琥珀、冰心和石盐是记录古代环境的绝佳样品(Lowenstein et al., 1998; Kovalevych et al., 2006a, 2006b; 孟凡巍等，2012)。琥珀主要来自裸子植物的松柏类(特别是南洋杉属)或被子植物的龙脑香科，在地质记录中最早的琥珀出现在三叠纪晚期(Dal Corso et al., 2011)，分布十分局限；而冰心则来自两极冰川和高山地区，在北极其形成时代最早不超过15万年，南极最早不超过80万年(唐学远等，2012)，尽管冰川沉积连续但是地质时代却十分短暂。然而，蒸发岩在现代沉积中可以出现，在显生宙各个地质时代中都有保存(薛武，1986; 魏东岩，1999；程怀德和马海州, 2013)，并且一直可以追溯到元古代沉积盆地的地层中(Kovalevych et al., 2006b; Meng et al., 2011)。

蒸发岩是保存古环境信息的宝库(Benison and Goldstein, 1999)。蒸发岩矿物包括石盐、石膏、钾盐等矿物，在地表露头上最常见的是石膏，但随着地层埋深的增加石膏会逐渐脱水转化为硬石膏，而随着地表运动的抬升接近地表之后又吸水转化成石膏(Murray, 1964)。因此石膏矿物十分不稳定，很难在地质样品中识别出原生的石膏。原生的石膏沉积通常在现代沉积(例如盐湖、潟湖或洞穴沉积等)或者浅埋藏的第四纪沉积可以识别出来(Krüger et al., 2013)。

蒸发岩矿物(如石盐、石膏、钙芒硝、芒硝)中的包裹体，是潟湖或陆地盐湖环境通过蒸发而结晶析出的过程中所捕获的流体(液体和/或气体)(Roedder, 1984; Barker and Goldstein, 1990；Goldstein and Reynolds, 1994；刘成林等, 2005, 2006; 孟凡巍等，2012；倪培等，2014)。蒸发岩矿物中的流体包裹体，尤其是石盐中的流体包裹体，所捕获的液体和气体中的成分代表了原始的海洋/盐湖和大气的信息，因此成为近年来国际地质界的一个研究热点(Roberts and Spencer, 1995；Lowenstein et al., 1998；Benison and Goldstein, 1999; Vreeland et al., 2000；Siemann and Ellendorff, 2001; Goldstein，2001；Satterfield et al., 2005；刘兴起和倪培, 2005; 孟凡巍等，2012)。

石盐流体包裹体在岩相学上可以分为原生流体包裹体和次生流体包裹体。根据岩相学特征石盐包裹体大致可分为3种：①具有明暗相间条带、沉积时期捕获的流体包裹体，可以直接记录沉积时水体的成分；②沉积形成包裹体条带的外缘出现的孤立的大型负晶形流体包裹体，形成在同沉积或早期成岩阶段，流体成分与沉积时流体包裹体相同或者相似；③粗大颗粒透明石盐，可形成在沉积后的不同沉积阶段，包裹体大小变化很大，可以有很小的包裹体，也可以有大型而不规则的包裹体。这些包裹体卤水成分变化很大，然而仍然可以记录以前水体的成分信号(Kovalevych et al., 1998)。

蒸发岩盆地中，最常见的矿物就是石盐和石膏，其中石盐的体积占了蒸发岩的大部分。石盐进入盐盆中并在短时间内大量沉淀出来，能迅速降低海洋的盐度；之后又通过风化淋滤再重新回到海洋中(Berner and Berner, 1987)。但是随着地质沉积，总有大量的石盐沉积保存在盆地中而不再返回海洋，从而造成海水盐度逐渐降低(Knauth, 2005)。

