0 引言

蒸发岩主要形成于地表或近地表的饱和卤水中，其水文条件受控于太阳辐射引起的蒸发作用^[1]。蒸发岩沉积模式的建立，主要依靠现代盐湖的沉积调查和结晶析出模拟实验。对于古代湖盆而言，由于地质历史时期的演化过程十分复杂，成盐环境难以再现，只能依据零星的地质事实，从现实主义角度出发，参考蒸发岩矿物的结晶析出原理，或类比现代盐湖的成盐模式来推断其成因演化。这样势必会出现两个问题：第一，所参考的实验模型或现代沉积类比模型，跟古代湖盆在成盐机理上是否具有相似性，假如没有相似性，将对我们的认识产生误导；第二，采样点的离散性，容易导致含盐盆地在地质模型构建过程中，出现“盲人摸象”的片面性。

我国东部新生代陆相盆地中盐岩沉积模式，为“深水”^[2-5]或“浅水”^[6-8]的争论已久，双方各执己见，难以定论。为了验证东濮凹陷盐岩的沉积环境和分布特征，有的学者开展了岩盐的结晶析出实验，根据实验装置内岩盐的析出分布特征，类比推断盐岩的沉积中心分布于湖盆的斜坡带或隆起区，并非洼陷中心^[7]。然而经典的“牛眼式”化学沉积模式，则示意性的指出内陆湖盆的岩盐沉积体在空间上呈透镜状展布，暗示了洼陷中心与沉积中心的一致性^[9]。岩盐沉积中心与洼陷中心的关系，是否具有一致性？水槽模拟能否给予合理的解答？开展类比模拟实验或现代沉积调查，将今论古，是消除多解性、限定地质模型的良好选择。本文基于现代尕斯库勒盐湖的沉积调查，根据沉积物的分布、结构特征、沉积界面与成盐位置的关系，讨论现代盐湖与岩盐析出模拟实验的相似性，总结成盐模式，以期为我国陆相含盐盆地的古地理和古气候研究提供借鉴。

1 岩盐析出模拟中的成盐分布与结构特征

为了将岩盐析出模拟实验与现代盐湖进行对比，将岩盐析出实验做一简要介绍。实验目的是观察岩盐的析出过程和不同结构晶体的分布特征，建立岩盐的沉积模式。实验装置为高75 mm，上口直径70 mm，底部直径55 mm的普通纸杯，倾斜放置于桌面之上，装置纵切面可以抽象简化为图 1a。将过饱和的岩盐(NaCl)溶液倒入实验装置，杯底深度13 mm，向杯口逐渐减薄，剖面为楔形(图 1a)；长时间静置，观察并记录岩盐析出现象^[7]：

(1) 实验开始12 h内，肉眼观测未见晶体析出现象，与初始状态无明显差别(图 1a)；

(2) 24 h之后，水位明显下降，水与杯壁界面附近有晶体析出。此外，水面上方亦见雪花状晶体析出，并悬浮于液面之上(图 1b)；

(3) 48 h后，水位进一步下降，水与杯壁界面附近的晶体增多，水面上方的悬浮晶体有增大迹象(图 1c)；

(4) 48~72 h，水位继续下降，水与杯壁界面附近的晶体厚度已经很大；水面上方的悬浮晶体增大到一定程度，体积不再增长，水面下方的容器底部开始出现晶体，且晶体粒度逐渐增大，并在水底构成薄盐层(图 1d)；

(5) 72~96 h，水位持续下降，水与杯壁界面附近的盐层有增厚的趋势(图 1e)；

(6) 96~168 h，水体逐渐干涸，原最高水界面之上的暴露部位出现薄层、细粒岩盐晶体(图 1f的Ⅰ区、图 1g的Ⅰ区)，应该为蒸发泵作用导致。

根据上述各阶段的实验现象，可以推断装置内存在如下成盐规律和沉积特征：

(1) 岩盐形成于蒸发作用强烈的水位持续下降期；

(2) 岩盐的沉积具有分带性，按照沉积物的结构和厚度特征，可以划分为三个区(图 1g)，最高水平面之上暴露部位的薄层、细粒岩盐晶体发育区(Ⅰ区)、岩盐沉积厚度最大处(Ⅱ区)、水深最大处的自形粗粒晶体沉积区(Ⅲ区)。

