含油气盆地蒸发盐矿物成因类型及其地质意义*

郭 佩 李长志

1 成都理工大学沉积地质研究院，四川成都610059

2 成都理工大学油气藏地质及开发工程国家重点实验室，四川成都610059

1 概述

现代盐湖是地球上非金属和稀有金属的宝库（郑绵平，2010）。中国是一个多盐湖的国家，现今大陆上分布的1000多个盐湖主要位于山间盆地内，多数为小而浅（水深0.3～2m）的季节性湖泊（ephemeral lake）（陈克造，1992）。受盐类矿产需求的驱使，目前盐湖研究主要集中于现代盐湖的水化学、盐类物质来源、盐湖生态环境、盐矿资源开发等方面（郑绵平，2010；郑绵平和刘喜方，2010；郑绵平等，2016a）。地质历史时期，中国大陆上亦发育多个大而深的常年性盐湖（perennial salt lake），主要位于断陷或坳陷型含油气沉积盆地内（金强和朱光有，2006；Li et al.，2021）。古代盐湖沉积中同样蕴藏着丰富的油气及盐矿资源（金强和朱光有，2006），但对和古代盐湖沉积物有关的蒸发岩沉积环境演化、沉积微相识别及埋藏后经历的成岩后生改造研究较少。为更好地理解古代盐湖盆地中烃源岩、储集岩和封盖层沉积的构造—气候背景，往往需要关注盆地中蒸发岩形成的水体环境（古水深、古盐度、古温度）、沉积微相和成岩作用。特别是近几十年来，随着页岩油的勘探热潮兴起，盐湖盆地中的盐间泥页岩（细粒沉积岩）逐渐受到关注（Wang et al.，2015；Hou et al.，2017；Yao et al.，2017；Ma et al.，2019），对与泥岩互层的蒸发岩和盐间泥岩内盐类矿物的成因研究，是理解泥页岩沉积环境和有机质富集规律的关键。由于中国现代盐湖和古代盐湖的类型及研究重点不一致，导致利用“将今论古”的思路去研究古代蒸发岩沉积—成岩过程和古水文环境较为困难，常偏向于用“干旱气候引发湖水浓缩”或者“深大断裂热液输入盐类物质”（金强和黄醒汉，1985；金强和朱光有，2006；Li et al.，2021）来笼统地解释蒸发岩的存在，而忽视盐类矿物结构构造及类型的差异性，造成重要的古环境、古气候、古构造信息遗漏。

笔者通过广泛查阅国内外蒸发岩经典书籍和文献，并在前期研究中国古代含油气盐湖盆地的经验基础上，从常见蒸发岩类型和其结构构造出发，讨论盐湖的化学性质分类及蒸发盐矿物的成因类型，解释常见蒸发岩中盐类矿物的成因、沉积—成岩环境，并挖掘古代蒸发岩独特的古环境、古气候和古构造信息。涉及到的研究层位主要包括东濮凹陷沙河街组（李被等，2018；Li et al.，2021）、潜江凹陷潜江组（徐崇凯等，2018）、六盘山盆地下白垩统、柴达木盆地古近系（Guo et al.，2017，2018，2019）以及准噶尔盆地上古生界风城组（Guo et al.，2021a，2021b）。

2 湖相蒸发岩分类

2.1 咸化湖泊分类

盐度是湖泊类型划分最常见的依据之一。依据盐度大小，生物学家将湖泊分为淡水（fresh，＜1‰）、微咸水（subsaline，1‰～3‰）、低盐水（hyposaline，3‰～20‰）、中盐水（mesosaline，20‰～50‰）以及超咸水（hypersaline，＞50‰）（Warren，2016）5类；水文地质学家将湖泊分为 淡水（fresh，＜1‰）、微咸水（brackish，1‰～10‰）、咸 水（saline，10‰～100‰）和卤水（brine，＞100‰）（Warren，2016）4类。中国传统的分类标准为：淡水（＜1‰）、微（半）咸水（1‰～35‰）、咸水（35‰～50‰）和盐水（＞50‰）（孙镇城等，1997；郑喜玉等，2002）。郑绵平（2010）将水体盐度大于海水（＞35‰）的湖泊统称为盐湖。