蒸发岩的形成与古板块所处的纬度、古大陆的构造位置都密切相关。现代沙漠覆盖了世界上30%的面积，大都在南北纬的15°~45°(Warren, 1999, 2006)。干旱带位于Hadley循环冷干空气团下沉的位置，目前被定义为亚热带高压带，即亚热带马带。全球级别的大气循环，由太阳辐射的强度变化造成，太阳辐射在赤道最强，向两极逐渐减弱。因此，赤道带与邻近的温带一带，隔离相当明显。赤道空气变暖当它升高，建立了一个赤道低压带。当它变冷，失去大部分水蒸气作为降雨到下面的热带丛林和热带雨林。这个失去水蒸汽的空气向上运动远离赤道，进一步变冷和压缩，最终在南北纬30°左右的位置下沉回到地球表面。这些变冷的干空气被重新加热，当它们返回到更低的空气中，又重新吸收了水蒸汽，因此主要的世界沙漠带就在这里形成，而现代蒸发岩盆地也基本形成在这一干旱带内。同样，将地质历史上的蒸发岩所在地层的古纬度投在图上，也会发现地质历史上的蒸发岩的古纬度也大都分布在南北纬靠近赤道15°~45°之间(图 1)(Warren, 1999, 2006)。

图 1

图件引自：Warren（2006） 图 1 蒸发岩的古纬度分布 Fig.1 Palaeo-latitude distributions of evaporites in geological times

在埃迪卡拉纪-寒武纪(大致540~485 Ma)期间，海水的盐度有一个急剧的下降，可能与各个陆块的位置有关，临近的陆块之间产生了巨大的蒸发岩盆地(王立成等，2013)。四川震旦纪－寒武纪的盐沉积，寒武纪的岩盐矿体分布在泸州-永川和邻水的两个地区；震旦纪的岩盐矿体分布仅有长宁－兴文一带。震旦纪的岩盐主要产于灯影组灯一段(下贫藻段)和灯影组二段(富藻段)，共2个含盐层位。四川寒武纪的岩盐都产于下寒武纪统清虚洞组和中寒武统石冷水组2个层位；最近在湖北地区扬子板块的位置，湖北西部、重庆东部的利川市的建新-1井下发现了寒武纪的石盐，来自中寒武统覃家庙组(刘莉，2011)，在新疆的巴楚隆起的同1井的寒武纪地层也出现了石盐沉积，来自中寒武统阿瓦塔格组(蔡习尧等, 2010, 2012；张智礼等, 2013, Meng et al., 2017a)

地质历史中的埃迪卡拉纪-寒武纪是生命演化中的重要时期，是后生动物起源和发展的关键时期，也是地质历史上蒸发岩大规模沉积的第一个高峰(图 2)。因为海洋的盐度与生命演化是紧密相关的，过高的海洋盐度首先会对大型的生物产生严重的影响，例如在现代海洋的高盐度瀉湖环境中，就成为了后生动物的沙漠；其次，过高的盐度也会影响到大气中的氧气溶解到海水中，从而影响后生动物的产生(Knauth, 2005; Meng et al., 2011)。

图 2

图件引自：Warren（2006） 图 2 地质历史上的盐岩沉积记录 Fig.2 Salt rock deposits in geological times

石盐中捕获的原生流体包裹体可分为两种：气水界面捕获的漏斗晶(hopper halite)和卤水底部生长的人字晶(chevron halite)(图 3)(Dellwig, 1955; Lowenstein and Hardie, 1985; Hardie et al., 1985; Casas and Lowenstein, 1989)。

图 3

图件引自：Meng等（2013） 图 3 漏斗晶与人字晶 Fig.3 Funnel and herringbone crystals of the halite

石盐中的原生流体包裹体可以记录卤水结晶时的水温，在气水界面捕获的漏斗晶记录的是表面的水温，人字晶记录的是底部水温。因此，通过石盐原生流体包裹体测温可得到古代海水的温度。在气水界面捕获的石盐包裹体可能会捕获少量空气，形成的气液两相非均一捕获；所测量的均一温度变化很大并往往得到过高的温度，不具有地质意义(McCulloch, 1959; Roberts and Spencer, 1995)。