2 现代内陆盐湖的沉积特征

开展类比模拟实验，目的是从实验引出规律，然后把规律加诸自然^[10-11]。它包含两个过程，首先是在模拟实验过程中，基于大量观察，发现规则性或可重复性，运用归纳法找出规律；其次，把得到的规律，应用于“类似”的事物^[11]。岩盐析出模拟的产物，是否跟现代盐湖在几何学特征和沉积机理上具有相似性？图 1g中的Ⅰ区、Ⅱ区、Ⅲ区，能否分别对应于盐湖的岸上蒸发区、斜坡带和洼陷带？从模拟实验中得出的规律，往往存在诸多边界条件，而这些条件跟自然界是否相似，很难直接界定。因此，将岩盐析出模拟得出的规律，加诸其他盆地的类比认知，有很大程度的猜测性和不确定性，有必要基于现代沉积调查，评价类比模拟的有效性和局限性。

现代的内陆盐湖盆地，几乎都位于强烈蒸发的地区^[12-13]。在不同的含盐盆地内，岩盐的单层厚度、纹层发育程度、结构特征和横向展布却又千差万别，那么湖盆内岩盐的单层厚度和结构特征跟沉积环境有何关系？岩盐的沉积中心跟湖盆的洼陷中心是否一致？仅靠矿物析出的物理化学定律，似乎难以解释此类问题，却可以从现代沉积中获得直观的启示。

2.1 岩盐厚度变化与相带分布

我国的北部和西部位于副热带高压区，气候干旱，沙漠发育，分布着许多现代盐湖，是研究蒸发岩成因和分布的天然实验室^[13]。本次调查的尕斯库勒湖，位于柴达木盆地西南缘，是一个以岩盐沉积为主的现代盐湖^[14-15]。依据岩盐分布与洼陷中心的关系，可将成盐位置分为洼陷中心成盐和盆地边缘成盐^[16]，在尕斯库勒湖的边缘广泛发育盐壳、盐盘和小盐盆等(图 2a，b)，具有盆地边缘成盐的特征。

尕斯库勒湖边缘的小盐盘(图 2b)，其厚度变化呈透镜状，如图 3d为一直径50~80 cm的盐盘，边缘的P₁处发育膜状—片状的薄层岩盐，向P₂处岩盐厚度有增大的趋势，岩盐厚度最大处位于洼陷中心(图 3d中P₃处)。这一厚度变化特征，与“牛眼式”化学沉积的空间构型一致，即洼陷中心的岩盐最厚，盆地边缘最薄(图 3a，b)^[9]，说明湖盆内岩盐的形成分布和厚度变化，明显受控于盆地的地貌特征。

规模和水深稍微大点的盐盘，也具有类似的厚度变化规律。如图 3e为直径2~3 m的盐盘，盐岩厚度在盐盘边缘为0~2 mm，到水深较大的斜坡带变为2~10 mm，而洼陷中心的厚度大于20 mm(图 3f)。在岸上蒸发沉积区，由于蒸发泵作用也会存在岩盐析出，如图 3e中的木棍处发育多个岩盐片晶，呈垂向叠置的圆盘状，但单层厚度不大，沉积规模较小，而且此类岩盐处于湖盆内地势较高的位置，容易被后期的流水改造，在地质历史时期不易保存。

岩盐厚度受控于沉积相带的规律，在沉积物的产状上亦有所体现，如盐盘边缘的膜状—片状晶体，呈阶梯形倾向洼陷中心(图 3e)，说明岩盐的形成伴随着湖平面的持续下降以及卤水向洼陷中心的不断迁移。因而从沉积物供给程度来看，洼陷中心的物质供给最充分，同时具有最大的可容空间和保存潜力，岩盐结晶析出作用持续最久，导致洼陷中心的岩盐厚度大于盐盘边缘。