基于海水蒸发实验，依据矿物组合和卤水性质得出的盐度划分标准（Warren，2016）（表1），更有利于预测蒸发盐矿物类型。海水蒸发实验表明：正常海水盐度35‰～37‰，以骨架碳酸盐沉积为主，主要包括生物礁、礁丘和生物层；当蒸发出0～75%的水分时，碱土金属碳酸盐矿物析出；当蒸发出75%～85%水分时，石膏析出；当蒸发出85%～90%的水分时，石膏和石盐同时析出；当蒸发出90%以上的水分时，以石盐沉淀为主；当蒸发出约99%的水分时，K-Mg矿物开始析出。基于上述蒸发实验，Warren（2016）提出了经典的蒸发盐矿物序列：碳酸盐矿物、硫酸盐矿物、石盐、钾石盐、水氯镁石。

事实上，除盐度外，水体的化学性质也是湖泊类型划分的重要依据。采用库尔纳可夫—瓦良什科分类法，盐湖一般分为碳酸盐型、硫酸盐型（包括硫酸钠亚型和硫酸镁亚型）和氯化物型（郑绵平和刘喜方，2010；Lownstein et al.，2017）（图1）。郑绵平等（2016a）依据智利和中国等发现的硝酸盐盐湖，进一步划分出硝酸盐型。古代盐湖的水化学组成一般可以根据沉积物中盐类矿物种类和相对含量进行大类型的判断，表现为碳酸盐型湖泊以发育Na-碳酸盐为特征，硫酸盐型湖泊以沉积大量硫酸盐和MgSO4为特征，氯化物型盐湖的代表性成矿组合则以光卤石—水氯镁石—石盐、光卤石—石盐为特征（郑绵平和刘喜方，2010）。大型常年性湖泊的水化学性质往往受外界特定因素控制：碳酸盐型盐湖主要与火山活动或幔源热液输入有关，如中国准噶尔盆地下二叠统风城组（余宽宏等，2016）、土耳其现代Wagoner湖（Sumita and Schmincke，2013）和中新统（García-Veigas and Helvaci，2013），以及美国绿河组（Hammond et al.，2019）。海水中硫酸根离子含量较高，长期受海水侵入影响的湖泊主要发育硫酸盐型盐湖，如西班牙境内晚中新世（Tortonian-Messinian）咸化湖泊，由于频繁遭受地中海海侵，蒸发岩序列以厚层石膏、钙芒硝和石盐为主（Salvany et al.，2007）；中国兰坪—思茅盆地侏罗系—白垩系蒸发岩的发育，除了来源于古特提斯闭合后的残留海之外，中特提斯期间的海侵作用也是重要补给形式（苗忠英等，2017）。古代氯化物型盐湖常发育于断陷湖泊中，可能与断裂输入CaCl2热液有关（Hardie，1990），如中国东濮凹陷沙河街组和潜江凹陷潜江组发育的大量厚层石盐，均与泥岩互层，缺乏过渡的硫酸盐层，可能发育于氯化物型盐湖中；同时，硫酸盐矿物比较发育，主要是钙芒硝，分布在泥质层中（Li et al.，2021），但从整体分布比例看，氯化物含量还是远大于硫酸盐矿物。

图1 自然水体中主要离子的卤水演化（据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 蒸发盐矿物成因类型

根据蒸发盐矿物形成时间和环境的不同，可将蒸发盐矿物分为原生、自生成岩和交代成岩3种类型（Ortíet al.，2014，2016）。原生晶体（primary crystal）主要指直接从湖水中结晶析出的矿物晶体，该类晶体的形成一般代表湖水达到某一类蒸发盐矿物的饱和度，开始大规模结晶沉降并沉积成层。层状蒸发岩一般是原生成因（Ortíet al.，2014，2016）。自生成岩晶体（diagenetic displacive crystal）指直接从沉积物孔隙水中结晶析出的蒸发盐矿物晶体，一般形成于岩石固结之前，在晶体生长过程中随着体积增大而推移周缘沉积物质，常表现为向四周挤压周围矿物纹层和有机质（García-Veigas and Helvaci，2013）。自生成岩晶体主要赋存在与蒸发岩互层的泥岩、泥灰岩中，属于早期成岩作用的产物。交代成岩晶体（diagenetic replacive crystal）主要指通过交代其他矿物而形成的晶体，该类晶体既可以发育于纯蒸发岩地层中，亦可发育于非蒸发岩地层中。泥岩中零星分散的蒸发盐矿物一般是埋藏后形成的，可能是自生成岩成因，亦可能是交代成岩成因。

3 古代硫酸盐型和氯化物型盐湖中常见蒸发盐矿物

为统一规范描述古代蒸发岩的结构构造特征，笔者采用国内、国际上常用的划分标准（何法明等，1988；Ortíet al.，2014，2016）（表2），对蒸发岩产状进行精细描述。