长期以来，中国科学家一直在探索利用石盐中的流体包裹体研究现代盐湖，并开展了显微测温工作(袁见齐等，1991；杨吉根，1994；张芳等，2001；刘成林等, 2005, 2006)。但由于所选流体包裹体多为非均一方式捕获的气液两相包裹体，因此得到的结果变化很大，所测定均一温度在30~100 ℃之间(袁见齐等，1991；杨吉根，1994；张芳等，2001)，显然不能代表石盐的沉积温度。因此，近年来国际上兴起了低温冷冻测温技术来研究古代海水温度：即对纯液相的原生石盐流体包裹体，通过长时间的低温冷冻产生气泡，然后再均一测得温度，这一温度可直接反映当时的潟湖或陆地盐湖的水温，进而反映古气温(Roberts and Spencer, 1995)。该方法在现代沉积的盐湖和实验室石盐的合成实验中均得到了良好的印证(Lowenstein et al., 1998; 孟凡巍等, 2011a)，在应用到地质历史时期的石盐沉积研究中也得到了很好的结果(Benison and Goldstein, 1999; Satterfield et al., 2005)。

国际上通过对地质历史时期的海相石盐包裹体的均一温度，来恢复古代气候的早期工作仅见于志留纪、二叠纪和第四纪(Lowenstein et al., 1998; Benison and Goldstein, 1999；Satterfield et al., 2005)，缺乏其他地质时代的数据，尤其是地球生命演化的关键时期前寒武纪-寒武纪的海洋温度。

整个地球生命演化的历史被认为是按照对温度忍耐力的强弱逐渐出现的。古代海洋最连续的温度记录来自海相燧石：海相燧石的硅、氧同位素分别表明太古代最早期的海洋温度可能在85 ℃左右，此后逐渐降低(Knauth, 2005; Robert and Chaussidon, 2006)，到太古代晚期海洋温度已下降到40 ℃左右；而到古生代海洋温度已经接近现代海洋，因此海洋的温度是影响早期生命演化的最关键因素。海洋的温度还可以影响到氧气的溶解，因为高温的海水会阻碍大气中的氧溶解进海水中(Knauth, 2005)。

寒武纪之前的化石多为微体化石，而寒武纪开始才出现大量带壳生物，成为“三叶虫”的时代。寒武纪大爆发(Cambrian Explosion)是新元古代之后的寒武纪(5.4亿年前)在开始的短短2 Ma内，几乎所有动物门都突然出现在化石记录中的惊人事件，这个阶段是地球生命的地质历史中最引人注目的时期(Knoll and Carroll, 1999; Coutinho et al., 2003)。一个主流假说认为是寒武纪大气中氧气的升高所致(Cloud，1976)。而如果新元古代(630~542 Ma)海水温度比寒武纪海水高，那么即使新元古代大气中具有很高的氧气浓度也很难溶解到海水中(Knauth, 2005)，因此要确定新元古代-寒武纪的大气氧含量是否升高，首先要解决新元古代海水的温度问题。新元古代-寒武纪是生命演化的关键时期，但是海相燧石的硅、氧同位素是一种间接的温度计，并分别受到黏土矿物、成岩作用等因素的影响，因此不能得到十分准确的温度(Knauth, 2005; Robert and Chaussidon, 2006)。而且该时期海相燧石在地质记录中比较贫乏，硅、氧同位素数据有限，所以对该时期海水温度的变化尚不清楚(Knauth, 2005; Robert and Chaussidon, 2006)。

中国蒸发岩十分发育，四川盆地和塔里木盆地南缘广泛发育膏盐沉积：四川盆地新元古代灯影组下部震旦纪的石盐沉积(551~542 Ma)、四川盆地寒武纪清虚洞组的石盐沉积、新疆塔里木和4井寒武纪膏盐层(520~510 Ma)，都为研究该时期的海水温度和成分提供了优越的地质样品(魏东岩，1999；郑绵平等，2005)。此外，中国在震旦纪-寒武纪时期石膏沉积广泛，震旦纪的石膏产在甘肃、四川、湖北等省(薛武，1986)，其中四川震旦纪石膏见于灯影组地层的井下，如长宁-2井(Meng et al., 2011)。

