在海底做实验，这个指哪打哪的探针帮了大忙
出品："格致论道讲坛"公众号（ID：SELFtalks）
以下内容为中国科学院海洋研究所张鑫演讲实录：
深海有什么呢？它是不是一片荒漠？
海洋的平均深度，已经达到了3700多米，而超过1000米的深海面积已经超过了90%。
普通观点认为，在200米以下的真光层以下，几乎是没有各种生命的。这也是1977年，在深海的热液系统发现之前，大家认为深海是一片荒漠。
但是，深海下是有各种极端环境的。
一个比较极端的例子，叫深海的 热液系统 。
这个系统是由于海底大量的 高温高压、强酸或强碱 的流体快速地喷出海底形成的。
它携带了大量的 甲烷、二氧化碳 气体的同时，还有各种的金属元素，它可以在海底堆积形成 热液硫化物矿物 。同时，它还孕育了各种生命的现象。
另一种 生态系统 ，我们叫它 冷泉 。
冷泉并不冷，它只是在热液发现之后，大家发现有一种低温的流体。
它的温度和周围海水相当，而里边含有的物质，并没有大量的金属硫化物颗粒，而以 水、甲烷、硫化氢 这些气体以及一些细粒沉积物为主。
它同时也孕育了一种能源，或者说未来的战略能源，我们叫它 可燃冰 。
因此，它的资源以及能源，或者说效应是毋庸置疑的。
热液冷泉这种极端环境，还 孕育了一种特殊的生命现象 。
一般认为，万物生长靠太阳，是需要 光合作用 的，没有光是没有生命的。
后来我们发现，深海的这种生物特别神奇，它可以利用热液冷泉喷出的甲烷、硫化氢这些气体，通过 微生物合成 的方式，把无机物转化为有机物，进而产生 大分子 。
这种生命现象就不需要光的参与，我们叫它化学合成的 自 养生 态系统 。
既然海底有这种特别神奇的，和我们地表生态圈完全不同的生态系统，我们就要去探测。
是不是可以直接把热液冷泉里边的东西都带回实验室做各种分析？
可能不太行。
首先，你测不准。
还有可能测不对。
底下那些点，是国际大洋钻探计划使用非保温保压的技术，也就是传统的沉积物取样技术获得的。
沉积物孔隙水中的甲烷浓度大概在 1毫摩尔 左右。
1毫摩尔是什么概念？就是正常的25度1个大气压下，水中甲烷的溶解度。
上边那些黑点是使用了一种新技术获得的，叫 保温保压采样技术 。它的甲烷浓度可以达到 1000毫摩尔 。
如果这是它的真实浓度，那原来测得的传统的数据和真实浓度就相差了 1000倍 。
所以，很多数据是测不准的。
还有就是，它很容易 分解变质 。
我在我们国家的南海，进行了一个天然气水合物，也叫 可燃冰的原位合成实验 。
我在 3度 11个兆帕，1100米的深度 ，原位合成了天然气水合物。
当我把它带到了700米水深，水温大概7度的时候，它已经开始分解了，所以压根儿就没有到海表。
所以很多可能带回来的东西，已经不是原位的这些物质成分了。
还有就是，你根本采不到。
这个白色的是潜铠虾，底下是一些深海偏顶蛤。再往下是它生长的基底，我们叫它 自生碳酸盐岩 。
自生碳酸盐岩和潜铠虾之间的这个物质，叫 生物群落中的下覆水 。
这个流体是采不到的，因为它只有大概 几厘米到十几厘米的厚度 ，各种采样技术都不可能得到。
自生碳酸盐岩，这么大的一块儿石头，也不可能都搬回实验室。
所以，我们把样品带回实验室，分析的各种数据，可能代表不了数据的真实值，或者根本就采不到这个样品。
那怎么做呢？
我最近做的工作，或者说我最近十几年做的工作，还没有完成我的梦想，是把实验室搬到海底。
我只是做了一个简单的探针，叫 拉曼光谱探针 ，带着它去深潜。
从大概2008年，我的第一个探针 沉积物孔隙水探针 诞生到现在，已经经历了三代。
可以做什么呢？
可以探测沉积物 孔隙水和冷泉流体 ，可以探测天然气水合物，也叫 可燃冰 。
最后，也是最近我们的突破是，可以探测高温高压的热液喷口流体。
这个探针是一套特别庞大的系统，它使用了我们的 “发现”号机器人 。
“发现”号机器人搭载在哪儿呢？
它是一个 ROV机器人 ，它搭载到我们国家的一个重大基础设施，“科学”号科考船上。
这个机器人像人一样，可在海底下做各种的操作，我使用了这个机器人几乎所有的功能。
我要用它的电力给我的探针供电，用它的通讯来控制我的探针进行各种操作， 还需要用机器人的两只手，抓着探针去探测不同的位置。
那个探针就像《星球大战》里边的激光剑一样，它 指哪儿打哪儿 。
当然，这个手是一个机械手，那它到底指到哪儿了呢？
首先，我做了一些海底的 固体物质 。
天然气水合物，也叫可燃冰，我们在南海首次发现，在裸露在海底的地方存在这种可燃冰。
激光剑发出一束蓝绿激光， 打在可燃冰的表面，我们就可以得到它的化学成分 。
但是现在冷泉喷口里边的可燃冰，是不可能把样品带回来的。
这束光打过去之后，它就把它的物质成分全都拿了回来。
我们不只进行物质成分的探测，我们还在海底下做 原位的实验 。
这个像蜂巢一样的装置，就是我们在海底，使用冷泉流体合成了可燃冰，然后发现在海底下，0秒钟可能就可以合成可燃冰。
而如果在实验室可能需要几天、十几天的时间合成。为什么呢？
因为冷泉流体里边含有大量的 矿物颗粒 ，它就像我们人工增雨的核一样，会使可燃冰的形成速度快速增加。
我探测了冷泉的 自生碳酸盐岩和热液的硫化物。
在把探针带下海之后，每个点去探测，就像你在做CT一样，这样可以得到一个生态系统，或者说流体形成的一种模型和模式。
除了这种石头和水合物，我还 探测生物 。
放心，我现在探测的这些生物都没有死，它好好地在我们的这个深海生存着。
我给拉曼探针起的名字，就像我的孩子一样，叫RiP。
RiP是什么呢？如果大家在国外待过，可能会发现墓地墓碑上都有RIP，它是 安息 的意思。
我想用拉曼探针做的工作也是，只是打一束光过去，然后这束光的返回信号可以告诉我你的 生理状态 ，或者说你的 化学成分 ，但是我 不会破坏你生存的环境 。
所以说它们是在安息的，我们只是过去看了一下，我们像过客一样。
那红海葵和白海葵的不同在哪儿呢？
很简单，红海葵里边有 类胡萝卜素 ，这是大型生物里边都有的。
我还去测了各种螺，那些螺和你们吃的海螺长得差不多，但是它的物质成分有天壤的区别。
测了这么多固态物质，那其他时候测点什么呢？
那我们要不然测一些流体吧。那流体都有什么呢？
首先我做了 沉积物孔隙水 。
什么叫沉积物孔隙水？
大家可以想象，你从地里拿了一块泥巴到手里，你使劲攥攥它，可能会挤出一点水来。或者你在沙滩上跟孩子玩的时候，拿出一捧沙子，水会滴下来。
孔隙水，就是在这个 沉积物或者岩石，或者这种沙质沉积物泥质沉积物中间的水 。
那为什么要测它？
因为沉积物中有大量的这种 甲烷氧化菌 ，它消化了大量从海底下上来的甲烷。如果没有它，地球上甲烷浓度就会升高很多。
那现在的温度可能就不是我们现在的20摄氏度，可能要变成200度。
那怎么测呢？
传统的技术就是把样品带回来，那我做的工作，就是把一个探针插入它不同的深度，就可以得到它的光谱，然后进行我们相关的定量分析，就得到它的数据。
它的甲烷浓度和普通传统取样的甲烷浓度相差了20倍 ，这样的话，全球沉积物中的甲烷浓度是不是被低估了20倍呢？
不知道。但至少被大大地低估了。
那甲烷的整个的储量，或者是它的含量， 可能在全球尺度上也被低估了 。
沉积物孔隙水太复杂，举个简单的例子。
我们去做冷泉的流体，下覆水只有大概十几厘米或者几厘米的厚度。我也是把我的探针插入它的不同的深度，那发现了什么？
普遍认为 甲烷的厌氧氧化 ，会产生 硫化氢气体和二氧化碳 ，但是我们没有打到任何的硫化氢气体，却测到了很多的 单质硫 。
这样，就颠覆了大家对甲烷的氧化过程的传统认知。
所以，原位探测是可以颠覆一些传统的基于取样或者其他的模拟技术得到的一些认知。
最近我比较主要的一些进展，就是我现在敢把一个光学探头，插入一个 三四百度高温 的而且有些 黑烟 的体系。
这个体系首先高温，我们这个技术就解决了光学镜头在 高温、高压、强腐蚀、浑浊 环境下的探测。
这个技术可能是现在全球唯一一个可以插入热液喷口进行原位探测的光学传感器。
我们不只做高温的热液流体， 有“黑烟囱”，还有“白烟囱” 。
它的温度不是特别高，我叫它低温，但它也有 100度 了，但是它的pH值特别低。
你可以想象一个浓硫酸在海底下，然后我把探针打下去了，而且发现探针测得的数据里边有大量的 氢气 。
氢气是生命从无机到有机，或者说有机的转化需要的一个很重要的气体 ，那它可能就和深海的这种生命起源有一定的关系。
固体和液体没有什么特殊的，海底下肯定有石头，肯定有海水，那你能相信海底下有气体吗？
我们测到了海底的气体，而且这些气体是不可能脱离那个环境，带回海表面的。
在我们最近刚发表在《科学通报》英文版上的一篇文章中，我们在自然界中首次发现存在自然状态下的 超临界态二氧化碳 。
我这件衣服是羊毛的，需要干洗，那干洗店用的是什么呢？就是用的超临界态二氧化碳。
它有什么特点？
它具有气态和液态的特点，它首先可以 溶解有机质 。
在它变成超临界态的时候，把有机质，就是衣服上的一些机质、污垢给带走了。