表2 蒸发盐矿物的结构构造分类（据何法明等，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 硫酸盐矿物

古代盐湖沉积物中最常见的硫酸盐矿物是石膏（CaSO4·2H2O）、硬石膏（CaSO4）和钙芒硝（Na2SO4·CaSO4）（表3）。根据赋存的岩性、富集程度和矿物形态，可分为4类。

表3 中国古代盐湖盆地中常见蒸发盐矿物类型、产状及成因解释（据何法明等，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）同沉积石膏、硬石膏。主要赋存于砾岩、粉砂岩和泥岩中，以胶结物和团块形式出现。胶结物型硬石膏常发育于粗砂岩和砾岩中，胶结砂岩和砾石（图2-A），可解释为膏结岩（gypcrete）。膏结岩的出现指示边缘地势平坦和干旱的古气候环境（Chen，1997）。团块状硬石膏主要发育于粉砂岩和泥岩中，砂泥岩主要呈砖红色（图2-B）和灰绿色（图2-C），表明发育此类硬石膏发育时水体较浅，可能形成于湖泊边缘、泥坪、冲积平原或冲积扇扇间（Chen，1997）。团块状硬石膏原始沉积于地表水或者地下水中，主要是在毛细管蒸发作用下，地下水盐度逐渐增加，局部沉淀出石膏，但由于地下水水位不稳定，频繁发生波动，导致石膏在多期沉淀—溶解的成岩改造过程中失去了石膏的晶体形态，形成不规则的团块状。

2）早期自生成岩的石膏、钙芒硝。在中国含油气咸化湖盆泥岩中，常可见分散的自形蒸发盐矿物，以硬石膏和钙芒硝最为丰富（Guo et al.，2017；徐崇凯等，2018）。该类晶体自形性较强，常挤压、刺穿纹层（图2-D），大小不一，形状各异。晶体的大小与密集程度呈反比，晶体越密集，体积越小（图2-D，2-E）。单个巨晶、粗晶常赋存于纹层状泥岩中（图2-D，2-F），而密集的中晶、细晶常富集于块状泥岩中（图2-E）。该类晶体主要是自生成岩矿物，形成于泥岩埋藏之后（Ortí et al.，2014，2016）。晶体的大小和密集程度与孔隙流体的盐度和稳定性有关，粗晶主要形成于盐度略低的泥岩中，由于盐度低、地表水体较深、地下成岩环境稳定，晶体可以持续缓慢生长，而细晶主要形成于盐度高的泥岩中，因盐度高、地表水体浅、地下成岩环境不稳定，晶体可快速成核生长。

图2 中国主要古代咸化湖盆沉积岩中的硫酸盐矿物产状Fig.2 Occurrences of sulphates in main saline lake basins in China

3）层状、肠状硬石膏和层状钙芒硝。层状石膏在海相地层和硫酸盐型湖泊中较为常见（Salvany et al.，2007），在氯化物型盐湖地层中较为少见，后者沉积岩中的石膏、硬石膏更多是以自形晶形式生长于泥岩松软沉积物中。湖相层状硬石膏在六盘山盆地下白垩统乃家河组中有发现，主要由石膏在埋藏过程中失水转化而成，在上下岩层挤压过程中石膏体积减小、发生变形，形成肠状硬石膏（图2-G）。层状钙芒硝在柴达木盆地始新统下干柴沟组上段中有发现（Guo et al.，2017），图2-H反映了湖泊盐度由高至低的变化趋势，高盐度时期小而密的钙芒硝在近地表迅速生长，随着盐度的降低，晶体逐渐稀少变大。层状石膏和钙芒硝均是原生成因（Ortíet al.，2014，2016）。

4）纤维状石膏。在柴达木盆地新生界露头中较为常见（图2-J），在钻井岩心的裂缝中亦有发现。纤维状石膏是一种典型的构造成因石膏（Warren，2016）。含膏地层经深埋藏后，在构造作用下抬升至近地表或地表，因地层压力骤减发育层间缝和构造缝，在淡水淋滤的作用下地层中的盐类矿物溶解，并在裂缝中重新结晶析出。纤维状石膏一般表现为石膏纤维沿两侧裂缝壁向中心生长、汇合，中心处常常因含有泥质或有机质形成1条明显的接触缝。纤维状石膏指示明显的构造抬升作用（El Tabakh et al.，1988），且原始沉积地层具有较高的盐度。此外，纤维状石膏露头一般发育于干旱地区，否则在含盐地层抬升、金属阳离子析出后，由于强降水淋滤而无法在裂缝中保存下来。