除了规模不一的盐盘，尕斯库勒湖边缘的封闭小盐湖，盐岩的沉积厚度也具有明显的分带性(图 3g)。从遥感图像上可以看出，滨岸带的浅水成盐区，岩盐厚度较薄；水深较大的斜坡带，岩盐沉积厚度明显增大(图 3h)。此外，尕斯库勒盐湖从滨岸带向深水处，岩盐厚度也不断增大(图 4b中的A₁-A₅、B₁-B₅)，验证了岩盐沉积厚度随水深增大的变化规律。只是缓坡带的岩盐分布范围较广(图 4b中A₁-A₅)，单层厚度小，而陡坡带的岩盐分布较窄(图 4b中B₁-B₅)，但单层厚度大。盐湖内部水深较大的斜坡带和洼陷带，尤其是远离冲积扇和河流作用的洼陷中心，发育厚层、质纯的岩盐(图 4c-Ⅱ区和图 4h)。

当然，在一些岩盐不饱和的咸水湖，甚至处于碳酸盐增生阶段的淡水湖中，湖盆边缘的瀉湖、湖湾等局限水域以及滨岸带附近，由于水流不畅或蒸发泵作用的存在，也会出现蒸发岩沉积^[17-18]。但这并不能否定岩盐厚度受控于湖盆相带的总体规律，只是将沉积厚度随水深的变化规律复杂化。因为从长期看，卤水中溶解的盐类物质将随着湖平面的下降不断向地势低洼的深水区迁移，最终在洼陷带的卤水—湖底沉积物界面大量析出，使得卤水剖面厚度最大的洼陷中心成为盐类物质的汇集中心。由此可见，规模较大的含盐盆地既存在湖盆边缘成盐，也会出现洼陷中心成盐，只是前者出现较早，而后者意味着盐湖演化的终极阶段。总之，从宽浅的盐盘、局限小盐湖到规模较大的过饱和盐湖，岩盐单层厚度跟水深具有正相关性，洼陷中心与岩盐沉积中心一致。

2.2 盐岩的结构特征与相带分布

除了岩盐厚度跟水深有关，岩盐的结构也明显受控于沉积环境。在湖盆边缘，盐类物质供给不足，受陆源碎屑注入的影响，卤水中的碎屑颗粒和黏土物质含量较高(图 5a)，此类杂质的存在也不利于晶体的生长。湖盆边缘的滨岸带(图 5b)以及盐盘边缘(图 3e盐岩厚度为0~2 mm的区域)，岩盐为薄层片状—壳状；而沉积厚度大于20 mm的区域，晶体粒径一般大于4 mm，为自形程度较高的立方体状。从结晶学角度看，滨岸带在湖平面下降后，由于成盐物质难以持续补给，晶体生长的时间短，晶粒一般细小(图 4c~f)；而长时间位于湖平面之下的深水洼陷带，卤水剖面厚度较大，几乎没有陆源碎屑物质的掺和作用，水体成分较为纯净，晶体可以不断增生，晶粒粗大，自形程度高，而且晶粒之间孔隙发育，甚至有盐岩洞穴出现(图 4h)。湖平面之上的砂泥坪沉积区，由于蒸发泵作用的存在，在湖缘的粗碎屑沉积物表面，也发育少量的薄膜状—钟乳状的蒸发岩(图 4e，f，g)，但相对于洼陷带的岩盐体积，此类沉积规模一般较小。

2.3 蒸发条件与成盐界面

石膏、岩盐等矿物组成的岩石常被称为蒸发岩，原因在于它们主要形成于蒸发量大于降水量的气候相对干旱的地区，要求低盐度水体的输入不能过多，蒸发作用能够使卤水不断浓缩^[12]。只有当湖水浓缩到一定程度，达到石膏(CaSO₄·2H₂O)、石盐(NaCl)等矿物的饱和度，盐类物质才按照溶解度从小到大的顺序逐一析出^[19](图 3a，b、图 6a~d)。当然，即使达到饱和度，矿物的大量结晶析出也离不开蒸发作用的持续进行(图 6e)。