然后当它温度压力降下来的时候，变成了气态，就可以抽回去再利用，这是干洗的原理。
它还有一个原理，就是 石油行业 用它做一个有机溶剂。
它还可以进行各种 催化 。
超临界态二氧化碳形成的环境，是需要30多度和70多个大气压，这在我们地表是不可能存在的，只有在深海或者深地有。
我们就在这种热液区域，发现存在这种泡泡。
这种泡泡你是带不回来的，因为它的温度达到了大概90多度。
只能把我们的光打下去，然后测得它的成分， 发现和超临界态二氧化碳在实验室模拟的成分是一模一样的 。
这个泡泡里边还带了大量的 氮气 ，生命起源是需要氮气的。 米勒的放电实验 ，就是产生氨基酸的实验，里边也需要氮。
热液系统一直认为是地球生命起源可能的一种解释，但在它其中没有发现大量的氮气。
我们发现，超临界态二氧化碳可能对氮气有 富集作用 。这样的话我们就提出了一种新的早期地球生命起源，或者说 从无机到有机转化的过程 。
所以，你干洗衣服的超临界态二氧化碳，可能和生命有关。
我们还在海底下发现了一个气态的水，这个也比较神奇。
如果它是气态的东西的话，它温度降下来之后就变成了水，变成液态，或者它要上升到海表。
那它怎么没有变成液态，没有上升呢？
它有一个 倒置的湖 。
你可以想象，把你家里的大脸盆扣在海底，然后有一个冒着热气泡的水蒸气，一直把你的脸盆充满了，而且那个水蒸气会一直给它供给热量。
这样，它就会形成一个倒置湖的结构。
这个倒置湖结构很神奇，它里边首先有气态的水，这样就把我们地球科学这种 水气分离 ，或者说相分离的现象，从海底深处移到了海底的表面。
另外就是 ，这种倒扣盆会形成一个很平的 镜面 ，这种镜面就会抑制 硫化物颗粒 大量喷出到海洋环境中。
这些硫化物颗粒会大量 堆积在喷口的周围 ，它对周围海洋环境的影响就要降低。
这个探针去了哪儿呢？
它去了好多好多的 热液区 ，已经下潜了150余次，跟着国内和国外的几台机器人下了太平洋几乎所有的 弧后盆地的热液区和冷泉区 ，以及西南印度洋的热液区。
我们用 “发现”号机器人 ，也就是我们中科院海洋所的机器人，还有 “海星”机器人 ，它是我们国家第一台6000米级电力推进的机器人。
我们和它配对，在深海做 天气水合物 ，也叫 可燃冰的合成实验 。
我们还和“海龙”进行交流，“海龙”也是个机器人，它是我们国家进行大洋科考的机器人。
我们跟着“海龙”去了西南印度洋，然后在洋中脊做了各种探测工作。
我们还和“蛟龙”进行探海，“蛟龙”号是我们国家，或者说全球现在下潜深度最深的载人潜水器。
我们已经搭载它进行了相关的联合测试工作，预计在2020年的9月份就要和它一起出海。
我们还走出了国门，和美国合作，我们合作对整个 美国和加拿大西海岸 的所有的冷泉和水合物区进行了原位的探测。
我并没有把实验室搬到海底，只是带着我的探针下海了而已，那真正在海底建实验室要怎么建呢？
我们从2016年已经开始 探索 ，我给它起的名字叫“海洋之眼”，就像一只眼睛一样在海底盯着，盯了不长的时间，也就一年的时间。
图中可以看到冷泉生态群落有巨大的变化。可以看到潜铠虾从无到有，从有到多、变少。
我做的实验是水合物的合成实验，可以发现里边的盐度的变化在375天就特别的巨大。
我们在今年的6月份，在疫情比较严重的时刻进行了一个科考，克服了各种困难。
我们把 第三代系统 放到了海里，这个系统特别复杂，光耐压舱就有7个，装了各种传感器然后进行了一个相关的实验。
并不是说我只是去观测深海的东西，而是要在深海做各种实验。
但是里边并没有我们的拉曼系统，没有各种光谱的系统，更多的还是一些 电化学传感器和普通的光学图像 。
我未来的梦想是什么呢？
就是要在深海建立一个 光谱学的实验室。
这个实验室不只使用我刚才讲的拉曼探针或者拉曼光谱技术，还要把深海的 激光诱导击穿光谱技术、荧光光谱技术、红外光谱技术 ，这些所有的光谱技术放在海底。
干什么呢？
去观测海洋的变化，去做一些实验。
好处是什么？
因为是 光 ，它不会破坏那些生物生存的环境， 我只需要打一束光过去，就可以得到我需要的信息 。
这个梦想的实现，离不开我们国家现在日益强大的科研实力。
这是我们的 “科学”号科考船 ，我在这条船上已经工作了接近8年的时间。
它就像一个母船，或者像我们的母亲船一样，可以带领我们做各种深海实验。
希望各位同学在你们以后，或者说以后从事科研的时候，可以 加入海洋， 探索 深海 。
“格致论道”，原称“SELF格致论道”，是中国科学院全力推出的科学文化讲坛，由中国科学院计算机网络信息中心和中国科学院科学传播局联合主办，中国科普博览承办。致力于非凡思想的跨界传播，旨在以“格物致知”的精神探讨 科技 、教育、生活、未来的发展。获取更多信息。本文出品自“格致论道讲坛”公众号（SELFtalks），转载请注明公众号出处，未经授权不得转载。
有关热液矿床中的硫同位素组成，已有大量文献资料(Rye ＆ Ohmoto，1974Ohmoto ＆ Rye，1979Ohmoto，1986Taylor，1987Ohmoto ＆ Goldhaber，1997)。部分内容已在本书前几版中讨论过，因此不再赘述。Sakai(1968)曾阐述了硫化物矿床δ34S的解释原理，后来Ohmoto(1972)做了进一步论证。
热液硫化物的同位素组成取决于以下几个因素:①矿物沉积其中的热液流体的同位素组成②矿物形成的温度③成矿期间溶解元素种类的化学组成，以及pH值和fO2因素④流体中矿物沉淀的相对数量。第1个参数是关于硫的来源，其他3个参数则与成矿条件有关。
3.5.5.1 fO2和pH值的重要性
众所周知，酸性流体流经碳酸盐岩母岩时，会发生反应而导致pH升高。当pH=5时，所有溶解硫均为未离解的H2S当pH=9时，则溶解的硫化物几乎全部离解。由于H2S比溶解硫化物的离子能够富集34S，因此，pH的升高将直接导致沉淀硫化物δ34S值的升高。
由于硫酸盐和硫化物之间存在较大的硫同位素分馏，因此fO2的增加对δ34S值的影响高于pH值变化带来的影响，如图3.13所示。图中所示曲线为δ34S等值线，表明硫同位素组成在溶液－矿物系统中达到了平衡。在地质条件允许的pH和fO2范围内，闪锌矿的δ34S值范围介于－24‰～+5.8‰之间，重晶石的δ34S值介于0～+24.2‰之间。在fO2和pH较低的区域，硫化物的34S含量变化与δ34SΣS变化类似，并且不易受pH和fO2变化的影响。在明显含有较高硫酸盐物相、fO2值较高的区域，矿物的δ34S值则与δ34SΣS有很大不同，微小的pH或fO2变化都会导致硫化物或硫酸盐中硫同位素组成发生很大变化。不过，当发生这种变化时，硫酸盐与硫化物相对比例也必须发生相应的明显变化。
图3.13在250℃和δ34SΣS=0的条件下，fO2与pH对闪锌矿和重晶石的硫同位素组成的影响(据Ohmoto，1972，修改)
总之，对δ34S值分布的解释取决于硫来源的信息掌握，以及对矿物共生的制约温度、Eh和pH等条件的了解。如果流体的氧化态低于硫酸盐－H2S的边界，则硫化物的34S/32S比值受氧化还原反应的影响不大。
下面将分别讨论不同矿床类型的硫同位素组成特征。
3.5.5.2 岩浆矿床
岩浆矿床的特点是含有硫化物，这些硫化物来自镁铁质熔浆而非热液流体。岩浆矿床可分为贫硫(Pt族元素矿床)和富硫硫化物系统(Ni－Cu矿床)(Ripley ＆ Li，1903)。典型的实例包括Duluth、Stillwater、Bushveld、Sudbury、Norils'K等矿床。在这些矿床中大都观察到δ34S值与推测的地幔熔浆δ34S(≈0)具有较大的偏差，这显示了岩浆受到了围岩的混染作用。如果围岩的硫同位素组成与岩浆有显著差异，则δ34S值较大的分布范围一般是由围岩的同化作用导致的。
3.5.5.3 岩浆热液矿床
这类矿床与浅成岩浆侵入的空间和时间都有很大关系。它们发育于受岩浆冷却控制的热液系统内(如斑岩型矿床和矽卡岩型矿床)。根据测得的δD和δ18O数据，斑岩型铜矿床热液显示出成矿晚期的岩浆水(Taylor，1974)与各种变化的大气水之间具有密切关系。
大部分硫化物的δ34S值介于－3‰～+1‰之间，而硫酸盐的δ34S值则介于+8‰～+15‰之间(Field ＆ Gustafson，1976Shelton ＆ Rye，1982Rye，1905)。硫酸盐－硫化物的同位素平衡一般取决于时间。完全达到同位素平衡时，计算所得的硫酸盐－硫化物温度一般介于450～600℃之间，这与其他方法估计的温度基本一致。因此，硫同位素特征和温度信息都证明斑岩型矿床中的硫来源于岩浆。
3.5.5.4 浅成低温热液矿床
浅成低温热液矿床是形成于浅层地壳中的热液矿床。很多不同性质的矿床都属于这类矿床。典型的成矿温度一般介于150～350℃之间，且盐度变化范围较大。各矿床显示，单个矿床的成矿过程往往有一种以上的流体参与。涉及的众多流体中经常会出现大气来源流体。很多矿床中，不同的流体交替进入岩脉加快了特定矿物的沉淀，如一种流体沉淀硫化物和另外一种流体沉淀碳酸盐(Ohmoto，1986)。