3.2 氯化物矿物

与硫酸盐矿物不同，氯化物矿物具有更大的可溶性，故在古代湖泊边缘沉积物中，较难发现氯化物沉积。中国古代盐湖盆地中，氯化物常保存在沉积中心，与（含盐）泥岩互层（图3-A至3-D）。

古代含油气盆地中的石盐多以层状出现，是原始沉积的产物（图3-A至3-D）。原生石盐晶体在水中主要有2种生长方式：一种是生长于浅水沉积物表面（Benison et al.，1998），发育V字形生长带（halite chevron）；另一种是在湖泊气水界面生长，类似于船筏，称为石盐筏（halite raft，Warren，2016）。V字形生长带是原生石盐最典型的标志（图3-E），由于该类石盐晶体生长速率过快，来不及排出水中气泡，因此含有大量包裹体（图3-F）。在石盐生长过程中，湖水盐度和温度发生规律性变化，形成了富包裹体和贫包裹体的交替性生长带。东濮凹陷和束鹿凹陷沙河街组石盐层发现有大量沿V字形生长纹分布的包裹体（图3-E，3-F），说明其为浅水原生石盐（Li et al.，2021）。石盐筏主要是由于湖泊水体表面在强烈的日照和蒸发作用下，盐度变得异常高，在湖水与空气界面结晶析出石盐晶体。石盐筏形成之初，体积较小，在水的浮力下漂浮于水体表面，随着晶体的生长和多个石盐筏聚集在一起，体积和重力变大，从而沉降于湖底沉积物表面，呈堆积状，此类石盐称为堆积石盐（halite cumulate）（Warren，2016）。由于石盐筏可以在水面飘得很远，因此可以在湖泊中心深水区沉积。

氯化物的易溶性不仅决定了其在原始沉积环境中难以保存，而且在埋藏过程中容易被改造，故越古老的地层中越难以发现原生石盐（Warren，2016）。氯化物埋藏初期，若上覆水体急剧变淡，盐度较低的湖水渗透到地层中，会导致氯化物发生局部溶解，造成氯化物和泥岩的不规则接触（图3-D）。此外，在深埋藏过程中，由于地层温度的增加，盐岩层亦可能发生重溶和重结晶，此类重结晶的石盐呈镶嵌状（mosaic halite）（Warren，2016），如柴达木盆地下干柴沟组上段的石盐即为典型的mosaic石盐（图3-G）。中国江汉盆地潜江组的石盐层缺少包裹体，主要由粗晶石盐颗粒堆积而成（图3-A），很可能是重结晶的结果（Li et al.，2021）。

除了层状石盐外，在与石盐互层的泥岩中亦可发现石盐矿物的踪迹（图3-H，3-I）。同泥岩中的硫酸盐矿物相同，泥岩中发育的石盐也是成岩作用的产物。泥岩在埋藏过程中析出的石盐主要与埋藏压实和黏土矿物选择性过滤有关（Smith and Stuiver，1979）。泥岩在埋藏过程中，地层水受压实作用而排出，因泥岩中的黏土矿物具有过滤的功能，故孔隙水中的水分子被排出泥岩层而矿物离子则保留在泥岩中，这使得孔隙水的盐度变得异常高，造成石盐在孔隙中结晶。在柴达木盆地始新统下干柴沟组，亦发现石盐充填于粒间孔中并赋存于泥岩表面（图3-H），或者赋存于黏土矿物的晶体间（图3-I）。

图3 中国主要盐湖盆地沉积岩中的石盐产状Fig.3 Occurrences of halite in main saline lacustrine basins in China

4 古代碳酸盐型盐湖常见蒸发盐矿物

4.1 含Na碳酸盐矿物

在中国古代含油气盆地中，含Na碳酸盐矿物主要包括Ca-Na-碳酸盐、Mg-Na-碳酸盐和纯Na-碳酸盐矿物（表3）。纯Na-碳酸盐矿物种类较多，包括天然碱（Na2CO3·NaHCO3·2H2O）、苏打石（NaHCO3）、泡碱（Na2CO3·10H2O）、碳酸氢钠石（Na2CO3·3NaHCO3）等。中国准噶尔盆地下二叠统风城组的Na-碳酸盐矿物以天然碱和碳酸氢钠石为主，含少量苏打石（余宽宏等，2016；Guo et al.，2021b），泌阳凹陷始新统核桃园组以天然碱和苏打石为主（Yang et al.，2015）。