原生流体包裹体结构可以保存在地质历史中原生石盐的核部(Casas and Lowenstein, 1989)，国外该时期保存了原生流体包裹体结构的石盐沉积，仅见于阿曼新元古代Ara组(554~543 Ma)和西伯利亚早寒武世的地层(约515 Ma)(Brennan et al., 2004)。中国研究者(Meng et al., 2011)对四川盆地新元古代灯影组石盐沉积的岩相学研究，发现其保存了原生流体包裹体结构，并通过低温冷冻测温法对震旦纪的石盐包裹体进行了研究，测定了该时期的海水温度，得到当时海水的温度最高为39.4 ℃，这吻合于国外科学家通过海相燧石的硅、氧同位素推测的同期海水的最高温度40 ℃(Knauth, 2005)。这是国内科研人员首次在国际期刊上发表利用石盐流体包裹体恢复古温度的成果(图 4)。

图 4

图件引自：Meng等（2011） 图 4 震旦纪石盐中的原生流体包裹体 Fig.4 Primary fluid inclusions in Edicaran halite

地球化学数据显示; 始新世中晚期古代大气中CO₂浓度持续下降(Pagani et al., 2005)，其浓度大致相当于地球100年之后由于化石燃料的使用造成的持续CO₂排放所累积的浓度。此前对地球未来温度的推测都是基于数据模拟和推测，而缺乏地质时期的对照。孟凡巍等对湖北江汉盆地应城地区始新世中-晚期的石盐进行了测温，结果发现该时期最高气温为43.3 ℃，比现今同地区历年来气象记录的最高温度(38.7 ℃)还要高4.6 ℃(Yang et al., 2006)；石盐流体包裹体测温的平均温度为21.5 ℃(Meng et al., 2013)，其均一温度的测试结果与孢粉学推测的年平均温度相吻合：根据孢粉学推测，始新世中期江汉盆地年平均温度为18.6~21.5 ℃，始新世晚期年平均温度为17~21 ℃(童国榜等，2002)。近年来，国内外科研工作者也对第三纪、白垩纪、二叠纪石盐沉积的均一温度进行了测试，恢复了当时的古温度，发现了二叠纪时期内陆非海相蒸发盆地的极端高温记录，其中最高温度可达73 ℃(Zambito and Benison, 2013; Zhao et al., 2014; Zhang et al., 2016)。

通过石盐流体包裹体的均一温度来恢复卤水的温度，其难点在于包裹体均一温度的解释。Roberts和Spencer(1995)的研究显示，盐湖沉积的流体包裹体的均一温度范围与湖水温度范围相当。而Lowenstein等(1998)通过在恒温水槽中用卤水蒸发结晶合成石盐，然后研究其流体包裹体的均一温度发现，只有流体包裹体中的最大均一温度才吻合沉积时卤水的温度。孟凡巍等(2011a)通过在恒温烘箱中用卤水合成石盐流，发现石盐晶体可以分为卤水表面形成的漏斗晶和卤水底部形成的人字晶，其中在浅水环境下石盐流体包裹体中的最大均一温度才符合沉积时卤水的温度。而且，通过冷冻均一法对石盐流体包裹体测温；如果对同一个流体包裹体反复冷冻测温，所测得的均一温度会逐渐下降，但其中的机理一直不能明确(Lowenstein et al., 1998)。因此对石盐流体包裹体的测温，石盐样品只能使用一次(Meng et al., 2011b)。

目前研究石盐包裹体成分的方法主要有3种：单个包裹体显微化学分析技术(微钻法)、扫描电镜-能谱法、LA-ICPMS(Shepherd and Chenery, 1995; Brennan et al., 2004; Kovalevych et al., 2006a, 2006b)。利用石盐中单个流体包裹体的成分，来恢复和反演地质时期海水和盐湖的水体化学演化方面(Timofeeff et al., 2000, 2001, 2006；Lowenstein et al., 2001; 孟凡巍等, 2011b)