与斑岩型铜矿床相比，浅成低温热液矿床的成矿温度较低，且热液流体中含有大量硫化物和硫酸盐，因此浅成低温热液矿床的δ34S值更加多变。
3.5.5.5 洋中脊的近代和古代硫化物矿床
沿东太平洋洋隆(East Pacific Rise)、胡安－德－富卡洋脊(Juan de Fuca Ridge)、Explorer洋脊，以及中大西洋洋脊(Mid-Atlantic Ridge)的海底发现了大量硫化物矿床(Shanks，2001)。这些矿床由循环高温海水与大洋地壳相互作用生成的热液形成。硫化物主要有两个来源:①火成岩和沉积围岩来源②由于与硅酸亚铁和氧化物相互作用，或与有机物相互作用而导致的热化学还原来源。
火山气体通道中硫的作用非常复杂，但由于存在多种氧化还原状态，以及平衡程度的不确定性往往掩盖了这种影响。Styrtetal.(1981)，Arnold ＆ Sheppard(1981)，Skirrow ＆ Coleman(1982)，Kerridge et al.(1983)和Zierenberg et al.(1984)等研究表明，这些矿床中的硫相对于幔源物质(δ34S值一般介于+1‰～+5‰之间)更富集34S，这意味着还有少量额外海水来源的硫化物加入。
此外，沉积覆盖的热液系统中释放的硫化物还可能携带有细菌还原来源的硫化物的特征。单一的δ34S值可能无法区分不同的硫来源。不过，高精度的δ33S、δ34S、δ36S测量值可区分生物同位素分离和非生物同位素分馏(Ono et al.，2007Rouxel et al.，2008)。与热液流体相比，生物形成的硫化物具有较高的Δ33S值。据Ono et al.(2007)对东太平洋隆起和中大西洋洋脊的硫化物的分析结果，与生物成因的硫化物相比，其Δ33S值较低，这意味着其中没有生物成因硫化物的贡献。不过，Rouxel et al.(2008)在ODP801钻孔取样的蚀变大洋玄武岩中找到了次生生物成因黄铁矿的证据。这些研究估计，至少有17%的黄铁矿的硫来自细菌还原作用。
对于古代海底硫化物矿床，Ohmoto et al.(1983)建立了另一种模型。在该模型中，H2S和硫化物受到沉积的硬石膏的缓冲，模型中的δ34S值反映了SO2－4和H2S之间由温度约束的平衡分馏。
在古代热液海底矿床分类中属于火山相关的块状硫化物矿床(massivesulfidedeposit)，其特点是含有与海底火山岩相关的块状Cu－Pb－Zn－Fe矿。它们似乎是由海底热泉在150～350℃的温度条件下形成的。块状硫化物矿床的δ34S值一般介于零和同时期海底硫酸盐δ值之间，而硫酸盐的δ值则与同时期海水的值类似或略高。根据Ohmotoe t al.(1983)的观点，成矿流体浸染状硬石膏在海水中析出，然后被二价铁和岩石中的有机碳还原。
另一类古代热液海底矿床是沉积－喷气块状硫化物矿床(sedimentary-exhalative massive sulfide deposit，简称Sedex型矿床)。这类矿床也形成于海底或未固结的海相沉积物中，但其成分与火山相关的块状矿床不同，其主要母岩岩性为海相页岩和碳酸盐岩，相关岩浆活动较弱甚至可忽略不计，并且形成深度似乎明显小于多数火山相关的块状硫化物矿床深度(>2000m)。硫化物总δ34S值变化范围远远大于火山相关的块状硫化物矿床。
硫化物呈细粒状，结构复杂，含有多世代的矿物。硫可分为两种来源:生物成因和热液成因。矿物分离方法不能确保分离的矿物只含有一种类型的硫。因此，传统的技术不能回答以下问题:多数硫来自细菌还原海水?还是来源于无机方式以及与金属在热液中反应而形成的?原地离子微探针技术可对20μm级的颗粒进行同位素分析。Eldridge et al.(1988，1993)研究显示，在贱金属硫化物和交生生长(overgrown)黄铁矿之间总体的不平衡情况下，即使毫米级距离范围内的同位素也存在着非常大的变化。因此，利用这些矿床的平均δ34S值并不能辨别出其来源，但是辅助测量Δ34S则能够区别不同的硫来源。
3.5.5.6 密西西比河谷型矿床
密西西比河谷型(Mississippi Valley Type，MVT)矿床属于浅成Zn－Pb矿床，主要产在大陆背景下的碳酸盐岩内(Ohmoto，1986)。
MVT矿床往往具有如下特点:温度一般＜200℃，沉积物来自外部流体，很可能是盆地卤水。MVT矿床的硫同位素值表明有两种主要的硫化物矿藏:一种是同位素组成介于－5‰～+15‰之间的，另一种是>+20‰的(Seal，1906)。不过，这两种硫化物矿藏都与普通海水硫酸盐来源有关，它们经历了不同的硫同位素分馏作用。硫酸盐还原类型分为生物还原和非生物热化学还原两种。较高的δ34S值揭示了与海水硫酸盐热化学还原有关的最低的分馏(Jones et al.，1996)。
3.5.5.7 生物成因矿床
根据δ34S值来鉴别矿床中是细菌硫酸盐还是热硫酸盐还原是非常复杂的。辨别这两种类型的最佳标准为δ值在矿物内部分布。如果单个硫化物颗粒在仅为几毫米的范围内，其δ34S显示出极大的、不规则的差异，则可以推断来其源于细菌硫酸盐还原(34S含量的不规则变化是由细菌在有机物单个颗粒周围的还原性微环境内生长导致的)。与此相反，热硫酸盐还原需要外部流体提供较高的温度，这与封闭系统的细菌还原环境是不一致的。
有两种生物成因的典型矿床———科罗拉多高原(Colorado Plateau)的“砂岩型”铀矿(Warren，1972)和中欧的含铜页岩(Kupferschiefer)(Marowsky，1969)，尽管热硫酸盐还原发生在含铜页岩底部，但其内部硫同位素变化符合细菌还原的预期模式，并且生物形成的属性也被其他地质观察结果所证实(Bechtel et al.，2001)。
3.5.5.8 变质矿床
一般认为，变质作用能够降低硫化物矿床中的硫同位素变化范围。重结晶作用、从液相和气相中释放硫(如黄铁矿分解为磁黄铁矿和硫)，以及在高温下的扩散作用都能减小初始硫同位素的不均匀性。
然而，区域变质硫化物矿床的研究(Seccombe et al.，1985Skauli et al.，1992)表明，几乎没有发现在矿床范围内存在明显的同位素均一化的证据，只有在特殊的地质条件和局部地区发现同位素的明显变化，这种变化是由诸如流体流态和构造等因素引起的。因此，变质过程中仅发生有限程度的均一化作用(Cook ＆ Hoefs，1997)，但由于受同位素原生分布特征和分带模式的影响，其均一化程度变得模糊而难以辨别。
出自：疯狂整夜
歌手：玄鸟传说
所属专辑：疯狂整夜
作词：宋小蕙
作曲：于秋实
编曲：于秋实
混音：顾小雨
歌词原文：
请给我一整夜 让我疯狂整夜
用你的热情燃烧吧 我的狂野
快乐的一整夜 躁动不安的夜
用你的身体点燃这 不眠的夜
疯狂整夜
十二点你已完美出现
诱惑的长发散落在我的指尖
太危险 你的笑太危险
真是完美无缺完美的夜
就算你你你不想要
感觉你有点OUT
音乐让你尖叫
不HIGH就不知道
晃动你的蛮腰
拥抱一下也好
充满兴奋的味道
请给我一整夜 让我疯狂整夜
用你的热情燃烧吧 我的狂野
快乐的一整夜 躁动不安的夜
用你的身体点燃这 不眠的夜
请给我一整夜 让我疯狂整夜
用你的热情燃烧吧 我的狂野
快乐的一整夜 躁动不安的夜
用你的身体点燃这 不眠的夜
疯狂整夜
十二点你已完美出现
诱惑的长发散落在我的指尖
太危险 你的笑太危险
真是完美无缺完美的夜
就算你你你不想要
感觉你有点OUT
音乐让你尖叫
不HIGH就不知道
晃动你的蛮腰
拥抱一下也好
充满兴奋的味道
请给我一整夜 让我疯狂整夜
用你的热情燃烧吧 我的狂野
快乐的一整夜 躁动不安的夜
用你的身体点燃这 不眠的夜
请给我一整夜 让我疯狂整夜
用你的热情燃烧吧 我的狂野
快乐的一整夜 躁动不安的夜
用你的身体点燃这 不眠的夜
请给我一整夜 让我疯狂整夜
用你的热情燃烧吧 我的狂野
快乐的一整夜 躁动不安的夜
用你的身体点燃这 不眠的夜
疯狂整夜
现代与古代海底热水硫化物矿床的流体和金属来源一直是一个有争论的问题（Henley and Thornley,1979Large,1992Hannington et al.,1999）。对于黑矿型矿床，有些学者根据成矿流体与海水的类似性以及热水蚀变带的广泛发育，认为成矿流体来自演变的海水（Pisutha-Arnond and Ohmoto,1983Date et al.,1983Green et al.,1983），成矿物质来自被流体淋漓的下盘岩系（Brauhart el al.,2001）；有些学者则根据硫化物矿床与钙碱性岩系的密切共生关系（Urabe,1987Stanton,1990）、流体包裹体的高盐度特征（Lecuyer et al.,1999）以及金属元素的流体-熔浆分配实验（Urabe,1985），坚持认为成矿流体来自岩浆去气，成矿金属来自岩浆体系。最近研究证实，在海底热水活动区，中性成分的岩浆的确可以分凝出以CO2为主的、富金属硫化物的岩浆流体（Yang and Scott,1996）。然而，岩浆流体对海底热水流体成矿系统产生多大的贡献，尚未很好的限定。
