食盐析出实验对盐湖盆地沉积研究的启示①

冯阵东 吴 伟 程秀申 张继标 白圣方

(1．河南理工大学安全科学与工程学院 河南焦作 454003;2．河南理工大学资源环境学院 河南焦作 454003;3．中原油田勘探开发科学研究院 河南濮阳 457001;4．中国石化石油勘探开发研究院 北京 100083;5．中国石化胜利油田纯梁采油厂 山东博兴 256504)

0 引言

关于东濮凹陷的盐岩成因存在着多种学说，争论的焦点往往集中在盐岩来源、沉积过程、古气候等［1～15］，但对盐岩沉积对应的古地理位置认识相对统一，无论是“浅水成盐说”［1～7］还是“深水成盐说”［8～15］一致认为盐岩沉积于盆地相对低洼的部位。然而，东濮凹陷中央隆起带沙三下亚段盐岩发育，该处的地层厚度却小于西部洼陷带。在盐岩接触的地层中既有红层、泥裂、雨痕等氧化环境的标志［3，5］，又有黑色泥页岩、黄铁矿等还原环境的标志［8，10，12］，“深水成因”、“浅水成因”无法对两种标志共存的现象做出合理的解释。笔者通过物理模拟实验方法解决以上矛盾，借鉴食盐晶体析出过程、厚度、粒度、位置分布特征，对盐湖沉积提出新的认识。

1 食盐析出实验过程分析

1．1 实验设计

本次实验的主要目的是观察食盐的析出过程，以及晶体的分布特征。除选择食盐、纯净水等必备实验材料外，由于玻璃容器、纯净水、盐水全为无色材料，玻璃容器容易反光，对实验现象的观察及记录十分不利;而金属容器容易与食盐产生化学反应，被腐蚀后影响盐水及晶体的颜色，不利于实验效果的观测，因此本次实验选择普通纸杯作为实验容器。实验过程如下:

取高75 mm、上口直径70 mm、底部直径55 mm的普通纸杯一个，倾斜放置于桌面之上(见图1，杯底与桌面接触，杯口垫置于高15 mm的桌缘之上);

向清洗干净的样品瓶里注入纯净水，放入大量食盐(NaCl)，摇晃1分钟后静置10分钟，重复摇晃1分钟后静置2小时，使得食盐充分溶解，将过饱和的食盐溶液倒出备用;

向倾斜纸杯内注入饱和食盐溶液，杯底深度13 mm，向杯口逐渐减薄，剖面为楔形(图1);静置，观察并记录食盐析出现象。

图1 食盐析出实验模型示意图(剖面)Fig．1 Schematic diagram of the model for salt precipitation experiment(profile)

图2 食盐析出实验过程Fig．2 The process of salt precipitation experiment

1．2 实验结果分析

实验进行168小时后，水体干涸，结束本次实验。根据实验现象，可以将晶体析出可以划分为三个阶段(图2):

实验开始12小时内:未发生晶体析出现象，肉眼观测到的溶液与初始状态无明显差别;

12～48小时:实验进行24小时后，水界面附近出现晶体析出;有雪花状食盐晶体析出，并悬浮于液面之上，随着实验进行，悬浮晶体有增大迹象，但整体厚度较薄，呈半透明状(照片中晶体颜色与溶液、容器相近，不易观测，但其阴影清晰可见);

48～168小时:悬浮的雪花状晶体增大到一定程度，体积不再增长，盐水底部开始出现晶体，粒度逐渐增大并在水底构成薄盐层，随时间增长，盐层有增厚的趋势;与此同时，原水界面之上暴露部位出现薄层、细粒食盐晶体。

2 物理模拟对应的地质过程分析

对照食盐析出实验，可以将盐湖盆地盐岩沉积划分为三个阶段，并将沉积的盐岩划分为三个区域(图3):

湖水浓缩阶段(对应物理实验0～12小时):因淡水补给不够，湖水开始浓缩，靠近水面的水体矿化度、密度升高，从而造成密度反转，高密度盐水团块甚至细微食盐晶体(蒸发速度较快时)开始下沉。由于深部湖水矿化度较低，高密度盐水团块迅速扩散、细微晶体再次溶解。该阶段在湖底很难形成盐岩沉积，深浅层的湖水矿化度也不会相差太多。

湖水过饱和阶段(对应实验12～48小时):湖水高度浓缩，碳酸盐、硫酸盐、氯化物等依次达到饱和状态。湖水蒸发的速度受水温、表面与空气接触面积影响，湖盆边缘湖水温度高，部分水体与地下水连通，在淋滤、蒸发作用下，湖盆边缘失水速度明显加快;边缘处的水体总量较小，矿化度提升速度远大于湖盆中心，晶体率先析出并接受沉积。此时，湖水接近饱和，在进一步的蒸发作用下盐湖中心开始析出晶体，因水体密度较大，湖盆中心的食盐结晶呈雪花状分布且厚度小、质量轻，食盐晶体自身的重力小于湖水对其产生的浮力，晶体悬浮于水面之上。

