郭 佩 李長(zhǎng)志

1 成都理工大學(xué)沉積地質(zhì)研究院，四川成都610059

2 成都理工大學(xué)油氣藏地質(zhì)及開(kāi)發(fā)工程國(guó)家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，四川成都610059

1 概述

現(xiàn)代鹽湖是地球上非金屬和稀有金屬的寶庫(kù)（鄭綿平，2010）。中國(guó)是一個(gè)多鹽湖的國(guó)家，現(xiàn)今大陸上分布的1000多個(gè)鹽湖主要位于山間盆地內(nèi)，多數(shù)為小而淺（水深0.3～2m）的季節(jié)性湖泊（ephemeral lake）（陳克造，1992）。受鹽類礦產(chǎn)需求的驅(qū)使，目前鹽湖研究主要集中于現(xiàn)代鹽湖的水化學(xué)、鹽類物質(zhì)來(lái)源、鹽湖生態(tài)環(huán)境、鹽礦資源開(kāi)發(fā)等方面（鄭綿平，2010；鄭綿平和劉喜方，2010；鄭綿平等，2016a）。地質(zhì)歷史時(shí)期，中國(guó)大陸上亦發(fā)育多個(gè)大而深的常年性鹽湖（perennial salt lake），主要位于斷陷或坳陷型含油氣沉積盆地內(nèi)（金強(qiáng)和朱光有，2006；Li et al.，2021）。古代鹽湖沉積中同樣蘊(yùn)藏著豐富的油氣及鹽礦資源（金強(qiáng)和朱光有，2006），但對(duì)和古代鹽湖沉積物有關(guān)的蒸發(fā)巖沉積環(huán)境演化、沉積微相識(shí)別及埋藏后經(jīng)歷的成巖后生改造研究較少。為更好地理解古代鹽湖盆地中烴源巖、儲(chǔ)集巖和封蓋層沉積的構(gòu)造—?dú)夂虮尘?，往往需要關(guān)注盆地中蒸發(fā)巖形成的水體環(huán)境（古水深、古鹽度、古溫度）、沉積微相和成巖作用。特別是近幾十年來(lái)，隨著頁(yè)巖油的勘探熱潮興起，鹽湖盆地中的鹽間泥頁(yè)巖（細(xì)粒沉積巖）逐漸受到關(guān)注（Wang et al.，2015；Hou et al.，2017；Yao et al.，2017；Ma et al.，2019），對(duì)與泥巖互層的蒸發(fā)巖和鹽間泥巖內(nèi)鹽類礦物的成因研究，是理解泥頁(yè)巖沉積環(huán)境和有機(jī)質(zhì)富集規(guī)律的關(guān)鍵。由于中國(guó)現(xiàn)代鹽湖和古代鹽湖的類型及研究重點(diǎn)不一致，導(dǎo)致利用“將今論古”的思路去研究古代蒸發(fā)巖沉積—成巖過(guò)程和古水文環(huán)境較為困難，常偏向于用“干旱氣候引發(fā)湖水濃縮”或者“深大斷裂熱液輸入鹽類物質(zhì)”（金強(qiáng)和黃醒漢，1985；金強(qiáng)和朱光有，2006；Li et al.，2021）來(lái)籠統(tǒng)地解釋蒸發(fā)巖的存在，而忽視鹽類礦物結(jié)構(gòu)構(gòu)造及類型的差異性，造成重要的古環(huán)境、古氣候、古構(gòu)造信息遺漏。

筆者通過(guò)廣泛查閱國(guó)內(nèi)外蒸發(fā)巖經(jīng)典書(shū)籍和文獻(xiàn)，并在前期研究中國(guó)古代含油氣鹽湖盆地的經(jīng)驗(yàn)基礎(chǔ)上，從常見(jiàn)蒸發(fā)巖類型和其結(jié)構(gòu)構(gòu)造出發(fā)，討論鹽湖的化學(xué)性質(zhì)分類及蒸發(fā)鹽礦物的成因類型，解釋常見(jiàn)蒸發(fā)巖中鹽類礦物的成因、沉積—成巖環(huán)境，并挖掘古代蒸發(fā)巖獨(dú)特的古環(huán)境、古氣候和古構(gòu)造信息。涉及到的研究層位主要包括東濮凹陷沙河街組（李被等，2018；Li et al.，2021）、潛江凹陷潛江組（徐崇凱等，2018）、六盤山盆地下白堊統(tǒng)、柴達(dá)木盆地古近系（Guo et al.，2017，2018，2019）以及準(zhǔn)噶爾盆地上古生界風(fēng)城組（Guo et al.，2021a，2021b）。

2 湖相蒸發(fā)巖分類

2.1 咸化湖泊分類

鹽度是湖泊類型劃分最常見(jiàn)的依據(jù)之一。依據(jù)鹽度大小，生物學(xué)家將湖泊分為淡水（fresh，＜1‰）、微咸水（subsaline，1‰～3‰）、低鹽水（hyposaline，3‰～20‰）、中鹽水（mesosaline，20‰～50‰）以及超咸水（hypersaline，＞50‰）（Warren，2016）5類；水文地質(zhì)學(xué)家將湖泊分為 淡水（fresh，＜1‰）、微咸水（brackish，1‰～10‰）、咸 水（saline，10‰～100‰）和鹵水（brine，＞100‰）（Warren，2016）4類。中國(guó)傳統(tǒng)的分類標(biāo)準(zhǔn)為：淡水（＜1‰）、微（半）咸水（1‰～35‰）、咸水（35‰～50‰）和鹽水（＞50‰）（孫鎮(zhèn)城等，1997；鄭喜玉等，2002）。鄭綿平（2010）將水體鹽度大于海水（＞35‰）的湖泊統(tǒng)稱為鹽湖。