单个包裹体显微化学分析技术(微钻法)最早为前苏联科学家发明，并用来进行地质历史时期的海水成分分析。其技术细节为选取个头较大的原生石盐流体包裹体，将其打开之后用毛细玻璃管将其中的液体吸出，通过化学试剂进行反应从而计算其各个主量元素的含量。该方法已经用于分析了大量地质时期的石盐样品的卤水成分，并推算了当时的海水成分(Kovalevych et al., 1998; Kovalevych et al., 2002, 2006; Petrychenko et al., 2005)。

石盐包裹体分析结果显示，显生宙期间海水成分发生了显著变化：海相石盐包裹体内卤水成分在富Ca的Na-K-Mg-Ca-Cl体系(“方解石海”期间)和富SO₄(硫酸根)的Na-K-Mg-Cl-SO₄体系(“文石海”期间)之间波动(Kovalevych et al., 1998; Lowenstein et al., 2001)。在根据海相石盐包裹体恢复的海水成分变化曲线上，仍然存在几处显著的空白，其中最引人注目的，就是奥陶纪海水成分仍然不为人知。Kovalevych等(1998)通过石盐包裹体恢复了大部分地质时代的海水成分，奥陶纪、石炭纪早期、侏罗纪早期和古新世等地质时代缺乏数据。Lowenstein等(2001)根据石盐包裹体恢复的古海水成分，由于缺乏材料在奥陶纪、石炭纪、三叠纪和侏罗纪的古海水成分仍然是空白。后来，进一步的研究逐渐补充了石炭纪、三叠纪和侏罗纪的古海水成分数据(Khmelevska et al., 2000; Kovalevych et al., 2009; Holt et al., 2014)。根据曲线变化推测，Kovalevych等(1998)预测奥陶纪海水为富Ca的Na-K-Mg-Ca-Cl体系，即“方解石”海的时期。最近中国科学家刚刚发表了奥陶纪海水的成分，证实了奥陶纪海水为“方解石”海，并且有比其他地质历史时期高的多的K含量，是一个有利于钾盐形成的地质历史时期(Meng et al., 2018)。

“寒武纪大爆发”(Cambrian Explosion)的另一个主流假说是：寒武纪海洋中的Ca²⁺浓度升高造成了海洋生物通过形成钙质外壳的外骨骼来“排毒”，而这些外壳造成化石在寒武纪大量保存，从而形成了化石记录上显示出的“寒武纪大爆发”(Kempe and Kaz'mierczak，1994)。验证这一假说的最好方法是利用石盐中单个流体包裹体的成分，来恢复和反演新元古代-寒武纪海水成分的变化。Brennan等(2004)对阿曼新元古界Ara组(554~543 Ma)和西伯利亚寒武纪石盐流体包裹体的成分研究发现，寒武纪海水中Ca²⁺浓度比新元古代提高了3倍，因此提出寒武纪大爆炸可能是由于生物产生了矿化外壳而在化石记录中更好的保存。Kovalevych等(2006b)用单个包裹体显微化学分析技术对巴基斯坦新元古代晚期(约545 Ma)和澳大利亚新元古代晚期(约840~830 Ma)重结晶石盐中的包裹体进行了成分分析，结果发现寒武纪海水成分Ca²⁺浓度也十分高，属于“方解石海”；而对新元古代时期巴基斯坦和澳大利亚新元古代重结晶石盐中的包裹体成分则显示了“文石海”的成分。