冲绳海槽JADE热水区的硫化物矿床在诸多方面可与日本黑矿类比（Urabe 1987Hal-bach et al.1989,1993Rona and Scott,1993；侯增谦和蒲边A郎，1996），因此，通过对其热水流体系统及其水-岩反应产物研究，将有可能对流体及金属物质来源给予新的限定。下面，从以下几个方面，论证岩浆流体对JADE热水流体系统的可能贡献。
1.浅位岩浆房证据
在冲绳海槽弧后扩张盆地的脊轴部位，发育不断结晶的浅位岩浆房，已得到区域热流测量结果的证实。在海槽脊轴地堑盆地区，高热流值变化于100～800mW/m2之间（Halbach et al.,1989），在JADE热水活动区，最高热流值达到10100mW/m2（Halbach et al.,1993）。这表明，JADE热水区下的浅位岩浆房达到最浅位置。据估计，岩浆房顶部处于海底之下1～1.5km处（Ishibashi and Urabe,1995）。类似的浅位岩浆房也在东太平洋超快速扩张中心被发现。沿此扩张中心，发育一系列活动热水区以及黑烟囱和热水缕（plume），热水活动与浅位岩浆房的对应关系表明，岩浆活动有效地驱动了海底热水流体的运移和循环（Urabe et al.,1995）。
此外，在JADE热水活动区，热水硫化物矿化总是出现于长英质火山强烈活动区，常常与充分分异的钙碱性岩系伴生。这种现象在其他古代VMS矿床也普遍存在，如在加拿大太古宙VMS矿区（Franklin et al.,1981Lydon,1988），澳大利亚古生代VMS矿区（Stan-ton,1990Large,1992）和日本中新世黑矿型VMS矿区（Urabe,1987Urabe and Marumo,1992）。硫化物矿化对钙碱性酸性岩的选择性常常被看作岩浆对成矿流体系统产生贡献的间接证据（Urabe,1987Lydon,1988Large,1992）。长英质岩浆在充分分异和早期脱气阶段可以分凝出以CO2为主的岩浆水（Burnham and Ohmoto,1980），其常常呈气泡形式封存于火山玻璃和含气泡熔融包裹体内（Yang and Scott,1996），但也偶而圈闭在脉状硫化物的流体包裹体中（Hou and Zhang,1998）。这种岩浆流体被认为直接注入海底热水流体系统，从而使喷射的流体极度富集CO2、CH4和H2S（Urabe et al.,1995）。在JADE热水区，热水喷口上方的喷射流体含有高CH4（最高浓度8800 nL/L）的流体，黑烟囱活动区附近发育CO2水合物管和CO2喷口，并正在排泄富CO2流体（Sakai et al.,1990）。这些富CO2流体和CO2-烃类流体被广泛地圈闭在硫化物和含矿主岩中。这些证据表明，JADE区热水流体系统以极度富气为特征。这些气体以CO2为主，含少量的CH4和H2S，主要来自浅位岩浆房。
2.流体氦富集证据
如果来自岩浆系统的CO2和H2O直接注入JADE热水流体系统，那么，正在排泄的富CO2流体应具有长英质岩浆或岩石的R/Ra比值。Sakai等（1990）直接测定了富CO2流体和黑烟囱流体的R/Ra比值，前者变化于5.8～6.6之间，后者约为6.5，并得出结论：富CO2流体来自岩浆脱气作用。
我们直接测定了含矿火山岩系和各种热水沉积物的氦同位素比值（表5-4）。遭受不同程度蚀变的长英质火山岩具有较小的3He/4He比值变化范围（0.75×10-5～1.22×-5）。其R/Ra比值（3He/4He样品与3He/4He大气之比）变化于5.3～8.7之间（表5-4），显著不同于世界范围的壳源花岗岩和酸性火山岩（＜＜5.0Mamyin et al.,1974；图5-5）。一件英安流纹岩样品的R/Ra比值为5.4，类似于典型的岛弧安山岩（Mamyin et al.,1974Hilton et al.,1993）。两件英安流纹岩样品的R/Ra比值介于7.3～8.7之间，类似于典型的MORB的R/Ra比值（8Craig and Lupton,1976；图5-5）。显然，这些含矿主岩的R/Ra比值与JDAE区热水流体的R/Ra比值大致相当。
JADE热水区的硫化物和重晶石的R/Ra比值变化于2.6～12.4之间（表5-4），从含矿主岩内的脉状矿化带经块状硫化物带至海底硫化物-硫酸盐堆积丘，R/Ra比值逐渐减小（图5-5）。海底氧化硅＋硫酸盐丘具有较小的R/Ra值变化（4.4～6.0），稍低于黑烟囱流体的R/Ra比值，暗示高温的黑烟囱流体因被海水稀释而发生氧化硅和硫酸盐沉淀。块状硫化物的R/Ra比值变化于2.4～10.1之间，其平均值为5.6，总体类似于氧化硅＋硫酸盐堆积丘（表5-4）。硫化物烟囱的R/Ra比值显示清楚的侧向分带，从黄铜矿＋黄铁矿中心带经富闪锌矿过渡带至氧化硅＋硫酸盐外墙，R/Ra比值由8.0变至2.6，其均值在6.2左右，十分接近于JADE区的黑烟囱流体的R/Ra比值（6.5Sakai et al.,1990）。由于烟囱的生长机制主要受温度梯度和流体混合过程控制（Goldfarb et al.,1983Tivey and McDuff,1990Tiveyet al.,1990Herzig et al.,1993Tivey,1995），因此，R/Ra比值的侧向分带可以用热流体与冷海水的不同程度混合作用来解释。假定初始的高温流体的R/Ra比值接近于长英质岩浆的R/Ra比值（8.7），海水的R/Ra比值接近于大气，那么，烟囱硫化物和氧化硅和硫酸丘的R/Ra比值则要求，在热水流体系统中来自长英质岩浆的氦分别占到60%和40%。
表5-4 冲绳海槽JADE热水区代表性的火山岩、块状硫化物、烟囱硫化物和氧化硅-重晶石的氦同位素分析结果
Cp—黄铜矿；Py—黄铁矿；Sp—闪锌矿；Gn—方铅矿；Te—砷黝铜矿；Ba—重晶石；Q—石英；Am—非晶硅；Plag—斜长石；Kf—钾长石；G1—玻璃；Mt—磁铁矿；Cpx—单斜辉石；Ol—橄榄石
与MORB和幔源长英质火山岩相比，产于火山岩内的浸染状硫化物有异常高的R/Ra比值（>8.7），甚至高于现代海底正在排泄的黑烟囱流体（Lupton et al.,1980Welhan and Craig,1983Merlivat et al.,1987and Jean-Baptiste and Fouquet,1996 Craig,1983Kim et al.,1984Merlivat et al.,1987Jean-Baptiste and Foupquet,1996Craig et al.,1987Ishibashi et al.,1994）。这是因为，3He在硫化物的流体包裹体中异常富集（表5-4）。然而，JADE热水区硫化物具有较低的U丰度（0.93×10-6～5.6×10-6）和Th丰度（0.41×10-6～2.16×10-6），排除了放射性成因氦导致3He富集的可能性。这暗示热水流体系统中的3He富集可能与原生地幔或富集地幔（如地幔热柱）的氦贡献有关。为了进一步确定过剩氦的来源，我们同时分析了样品的20Ne/22Ne和40Ar/36Ar比值（表5-4）。块状硫化物的流体包裹体的20Ne/22Ne比值（10.7～11.3）与MORB和地幔热柱的有关比值接近（12.5O'Nions and Tolstiklin,1994），其20Ne丰度[（0.5～2.7）×10-8cm3STPg-1]与MORB[（0.8～3.9）×10-10cm3STPg-1]和地幔热柱（例如，Loihi plume[（0.5～8.0）×10-10cm3STPg-1]类似（Allegre et al.,1986），其40Ar/36Ar比值（287～345）处于大气（295.5）与地幔热柱（360～425）之间，显著低于MORB（13000～25250）（Allegre et al.,1986）。这些资料表明，圈闭在流体包裹体中的He、Ne和Ar气体有两个来源，即大气源和地幔源。
图5-5 来自不同源区的火成岩（a）和弧后-洋脊环境的热水流体（b）的R/Ra比值
火成岩的氦同位素资料来自Mamyin et al.,1974Craig et al.,1978Craig and Lupton,1976Kaneoka and Takaoka,1980Polyak et al.,1993Scarsi and Craig,1996and Marty et al.,1996；现代海底热水活动区流体的氦同位素资料来自Craigetal.,1978Ishibashietal.,1994Luptonetal.,1980Welhanand