卤水持续浓缩的过程中，通常伴随着湖平面的不断下降(图 6a~d)，从图 4b也可以看出，在湖平面高于A₁之前，岩盐沉积很微弱；湖平面从A₁下降到A₅，岩盐厚度逐渐增大，说明当卤水过饱和之前(图 4b中湖平面高于A₁时)，即使有零星岩盐出现，也主要位于湖平面附近，为蒸发泵作用产生的薄层状片晶。卤水过饱和之后(图 4b中湖平面低于A₁时)，岩盐才会大量析出，而且向洼陷中心有厚度增大的趋势，原因在于湖平面下降到A₂时，A₁附近只能通过蒸发泵作用提供少量盐源，盐类沉积难以继续；而A₄、A₅等靠近斜坡下部的沉积区，卤水剖面厚度大，可以长时间接受岩盐沉积，最终A₅-B₅之外洼陷带的岩盐厚度比A₁、A₂等浅水沉积区要大。成盐分布与湖平面变化的这一关系表明，岩盐形成于湖平面下降期，而湖泛过程不利于岩盐析出。由于岩盐沉积过程中，可能会有短期的淡水注入或突发的洪水，湖盆边缘的滨岸带浅水成盐沉积区(A₁-A₂浅水区)，容易受到后期冲洗、溶蚀改造(图 5e，f)，在地质历史中不易保存。

对于湖盆具体的成盐位置，岩盐的沉淀析出主要分布于两种不同的界面，一个是滨岸带浅水区的空气—卤水接触界面，另一个是水深较大的卤水—湖底沉积物界面^[1](图 6d)。从蒸发浓缩过程来看，二者所处沉积区的可容空间都随着湖平面的下降而减小，只是后者的可容空间大于前者。从物质供应的角度，前者所处沉积区的物质供应不足，岩盐沉积持续时间短；后者所属沉积区的物质供应充分，岩盐沉积的持续时间较长。从沉淀析出方式看，前者水体浅，蒸发作用强烈，成盐多为膜状—薄层状，单层厚度小，通常发育于陆源粗碎屑沉积物之上(图 3e、f的0~2 mm处可见薄层状盐晶)；后者水体较深，发育的晶体为垂向加积和自生加大，多为自形的立方体晶，通常位于灰色—黑色的细粒沉积物之上(图 4b中A₆-B₆以外的深水区、图 4h)。

湖盆边缘滨岸带的空气—卤水成盐界面和洼陷带的卤水—湖底沉积物界面，既是对立的，又是统一的。假如湖平面持续下降，一个盐湖水体将逐渐变浅，原来水深较大的洼陷带，最终将演变为浅水成盐区(图 6e)，成盐界面将由后者转变为前者。当然，这种情况只发生在湖盆萎缩接近干涸的时候，所以洼陷中心的沉积序列以粗晶、自形的岩盐为主(图 4b的Ⅲ区、图 4h、图 6e)，而湖盆边缘则是陆源碎屑沉积物夹薄层的片状岩盐(图 4c的Ⅰ区、图 4d、图 6e)。

3 讨论

开展类比模拟或现代沉积调查，建立湖盆边缘成盐和洼陷中心成盐的判别标准，有助于限定古代湖盆的沉积模式。类比的前提是实验模拟跟现代盐湖的成盐机理相似，而且要求过程容易再现，便于观察，但尺度较小的析出模拟水槽，与现代盐湖的成盐界面、沉积分布和结构特征是否相似？