基于海水蒸發(fā)實(shí)驗(yàn)，依據(jù)礦物組合和鹵水性質(zhì)得出的鹽度劃分標(biāo)準(zhǔn)（Warren，2016）（表1），更有利于預(yù)測(cè)蒸發(fā)鹽礦物類型。海水蒸發(fā)實(shí)驗(yàn)表明：正常海水鹽度35‰～37‰，以骨架碳酸鹽沉積為主，主要包括生物礁、礁丘和生物層；當(dāng)蒸發(fā)出0～75%的水分時(shí)，堿土金屬碳酸鹽礦物析出；當(dāng)蒸發(fā)出75%～85%水分時(shí)，石膏析出；當(dāng)蒸發(fā)出85%～90%的水分時(shí)，石膏和石鹽同時(shí)析出；當(dāng)蒸發(fā)出90%以上的水分時(shí)，以石鹽沉淀為主；當(dāng)蒸發(fā)出約99%的水分時(shí)，K-Mg礦物開(kāi)始析出?；谏鲜稣舭l(fā)實(shí)驗(yàn)，Warren（2016）提出了經(jīng)典的蒸發(fā)鹽礦物序列：碳酸鹽礦物、硫酸鹽礦物、石鹽、鉀石鹽、水氯鎂石。

事實(shí)上，除鹽度外，水體的化學(xué)性質(zhì)也是湖泊類型劃分的重要依據(jù)。采用庫(kù)爾納可夫—瓦良什科分類法，鹽湖一般分為碳酸鹽型、硫酸鹽型（包括硫酸鈉亞型和硫酸鎂亞型）和氯化物型（鄭綿平和劉喜方，2010；Lownstein et al.，2017）（圖1）。鄭綿平等（2016a）依據(jù)智利和中國(guó)等發(fā)現(xiàn)的硝酸鹽鹽湖，進(jìn)一步劃分出硝酸鹽型。古代鹽湖的水化學(xué)組成一般可以根據(jù)沉積物中鹽類礦物種類和相對(duì)含量進(jìn)行大類型的判斷，表現(xiàn)為碳酸鹽型湖泊以發(fā)育Na-碳酸鹽為特征，硫酸鹽型湖泊以沉積大量硫酸鹽和MgSO4為特征，氯化物型鹽湖的代表性成礦組合則以光鹵石—水氯鎂石—石鹽、光鹵石—石鹽為特征（鄭綿平和劉喜方，2010）。大型常年性湖泊的水化學(xué)性質(zhì)往往受外界特定因素控制：碳酸鹽型鹽湖主要與火山活動(dòng)或幔源熱液輸入有關(guān)，如中國(guó)準(zhǔn)噶爾盆地下二疊統(tǒng)風(fēng)城組（余寬宏等，2016）、土耳其現(xiàn)代Wagoner湖（Sumita and Schmincke，2013）和中新統(tǒng)（García-Veigas and Helvaci，2013），以及美國(guó)綠河組（Hammond et al.，2019）。海水中硫酸根離子含量較高，長(zhǎng)期受海水侵入影響的湖泊主要發(fā)育硫酸鹽型鹽湖，如西班牙境內(nèi)晚中新世（Tortonian-Messinian）咸化湖泊，由于頻繁遭受地中海海侵，蒸發(fā)巖序列以厚層石膏、鈣芒硝和石鹽為主（Salvany et al.，2007）；中國(guó)蘭坪—思茅盆地侏羅系—白堊系蒸發(fā)巖的發(fā)育，除了來(lái)源于古特提斯閉合后的殘留海之外，中特提斯期間的海侵作用也是重要補(bǔ)給形式（苗忠英等，2017）。古代氯化物型鹽湖常發(fā)育于斷陷湖泊中，可能與斷裂輸入CaCl2熱液有關(guān)（Hardie，1990），如中國(guó)東濮凹陷沙河街組和潛江凹陷潛江組發(fā)育的大量厚層石鹽，均與泥巖互層，缺乏過(guò)渡的硫酸鹽層，可能發(fā)育于氯化物型鹽湖中；同時(shí)，硫酸鹽礦物比較發(fā)育，主要是鈣芒硝，分布在泥質(zhì)層中（Li et al.，2021），但從整體分布比例看，氯化物含量還是遠(yuǎn)大于硫酸鹽礦物。

圖1 自然水體中主要離子的鹵水演化（據(jù)Hardie and Eugster，1970；Lowenstein et al.，2017）Fig.1 Diagram illustrating major ion brine evolution in natural waters（after Hardie and Eugster，1970；Lowenstein et al.，2017）

2.2 蒸發(fā)鹽礦物成因類型

根據(jù)蒸發(fā)鹽礦物形成時(shí)間和環(huán)境的不同，可將蒸發(fā)鹽礦物分為原生、自生成巖和交代成巖3種類型（Ortíet al.，2014，2016）。原生晶體（primary crystal）主要指直接從湖水中結(jié)晶析出的礦物晶體，該類晶體的形成一般代表湖水達(dá)到某一類蒸發(fā)鹽礦物的飽和度，開(kāi)始大規(guī)模結(jié)晶沉降并沉積成層。層狀蒸發(fā)巖一般是原生成因（Ortíet al.，2014，2016）。自生成巖晶體（diagenetic displacive crystal）指直接從沉積物孔隙水中結(jié)晶析出的蒸發(fā)鹽礦物晶體，一般形成于巖石固結(jié)之前，在晶體生長(zhǎng)過(guò)程中隨著體積增大而推移周緣沉積物質(zhì)，常表現(xiàn)為向四周擠壓周圍礦物紋層和有機(jī)質(zhì)（García-Veigas and Helvaci，2013）。自生成巖晶體主要賦存在與蒸發(fā)巖互層的泥巖、泥灰?guī)r中，屬于早期成巖作用的產(chǎn)物。交代成巖晶體（diagenetic replacive crystal）主要指通過(guò)交代其他礦物而形成的晶體，該類晶體既可以發(fā)育于純蒸發(fā)巖地層中，亦可發(fā)育于非蒸發(fā)巖地層中。泥巖中零星分散的蒸發(fā)鹽礦物一般是埋藏后形成的，可能是自生成巖成因，亦可能是交代成巖成因。