大气与深海海水在3He/4He、20Ne/4He和40Ar/4He比值上的类似性表明，两者有着统一的成因（Allegre et al.,1986O’Nions and Tolstiklin,1994）。块状硫化物与MORB在40Ar/36Ar和20Ne/4He比值上的显著差异，反映这些惰性气体的源区是原生地幔，或者是富集地幔，但不是亏损地幔（MORB）。大部分块状硫化物样品处于海水与Loihi地幔热柱混合线上（图5-6），反映了热水流体系统中的惰性气体具有混合源特征。假定原生地幔与海水是惰性气体的来源区，简单的物质平衡计算表明，在JADE热水区的流体系统中，在总体积中，23%的He,42%的Ne和21%的Ar来自地幔源区。具有幔源特征的这些惰性气体，虽然可能直接来自地幔脱气，但更可能像CO2那样，从幔源岩浆分异的长英质岩浆中脱气分凝出来。由于惰性气体比较稀少，因此，其迁移可能是与主气流相伴的。
图5-6 冲绳海槽JADE热水区块状硫化物中包裹体的20Ne/4He-R/Ra图（a）和40Ar/36Ar-3He/4He图（b）（据曾志刚，2002）
3.流体异常高温证据
不同构造背景的黑烟囱流体通常保持一个长期稳定的热状态（Campbell et al.,1988）。高温黑烟囱流体温度范围为300～400℃，通常稳定在350℃长达数年之久。在JADE热水区，黑烟囱流体的海底测量温度为220～320℃，类似于洋中脊环境的黑烟囱流体。然而，在海底下部脉状矿化带内，金属矿物和脉石矿物中捕获的流体包裹体却记录了一个较高的温度范围。假定JADE热水区海水深度为1400～1500m，压力校正将使测量的均一温度提高20～30℃，因此，流体包裹体的圈闭温度远远高于黑烟囱流体的喷射温度。这表明，JADE热水流体系统有高达422℃的初始流体温度。流体对流循环过程中的温度降低，可能与海底下部多孔渗透性火山碎屑层内发生的热流体与冷海水混合有关。
Ishibashi and Urabe（1995）提出，JADE热水区下部的岩浆房顶面处于海底之下1～1.5km范围，取该区海水深度为1500m，可以估计，岩浆房顶面的静水压力为25～30MPa。
海底热水流体的氧化硅含量可以被用做压力计半定量地估计流体-岩石反应压力（Bowers et al.,1988）。假定JADE热水区热水流体在较稳定的热和化学稳定条件下与石英达到了平衡，那么，黑烟囱流体中的SiO2浓度（10.8～12.5mmol/LIshibashi and Urabe,1995）则限定了大致的压力，约为25MPa。这个估计压力表明，在JADE区，主流体-岩石反应带位于浅位岩浆房顶部的高温破裂带位置（图5-7）。
图5-7 冲绳海槽JADE热水区热水流体的p-t-SiO2演化途径（a）和对流循环模式（b）
实线为石英在0.5mol/L NaCl溶液中的溶解度等压线；长虚线为石英在1.1mol/L的NaCl溶液中的溶解度等压线。圆点曲线是海水的两相边界线；短虚线为JADE区的静水压力。黑实线为岩浆房的静岩压力，代表了主水-岩反应带位置。PC是海水的临界点。点A和B分别是0.5mol/L的NaCl溶液（≈海水）在达到SiO2浓度为12.5mmol/L的等值线时的最高和最低温度。点C是1.1mol/L的NaCl溶液（2倍于海水）在达到SiO2浓度为12.5mmol/L的等值线时的温度。点D是溶液温度达到360℃、SiO2浓度变化于16.0～17.0mmol/L之间时的压力。点F是溶液温度达到422℃、SiO2浓度达到12.5mmol/L时的压力。E和H分别显示热水流体通过绝热冷凝和传导冷凝上升的途径
主流体-岩石反应带的流体温度可以根据热水流体中的SiO2浓度和石英溶解度来估计（图5-7）。在25MPa条件下，流体-岩石反应过程要将加热的海水的SiO2浓度提高到12.5mmol/L，而盐度基本保持不变（0.5mol/L NaCl），那么，石英的溶解度等压线将限定流体的最高温度和最低温度分别为385℃（点A）和300℃（点B）。点A非常接近于海水的气-液两相边界，这种流体在达到海底喷射之前，必定会发生沸腾，但流体沸腾的证据在包裹体观察中并未发现。如果加热海水的SiO2浓度达到12.5mmol/L，那么，其盐度将是正常海水的两倍（1.1mol/L NaCl），这种被加热的海水流体将处在气-液两相区内，低温截距将低于300℃（点C），这是与实际观测资料不一致的。尽管点C和B的温度与JADE区的流体观测温度一致，但显著低于流体包裹体的均一温度（350～392℃）。当点B和C处的流体，不论通过绝热上升还是传导冷凝方式，穿过火山岩系到达海底，其温度必定小于300℃，不仅低于喷射的黑烟囱流体温度（320℃），而且比测量的包裹体均一温度低了约100℃。
有两种可能的机制可以解释JADE区热水流体的异常高温：①长英质岩浆的结晶潜热（latent heat）；②岩浆流体向海底热水流体系统的注入。如果进入主水-岩反应带的循环海水只是从岩浆房顶部的前缘破裂带吸收过剩的热量，那么，加热海水中的SiO2浓度势必迅速增加（见图5-7a）。假定加热海水的温度由300℃（点B）提高到360℃，其SiO2浓度将由12.5mmol/L增加到16～17mmol/L（点D），显然高于JADE区的观测结果。如果被加热的海水温度为422℃，SiO2浓度为12.5mmol，那么，主水-岩反应带的深度将增加到海底之下2km处（点F），这显然比岩浆房顶部的前缘破裂带位置还深（图5-7）。
如果高温高盐度的岩浆流体与发生成分演变的冷海水混合，那么，混合流体的温度和盐度都将增高。因此，JADE热水区的高温（422℃）高盐度（＞6.4%）流体并不支持简单的海水对流循环模式（Pisutha-Arnond and Ohmoto,1983），相反，它要求岩浆流体对热水流体系统产生重要贡献。
4.流体富δ18O的证据
流体的氧同位素组成可以根据热水石英δ18O值、全岩δ18O值、流体包裹体均一温度和水-岩反应温度来估计。在JADE热水区，富Zn-Pb-Cu浸染状矿体中热水石英的δ18O值，变化于12.3‰～14.7‰之间（表3-4），与之平衡的高温（350℃）热水流体的δ18O值变化于6.0‰～9.0‰之间，后者显示富δ18O特征。假定热水系统是相对开放的，在矿物淀积过程中石英的δ18O保持不变，那么，热水流体的初始态和终结态的δ18O组成，则可以根据石英-水的氧同位素交换系数（Matsuhisa et al.,1979）和最高、最低均一温度（表5-3）来估算。
计算结果表明，在热水流体系统的初始演化阶段，与石英平衡的热水流体的δ18O值变化为8.3‰～9.0‰，类似于典型的岩浆流体（δ18O=6‰～8‰；Taylor and Sheppard,1986）。随着海水的混入和温度的降低，热水流体系统的δ18O值随之降低，变化于1.9‰～4.0‰之间。该δ18O值范围接近于黑烟囱流体的δ18O测量值，类似于日本黑矿成矿流体的δ18O值（0～5‰；Pisutha-Arnond and Ohmoto,1983）。如果高温阶段的初始流体具有岩浆水的δ18O值（6‰～8‰），可以估计，在JADE热水区，当温度降至200℃时，热水流体系统中的冷海水约占总体积的53%～78%。
根据JADE热水区浸染状硫化物中的包裹体均一温度（200～392℃），估计热水活动中的流体-岩石反应温度介于220～330℃之间。假定未蚀变的长英质火山岩的δ18O平均值为8.0‰（Taylor and Sheppard,1986），那么，热水蚀变作用则将长英质火山岩的δ18O值由8.0%。提高到14.1‰，这意味着，在合理的W/R比值（0.5～100）和蚀变温度（200～330℃）下，与岩石发生反应的热水流体，其δ18O值应接近岩浆水的δ18O值（见图3-10a）。相反，如果海水（δ18O=0.0‰）与新鲜的长英质火山岩（δ18O=8.0‰）发生反应，将要求水-岩反应发生在非常低的温度条件下（180～100℃；见图3-10b），这显然与流体包裹体测温资料不符。根据石英的δ18O成分（表3-4），如果假定初始流体的 为6.0‰，而且与已蚀变的长英质火山岩发生反应，则可以较好地解释蚀变岩石的全岩δ18O值变化以及根据石英δ18O值资料估计的热水流体的δ18O组成。因此，可以认为，JADE热水区的岩石和热水石英的δ18O组成，记录了一个两阶段流体演化过程。早期阶段低温流体以海水为主，晚期阶段高温流体以岩浆水为主。
总之，JADE热水区海底之下1～1.5km处发育的浅位岩浆房及区域高热流异常、喷射热水流体的极度富气和异常高的CO2和CH4含量、热水流体的异常高温（330～390℃）和较高盐度（6.7%～7.5%）、以及热水流体的富18O特征和高R/Ra比值，均从不同角度证实，来自岩浆的流体对海底热水流体系统产生较大贡献。
