍構造與山形壹致，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、粘土等松散沈積物組成，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、下更新統為第壹間冰期堆積，巖性為含泥砂礫石層。據物探資料，深層承壓水分布面積約3770km2，平均厚度約70m。鉆孔揭露該層時，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巖性結構而改變。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。