3 古代硫酸鹽型和氯化物型鹽湖中常見(jiàn)蒸發(fā)鹽礦物

為統(tǒng)一規(guī)范描述古代蒸發(fā)巖的結(jié)構(gòu)構(gòu)造特征，筆者采用國(guó)內(nèi)、國(guó)際上常用的劃分標(biāo)準(zhǔn)（何法明等，1988；Ortíet al.，2014，2016）（表2），對(duì)蒸發(fā)巖產(chǎn)狀進(jìn)行精細(xì)描述。

表2 蒸發(fā)鹽礦物的結(jié)構(gòu)構(gòu)造分類（據(jù)何法明等，1988；Ortí et al.，2014，2016）Table 2 Classification of textures and structures of evaporites（after He et al.，1988；Ortíet al.，2014，2016）

3.1 硫酸鹽礦物

古代鹽湖沉積物中最常見(jiàn)的硫酸鹽礦物是石膏（CaSO4·2H2O）、硬石膏（CaSO4）和鈣芒硝（Na2SO4·CaSO4）（表3）。根據(jù)賦存的巖性、富集程度和礦物形態(tài)，可分為4類。

表3 中國(guó)古代鹽湖盆地中常見(jiàn)蒸發(fā)鹽礦物類型、產(chǎn)狀及成因解釋（據(jù)何法明等，1988；Ortí et al.，2014，2016）Table 3 Occurrences and interpretation of common evaporites in ancient saline lacustrine basins in China（after He et al.，1988；Ortíet al.，2014，2016）

1）同沉積石膏、硬石膏。主要賦存于礫巖、粉砂巖和泥巖中，以膠結(jié)物和團(tuán)塊形式出現(xiàn)。膠結(jié)物型硬石膏常發(fā)育于粗砂巖和礫巖中，膠結(jié)砂巖和礫石（圖2-A），可解釋為膏結(jié)巖（gypcrete）。膏結(jié)巖的出現(xiàn)指示邊緣地勢(shì)平坦和干旱的古氣候環(huán)境（Chen，1997）。團(tuán)塊狀硬石膏主要發(fā)育于粉砂巖和泥巖中，砂泥巖主要呈磚紅色（圖2-B）和灰綠色（圖2-C），表明發(fā)育此類硬石膏發(fā)育時(shí)水體較淺，可能形成于湖泊邊緣、泥坪、沖積平原或沖積扇扇間（Chen，1997）。團(tuán)塊狀硬石膏原始沉積于地表水或者地下水中，主要是在毛細(xì)管蒸發(fā)作用下，地下水鹽度逐漸增加，局部沉淀出石膏，但由于地下水水位不穩(wěn)定，頻繁發(fā)生波動(dòng)，導(dǎo)致石膏在多期沉淀—溶解的成巖改造過(guò)程中失去了石膏的晶體形態(tài)，形成不規(guī)則的團(tuán)塊狀。

2）早期自生成巖的石膏、鈣芒硝。在中國(guó)含油氣咸化湖盆泥巖中，?？梢?jiàn)分散的自形蒸發(fā)鹽礦物，以硬石膏和鈣芒硝最為豐富（Guo et al.，2017；徐崇凱等，2018）。該類晶體自形性較強(qiáng)，常擠壓、刺穿紋層（圖2-D），大小不一，形狀各異。晶體的大小與密集程度呈反比，晶體越密集，體積越?。▓D2-D，2-E）。單個(gè)巨晶、粗晶常賦存于紋層狀泥巖中（圖2-D，2-F），而密集的中晶、細(xì)晶常富集于塊狀泥巖中（圖2-E）。該類晶體主要是自生成巖礦物，形成于泥巖埋藏之后（Ortí et al.，2014，2016）。晶體的大小和密集程度與孔隙流體的鹽度和穩(wěn)定性有關(guān)，粗晶主要形成于鹽度略低的泥巖中，由于鹽度低、地表水體較深、地下成巖環(huán)境穩(wěn)定，晶體可以持續(xù)緩慢生長(zhǎng)，而細(xì)晶主要形成于鹽度高的泥巖中，因鹽度高、地表水體淺、地下成巖環(huán)境不穩(wěn)定，晶體可快速成核生長(zhǎng)。

圖2 中國(guó)主要古代咸化湖盆沉積巖中的硫酸鹽礦物產(chǎn)狀Fig.2 Occurrences of sulphates in main saline lake basins in China

3）層狀、腸狀硬石膏和層狀鈣芒硝。層狀石膏在海相地層和硫酸鹽型湖泊中較為常見(jiàn)（Salvany et al.，2007），在氯化物型鹽湖地層中較為少見(jiàn)，后者沉積巖中的石膏、硬石膏更多是以自形晶形式生長(zhǎng)于泥巖松軟沉積物中。湖相層狀硬石膏在六盤山盆地下白堊統(tǒng)乃家河組中有發(fā)現(xiàn)，主要由石膏在埋藏過(guò)程中失水轉(zhuǎn)化而成，在上下巖層擠壓過(guò)程中石膏體積減小、發(fā)生變形，形成腸狀硬石膏（圖2-G）。層狀鈣芒硝在柴達(dá)木盆地始新統(tǒng)下干柴溝組上段中有發(fā)現(xiàn)（Guo et al.，2017），圖2-H反映了湖泊鹽度由高至低的變化趨勢(shì)，高鹽度時(shí)期小而密的鈣芒硝在近地表迅速生長(zhǎng)，隨著鹽度的降低，晶體逐漸稀少變大。層狀石膏和鈣芒硝均是原生成因（Ortíet al.，2014，2016）。

4）纖維狀石膏。在柴達(dá)木盆地新生界露頭中較為常見(jiàn)（圖2-J），在鉆井巖心的裂縫中亦有發(fā)現(xiàn)。纖維狀石膏是一種典型的構(gòu)造成因石膏（Warren，2016）。含膏地層經(jīng)深埋藏后，在構(gòu)造作用下抬升至近地表或地表，因地層壓力驟減發(fā)育層間縫和構(gòu)造縫，在淡水淋濾的作用下地層中的鹽類礦物溶解，并在裂縫中重新結(jié)晶析出。纖維狀石膏一般表現(xiàn)為石膏纖維沿兩側(cè)裂縫壁向中心生長(zhǎng)、匯合，中心處常常因含有泥質(zhì)或有機(jī)質(zhì)形成1條明顯的接觸縫。纖維狀石膏指示明顯的構(gòu)造抬升作用（El Tabakh et al.，1988），且原始沉積地層具有較高的鹽度。此外，纖維狀石膏露頭一般發(fā)育于干旱地區(qū)，否則在含鹽地層抬升、金屬陽(yáng)離子析出后，由于強(qiáng)降水淋濾而無(wú)法在裂縫中保存下來(lái)。