1）层状纯Na-碳酸盐矿物。纯Na-碳酸盐矿物主要从湖水中直接结晶析出，同石盐相同，既可生长于湖泊气水界面处，亦可生长于湖泊沉积物表面。生长于湖底沉积物表面的晶体，呈向上、向外生长的“草堆”（图4-A），由于晶体存在空间竞争关系，单个晶体总是试图占满整个水域，因此“草堆”的规模与湖泊深度有关（Mcnulty，2017）。在湖泊边缘的水体中，Na-碳酸盐晶体长1～2 cm，而在湖泊中心，晶体长度可达到2～5 cm。生长于湖泊水体表面的晶体，因湖底表面并不平整，故在沉降于湖底时晶体一般呈倾斜堆积，且堆积松散，孔隙度较高。该类堆积晶体可进一步成为新晶体的生长着点，发育各个方向的放射状晶体。在干盐湖阶段，湖泊表面会形成一个碱盐壳，随着壳体的平面扩张，形成向上拱起的帐篷构造，此时沿着翘起的壳表面就会形成向下生长的“草堆”（图4-B）。一般天然碱以针状“草堆”为主，而苏打石以刀片状“草堆”为主。不同沉积微相的纯Na-碳酸盐岩石矿物学细节可进一步参考Mcnulty（2017）。

2）纹层状Mg-Na-碳酸盐矿物。除纯Na-碳酸盐矿物可富集成层外，碳钠镁石和氯碳钠镁石亦可富集成层。在准噶尔盆地上古生界风城组研究中发现浅色盐岩层和深色泥岩层（图4-C），进一步精细的矿物学研究发现，盐岩层主要由碳钠镁石层和氯碳钠镁石层组成，在岩心上碳钠镁石层颜色偏白，氯碳钠镁石层颜色偏灰。其中氯碳钠镁石层中发现大量残留的碳钠镁石，说明氯碳钠镁石层主要是通过交代碳钠镁石而形成，原始沉积岩的纹层主要由碳钠镁石和泥岩间互组成。在美国绿河组的局部地层中，亦可发现纯的碳钠镁石层（Dyni，1996）。

3）泥岩中分散状Ca／Mg-Na-碳酸盐矿物。碳钠钙石是风城组泥岩中最常见的碱盐，自形晶和他形晶均发育（图4-D，4-E），可见其挤压周缘纹层（图4-E）。碳钠钙石不能在常温常压下直接形成，其主要形成于埋深大于1000m、温度大于55℃的地层中，是通过交代早期结晶的斜钠钙石（gaylussite，Na2CO3·CaCO3·2H2O）和钙水碱（pirssonite，Na2CO3·CaCO3·2H2O）而形成，或者从孔隙水中直接结晶（Jagniecki et al.，2013）。准噶尔盆地风城组泥岩层中亦发育分散的碳钠镁石斑点、斑块和团块，及晶体较大的八面体碳钠镁石（图4-D），其中八面体碳钠镁石是合成碳钠镁石较大晶体的常见晶型，由2个不同方位晶体组合而成（Pabst，1973）。碳钠镁石发育于燧石结核和条带内（图4-D），与湖相Magadi-type燧石中的盐类矿物晶体成因一致（Parnell，1986）。氯碳钠镁石除交代碳钠镁石形成纹层外，在风城组更多是以分散状自形晶、他形晶或者不规则形状出现（图4-F，4-G）。对分散状氯碳钠镁石来说，既可观察到其挤压周围物质，亦可观察到交代碳钠钙石。氯碳钠镁石可在常温常压条件下形成（Kilham and Melack，1972），在风城组中该类矿物更多是从孔隙水中结晶形成。

4.2 硼酸盐矿物

碳酸盐型盐湖沉积物除富集Na-碳酸盐矿物外，也常富集硼酸盐矿物（郑绵平和刘喜方，2010）。硼矿有火山型、热液型、变质型和沉积型等多种类型，但最为重要的是沉积型，主要发育于非海相蒸发环境中（Helvaci et al.，2012；郑绵平等，2016b）。碳酸盐型盐湖的发育常与火山活动有关（Earman et al.，2005；Lownstein et al.，2016），火山灰和火山热液可为碳酸盐型湖泊输入大量硼元素（Helvaci et al.，2012）。土耳其中部全新统硼酸盐矿物（Kasemann et al.，2004）、北美全新统硼酸盐矿 物（Borax Lake，Searles Lake）（Smith and Stuiver，1979）以及安第斯山脉中段的全新统硼酸盐矿物（Kasemann et al.，2004），均发育于火山—碳酸盐型盐湖中。