奥陶纪石盐沉积在全球范围内的沉积盆地中极为罕见，因此至今国际上都未见有可靠的奥陶纪海水成分报道，而在陕北鄂尔多斯盆地中中奥陶统马家沟组中有大量沉积(陈郁华等，1998；郑绵平等，2005)，陕北中奥陶统马家沟组分为六个段，其中马一、三、五段都是岩盐，马二、四、六段都是白云岩，岩盐已经出现了钾盐的迹象(杨全喜和李江，1993；陈郁华等，1998)。尽管在澳大利亚的奥陶纪末期-志留纪早期地层中的石盐包裹体中得到了海水成分的数据(Kovalevych et al., 2006a)，但是由于该套石盐与下志留统为整合接触，沉积时代为奥陶纪的最末期，因此无法反映奥陶纪主要时期海水的成分；由于石盐沉积速度很快(大致5 cm/年)(Einsele，2000)，所以该套盐层也极难判断是奥陶纪末期还是志留纪早期的沉积。通过古生物学的地层对比，推断陕北鄂尔多斯盆地马家沟组为奥陶纪中期的沉积。通过对陕北鄂尔多斯盆地钻孔岩心中的马家沟组碳酸盐岩的碳同位素地层学研究，在其中识别出一个奥陶纪中期的碳同位素正漂移事件(Middle Darriwilian excursion)，从而确定了马家沟组的地层时代(Meng et al., 2017b)。孟凡巍等(2018)通过对陕北中奥陶统马家沟组石盐的原生和次生流体包裹体的成分分析，发现奥陶纪时期的海水也是Ca²⁺浓度很高的“方解石”海时期，吻合于之前基于碳酸盐岩沉积学的推测(Sandberg, 1983)，填补了地质历史时期海水演化的最后的空白(图 5)(Meng et al., 2018)。而马家沟组石盐的原生和次生流体包裹体的成分也存在一定的差异，次生流体包裹体的Ca²⁺浓度升高而Mg²⁺浓度降低；而次生流体包裹体形成在较浅的埋深环境中，表明马家沟组白云岩是形成在非常早期的埋深中，它记录了浅埋藏白云石化之后的卤水成分。

图 5

图件引自：Meng等（2018） 图 5 奥陶纪石盐中的原生流体包裹体 Fig.5 Primary fluid inclusions in Ordovician halite

中国东部白垩纪晚期至古近纪，由于燕山运动和喜马拉雅运动，形成了一系列的断陷盆地。在东部的秦岭-大别山以南形成了江汉、苏北等盆地，并出现了大量的石盐沉积，发育了大量内陆含盐盆地(魏东岩，1999)。其中许多都是中国东部的主力油田，例如胜利油田、中原油田、江苏油田和江汉油田等，这些内陆含盐盆地的石盐层形成了很好的油气盖层。自20世纪70年代以来，由于缺乏直接和明确的证据，这些盆地属于内陆咸化盐湖或是否受到海侵影响一直存在争议(王仪诚和陈永祥，1992；冯晓杰等，1999；裘松余等，1994)，对这个问题的解决关系着石油地质的烃源岩评价的问题。孟凡巍等(2014)分析了始新世江汉盆地应城凹陷的水体成分，并将其与西班牙同期海相地层中包裹体的原生海水相比较，发现两者相差甚远，显示该凹陷的盐湖没有受到海侵的影响，属于内陆咸化盐湖。

当现代海水中石盐开始沉积时，Mg为579 mmol/kg，Ca为6.1 mmol/kg，现代海水蒸发开始沉积出石盐时，其流体包裹体记录的Mg/Ca摩尔比值为95(McCaffrey et al., 1987)。孟凡巍等(2011b)首次通过扫描电镜-能谱法对始新世金坛盆地中的石盐包裹体的成分进行了测试，结果发现卤水演化蒸发过程由于碳酸盐岩、硫酸盐岩沉积消耗了大量的Ca²⁺，造成石盐包裹体Ca²⁺贫乏，而Mg²⁺和SO₄^2-离子含量很高，同时发现与海水成分相比K⁺贫乏，水体成分可能是内陆盐湖沉积(孟凡巍等，2011b)；其卤水体系和该时期海水相似，也是Na-Mg-K-Ca-Cl-SO₄体系。由于含量在1%以下的SEM-EDS检测的精度有限，金坛盆地的石盐沉积是内陆盐湖沉积，是否有海侵入的影响，需要今后更多的样品以及同位素分析来确定(孟凡巍等，2011b)。