3.1 实验材料、蒸发条件与盐湖原型的相似性

前人将岩盐析出模拟的结果直接跟东濮凹陷的成盐分布与古地貌格局进行类比，推断认为实验装置中的盐岩沉积厚度最大处对应古隆起、斜坡等水体相对较浅的部位(图 1g的Ⅱ区)，并非水深较大的古洼陷中心(图 1g的Ⅲ区)^[7]。这一类比意味着，作者承认模拟装置内的岩盐沉积机理和分布特征具有普遍意义，与一般盐湖的沉积特征相似。东濮凹陷的易溶盐类以岩盐(NaCl)、石膏(CaSO₄)为主^{[3, 6]}，而且岩盐的溶解度受温度影响较小。为了简化模型，可以选择岩盐作为溶解物质，在不考虑温度变化的常温下进行析出模拟。析出模拟的实验装置是渗透能力较低的纸杯，为不良的渗滤介质，而东濮凹陷的岩盐与泥岩或膏泥岩竹节状互层，此类细粒泥质沉积物的渗透率也较低，所以二者的浓缩动力皆以空气—卤水界面的蒸发作用为主。

岩盐析出模拟实验显示，岩盐的析出伴随着水平面的持续下降(图 1b~f)，只是在浓缩的初期岩盐析出微弱(图 1a)。这类似于现代盐湖，随着湖平面下降，卤水盐度达到饱和度后(图 2b中湖平面低于A₁时)，岩盐才大量析出。在湖平面高位期，水体盐度较低，洼陷带以粉砂—黏土沉积为主，很难出现易溶盐类矿物的沉积(图 6a)。前人的析出模拟也证实，正常盐度的海水(盐度约35‰)，只有方解石和白云石等矿物析出(图 6b)。当海水盐度变为原来的3.8倍，石膏矿物才能沉淀析出(图 6c)；而岩盐析出则需要浓缩10倍以上(图 6d)^[19]。总之，无论岩盐析出模拟，还是现代盐湖的沉积调查，存在一个共识，即成盐期对应于卤水不断浓缩的湖平面下降期。

3.2 成盐界面和成盐方式的差异性

实验装置内的沉积物，尽管在结构和厚度上具有分带性(图 1f，g)，但由于尺度较小，岩盐的空间构型和成盐界面分布跟自然界并不一致。从相带分布的角度看，岩盐的析出主要有滨岸带的空气—卤水界面和斜坡带、洼陷带的卤水—湖底沉积物界面。这两种界面分布的多寡与湖盆底形有关，宽浅型湖盆前者多见(图 7a)，陡深湖盆则以后者为主(图 7b)。蒸发作用是卤水浓缩的原动力，岩盐析出伴随着蒸发作用的不断进行和湖平面的逐渐下降(图 1，4)，因而湖盆上方空气—卤水界面的面积决定着蒸发强度(图 7)，对等体积的卤水而言，这一界面越大，蒸发速度越快。人工盐池的晒盐原理，就是尽量增大卤水表面积与卤水体积的比值以便快速浓缩^[16]。由此可见，一个陡深的湖盆需要更长时间的浓缩作用，才能达到岩盐的析出条件(图 5b)。

岩盐析出模拟装置的最大水深为13 mm，卤水表面积/卤水体积的比值很大，属于宽浅型的实验装置，因而图 1g中Ⅲ区的卤水—湖底沉积物界面成盐作用持续时间短，分布局限。水深最大处的卤水(图 1g中Ⅲ区)，并未在原地结晶析盐，而是因蒸发泵作用沿着斜坡向上迁移，导致斜坡处盐岩厚度最大。图 1g中Ⅱ区的成盐方式总体上属于滨岸带的空气—卤水界面成盐，而自然界中湖盆边缘的浅水区，岩盐单层厚度小，晶体粒度细小，况且容易被后期的流水冲蚀。对于水深大、坡度陡的盐湖来说，这一成盐方式不占优势(图 5c、图 7b)。

总之，实验析出装置由于尺寸太小，过于强调了滨岸带的空气—卤水界面成盐(图 1g中Ⅱ区)和蒸发泵作用(图 1g的Ⅰ区出现薄层、细粒岩盐晶体)，最终导致岩盐的沉积厚度分布与现代盐湖差异较大(图 3e、图 6e)。现代盐湖滨岸带中的岩盐多为薄层状，单层厚度小于10 cm，常跟砂岩伴生，而东濮凹陷的岩盐单层厚度变化大，洼陷中心通常30~50 cm厚，有的超过1 m，主要跟暗色泥岩互层；向盆缘方向，碎屑岩与盐岩过渡区内，单层盐岩厚10~30 cm^[2]，说明东濮凹陷具有洼陷中心成盐的特征，岩盐析出主要发生于洼陷带的卤水—湖底沉积物界面，有别于以空气—卤水界面成盐为主的实验模型。