3.2 氯化物礦物

與硫酸鹽礦物不同，氯化物礦物具有更大的可溶性，故在古代湖泊邊緣沉積物中，較難發(fā)現(xiàn)氯化物沉積。中國(guó)古代鹽湖盆地中，氯化物常保存在沉積中心，與（含鹽）泥巖互層（圖3-A至3-D）。

古代含油氣盆地中的石鹽多以層狀出現(xiàn)，是原始沉積的產(chǎn)物（圖3-A至3-D）。原生石鹽晶體在水中主要有2種生長(zhǎng)方式：一種是生長(zhǎng)于淺水沉積物表面（Benison et al.，1998），發(fā)育V字形生長(zhǎng)帶（halite chevron）；另一種是在湖泊氣水界面生長(zhǎng)，類似于船筏，稱為石鹽筏（halite raft，Warren，2016）。V字形生長(zhǎng)帶是原生石鹽最典型的標(biāo)志（圖3-E），由于該類石鹽晶體生長(zhǎng)速率過(guò)快，來(lái)不及排出水中氣泡，因此含有大量包裹體（圖3-F）。在石鹽生長(zhǎng)過(guò)程中，湖水鹽度和溫度發(fā)生規(guī)律性變化，形成了富包裹體和貧包裹體的交替性生長(zhǎng)帶。東濮凹陷和束鹿凹陷沙河街組石鹽層發(fā)現(xiàn)有大量沿V字形生長(zhǎng)紋分布的包裹體（圖3-E，3-F），說(shuō)明其為淺水原生石鹽（Li et al.，2021）。石鹽筏主要是由于湖泊水體表面在強(qiáng)烈的日照和蒸發(fā)作用下，鹽度變得異常高，在湖水與空氣界面結(jié)晶析出石鹽晶體。石鹽筏形成之初，體積較小，在水的浮力下漂浮于水體表面，隨著晶體的生長(zhǎng)和多個(gè)石鹽筏聚集在一起，體積和重力變大，從而沉降于湖底沉積物表面，呈堆積狀，此類石鹽稱為堆積石鹽（halite cumulate）（Warren，2016）。由于石鹽筏可以在水面飄得很遠(yuǎn)，因此可以在湖泊中心深水區(qū)沉積。

氯化物的易溶性不僅決定了其在原始沉積環(huán)境中難以保存，而且在埋藏過(guò)程中容易被改造，故越古老的地層中越難以發(fā)現(xiàn)原生石鹽（Warren，2016）。氯化物埋藏初期，若上覆水體急劇變淡，鹽度較低的湖水滲透到地層中，會(huì)導(dǎo)致氯化物發(fā)生局部溶解，造成氯化物和泥巖的不規(guī)則接觸（圖3-D）。此外，在深埋藏過(guò)程中，由于地層溫度的增加，鹽巖層亦可能發(fā)生重溶和重結(jié)晶，此類重結(jié)晶的石鹽呈鑲嵌狀（mosaic halite）（Warren，2016），如柴達(dá)木盆地下干柴溝組上段的石鹽即為典型的mosaic石鹽（圖3-G）。中國(guó)江漢盆地潛江組的石鹽層缺少包裹體，主要由粗晶石鹽顆粒堆積而成（圖3-A），很可能是重結(jié)晶的結(jié)果（Li et al.，2021）。

除了層狀石鹽外，在與石鹽互層的泥巖中亦可發(fā)現(xiàn)石鹽礦物的蹤跡（圖3-H，3-I）。同泥巖中的硫酸鹽礦物相同，泥巖中發(fā)育的石鹽也是成巖作用的產(chǎn)物。泥巖在埋藏過(guò)程中析出的石鹽主要與埋藏壓實(shí)和黏土礦物選擇性過(guò)濾有關(guān)（Smith and Stuiver，1979）。泥巖在埋藏過(guò)程中，地層水受壓實(shí)作用而排出，因泥巖中的黏土礦物具有過(guò)濾的功能，故孔隙水中的水分子被排出泥巖層而礦物離子則保留在泥巖中，這使得孔隙水的鹽度變得異常高，造成石鹽在孔隙中結(jié)晶。在柴達(dá)木盆地始新統(tǒng)下干柴溝組，亦發(fā)現(xiàn)石鹽充填于粒間孔中并賦存于泥巖表面（圖3-H），或者賦存于黏土礦物的晶體間（圖3-I）。

圖3 中國(guó)主要鹽湖盆地沉積巖中的石鹽產(chǎn)狀Fig.3 Occurrences of halite in main saline lacustrine basins in China

4 古代碳酸鹽型鹽湖常見(jiàn)蒸發(fā)鹽礦物

4.1 含Na碳酸鹽礦物

在中國(guó)古代含油氣盆地中，含Na碳酸鹽礦物主要包括Ca-Na-碳酸鹽、Mg-Na-碳酸鹽和純Na-碳酸鹽礦物（表3）。純Na-碳酸鹽礦物種類較多，包括天然堿（Na2CO3·NaHCO3·2H2O）、蘇打石（NaHCO3）、泡堿（Na2CO3·10H2O）、碳酸氫鈉石（Na2CO3·3NaHCO3）等。中國(guó)準(zhǔn)噶爾盆地下二疊統(tǒng)風(fēng)城組的Na-碳酸鹽礦物以天然堿和碳酸氫鈉石為主，含少量蘇打石（余寬宏等，2016；Guo et al.，2021b），泌陽(yáng)凹陷始新統(tǒng)核桃園組以天然堿和蘇打石為主（Yang et al.，2015）。