图3 盐湖盆地盐岩沉积过程模式图Fig．3 The pattern of the process of salt rock sedimentation in saline lakes

盐岩大量沉积阶段(对应实验48～168小时):水界面附近依旧是蒸发最强烈部位，盐岩沉积厚度增加较快，最终形成的盐层厚度最大、晶体粒度偏小;随着蒸发作用的进行，靠近湖盆中心，悬浮于溶液表面的雪花状晶体逐渐生长，当重力大于盐水对其自身的浮力之后，晶体开始下沉。由于湖水处于过饱和状态，悬浮食盐晶体在下沉的过程中，同时发生着晶体溶解—析出的平衡过程，食盐颗粒在被部分溶解同时，便有相同数量的晶体在湖底析出。随着实验过程推进，晶体逐渐生长，形成的薄盐层覆盖于容器壁之上，且有增厚的趋势;与此同时，暴露在初始水界面附近的渗滤带上开始出现薄层晶体，晶体最细、盐岩厚度最小。

3 对盐湖盆地沉积研究的指导意义

3．1 重新认识盐岩沉积的古地理位置，为隆起区盐岩沉积提供证据

从实验结果看，盐岩沉积部位、盐层厚度最大部位并非对应着水体较深的古洼陷中心，而是对应古隆起、斜坡等水体相对较浅的部位。盐湖盆地底部具有高低不平的构造形态，中央隆起带与湖盆边缘斜坡带等水体较浅的部位，同等面积蒸发量相当的情况下，湖水的浓缩比例大，是盐岩沉积最早的部位(图2);湖水进一步变浅，中央隆起带可能露出水面，在其表面蒸发、地下渗滤共同作用下，隆起区周缘是盐岩沉积的有利部位，盐岩沉积的厚度可能大于湖盆中心，从东濮凹陷过濮70剖面上可以看出，1#盐组斜坡带厚度明显大于洼陷中心(图4)，与物理实验中出现的斜坡带浅水沉积厚度大、深水沉积厚度小的特征基本相符。另外，如在盐湖干涸之前，有淡水的注入，湖底盐层停止生长，湖盆进入新一期沉积旋回，中心处薄层的盐最先与淡水接触，导致单套盐层仅在斜坡处发育(见图4中2#盐组)，湖盆中心则被碎屑岩充填。

图4 过濮70井波阻抗反演剖面Fig．4 Profile of wave impedance inversion confined by Pu 70 Well

实验结果表明，中央隆起带形成以后，其顶部仍可以沉积厚层盐岩。事实上，盐岩的沉积与古地理位置关系并不完全对应，因为盐岩的沉积还与盆地的古盐度有关:其一，单个盐层序沉积时，如果湖盆洪水期的盐度偏小，湖水浓缩、析出时，水体范围集中于洼陷带中心，因此造成濮城、前梨园、海通集等洼陷区含有厚层盐岩;其二，湖水浓缩到一定程度后，外部携带大量矿物离子的水源注入，使得湖水含盐岩饱和度降低，单盐层沉积时，如伴随多次蒸发、浓缩—外部盐水注入，单盐层沉积对应的范围则可以扩大到洼陷边缘、中央隆起带等区域，在青海湖、死海咸湖盆地的周缘、东濮凹陷濮城断层的上升盘、中央隆起带等部位都有盐岩的沉积，说明隆起区可以沉积盐岩。

3．2 根据食盐晶体特征，大致推断古构造特征

对比食盐析出实验结果，可以根据盐岩距离水界面位置、盐岩沉积厚度、颗粒大小等条件将盐岩沉积分为三个区:水界面附近为Ⅰ区，该区食盐厚度最大、实验的颗粒较细，一般对应湖盆的斜坡带。Ⅰ区底界至湖盆中心为Ⅱ区，与Ⅰ区相比，初始水界面之下的食盐晶体具有厚度小、粒度大的特点，界面之下到湖盆中心单盐层的厚度相对均匀，将该区域划分为盐岩沉积的Ⅱ区;Ⅰ区底界顶面之上，盐湖盆地含有碳酸盐、硫酸盐、氯化物等，这些盐类虽然达到饱和后才能析出，然而晶体生长后的范围却大于饱和时的水面范围，Ⅲ区在盐岩沉积前可能暴露地表，出现过氧化、还原环境的交替。不同构造位置盐层厚度、晶体颗粒大小、接触地层特征表现出明显的差异，因此可以根据现有的岩芯资料，反推古构造位置。

3．3 为盐岩沉积区氧化、还原环境共存提供解释

东濮凹陷的盐岩接触地层中，既有反应氧化环境的红色泥岩、泥裂、雨痕，又有反应强还原环境的黑色油页岩、黄铁矿，在这些标志的支持下，盐岩的浅水与深水成因争议不断。本次实验可以为盐岩接触地层中表现出的氧化、还原环境共存提供合理解释，从实验结果中不难看出:

Ⅲ区的盐层形成之前曾暴露于水面之上，盐岩自身以及下部接触的碎屑岩地层可以表现为红层(图5)，部分地区可以发现泥裂、雨痕等氧化环境的沉积相标志;

Ⅱ区对应湖盆较深的部位，洪水期具有较大的水深，可以沉积黑色的泥岩、泥页岩;进入枯水期，湖水变浅的同时能否保持还原环境是解决该争议的关键:

盐层形成于一定水深的条件下，对其下部有机质的保存十分有利:从实验过程推断，湖水中的矿物质达到饱和后，湖底开始析出盐的晶体，随着时间的推进，晶体颗粒逐渐生长、组成一套薄盐层，盐岩在湖底的沉积可以导致早期泥岩底部迅速失水，形成类似于泥岩干裂的水下收缩缝［16］。湖底盐层沉积时，仍有一定的水深，盐层阻隔了下部泥页岩中有机质与水中溶解氧的结合，对有机质的保存十分有利;当盐层具备一定的厚度时，即便湖盆干涸，盐的底部仍可能表现为还原环境;

图5 东濮凹陷盐岩及接触地层特征Fig．5 Characteristics of the salt rock and the formations contact with the salt rock in Dongpu depression

湖水中氧的含量也是影响有机质保存的主要因素:湖水在蒸发作用下开始浓缩时，电解质的含量增高，离子产生的电缩作用增强，降低氧在湖水中的溶解度;含盐量达到一定程度后，会导致水中生产氧气的藻类死亡。由此可见，干旱环境下具有高矿化度、早成盐的盐湖盆地，其底部保持还原环境完全可能。

从实验中还可以看出，水界面之下至湖盆中心的广大区域内，盐岩的沉积厚度差异不大，沉积前后湖盆底部的地貌形态相似。下一个洪水期到来之后，湖盆中心的位置没有改变，仍是水深最大的部位，在盐层之上沉积一套黑色的泥页岩，从而出现岩心中薄层泥页岩中夹一套盐岩的地层组合，盐岩顶底部的接触面上都可以出现反应强还原环境的黄铁矿(图5)。这套地层在长期温暖湿润、短期干旱气候交替变化下可以形成，发现于泥页岩中的反应深水、湿润气候的古生物，不能作为盐岩深水成因的直接证据［12～15］。

Ⅰ区为氧化、还原的过度带，在有少量淡水补给的情况下，可能出现氧化、还原环境的交替。

3．4 对“深水成盐”说中提出的分层沉积提出质疑

“深水成盐”说认为湖水表面受蒸发浓缩后，造成表层密度大于深层，在重力作用下，高浓度盐水克服浮力后在湖底浓缩，达到饱和后析出、沉积。这种假说值得商榷，湖水处于一个蒸发、浓缩、下沉、扩散的连续过程，并不会等浓缩到一定规模后才开始下沉，即便在蒸发速度比较快的时候，在湖水表面形成了微小的晶体颗粒，也会在下沉过程中溶解、扩散。本次实验中使用了矿化度很高的盐溶液，12小时以内在容器底部仍未见到晶体析出。只有在水面发现雪花状晶体一段时间以后，才在水底见到晶体颗粒，可见晶体是在水面析出，以固态形式开始下沉，在此过程中晶体、溶液之间的离子仍会交换，部分晶体被溶解，但整体处于溶解—析出的平衡过程，固态晶体可以达到湖底并沉积下来。因此，“深水成因”说假想的深部浓度大、浅层浓度小的湖水分层沉积很难出现。

4 结论

(1)盐湖盆地浓缩变浅时，湖底绝大部分地区仍能保持还原环境，主要原因是:湖底盐层形成于湖水干涸前，阻隔盐底部有机质与湖水溶解氧的接触;高矿化度盐水杀死产氧藻类、降低了湖水中氧的溶解度。

(2)盐岩不会产生分层沉积，盐湖浓缩分为3个阶段:初期浓缩阶段湖水矿化度相对均匀;过饱和阶段的晶体除了在湖盆边缘沉积外，湖盆中心的水面附近浓缩速度快，晶体早期悬浮于湖水之上，颗粒增长到足够大时，开始向湖底沉降、沉积;晶体大量析出阶段，湖盆底部晶体生长形成薄层盐，随着时间增长盐层加厚，湖盆周缘渗滤带产生薄盐层。

(3)盐岩沉积分3个区带，不同区带盐层厚度、晶体粒度、接触岩层表现出明显差异:湖盆水界面附近为Ⅰ区，在构造上对应湖盆边缘斜坡带、中央隆起带等水浅、浓缩快的地区，该区盐岩沉积厚度大、粒度细;Ⅰ区底界至湖盆中心为Ⅱ区，盐层厚度相对较小、厚度变化不大、晶体粒度较粗，接触岩性多为黑色泥页岩;Ⅰ区顶界以上为Ⅲ区，该区盐层最薄、形成时间最晚，底部碎屑岩中可能出现红层、泥裂、雨痕等氧化环境标志。

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