根据全球硼成矿区分布特征和成矿规模分析，大型—超大型优质硼矿床多属于新近纪形成的火山—沉积型矿床（Helvaci et al.，2012）。具有重要经济价值的硼酸盐矿物包括Ca-硼酸盐矿物、Na-Ca-硼酸盐矿物、Na-硼酸盐矿物和Mg-Ca-硼酸盐矿物（Helvaci et al.，2012），这些硼酸盐矿物在古近系及更古老的沉积地层中很少发现（Helvaci et al.，2012）。泌阳凹陷始新统核桃园组和玛湖凹陷下二叠统风城组的硼酸盐矿物以水硅硼钠石（NaBSi2O6·H2O）和硅硼钠石（NaBSi3O8）为主（余宽宏等，2016；Guo et al.，2021a，2021b），辽东地区元古代地层中以Mg-Fe-硼酸盐矿物 ［suanite，Mg2（B2O5）；szaibelyite，MgBO2（OH）；ludwigite，Mg2Fe3+（BO3）O2］和电气石为主（Peng and Palmer，1995，2002）。

准噶尔盆地下二叠统风城组中富集硅硼钠石，这是一类世界罕见的硼硅酸盐矿物。该矿物在所有新近纪—第四纪富硼地层中均未发现，在始新统绿河组中仅作为稀有矿物出现（Milton，1971），而在上古生界风城组中大量富集（赵研等，2020），说明硅硼钠石的形成可能与温度和压力有关。这一推论被硅硼钠石内的包裹体均一温度和合成实验所证实，硅硼钠石形成的温度高于60℃（田孝茹等，2019）。同样，通过对风城组硅硼钠石精细的岩石—矿物学研究，发现硅硼钠石并不是原生盐类矿物（Guo et al.，2021b）：岩心上硅硼钠石多以透镜状、结核状、断续层状的形式出现（图5-A），薄片观察发现层状硅硼钠石不连续且粗细不同（图5-B），不似原生沉积的蒸发盐矿物，且硅硼钠石常富集于碱盐矿物附近，残留有碱盐的交代残余，具有同消光现象（图5-C，5-D）。泥岩中的蒸发盐矿物多是埋藏后的自生成岩或交代成岩成因，即使独立存在的硅硼钠石（图5-E，5-F）不发育其他矿物的交代残余，也并不是原生成因（Guo et al.，2021b）。

图5 准噶尔盆地上古生界风城组硅硼钠石产状Fig.5 Occurrences of reedmergnerite in the Upper Paleozoic Fengcheng Formation in Junggar Basin

5 含油气盆地中蒸发岩研究热点问题

5.1 蒸发岩形成一定是由蒸发作用造成的吗？

该问题在中国很早就被提出，并且至今没有定论。中国咸化含油气盆地中石盐层主要与富有机质泥岩互层，其中富有机质泥岩一般沉积于较深淡水中，而石盐沉积于较浅盐水中，两者的直接互层，导致中间缺乏蒸发岩序列中的碳酸盐和硫酸盐层。对此，较多学者提出石盐的深水热液成因（袁见齐等，1983；金强和黄醒汉，1985；顾家裕，1986），但近20年来浅水蒸发成因的支持者日益增多（纪友亮等，2005；冯阵东等，2014；彭君等，2016）。

为何在古代的咸化湖泊中石盐主要和泥岩互层，而缺乏蒸发岩序列中的碳酸盐和硫酸盐层？主要有以下理由：

1）蒸发岩序列（碳酸盐矿物→硫酸盐矿物→氯化物）是针对海水蒸发实验得出，海水富离子，因此海相蒸发岩发育大量硫酸盐层，而湖水的化学组成复杂，离子含量变化较大，硫酸盐型盐湖沉积大量层状石膏，碳酸盐型和氯化物型盐湖虽然沉积硫酸盐矿物，但含量较少。在中国潜江凹陷、东濮凹陷、东营凹陷和柴达木盆地的始新统蒸发岩中，仅发现分散于泥岩中的石膏、硬石膏、钙芒硝，很少见到纯的硫酸盐厚层，说明这些古代盐湖原始湖水的离子含量少于海水。因此，上述盐湖在蒸发过程中，即使水体蒸发浓度达到硫酸盐的饱和度，也仅有少量硫酸盐析出。且连续的X衍射显示，与石盐直接互层的并非纯泥岩，而是富钙芒硝泥岩、泥灰岩等，只是受原始湖水性质的约束，并不能沉积纯灰岩、纯硫酸盐层（Ma et al.，2019）。