1）層狀純Na-碳酸鹽礦物。純Na-碳酸鹽礦物主要從湖水中直接結(jié)晶析出，同石鹽相同，既可生長(zhǎng)于湖泊氣水界面處，亦可生長(zhǎng)于湖泊沉積物表面。生長(zhǎng)于湖底沉積物表面的晶體，呈向上、向外生長(zhǎng)的“草堆”（圖4-A），由于晶體存在空間競(jìng)爭(zhēng)關(guān)系，單個(gè)晶體總是試圖占滿整個(gè)水域，因此“草堆”的規(guī)模與湖泊深度有關(guān)（Mcnulty，2017）。在湖泊邊緣的水體中，Na-碳酸鹽晶體長(zhǎng)1～2 cm，而在湖泊中心，晶體長(zhǎng)度可達(dá)到2～5 cm。生長(zhǎng)于湖泊水體表面的晶體，因湖底表面并不平整，故在沉降于湖底時(shí)晶體一般呈傾斜堆積，且堆積松散，孔隙度較高。該類堆積晶體可進(jìn)一步成為新晶體的生長(zhǎng)著點(diǎn)，發(fā)育各個(gè)方向的放射狀晶體。在干鹽湖階段，湖泊表面會(huì)形成一個(gè)堿鹽殼，隨著殼體的平面擴(kuò)張，形成向上拱起的帳篷構(gòu)造，此時(shí)沿著翹起的殼表面就會(huì)形成向下生長(zhǎng)的“草堆”（圖4-B）。一般天然堿以針狀“草堆”為主，而蘇打石以刀片狀“草堆”為主。不同沉積微相的純Na-碳酸鹽巖石礦物學(xué)細(xì)節(jié)可進(jìn)一步參考Mcnulty（2017）。

2）紋層狀Mg-Na-碳酸鹽礦物。除純Na-碳酸鹽礦物可富集成層外，碳鈉鎂石和氯碳鈉鎂石亦可富集成層。在準(zhǔn)噶爾盆地上古生界風(fēng)城組研究中發(fā)現(xiàn)淺色鹽巖層和深色泥巖層（圖4-C），進(jìn)一步精細(xì)的礦物學(xué)研究發(fā)現(xiàn)，鹽巖層主要由碳鈉鎂石層和氯碳鈉鎂石層組成，在巖心上碳鈉鎂石層顏色偏白，氯碳鈉鎂石層顏色偏灰。其中氯碳鈉鎂石層中發(fā)現(xiàn)大量殘留的碳鈉鎂石，說(shuō)明氯碳鈉鎂石層主要是通過(guò)交代碳鈉鎂石而形成，原始沉積巖的紋層主要由碳鈉鎂石和泥巖間互組成。在美國(guó)綠河組的局部地層中，亦可發(fā)現(xiàn)純的碳鈉鎂石層（Dyni，1996）。

3）泥巖中分散狀Ca／Mg-Na-碳酸鹽礦物。碳鈉鈣石是風(fēng)城組泥巖中最常見(jiàn)的堿鹽，自形晶和他形晶均發(fā)育（圖4-D，4-E），可見(jiàn)其擠壓周緣紋層（圖4-E）。碳鈉鈣石不能在常溫常壓下直接形成，其主要形成于埋深大于1000m、溫度大于55℃的地層中，是通過(guò)交代早期結(jié)晶的斜鈉鈣石（gaylussite，Na2CO3·CaCO3·2H2O）和鈣水堿（pirssonite，Na2CO3·CaCO3·2H2O）而形成，或者從孔隙水中直接結(jié)晶（Jagniecki et al.，2013）。準(zhǔn)噶爾盆地風(fēng)城組泥巖層中亦發(fā)育分散的碳鈉鎂石斑點(diǎn)、斑塊和團(tuán)塊，及晶體較大的八面體碳鈉鎂石（圖4-D），其中八面體碳鈉鎂石是合成碳鈉鎂石較大晶體的常見(jiàn)晶型，由2個(gè)不同方位晶體組合而成（Pabst，1973）。碳鈉鎂石發(fā)育于燧石結(jié)核和條帶內(nèi)（圖4-D），與湖相Magadi-type燧石中的鹽類礦物晶體成因一致（Parnell，1986）。氯碳鈉鎂石除交代碳鈉鎂石形成紋層外，在風(fēng)城組更多是以分散狀自形晶、他形晶或者不規(guī)則形狀出現(xiàn)（圖4-F，4-G）。對(duì)分散狀氯碳鈉鎂石來(lái)說(shuō)，既可觀察到其擠壓周圍物質(zhì)，亦可觀察到交代碳鈉鈣石。氯碳鈉鎂石可在常溫常壓條件下形成（Kilham and Melack，1972），在風(fēng)城組中該類礦物更多是從孔隙水中結(jié)晶形成。

4.2 硼酸鹽礦物

碳酸鹽型鹽湖沉積物除富集Na-碳酸鹽礦物外，也常富集硼酸鹽礦物（鄭綿平和劉喜方，2010）。硼礦有火山型、熱液型、變質(zhì)型和沉積型等多種類型，但最為重要的是沉積型，主要發(fā)育于非海相蒸發(fā)環(huán)境中（Helvaci et al.，2012；鄭綿平等，2016b）。碳酸鹽型鹽湖的發(fā)育常與火山活動(dòng)有關(guān)（Earman et al.，2005；Lownstein et al.，2016），火山灰和火山熱液可為碳酸鹽型湖泊輸入大量硼元素（Helvaci et al.，2012）。土耳其中部全新統(tǒng)硼酸鹽礦物（Kasemann et al.，2004）、北美全新統(tǒng)硼酸鹽礦 物（Borax Lake，Searles Lake）（Smith and Stuiver，1979）以及安第斯山脈中段的全新統(tǒng)硼酸鹽礦物（Kasemann et al.，2004），均發(fā)育于火山—碳酸鹽型鹽湖中。