驾车路线：全程约1105.5公里
起点：硫酸厂
1.天津市内驾车方案
1) 从起点向正东方向出发，沿津塘公路行驶60米，调头进入津塘公路
2) 沿津塘公路行驶10.6公里，朝外环方向，稍向右转进入G103
3) 沿G103行驶210米，直行进入津塘公路辅路
4) 沿津塘公路辅路行驶50米，直行进入津塘公路辅路
5) 沿津塘公路辅路行驶320米，在第3个出口，朝西青/G18/荣乌高速方向，左转进入外环东路辅路
6) 沿外环东路辅路行驶850米，过津塘桥，稍向左转进入外环东路
7) 沿外环东路行驶2.6公里，朝微山路/津港桥方向，稍向右转进入外环南路
8) 沿外环南路行驶10.2公里，直行进入外环南路辅路
9) 沿外环南路辅路行驶700米，过津淄桥，左转进入卫津南路
10) 沿卫津南路行驶120米，过津淄桥，朝G18/荣乌高速方向，稍向右转进入荣乌联络线
11) 沿荣乌联络线行驶30米，直行进入荣乌联络线
2.沿荣乌联络线行驶6.1公里，朝荣成/深圳/仁爱团白湖/G18方向，稍向右转进入荣乌高速
3.沿荣乌高速行驶157.5公里，过大寨河大桥，直行进入长深高速
4.沿长深高速行驶55.5公里，直行进入滨莱高速
5.沿滨莱高速行驶46.2公里，朝青岛/潍坊方向，稍向右转进入房镇立交桥
6.沿房镇立交桥行驶310米，右前方转弯进入青银高速
7.沿青银高速行驶52.5公里，朝东营/青州/G25方向，稍向右转进入于家庄枢纽
8.沿于家庄枢纽行驶1.3公里，直行进入长深高速
9.沿长深高速行驶256.8公里，朝盐城/南通方向，稍向右转进入城南枢纽立交桥
10.沿城南枢纽立交桥行驶1.0公里，右前方转弯进入沈海高速
11.沿沈海高速行驶28.0公里，朝盐城/南通/淮安/南京方向，稍向左转进入连霍高速
12.沿连霍高速行驶830米，直行进入沈海高速
13.沿沈海高速行驶385.0公里，朝上海/常州/太仓/常熟方向，稍向右转进入董浜枢纽
14.沿董浜枢纽行驶1.5公里，直行进入沈海高速
15.沿沈海高速行驶48.9公里，在宝安公路/上海国际赛车场出口，稍向右转上匝道
16.沿匝道行驶550米，过建设河桥约610米后，直行
17.上海市内驾车方案
1) 行驶1.0公里，稍向右转进入沪翔高速
2) 沿沪翔高速行驶9.8公里，直行进入外环高速
3) 沿外环高速行驶6.5公里，朝中环路/蕰川路方向，稍向右转进入蕰川路立交
4) 沿蕰川路立交行驶430米，直行进入薀川公路
5) 沿薀川公路行驶580米，直行进入薀川路
6) 沿薀川路行驶50米，直行进入薀川路
7) 沿薀川路行驶420米，直行进入南北高架路
8) 沿南北高架路行驶10.9公里，过右侧的宝丰大厦，在新闸路/上海站/海宁路/天目西路出口，稍向右转上匝道
9) 沿匝道行驶10米，过右侧的海鸥康恒大厦约490米后，在第3个出口，左后方转弯进入天目中路立交桥
10) 沿天目中路立交桥行驶120米，过右侧的闸北区政法大楼约250米后，朝西藏北路方向，稍向右转进入海宁路
11) 沿海宁路行驶2.7公里，过海宁路桥，直行进入周家嘴路
12) 沿周家嘴路行驶480米，朝东余杭路/新建路隧道方向，右转进入新建路
13) 沿新建路行驶280米，过右侧的建唐大楼，直行进入新建路隧道
14) 沿新建路隧道行驶1.7公里，稍向右转进入东园路
15) 沿东园路行驶50米，右前方转弯进入东园路
16) 沿东园路行驶，过左侧的交银金融大厦约250米后，朝陆家嘴西路/东方明珠/国际会议中心/金茂大厦方向，左转进入陆家嘴环路
17) 沿陆家嘴环路行驶80米，右转
18) 行驶20米，左转
19) 行驶30米，到达终点
终点：上海大洋海底世界
现代水化学条件所处的水文地球化学环境与古代水化学条件截然不同，二者的化学性质向着不同演变方向发展。从某种意义上讲，前者的化学成分不仅变化幅度大，而且化学组成更为多样化。因为现代水化学条件除受油气地质因素控制外，还严格受自然地理条件的影响，形成了一个随时间与空间不断变化着的庞大而复杂地下水化学体系。研究现代水化学条件，首先必须取得有代表性的、质量较高的地下水样品。
1.样品的代表性与选取的原则
研究盆地含水系统现代水化场的变化规律及其与油气的关系时，正确的取样，是获得可靠分析数据的前提，也是认识水文地球化学特征的基础。在实际工作中必须高度重视，否则会得出不确切的认识。
钻井试油过程中，由于采样目的与用途不同，按照规定(规范)通常要连续或定期(按时间间隔)采取水样，由于钻井泥浆、冲洗液、注水泥、酸化及压裂液等化学试剂的应用，严重影响或污染了原始地下水化学成分，一方面使某些离子组分发生畸变，另一方面使不同批次样品的化学成分差异很大，需要根据实际情况进行选取，一般可按下述方法与原则进行取舍。
1)取样方法。在油田水化学成分研究中，正确的取样具有重要的意义，如果研究者能亲自到现场取样，并根据实际情况从多种取样方法与部位(如：井口取样、溢出水面之下取样、防喷器出口管线上的闸门取样、地层测试取样、出油管取样、开采油井中取样及专门的水样取样器取样等)中，选取采样条件基本一致的样品作为主要研究对象是非常有益的，可以排除由于样品的随机采取所带来的干扰和不确定性，提高了样品的质量和可信度。当研究者不能在现场采取样品，而应用已有地下水化学成分分析资料进行含油气研究与评价时，要十分慎重，需要对资料进行鉴别，尽可能的按统一原则选取可靠或能真实反映盆地流体特性的分析资料，例如选用钻井地质技术人员亲自采集的样品；标签、记录齐全的样品；取样条件与方法一致的样品等。
2)取样条件与样品要求。在开采一段时间的油气井(未注水者)中取水样，具有较高的应用价值，能真实地反映地下水化学成分变化的总趋势。如果条件允许，可选用不同时间或按一定时间间隔连续取样分析资料的平均值作为该井地下水化学成分的代表进行研究，借以提高样品的质量与可信度。要选取地下水主要化学成分(包括 pH 值、Cl-、Ca2+、Mg2+、 、 、OH-和矿化度等)基本稳定以后的样品。试油时对没有自喷能力的井，要选用抽水试验水位稳定以后的水分析资料。在盆地周边取水样时，要考虑季节的相对一致性。
3)其他识别参数。出现下列情况之一者，一般不选用：固井质量不合格，流体串槽与混合水样；出水层位与深度不明的水样；水分析误差(即Na++K+的实测值与理论计算值的差值)超过5%者；主要成分有缺项者(注意缺项的偶然性与普遍性，如四川盆地中部须家河组中，普遍没有 )；水分析结果含OH而HCO3=0者；取样与分析时间间隔过长，不符合要求者；从已注水的油井取的样品；特殊水分析项目(烃类气体、有机组分、不稳定元素等)没经过处理者。
4)取样层的地质条件。如果根据地质条件的初步分析，认为地层环境是封闭性很好的，而所采水样分析结果显示是开放环境或破坏环境下的地层水，则水样的可信度要引起关注，可能是采样的准确程度有问题，反之也然。
5)注意区分特殊样品。如在采气过程中，由于温度、压力降低，在井口有凝析水聚集，水的矿化度很低，在此种情况下，井口样品只能供参考。
为了方便，根据研究的目的任务，对所取样的分析资料，进行可靠性鉴别与分类，一般可分为：有应用价值或可直接应用的资料；可供参考的资料；无应用价值的资料。
现场取水样后，注意样品的保真与保鲜，根据分析项目分瓶加入稳固剂。对有机组分一定要现场处理与萃取。水样灌瓶后，要密封倒置，要尽快分析测试。
2.地下水化学成分的形成作用
含油气盆地内现代地下水化学成分同原始水相比已有很大的变化和差别，这是因为在特定的地质与自然地理条件综合构成的环境中，地下水在诸多作用的控制下，其化学成分随之而不断变化形成固有的特征。主要形成作用有。
(1)溶滤作用
广义的溶滤作用包括溶解作用，作用的结果是物质的一部分或全部溶于水中；对矿物来说，在不破坏结晶格架的前提下，部分元素进入水中；水如果经过含可溶性盐类的岩石时，带走可溶物质。
水分子为偶极分子，并且有很大极性，因此，可借助相当强的静电力来吸引和牵制溶于水中的离子。水分子的正极(氢端)吸引水中阴离子，而负极(氧端)吸引水中阳离子。这种水中离子与水分子偶极间的相互吸引作用，使水中正、负离子周围为水分子所包围的过程称作离子的水化作用。离子的水化作用减弱了正、负离子之间的相互吸引力，使多数盐类都能溶解于水。如NaCl与水接触时，组成其晶格的离子，将被水分子带相反电荷的一端所吸引，如图2-22所示，其中左图表示水的极性分子吸引结晶格架中的离子(负电荷吸引钠离子，正电荷吸引氯离子)；右图表示结晶格架被破坏，NaCl发生溶解，呈离子状态溶于水中。
图2-22 水溶解盐类过程示意图
(据О.А.Алекин，1960)
上述可知，只要水化能(水分子对离子的引力)大于晶格能(离子间的吸引力)时，就会发生溶解作用，这是物质能溶解于水的原因。几乎所有的物质都被水溶解，所以大多数元素都存在于水中。