2）中国古近纪发育富石盐的断陷盐湖，可能与热泉和断裂输入的富CaCl2热液密不可分。由断裂输入深部循环卤水的现象发生在现今死海、柴达木盆地、索尔顿湖和达纳基尔坳陷（Hardie，1990），但是地球上自然热液的盐度并不高，几乎没有能直接达到氯化物饱和度的热液，因而即使存在深部循环的热液输入，若湖泊表面没有强烈的蒸发作用，石盐仍无法形成。柴达木盆地第四纪盐湖和死海均受到强烈蒸发作用（郑绵平和刘喜方，2010；Sirota et al.，2017），因此，热液的存在可以为湖泊提供大量离子，而盐类矿物得以大规模沉积的最主要因素是蒸发作用。值得注意的是，虽然极端环境有喜盐、嗜盐细菌和古菌的生存，但主要的有机质（TOC）贡献者，如蓝细菌、硅藻、绿藻等，主要还是生存在微咸水—中咸水环境中（Warren，2016），而极端环境的细菌对有机质贡献有限。

因此，富有机质泥岩形成于盐度较低时期，石盐形成于盐度较高时期。石盐形成的深度可深可浅，通过石盐的结构可推测（详见3.2节）。

自然界也可富集大规模的非蒸发成因的“蒸发岩”，但主要发生在深海环境。在特定的温度和压力下，可以从海水中析出热液盐（hydrothermal salts）（Hovland et al.，2018）。在海底活跃的玄武质洋中脊周缘，硬石膏是白烟囱的主要成分，其也可见于其他类型的热液喷口附近。热液硬石膏形成与硬石膏逆行溶解度有关，即硬石膏的溶解度随温度的 增 高（100～300℃）而 降 低。Hovland 等（2006a，2006b）提出超临界石盐，当海水加热到405℃、压力达到300个大气压时，可达到石盐的临界点，此时NaCl直接从临界海水中析出（salting out）。Hovland等（2006a，2006b）预测在红海、地中海和达纳基尔坳陷的底部，发育大量深海临界盐。目前，Hovland的模型并未被地质学家普遍认可，但是该类石盐形成于高温高压条件下，地球上任何湖泊的温度和压力不可能达到如此。因此，湖水中石盐的沉降与富集，离不开蒸发浓缩作用。

5.2 易溶蒸发岩的中心聚焦效应

易溶蒸发岩主要包括Na盐、K盐以及其他阳离子的氯化物等，如石盐、天然碱、苏打石、钾石盐、水氯镁石等。古代常年性盐湖的沉积物中，易溶蒸发岩主要发现于盐湖中心，且层状石盐、Na-碳酸盐（天然碱、苏打石等）的单层厚度较大，而斜坡—边缘区基本未发现层状石盐。如中国古近纪断陷盐湖中心沉积物中发现厚层石盐与纹层泥岩互层，单个石盐岩层厚度可达2～5m，而夹杂的单层泥岩有时仅几毫米厚（图3-A，3-B，3-C）。此现象可归结于在石盐和钾石盐沉积时期，湖泊面积可能已萎缩至湖泊中心，但尚不能解释单层石盐如此厚的原因。

Sirota等（2016）通过对现代死海沉积物的动态观察，发现石盐的饱和度同时受温度和盐度的影响，温度升高时饱和度下降，在高盐度背景下，水体温度升高可能导致石盐由“过饱和”变为“欠饱和”。Sirota等（2017，2018）进一步通过对死海四季温度变化及温跃层深度的统计，提出石盐聚焦效应（halite focusing）。现今死海的盐度较高，石盐沉降主要受温度变化的影响，在冬季，死海水体温度不分层，温度降低并维持在24℃以下，此时水体变得超饱和，全湖泊大规模沉积石盐。到了夏季，水体发生温度分层，等温线（＜25m深）之上的水体温度升至34℃，石盐变得不饱和，致使等温线之上在冬天沉积的石盐发生溶解，造成水体NaCl浓度增高，温跃层之下深水地区继续沉积石盐。夏季温跃层之下沉积的石盐，实际来自温跃层之上浅水区溶解“牺牲”的石盐，称为石盐聚焦效应。因此，一年之内深水区石盐的沉积厚度可达到1m以上。在死海halite focusing模型基础上，Dem icco和Lowenstein（2019）进一步提出碳酸盐型盐湖的focusing模型，除受温度变化外，沉积中心Na-碳酸盐和石盐的沉积还受p CO2的影响。