根據(jù)全球硼成礦區(qū)分布特征和成礦規(guī)模分析，大型—超大型優(yōu)質(zhì)硼礦床多屬于新近紀(jì)形成的火山—沉積型礦床（Helvaci et al.，2012）。具有重要經(jīng)濟(jì)價(jià)值的硼酸鹽礦物包括Ca-硼酸鹽礦物、Na-Ca-硼酸鹽礦物、Na-硼酸鹽礦物和Mg-Ca-硼酸鹽礦物（Helvaci et al.，2012），這些硼酸鹽礦物在古近系及更古老的沉積地層中很少發(fā)現(xiàn)（Helvaci et al.，2012）。泌陽(yáng)凹陷始新統(tǒng)核桃園組和瑪湖凹陷下二疊統(tǒng)風(fēng)城組的硼酸鹽礦物以水硅硼鈉石（NaBSi2O6·H2O）和硅硼鈉石（NaBSi3O8）為主（余寬宏等，2016；Guo et al.，2021a，2021b），遼東地區(qū)元古代地層中以Mg-Fe-硼酸鹽礦物 ［suanite，Mg2（B2O5）；szaibelyite，MgBO2（OH）；ludwigite，Mg2Fe3+（BO3）O2］和電氣石為主（Peng and Palmer，1995，2002）。

準(zhǔn)噶爾盆地下二疊統(tǒng)風(fēng)城組中富集硅硼鈉石，這是一類世界罕見(jiàn)的硼硅酸鹽礦物。該礦物在所有新近紀(jì)—第四紀(jì)富硼地層中均未發(fā)現(xiàn)，在始新統(tǒng)綠河組中僅作為稀有礦物出現(xiàn)（Milton，1971），而在上古生界風(fēng)城組中大量富集（趙研等，2020），說(shuō)明硅硼鈉石的形成可能與溫度和壓力有關(guān)。這一推論被硅硼鈉石內(nèi)的包裹體均一溫度和合成實(shí)驗(yàn)所證實(shí)，硅硼鈉石形成的溫度高于60℃（田孝茹等，2019）。同樣，通過(guò)對(duì)風(fēng)城組硅硼鈉石精細(xì)的巖石—礦物學(xué)研究，發(fā)現(xiàn)硅硼鈉石并不是原生鹽類礦物（Guo et al.，2021b）：巖心上硅硼鈉石多以透鏡狀、結(jié)核狀、斷續(xù)層狀的形式出現(xiàn)（圖5-A），薄片觀察發(fā)現(xiàn)層狀硅硼鈉石不連續(xù)且粗細(xì)不同（圖5-B），不似原生沉積的蒸發(fā)鹽礦物，且硅硼鈉石常富集于堿鹽礦物附近，殘留有堿鹽的交代殘余，具有同消光現(xiàn)象（圖5-C，5-D）。泥巖中的蒸發(fā)鹽礦物多是埋藏后的自生成巖或交代成巖成因，即使獨(dú)立存在的硅硼鈉石（圖5-E，5-F）不發(fā)育其他礦物的交代殘余，也并不是原生成因（Guo et al.，2021b）。

圖5 準(zhǔn)噶爾盆地上古生界風(fēng)城組硅硼鈉石產(chǎn)狀Fig.5 Occurrences of reedmergnerite in the Upper Paleozoic Fengcheng Formation in Junggar Basin

5 含油氣盆地中蒸發(fā)巖研究熱點(diǎn)問(wèn)題

5.1 蒸發(fā)巖形成一定是由蒸發(fā)作用造成的嗎？

該問(wèn)題在中國(guó)很早就被提出，并且至今沒(méi)有定論。中國(guó)咸化含油氣盆地中石鹽層主要與富有機(jī)質(zhì)泥巖互層，其中富有機(jī)質(zhì)泥巖一般沉積于較深淡水中，而石鹽沉積于較淺鹽水中，兩者的直接互層，導(dǎo)致中間缺乏蒸發(fā)巖序列中的碳酸鹽和硫酸鹽層。對(duì)此，較多學(xué)者提出石鹽的深水熱液成因（袁見(jiàn)齊等，1983；金強(qiáng)和黃醒漢，1985；顧家裕，1986），但近20年來(lái)淺水蒸發(fā)成因的支持者日益增多（紀(jì)友亮等，2005；馮陣東等，2014；彭君等，2016）。

為何在古代的咸化湖泊中石鹽主要和泥巖互層，而缺乏蒸發(fā)巖序列中的碳酸鹽和硫酸鹽層？主要有以下理由：

1）蒸發(fā)巖序列（碳酸鹽礦物→硫酸鹽礦物→氯化物）是針對(duì)海水蒸發(fā)實(shí)驗(yàn)得出，海水富離子，因此海相蒸發(fā)巖發(fā)育大量硫酸鹽層，而湖水的化學(xué)組成復(fù)雜，離子含量變化較大，硫酸鹽型鹽湖沉積大量層狀石膏，碳酸鹽型和氯化物型鹽湖雖然沉積硫酸鹽礦物，但含量較少。在中國(guó)潛江凹陷、東濮凹陷、東營(yíng)凹陷和柴達(dá)木盆地的始新統(tǒng)蒸發(fā)巖中，僅發(fā)現(xiàn)分散于泥巖中的石膏、硬石膏、鈣芒硝，很少見(jiàn)到純的硫酸鹽厚層，說(shuō)明這些古代鹽湖原始湖水的離子含量少于海水。因此，上述鹽湖在蒸發(fā)過(guò)程中，即使水體蒸發(fā)濃度達(dá)到硫酸鹽的飽和度，也僅有少量硫酸鹽析出。且連續(xù)的X衍射顯示，與石鹽直接互層的并非純泥巖，而是富鈣芒硝泥巖、泥灰?guī)r等，只是受原始湖水性質(zhì)的約束，并不能沉積純灰?guī)r、純硫酸鹽層（Ma et al.，2019）。