通过石盐流体包裹体成分来恢复古海水/盐湖水的成分，也面临一些困难。一是保存了原生流体包裹体的样品相对较少，需要世界各地的盐沉积来进行对比，而恢复卤水成分最好的样品都是来自最底部沉积的石盐(Kovalevych et al., 1998; Kovalevych et al., 2002, 2006a; Petrychenko et al., 2005)；二是原生石盐流体包裹体捕获的卤水成分代表了蒸发浓缩的的海水/盐湖水的成分，如果恢复其原始成分需要模拟其蒸发曲线，需要现代化学家的参与(Lowenstein et al., 2001)。

此前，国外科学家尝试利用琥珀中的气泡来恢复古代的大气成分(Berner and Landis, 1988)；然而琥珀属于石化树脂，本身是复杂的有机物，在埋深形成化石过程中产生大量的有机气体，这些气体与古代的大气混合，难以区分真正的可靠信息(Hopfenberg et al., 1988; Cerling, 1989)。

盐岩被认为是油气最好的盖层(Hildenbrand and Urai, 2003; Zhuo et al., 2014)，主要是3个原因：①原始的盐岩渗透率和孔隙度非常低，甚至在埋深仅70 m的情况(Casas and Lowenstein, 1989)；②接近各向同性应力提供了对水力压裂的抵抗作用, 因此，在伸展构造条件下，与页岩相比在更高的流体压力条件下才能产生水力压裂(Hildenbrand and Urai, 2003)，因为最小主应力(s3)更高；③石盐的塑性变形本质上是可以延展的，因此没有膨胀(例如，Ingram and Urai, 1999；Popp et al., 2001)。石盐矿物的这些特征，使石盐矿物在浅埋藏时候孔隙迅速消失，从而保持了很好的封闭性。由于石盐矿物本身不存在孔隙，因此在均匀埋深下本质上是不可以压缩的，从而保存了良好的原生石盐流体包裹体。但在遇到强烈的构造运动或者挤压下，又会产生脆性裂隙；随着埋深的增加，这些脆性裂隙又会逐渐封闭(例如，Ingram and Urai, 1999；Popp et al., 2001)。而不均匀的埋深会造成石盐的塑性流动，许多原生流体包裹体会发生变形，从而无法应用于古温度的研究(Zhuo et al., 2014)。尽管原生的流体包裹体发生了变形，但所包裹的气体和液体并未泄露，也可继续用于包裹体内液体和气体成分的分析研究(Kovalevych et al., 2006b)。

选择含有原生石盐流体包裹体的样品，其表面用异丙酮进行清洗以除去表面的有机质，然后在空气中风干，后放入样品腔抽真空一夜，以除去晶体内部和孔隙中的附着气体，最后将含有原生石盐流体包裹体的盐晶样品(几个火柴头大小)放入抽真空的样品腔中，逐渐将盐的晶体压碎，使盐晶体原生包裹体中的气体逐渐释放。样品在四级杆质谱仪中进行测量(Parry and Blamey, 2010; Blamey et al., 2015)。研究者使用了现代盐湖、中新世、白垩纪和新元古代的样品，结果发现现代盐湖盐晶压碎释放出的气体成分与现代大气成分相吻合；中新世的盐晶压碎释放出的氧气含量接近现代大气；白垩纪的石盐样品来自中国的勐野井盐矿，其盐晶体包裹体中的氧气浓度为25.8%，高于现代大气中氧含量的20.946%；新元古代样品的测试结果显示当时的大气中达到了10.9%的氧气浓度，几乎是现代氧气浓度的一半(Blamey et al., 2016)。石盐流体包裹体成分恢复古代的气体成分所面临的问题，首先是要建立起该技术，需要独立设计和制造抽真空的样品腔，并与四级杆质谱仪相连接；其次，关键地质时期的样品十分有限，需要在全球范围内不同蒸发盆地中寻找。

石盐沉积是地质历史中水圈、大气圈和生物圈的绝佳记录，可以反映蒸发岩盆地的古环境变化；而石盐中的流体包裹体是蒸发岩盆地的古环境的直接记录。相对比其他地球化学参数，石盐中的流体包裹体可以提供准确、直观、定量的蒸发岩盆地的古环境记录，必将在未来的地球科学研究中占有重要的地位。