试验证明，当固体盐类与水溶液相互作用时，将发生溶解作用和结晶作用(离子由溶液中转移到晶体表面上)。当单位时间内溶解与析出盐的数量相等时，溶液达到饱和。此时溶液中盐类含量称为该盐类的溶解度。由于结晶格架中离子之间的吸引力不同，因此，不同盐类具有不同的溶解度。常见盐类溶解度的大小顺序为氯化物大于硫酸盐大于碳酸盐和重碳酸盐。从表2-10的数据看出；CaCl2＞MgCl2＞NaCl＞MgSO4＞Na2SO4＞CaSO4＞CaCO3。
表2-10 某些盐类溶解度随温度的变化 单位：g/L
(据Aлекин，1960)
大多数固体物质的溶解度都随温度的升高而加大，但也有少数物质例外，从图2-23看出，CaSO4·2H2O的溶解度在40～100℃之间略有降低；Na2SO4·10H2O从32℃开始下降。其原因与结晶水析出，离子间距离缩小，使离子结合更加紧密有关。
图2-23 某些盐类溶解度与温度的关系
(据О.А.Алекин，1960)
溶解度大小除了决定于温度外，还与水中存在有其他物质有关。任何一种盐类与另一种含有相同离子的盐类相遇时，则其溶解度降低，如果另一种盐类所含离子不相同时，则其溶解度增高。这就是化学中的同离子效应和盐效应。例如，难溶的天然化合物方解石、白云石、石膏等加入氯化钠含量很高的矿化水中，则它们的溶解度也会有所增高。
当溶液的一种溶质的含量超出其在该温度下应有的含量时(过饱和溶液)，该溶液是极不稳定。当振动或加入可以构成结晶中心的晶体时，多余的物质析出，直到重新达到在一定温度下与该物质的溶解度相适应的平衡时为止。
岩石中的某些组分，常借助气体成分被溶滤转入水中。其反应式如下：
在碳酸盐岩石中：
含油气盆地水文地质研究
Ca(HCO3)2和Mg(HCO3)2的溶解度都大于CaCO3和MgCO3，因此，碳酸盐岩便被溶滤破坏。上述反应是可逆的，当水中富含CO2时，反应向右进行；当水中缺少CO2时，反应向左进行，引起沉淀。
在硅酸盐岩石中：RSiO3+CO2+H2O→RCO3+SiO2+H2O
硅酸盐岩的溶滤作用比较弱，砂岩储层中成岩次生孔隙的形成，与该溶滤作用有关。
对含油沉积盆地来讲，地下水中CO2气体的主要来源与岩浆活动、碳酸盐岩的热分解、有机物质分解及生物地球化学作用有关。由于CO2来源的广泛存在，使碳酸盐岩普遍遭受溶滤作用，结果使地下水中大量富集 。在水文地球化学勘查中， 的高含量是寻找二氧化碳气藏较灵敏的指标。
岩石中的碳酸盐、地下水中的碳酸及不同来源的CO2，构成一个完整的碳酸循环平衡体系。在酸性水的条件下，水中碳酸的主要种类是CO2+H2CO3，即游离碳酸占优势；在pH=6.4～10.3时， 占优势；pH大于10.3时， 占优势(图2-24)。
图2-24 碳酸盐种类与水的pH值关系
溶滤作用的强度，即岩石组分转入地下水中的速率，还与地下水的流动速度有关，一般水交替作用比较弱或地下水滞流区，溶滤作用的强度低。溶滤作用形成的水化学成分与岩性有密切的关系，如溶滤含盐岩层的水其成分多以Na+和Cl-为主；溶滤含石膏的地层水，其成分中 和Ca2+含量增高；在酸性火成岩分布区的地下水，必然含有较多的Na+和K+；在基性与超基性火成岩发育的地区，地下水中含有较多的Mg2+等。地下水中某些微量元素的富集也多与溶滤作用有关。
(2)阳离子交替吸附作用
阳离子交替吸附作用是在界面平衡理论的基础下进行的，地下水与岩石接触时，界面上将发生化学平衡作用，即离子吸附作用和离子交替作用，前者是岩石从水中吸附某些离子；后者是岩石表面吸附的离子与水中同号离子发生等当量的交换。这两种作用的结果，都会改变地下水的化学成分。
虽然阳离子和阴离子均可发生离子的交替作用，但在天然条件下阳离子交换作用占优势地位。离子交换主要发生在细粒和富含有机质的岩石上。反应是可逆的，所以进行到一定程度后就会停止，处于平衡状态。目前虽然有许多经验公式和理论模型(多相化学反应理论、半透膜平衡理论、溶胀压渗透理论等)可以描述，但仍属纯理论性的，离解决实际问题还有很多研究工作要做。
吸附作用是岩石表面高活度的结果。如果吸附是通过静电引力或范德华力引起的叫物理吸附，这种吸附较弱；如果吸附是由固体表面和水中离子间产生化学键合的话称化学吸附，这种吸附较强。细粒沉积物和有机物质由于单位体积内有较大的表面积和较强的电荷，所以它们是强吸附剂。大多数矿物或岩石在其晶格中具有过剩的非均衡负电荷，所以多吸附阳离子。
根据界面化学平衡的理论，所谓阳离子交替吸附作用，是指地下水与岩石接触时，水中某些阳离子交替了岩石中的某些阳离子，例如：
含油气盆地水文地质研究
以上反应是可逆的，并且阳离子之间的交换严格按照等当量定律进行。
阳离子交替吸附强度取决于许多因素，如阳离子交替吸附能量、岩石的粒度、水中阳离子浓度及介质的pH值等。根据交替吸附能量的大小，可以排列出阳离子的交替吸附顺序：
H+＞Fe3+＞Al3+＞Ba2+＞Ca2+＞Mg2+＞K+＞Na+＞Li+
不同的阳离子，其交替吸附能量在很大程度上取决于化合价和原子量。化合价越大，离子由水中进入岩石颗粒表面的能力越大。如果化合价相同，吸附能量随原子量的增加而增大，如一价元素中，按原子量，K+=39、Na+=23、Li+=7，则交替吸附能量(毫克当量/千克)，K+=68、Na+=45、Li+=38。阳离子在水中的浓度也影响着交替吸附作用，浓度大的离子比浓度小的离子更容易被岩石所吸附。例如吸附能量小的钠离子，当浓度很高时，则吸附综合体中吸附能量大的钙离子，将部分的被钠离子排挤出去。在下列的动平衡中，当水中Na+浓度增加时，平衡向右移动，而当Na+浓度减小或Ca2+浓度增加时，则平衡向左移动。
含油气盆地水文地质研究
此外，水介质的pH值也影响阳离子的吸附能量，因为地下水中H+的吸附能量最大，它会阻碍其他阳离子的交替。当介质的pH值由6增至11时，岩石的交替吸附能量增加1～2倍。
岩石的粒度越小，比表面积越大，交替吸附作用的规模也就越大。地温对交替吸附作用也有一定的影响。
表2-11的数据说明，当用Na+浓度占主要地位的油田水与含Ca2+为主的土壤进行交替吸附作用实验时，其结果，油田水中的Ca2+增加了25.64mol/L(相当于51.28毫克当量/升)；Mg2+增加了3.98mol/L(相当于7.85毫克当量/升)；而Na+含量降低的数量(60.08mol/L或毫克当量/升)，大体上相当于Ca2+和Mg2+的增加总量。说明，交替吸附作用是影响地下水中离子组成的重要地球化学作用的一个因素。
表2-11 油田水与土壤交替吸附实验数据
(据张金来等，1981)
注：①毫克当量/100克；②毫克当量/升。
(3)浓缩作用
当水蒸发时，其中所含盐分之量不减，则其浓度(即矿化度)相对增大，这种作用称为浓缩作用。当水的浓度增大时，由于各种盐类的溶解度不同，使碳酸盐类、硫酸盐类和氯化物依次发生沉淀，使水中各种成分的比例发生变化。例如，以 为主要成分的低矿化水，在浓缩后由于碳酸盐类溶解度最小，首先沉淀出来，变为 和Cl-- 型中等矿化的水，再进一步浓缩会变成以Cl-为主的高矿化水。
对油田水来讲，由于深埋地下，温度升高和放射性元素衰变等原因都会引发浓缩作用。石油地质工作者以泥岩中氯离子的含量代表沉积时水体的含盐量，据统计，我国许多含油气咸水沉积盆地的泥岩中氯离子含量大于1000×10-6，而现今油田水的氯离子含量平均值在60000×10-6以上，二者相差60倍；而淡水沉积盆地的泥岩中氯离子含量为80×10-6左右，而油田水的氯离子在2500×10-6左右，二者相差近30倍。究其原因，浓缩作用虽然不是唯一的因素，但它是引起油田水变质的重要地球化学作用。表2-12是我国有代表性含油气盆地泥岩和油田水中氯离子含量的对比数据，可以从一个方面说明油田水存在着较强的浓缩作用。
表2-12 我国有代表性盆地中氯离子含量
由于浓缩作用(不是唯一的)，使油田水(包括海相和陆相)中的主要离子组合或富集离子多为： ·Cl--Na+，Cl-· -Na+，Cl--Na+，Cl-· -Na+和少数Cl--Na+·Ca2+。
前已述及，K.B费拉托夫认为，重力作用对水浓缩有一定的影响，在运动速度比较缓慢的深部地下水中，在重力场的作用下，水中离子按其溶液的饱和极限与比重不同，沿着地心引力的方向作垂直分异，即比重小的离子( )位于浅部，而比重大的离子(Cl-)位于深部。在同一含水岩系中，由浅到深，水的矿化度不断增加，依此出现重碳酸盐水、硫酸盐水和氯化物水，进一步说明了因重力作用可引起水化学成分的浓缩及分带性。费拉托夫还指出，这种分带性是在重力因素自始至终的定向作用下，水中各离子按比重大小不同进行重新分配的结果。
(4)混合作用