2）中國(guó)古近紀(jì)發(fā)育富石鹽的斷陷鹽湖，可能與熱泉和斷裂輸入的富CaCl2熱液密不可分。由斷裂輸入深部循環(huán)鹵水的現(xiàn)象發(fā)生在現(xiàn)今死海、柴達(dá)木盆地、索爾頓湖和達(dá)納基爾坳陷（Hardie，1990），但是地球上自然熱液的鹽度并不高，幾乎沒(méi)有能直接達(dá)到氯化物飽和度的熱液，因而即使存在深部循環(huán)的熱液輸入，若湖泊表面沒(méi)有強(qiáng)烈的蒸發(fā)作用，石鹽仍無(wú)法形成。柴達(dá)木盆地第四紀(jì)鹽湖和死海均受到強(qiáng)烈蒸發(fā)作用（鄭綿平和劉喜方，2010；Sirota et al.，2017），因此，熱液的存在可以為湖泊提供大量離子，而鹽類礦物得以大規(guī)模沉積的最主要因素是蒸發(fā)作用。值得注意的是，雖然極端環(huán)境有喜鹽、嗜鹽細(xì)菌和古菌的生存，但主要的有機(jī)質(zhì)（TOC）貢獻(xiàn)者，如藍(lán)細(xì)菌、硅藻、綠藻等，主要還是生存在微咸水—中咸水環(huán)境中（Warren，2016），而極端環(huán)境的細(xì)菌對(duì)有機(jī)質(zhì)貢獻(xiàn)有限。

因此，富有機(jī)質(zhì)泥巖形成于鹽度較低時(shí)期，石鹽形成于鹽度較高時(shí)期。石鹽形成的深度可深可淺，通過(guò)石鹽的結(jié)構(gòu)可推測(cè)（詳見(jiàn)3.2節(jié)）。

自然界也可富集大規(guī)模的非蒸發(fā)成因的“蒸發(fā)巖”，但主要發(fā)生在深海環(huán)境。在特定的溫度和壓力下，可以從海水中析出熱液鹽（hydrothermal salts）（Hovland et al.，2018）。在海底活躍的玄武質(zhì)洋中脊周緣，硬石膏是白煙囪的主要成分，其也可見(jiàn)于其他類型的熱液噴口附近。熱液硬石膏形成與硬石膏逆行溶解度有關(guān)，即硬石膏的溶解度隨溫度的 增 高（100～300℃）而 降 低。Hovland 等（2006a，2006b）提出超臨界石鹽，當(dāng)海水加熱到405℃、壓力達(dá)到300個(gè)大氣壓時(shí)，可達(dá)到石鹽的臨界點(diǎn)，此時(shí)NaCl直接從臨界海水中析出（salting out）。Hovland等（2006a，2006b）預(yù)測(cè)在紅海、地中海和達(dá)納基爾坳陷的底部，發(fā)育大量深海臨界鹽。目前，Hovland的模型并未被地質(zhì)學(xué)家普遍認(rèn)可，但是該類石鹽形成于高溫高壓條件下，地球上任何湖泊的溫度和壓力不可能達(dá)到如此。因此，湖水中石鹽的沉降與富集，離不開(kāi)蒸發(fā)濃縮作用。

5.2 易溶蒸發(fā)巖的中心聚焦效應(yīng)

易溶蒸發(fā)巖主要包括Na鹽、K鹽以及其他陽(yáng)離子的氯化物等，如石鹽、天然堿、蘇打石、鉀石鹽、水氯鎂石等。古代常年性鹽湖的沉積物中，易溶蒸發(fā)巖主要發(fā)現(xiàn)于鹽湖中心，且層狀石鹽、Na-碳酸鹽（天然堿、蘇打石等）的單層厚度較大，而斜坡—邊緣區(qū)基本未發(fā)現(xiàn)層狀石鹽。如中國(guó)古近紀(jì)斷陷鹽湖中心沉積物中發(fā)現(xiàn)厚層石鹽與紋層泥巖互層，單個(gè)石鹽巖層厚度可達(dá)2～5m，而夾雜的單層泥巖有時(shí)僅幾毫米厚（圖3-A，3-B，3-C）。此現(xiàn)象可歸結(jié)于在石鹽和鉀石鹽沉積時(shí)期，湖泊面積可能已萎縮至湖泊中心，但尚不能解釋單層石鹽如此厚的原因。

Sirota等（2016）通過(guò)對(duì)現(xiàn)代死海沉積物的動(dòng)態(tài)觀察，發(fā)現(xiàn)石鹽的飽和度同時(shí)受溫度和鹽度的影響，溫度升高時(shí)飽和度下降，在高鹽度背景下，水體溫度升高可能導(dǎo)致石鹽由“過(guò)飽和”變?yōu)椤扒凤柡汀?。Sirota等（2017，2018）進(jìn)一步通過(guò)對(duì)死海四季溫度變化及溫躍層深度的統(tǒng)計(jì)，提出石鹽聚焦效應(yīng)（halite focusing）。現(xiàn)今死海的鹽度較高，石鹽沉降主要受溫度變化的影響，在冬季，死海水體溫度不分層，溫度降低并維持在24℃以下，此時(shí)水體變得超飽和，全湖泊大規(guī)模沉積石鹽。到了夏季，水體發(fā)生溫度分層，等溫線（＜25m深）之上的水體溫度升至34℃，石鹽變得不飽和，致使等溫線之上在冬天沉積的石鹽發(fā)生溶解，造成水體NaCl濃度增高，溫躍層之下深水地區(qū)繼續(xù)沉積石鹽。夏季溫躍層之下沉積的石鹽，實(shí)際來(lái)自溫躍層之上淺水區(qū)溶解“犧牲”的石鹽，稱為石鹽聚焦效應(yīng)。因此，一年之內(nèi)深水區(qū)石鹽的沉積厚度可達(dá)到1m以上。在死海halite focusing模型基礎(chǔ)上，Dem icco和Lowenstein（2019）進(jìn)一步提出碳酸鹽型鹽湖的focusing模型，除受溫度變化外，沉積中心Na-碳酸鹽和石鹽的沉積還受p CO2的影響。