5.3 温度对盐类矿物结晶的影响

盐类矿物分为冷相、暖相和广温相矿物，可作为古气候和古环境的转换指标（郑绵平等，1998），故温度对盐类矿物的溶解度、晶体结构和成岩改造的控制作用不容忽视。盐类矿物的溶解度一般来说是随着温度的升高而增大（何法明等，1988）。如上小节论述，石盐在冬天低温沉降、夏天高温溶解，造成温跃层之上的浅水区石盐无法得以保存。Cody和Cody（1988）认为在沉积物中生长的自生石膏的形状受温度和腐殖质的影响，在低温情况下以半锥形习性、｛111｝为主，高温情况下呈透镜状 ｛-103｝，因此得出长柱状石膏形成于低温、有机质不存在的条件下。

常见的冷相盐类矿物有碳酸盐型盐湖的泡碱、硼砂等、水菱镁矿，硫酸盐型盐湖的七水泻利盐、软钾镁矾、芒硝、水钙芒硝、库水硼镁石、多水硼镁石，氯化物型盐湖的水石盐、水氯镁石、南极石（郑绵平和刘喜方，2010）。除此之外，一些无水盐类矿物的形成需要较高的温度，如碳钠钙石，该矿物在现代碳酸盐型盐湖沉积物中并未发现，但可富集于具一定埋深的沉积岩中。Jagniecki等（2013）通过实验模拟，发现碳钠钙石形成时温度至少需要55℃，而埋深为1000m以下，可以由早期含水矿物转化而成，也可以在地层中直接结晶而出。另一个典型的例子是硅硼钠石，同样在现代及新生代碳酸盐型盐湖沉积物中未发现，其形成温度大于碳钠钙石，主要发育于90～110℃地温梯度内，对应于生油窗（Guo et al.，2021a）。碳钠钙石和硅硼钠石在地层中的出现，可指示地层古地温和埋藏史（Jagniecki et al.，2013；Guo et al.，2021b）。

5.4 纯Na-碳酸盐矿物对p CO2敏感性

6 结语

古代盐湖蒸发岩蕴含着丰富而独特的地质信息。根据湖水化学性质，盐湖可分为碳酸盐型、硫酸盐型以及氯化物型。硫酸盐、Na-碳酸盐、硼酸盐矿物以及氯化物的存在及其结构、构造对古温度、古流体性质、p CO2、古火山、古构造、地层热演化历史等均有所指示，是探究深时气候不可或缺的宝贵载体。

1）与海侵有关的盐湖主要为硫酸盐型盐湖，以发育大量层状硫酸盐岩为特征，以兰坪—思茅盆地白垩系为代表；氯化物型盐湖主要发育于断陷盆地内，可能与断裂输入的CaCl2热液有关，以发育大量层状石盐为特征，硫酸盐含量较海侵盐湖少，如中国东部古近纪的渤海湾盆地、江汉盆地等；碳酸盐型盐湖主要与火山活动或富CO2热液输入有关，以发育大量层状Na-碳酸盐为特征，以玛湖凹陷风城组和泌阳凹陷核桃园组为代表。蒸发盐矿物组合特征可指示盐湖类型和古地理、古构造环境。

2）层状蒸发岩一般为原始沉积的产物，而泥岩中分散的盐类矿物晶体、斑点或团块等一般为自生成岩或交代成岩产物，主要形成于同沉积或早成岩期。原生蒸发岩往往具有特定结构构造，如石盐的V字形生长条带，天然碱和苏打石的草状构造。同一蒸发岩层内，矿物晶体越密集、晶粒越小，代表湖水盐度越高。

3）蒸发盐矿物在埋藏过程中，由于温度、压力增加，易遭受成岩作用改造，如石膏向硬石膏脱水转化，体积变小，形成肠状构造；石盐晶体在埋藏温度升高的情况下，易发生重溶和重结晶，形成镶嵌状结构。若地层抬升至近地表或地表，可发育纤维状石膏。

4）部分无水盐类矿物的形成对温度、压力具有一定要求，在地表常温常压下无法结晶，主要赋存于深埋藏环境，其存在可指示地层温度和埋藏史。如碳钠钙石主要形成于温度高于55℃、埋藏深度大于1000m的地层中，硅硼钠石形成温度高于碳钠钙石，常对应于生油窗的深度。

5）碳酸盐型盐湖沉积物中的纯Na-碳酸盐矿物类型对p CO2和古温度具有重要的指示意义。泡碱形成于低温（＜30℃）、低p CO2（0～800μmol／mol）的环境中，天然碱可形成于较高温（30～60℃）、低p CO2（0～10 000μmol／mol）的环境中，而苏打石形成于高p CO2（＞780μmol／mol）的环境中，对温度要求不高。