3.3 湖盆底形和成盐位置的异同点

根据底形的几何特征，湖盆可以划分为“缓坡宽浅型”与“陡坡深水型”(图 7)，二者在洼陷中心都存在水深相对较大的洼陷带，该区盐类物质供应充分，粒度大，结晶时间长，岩盐单层厚度大，常与暗色泥岩互层；在湖盆边缘，二者都出现滨岸带成盐，蒸发作用强烈，物质供应不充分，晶粒细小，多呈薄层状与陆源粗碎屑沉积物共存。由于两类湖盆的坡度以及卤水表面积/卤水体积的比值不同，“陡坡深水型”湖盆以洼陷带的卤水—湖底沉积物界面成盐为主，而缓坡宽浅型湖盆则广泛发育滨岸带的空气—卤水界面成盐。此外，探讨湖盆底形对成盐模式的控制，应该考虑坡度和规模的变化，例如图 1中模拟装置尽管坡度很陡，但由于规模太小，从卤水表面积/卤水体积的比值来看应为浅水型；而图 7a中湖盆的坡度小于该装置，但卤水表面积/卤水体积的比值却很小，主要为卤水—湖底沉积物界面成盐。

岩盐析出模拟以及本次现代沉积调查的对象，均为局限蒸发环境下的“牛眼式成盐”，没有考虑盐类的物质来源与供给方式，也没有考虑河流或海水注入作用对盐湖沉积模式的改造。自然界中的盐湖沉积离不开河水的注入或海水的入侵，因而“滴泪式”的成盐模式更为普遍。关于“滴泪式”成盐盆地的沉积中心与洼陷中心的关系较为复杂，因为这将不仅涉及陆源碎屑岩—碳酸盐岩—岩盐的混合沉积，而且会出现沉积中心与洼陷中心的迁移与不一致性。本文的大量观察事实，主要基于内陆的宽浅型盐湖，对“滴泪式成盐”和“深水成盐”的湖盆未开展现代沉积调查，对其沉积特征尚不清楚。尽管“深水成盐说”和“浅水成盐说”提出已久，但由于深水与浅水本身是一个相对的概念，难以截然分开，而且在岩盐结晶过程中，水体盐度、水深以及地貌学特征都在演变，最终成盐方式也会有变化，尤其是“深水成盐”的沉积模式缺乏现代沉积依据，更多的依靠推断和猜想^[20]，给成盐模式的构建带来不确定性。如果能针对具有“滴泪式成盐”或“深水成盐”特征的现代湖泊开展沉积调查，分析成盐方式与成盐位置的关系，弄清古地貌和湖平面变化对岩盐结构、空间构型以及矿物共生组合的控制机理，系统建立“深水成盐”与“浅水成盐”的区别标志，可以为古代盐湖沉积模式的构建提供指导。

4 结论

(1) 岩盐析出模拟实验和现代沉积调查，都揭示了岩盐的结晶析出主要发生于湖平面下降期，而且盐岩的单层厚度和结晶粒度跟水深具有正相关性，即岩盐的沉积中心与洼陷中心具有一致性。

(2) 成盐界面、岩盐分布和结构特征具有明显的分带性，依据水深及其在盆地中的位置将成盐方式划分为滨岸带空气—卤水界面的浅水成盐和洼陷带卤水—湖底沉积物界面的深水成盐。前者以粒度细小的片状晶体为主，多呈薄层状与陆源粗碎屑互层；后者以粗粒自形的立方体状盐岩为主，单层厚度大，常与细粒泥质沉积物共存。

(3) 由于岩盐析出模拟装置尺度太小，对蒸发泵和渗滤作用过于强调，低估了洼陷带卤水—湖底沉积物界面的成盐强度，难以再现“陡坡深水型”盐湖的湖盆底形和沉积物分布特征。