5.3 溫度對(duì)鹽類礦物結(jié)晶的影響

鹽類礦物分為冷相、暖相和廣溫相礦物，可作為古氣候和古環(huán)境的轉(zhuǎn)換指標(biāo)（鄭綿平等，1998），故溫度對(duì)鹽類礦物的溶解度、晶體結(jié)構(gòu)和成巖改造的控制作用不容忽視。鹽類礦物的溶解度一般來(lái)說(shuō)是隨著溫度的升高而增大（何法明等，1988）。如上小節(jié)論述，石鹽在冬天低溫沉降、夏天高溫溶解，造成溫躍層之上的淺水區(qū)石鹽無(wú)法得以保存。Cody和Cody（1988）認(rèn)為在沉積物中生長(zhǎng)的自生石膏的形狀受溫度和腐殖質(zhì)的影響，在低溫情況下以半錐形習(xí)性、｛111｝為主，高溫情況下呈透鏡狀 ｛-103｝，因此得出長(zhǎng)柱狀石膏形成于低溫、有機(jī)質(zhì)不存在的條件下。

常見(jiàn)的冷相鹽類礦物有碳酸鹽型鹽湖的泡堿、硼砂等、水菱鎂礦，硫酸鹽型鹽湖的七水瀉利鹽、軟鉀鎂礬、芒硝、水鈣芒硝、庫(kù)水硼鎂石、多水硼鎂石，氯化物型鹽湖的水石鹽、水氯鎂石、南極石（鄭綿平和劉喜方，2010）。除此之外，一些無(wú)水鹽類礦物的形成需要較高的溫度，如碳鈉鈣石，該礦物在現(xiàn)代碳酸鹽型鹽湖沉積物中并未發(fā)現(xiàn)，但可富集于具一定埋深的沉積巖中。Jagniecki等（2013）通過(guò)實(shí)驗(yàn)?zāi)M，發(fā)現(xiàn)碳鈉鈣石形成時(shí)溫度至少需要55℃，而埋深為1000m以下，可以由早期含水礦物轉(zhuǎn)化而成，也可以在地層中直接結(jié)晶而出。另一個(gè)典型的例子是硅硼鈉石，同樣在現(xiàn)代及新生代碳酸鹽型鹽湖沉積物中未發(fā)現(xiàn)，其形成溫度大于碳鈉鈣石，主要發(fā)育于90～110℃地溫梯度內(nèi)，對(duì)應(yīng)于生油窗（Guo et al.，2021a）。碳鈉鈣石和硅硼鈉石在地層中的出現(xiàn)，可指示地層古地溫和埋藏史（Jagniecki et al.，2013；Guo et al.，2021b）。

5.4 純Na-碳酸鹽礦物對(duì)p CO2敏感性

6 結(jié)語(yǔ)

古代鹽湖蒸發(fā)巖蘊(yùn)含著豐富而獨(dú)特的地質(zhì)信息。根據(jù)湖水化學(xué)性質(zhì)，鹽湖可分為碳酸鹽型、硫酸鹽型以及氯化物型。硫酸鹽、Na-碳酸鹽、硼酸鹽礦物以及氯化物的存在及其結(jié)構(gòu)、構(gòu)造對(duì)古溫度、古流體性質(zhì)、p CO2、古火山、古構(gòu)造、地層熱演化歷史等均有所指示，是探究深時(shí)氣候不可或缺的寶貴載體。

1）與海侵有關(guān)的鹽湖主要為硫酸鹽型鹽湖，以發(fā)育大量層狀硫酸鹽巖為特征，以蘭坪—思茅盆地白堊系為代表；氯化物型鹽湖主要發(fā)育于斷陷盆地內(nèi)，可能與斷裂輸入的CaCl2熱液有關(guān)，以發(fā)育大量層狀石鹽為特征，硫酸鹽含量較海侵鹽湖少，如中國(guó)東部古近紀(jì)的渤海灣盆地、江漢盆地等；碳酸鹽型鹽湖主要與火山活動(dòng)或富CO2熱液輸入有關(guān)，以發(fā)育大量層狀Na-碳酸鹽為特征，以瑪湖凹陷風(fēng)城組和泌陽(yáng)凹陷核桃園組為代表。蒸發(fā)鹽礦物組合特征可指示鹽湖類型和古地理、古構(gòu)造環(huán)境。

2）層狀蒸發(fā)巖一般為原始沉積的產(chǎn)物，而泥巖中分散的鹽類礦物晶體、斑點(diǎn)或團(tuán)塊等一般為自生成巖或交代成巖產(chǎn)物，主要形成于同沉積或早成巖期。原生蒸發(fā)巖往往具有特定結(jié)構(gòu)構(gòu)造，如石鹽的V字形生長(zhǎng)條帶，天然堿和蘇打石的草狀構(gòu)造。同一蒸發(fā)巖層內(nèi)，礦物晶體越密集、晶粒越小，代表湖水鹽度越高。

3）蒸發(fā)鹽礦物在埋藏過(guò)程中，由于溫度、壓力增加，易遭受成巖作用改造，如石膏向硬石膏脫水轉(zhuǎn)化，體積變小，形成腸狀構(gòu)造；石鹽晶體在埋藏溫度升高的情況下，易發(fā)生重溶和重結(jié)晶，形成鑲嵌狀結(jié)構(gòu)。若地層抬升至近地表或地表，可發(fā)育纖維狀石膏。

4）部分無(wú)水鹽類礦物的形成對(duì)溫度、壓力具有一定要求，在地表常溫常壓下無(wú)法結(jié)晶，主要賦存于深埋藏環(huán)境，其存在可指示地層溫度和埋藏史。如碳鈉鈣石主要形成于溫度高于55℃、埋藏深度大于1000m的地層中，硅硼鈉石形成溫度高于碳鈉鈣石，常對(duì)應(yīng)于生油窗的深度。

5）碳酸鹽型鹽湖沉積物中的純Na-碳酸鹽礦物類型對(duì)p CO2和古溫度具有重要的指示意義。泡堿形成于低溫（＜30℃）、低p CO2（0～800μmol／mol）的環(huán)境中，天然堿可形成于較高溫（30～60℃）、低p CO2（0～10 000μmol／mol）的環(huán)境中，而蘇打石形成于高p CO2（＞780μmol／mol）的環(huán)境中，對(duì)溫度要求不高。