当两种或数种成分与矿化度不同的地下水相混合，使水化学成分与矿化度发生变化的作用，称为混合作用。对油田水来讲，有两种混合作用，一是大气降水，从盆地周边的补给区沿着地下径流方向与盆地内部深层水混合；另一种是盆地内部不同含水岩系之间，地下水沿着可渗透地层或断裂伴生的裂隙系统越流运动，使地下水产生水力联系而混合。混合作用的结果，引起水化学反应，形成水化学成分同相混水有明显差异的地下水。奥吉尔维用图解的形式，表达了黑海海水与岸边地下水混合作用过程中Cl-，Na+及矿化度的变化特征(图2-25)。
混合作用往往导致某些盐类的沉淀和气体的逸出，形成与源水不同的化学成分，如下式所示：
2NaHCO3+CaCl2→2NaCl+CaCO3↓+H2O+CO2↑
Na2SO4+CaCl2+2H2O→2NaCl+CaSO4·2H2O↓
Ca(HCO3)2+Na2SO4→CaSO4↓+2NaHCO3
图2-25 水的混合作用图解
(据奥吉尔维，1960，略修改)
当含有Ba2+与含有 的地下水混合时，便会产生BaSO4的沉淀，从而改变源水的离子组成。有些水混合时，虽然不会产生明显的化学反应，但矿化度和离子含量会有很大的变化。如高矿化度的Cl-Na型水，同低矿化度的HCO3-Ca(Mg)型地下水混合时，矿化度与水中离子组成的变化趋势与走向，取决于两种水的混合比例。
(5)生物地球化学作用
在有机质和微生物(细菌)的参与下使地下水化学成分发生改变的作用，称为生物地球化学作用。在油田水化学成分的形成与演变过程中，该作用具有重要的意义。主要有以下几个方面：
脱硫作用：在封闭缺氧的还原条件下，温度不超过60℃，pH=6～9时，易发生脱硫作用，反应式为
含油气盆地水文地质研究
反应的结果，使水中硫酸根减少，甚至消失，而富集重碳酸根和硫化氢气体，从而改造了油田水化学成分。
绍勒尔(H.Schoeler，1955)提出用 =70作为硫酸盐饱和程度的分界值，以此标准衡量油田水大部分都小于70，只有在氯化化物含量很高的Cl·SO4—Na组合的水中高于70，其原因并非不存在脱硫作用，面是与膏岩层的存在有关。
在含油气盆地中，还存在着脱硝酸作用，其反应式为
含油气盆地水文地质研究
反应结果，使水中硝酸盐还原。生成游离氮气。通常地下水中除含有来自大气的无机N2外，还含有生物成因的有机N2，其成因多与还原环境下有机质的演变有关。
脱碳酸作用：碳酸盐类在水中的溶解度，决定于水中所含CO2的高低，当温度升高或压力减小时，水中CO2逸出，促使水中的 与Ca2+，Mg2+结合形成沉淀，使水中 ，Ca2+，Mg2+含量降低。
(6)扩散作用
使地下水中离子、分子或胶体成分的浓度达到平衡状态的作用，称为扩散作用。该作用的特点见第四章。
应当指出的是，前述各种作用对地下水化学成分的形成与改造，不是等量齐观和并驾齐驱的，各种作用能否进行以及进行的强弱程度，则取决于地下水存在的环境条件，尤其是地质条件，包括地层岩性和地质构造两方面的因素。在不同的环境条件下，往往是一种或几种作用为主，并且在不同的时间和空间上发生变化。
3.地下水化学成分的基本组成
深层地下水，尤其是现今油田水化学成分的组成，受原始水性质的控制。在陆相地层中赋存的油田水是由大陆水派生的，在海相地层中赋存的油田水是由海洋水演变而成的。
大陆水(湖泊淡水与河水)的化学成分，以 和Ca2+为主，多具有 ＞ ＞Cl-，Ca2+＞Na+＞Mg2+的排列顺序，以重碳酸钙占优势，其次为硫酸盐，氯化物含量少(表2-13)。
表2-13 淡水湖与河水化学成分组成 单位：meq/L
注：①夏季取样；②春季取样。
大陆水化学成分主要决定于水体在其中循环的岩石与土壤的成分，由于水同岩石和土壤的相互作用，水逐渐自围岩中获得可溶组分、胶体及有机物质。溶于水的盐类主要是碱金属和碱土金属的碳酸盐和硫酸盐。在气候条件的控制下，内陆湖盆的水体不断蒸发、浓缩，由于CaCO3和MgCO3的溶解度很低，首先自水中除去Ca(HCO3)2——大陆水的最主要组分，当水继续浓缩时，CaSO4的含量超过其溶解度时，也开始从水中沉淀。因此，大陆水浓缩初期，形成钙-镁成分为主的湖泊，最后阶段形成钠-镁和钠型湖。在大陆环境下经常进行着硫化铁及其他重金属硫化物的氧化过程，使硫酸盐含量在地表不断增加，促使大陆水浓缩的最后阶段趋向于硫酸钠型水。
水中的钙离子和岩石表面吸附的钠离子之间交替吸附作用，会出现苏打湖，尤其是在矿化度不断增高时，阳离子交替吸附作用更为活跃。在苏打湖水的化学成分中，除了含NaHCO3外，还含有NaCl和Na2SO4，以及数量不多的Ca(HCO3)2。
大陆水中高矿化度咸水湖化学成分的演变方向与过程，同下述海洋水的演化类似。
海洋水化学成分各离子之间的关系为
，Na+＞Mg2+＞Ca2+。
海洋水中含有很高的氯化钠，此外还含有氯化镁、硫酸镁及碳酸钙和重碳酸钙，但其数量依次减少(表2-14)。
表2-14 现代海洋水主要组分的平均值
海洋水属于氯化物组，硫酸盐含量较低，碳酸盐含量甚少。这是因为NaCl溶解度高，很容易自陆地迁移至海水中，火山活动为氯二次加入海水中提供了条件；海水中硫酸盐含量较低的原因与它从陆地迁移至海水中比较困难有关，另一方面有机物吸附海水中的硫化物以及在有机质发育的海底，硫酸盐转变为硫化物的还原作用，使 形成各种金属硫化物形式进入沉积物中；海水的浓度较高，加速了CaCO3的沉淀，造成海水中CaCO3含量甚少。
海洋水的浓缩与演变，可分为三个阶段，即开始阶段，主要集聚 NaCl、MgCl2及MgSO4；中间阶段集聚MgCl2和MgSO4；结束阶段集聚MgCl2。MgCl2是海水的最后演变阶段。
在海洋水中氯多于钠，rNa/rCl均值为0.87；而在大陆水中钠的含量超过氯的含量。大陆水浓缩的结果，使水中富集Na2SO4；而海水浓缩的结果，使水中富集MgCl2。
陆相油田水和海相油田水，明显地残留着大陆水和海洋水化学成分差异的烙印，并向各自不同的演变方向发展。
在淡水湖泊基础上发育起来的陆相油田水，具有大陆水矿化度低(1～10g/L)的特点；Cl-取代 优势地位的矿化度分界值在5g/L左右，当矿化度小于5g/L时，阴离子具有 的排列顺序，离子组合为 ·Cl--Na+。当矿化度大于5g/L时，阴离子的排列顺序变为 ，离子组合为Cl-· -Na+型，而阳离子始终保持着Na+＞Ca2+＞Mg2+的组成关系；rNa/rCl大于1(表2-15)；氢氧同位素值微偏离大气降水曲线的右侧，δD的变化范围值多在-50‰～-75‰，δ18O的变化范围值多在-7‰～-10‰。该类陆相油田水的形成与演变关系与图2-26所示。在咸水或盐卤水湖泊基础上发育的陆相油田水，具有矿化度高的特点，最高可达300g/L；离子组合以Cl--Na+为主，在膏岩发育区为Cl-· -Na+组合，个别出现Cl--Na+·Ca2+组合；rNa/rCl小于1；氢氧同位素值，与前述相比偏重，而趋向于海相油田水。
表2-15 陆相油田水化学成分平均值
在海相或海陆交互相沉积盆地基础上发育起来的海相油田水，矿化度普遍较高，其中潟湖相油田水多在50～100g/L、海陆交互相油田水中100～150g/L之间，海相油田水最高达到150～300g/L；大都属于Cl--Na+离子组合，局部出现Cl--Na+·Ca2+组合；rNa/rCl小于1；氢氧同位素值普遍较重，δD多在-20‰～-55‰，δ18O为-6‰～+4‰，偏离大气降水曲线的右侧较远。代表性的水化学成分如表2-16所示。
综合上述，现今油田水化学成分是在古水文地球化学背景上发育而成的，古湖(海)盆水体的性质决定了油田水的演变方向。陆相与海相油田水化学性质与组成，既有相同之处，又有差异之点。仅常见组分的差别，归纳起来有以下几点：
1)陆相油田水矿化度变化范围较大，有低矿化度的淡水、中等矿化度的咸水及高矿化度的盐卤水；而海相油田水以中-高矿化度为特征。
图2-26 油田水化学成分演变关系图
(1)矿化度增高方向；(2)脱碳酸作用；(3)浓缩变质方向；(4)脱硫方向；(5)淡化方向；●代表性水样点
表2-16 海相油田水化学成分组成
(据高锡兴，1994)
2)陆相油田水的离子组合形式较多，主要有 -Na+， ·Cl--Na+，Cl-· -Na+，Cl--Na+，Cl--Na+·Ca2+，及Cl-· -Na+等组合；海相油田水离子组合比较单一，以Cl--Na+组合为主，个别出现Cl--Na+·Ca2+组合。
3)矿化度与各离子之间的相互关系，在陆相油田水中比较分散，其中Cl-， ， ，Na+，Ca2+都与矿化度有一定的相关性，这意味着，对油田水化学成分起决定性或主要作用的主离子不突出；而在海相油田水中，矿化度与Cl-，Na+呈明显的正相关关系，而与其他离子的相关性普遍较差。换句话说，在样品数量相等的情况下，矿化度与主要离子之间的相关系数，海相油田水大于陆相油田水。
4)水中主要离子之间的比例关系(包括 rNa/rCl，rSO4/rCl，rCa/rCl，rMg/rCl，rMg/rCa等)，陆相油田水变化比较大，而海相油田水较为稳定。
除常量组分外，还要研究油田水中的微量元素，有机组分及放射性元素等，这些内容将在下面章节中进一步阐述。
