食鹽析出實驗對鹽湖盆地沉積研究的啟示①

馮陣東 吳 偉 程秀申 張繼標 白圣方

(1．河南理工大學安全科學與工程學院 河南焦作 454003;2．河南理工大學資源環境學院 河南焦作 454003;3．中原油田勘探開發科學研究院 河南濮陽 457001;4．中國石化石油勘探開發研究院 北京 100083;5．中國石化勝利油田純梁采油廠 山東博興 256504)

0 引言

關于東濮凹陷的鹽巖成因存在著多種學說，爭論的焦點往往集中在鹽巖來源、沉積過程、古氣候等［1～15］，但對鹽巖沉積對應的古地理位置認識相對統一，無論是“淺水成鹽說”［1～7］還是“深水成鹽說”［8～15］一致認為鹽巖沉積于盆地相對低洼的部位。然而，東濮凹陷中央隆起帶沙三下亞段鹽巖發育，該處的地層厚度卻小于西部洼陷帶。在鹽巖接觸的地層中既有紅層、泥裂、雨痕等氧化環境的標志［3，5］，又有黑色泥頁巖、黃鐵礦等還原環境的標志［8，10，12］，“深水成因”、“淺水成因”無法對兩種標志共存的現象做出合理的解釋。筆者通過物理模擬實驗方法解決以上矛盾，借鑒食鹽晶體析出過程、厚度、粒度、位置分布特征，對鹽湖沉積提出新的認識。

1 食鹽析出實驗過程分析

1．1 實驗設計

本次實驗的主要目的是觀察食鹽的析出過程，以及晶體的分布特征。除選擇食鹽、純凈水等必備實驗材料外，由于玻璃容器、純凈水、鹽水全為無色材料，玻璃容器容易反光，對實驗現象的觀察及記錄十分不利;而金屬容器容易與食鹽產生化學反應，被腐蝕后影響鹽水及晶體的顏色，不利于實驗效果的觀測，因此本次實驗選擇普通紙杯作為實驗容器。實驗過程如下:

取高75 mm、上口直徑70 mm、底部直徑55 mm的普通紙杯一個，傾斜放置于桌面之上(見圖1，杯底與桌面接觸，杯口墊置于高15 mm的桌緣之上);

向清洗干凈的樣品瓶里注入純凈水，放入大量食鹽(NaCl)，搖晃1分鐘后靜置10分鐘，重復搖晃1分鐘后靜置2小時，使得食鹽充分溶解，將過飽和的食鹽溶液倒出備用;

向傾斜紙杯內注入飽和食鹽溶液，杯底深度13 mm，向杯口逐漸減薄，剖面為楔形(圖1);靜置，觀察并記錄食鹽析出現象。

圖1 食鹽析出實驗模型示意圖(剖面)Fig．1 Schematic diagram of the model for salt precipitation experiment(profile)

圖2 食鹽析出實驗過程Fig．2 The process of salt precipitation experiment

1．2 實驗結果分析

實驗進行168小時后，水體干涸，結束本次實驗。根據實驗現象，可以將晶體析出可以劃分為三個階段(圖2):

實驗開始12小時內:未發生晶體析出現象，肉眼觀測到的溶液與初始狀態無明顯差別;

12～48小時:實驗進行24小時后，水界面附近出現晶體析出;有雪花狀食鹽晶體析出，并懸浮于液面之上，隨著實驗進行，懸浮晶體有增大跡象，但整體厚度較薄，呈半透明狀(照片中晶體顏色與溶液、容器相近，不易觀測，但其陰影清晰可見);

48～168小時:懸浮的雪花狀晶體增大到一定程度，體積不再增長，鹽水底部開始出現晶體，粒度逐漸增大并在水底構成薄鹽層，隨時間增長，鹽層有增厚的趨勢;與此同時，原水界面之上暴露部位出現薄層、細粒食鹽晶體。

2 物理模擬對應的地質過程分析

對照食鹽析出實驗，可以將鹽湖盆地鹽巖沉積劃分為三個階段，并將沉積的鹽巖劃分為三個區域(圖3):

湖水濃縮階段(對應物理實驗0～12小時):因淡水補給不夠，湖水開始濃縮，靠近水面的水體礦化度、密度升高，從而造成密度反轉，高密度鹽水團塊甚至細微食鹽晶體(蒸發速度較快時)開始下沉。由于深部湖水礦化度較低，高密度鹽水團塊迅速擴散、細微晶體再次溶解。該階段在湖底很難形成鹽巖沉積，深淺層的湖水礦化度也不會相差太多。

湖水過飽和階段(對應實驗12～48小時):湖水高度濃縮，碳酸鹽、硫酸鹽、氯化物等依次達到飽和狀態。湖水蒸發的速度受水溫、表面與空氣接觸面積影響，湖盆邊緣湖水溫度高，部分水體與地下水連通，在淋濾、蒸發作用下，湖盆邊緣失水速度明顯加快;邊緣處的水體總量較小，礦化度提升速度遠大于湖盆中心，晶體率先析出并接受沉積。此時，湖水接近飽和，在進一步的蒸發作用下鹽湖中心開始析出晶體，因水體密度較大，湖盆中心的食鹽結晶呈雪花狀分布且厚度小、質量輕，食鹽晶體自身的重力小于湖水對其產生的浮力，晶體懸浮于水面之上。

圖3 鹽湖盆地鹽巖沉積過程模式圖Fig．3 The pattern of the process of salt rock sedimentation in saline lakes

鹽巖大量沉積階段(對應實驗48～168小時):水界面附近依舊是蒸發最強烈部位，鹽巖沉積厚度增加較快，最終形成的鹽層厚度最大、晶體粒度偏小;隨著蒸發作用的進行，靠近湖盆中心，懸浮于溶液表面的雪花狀晶體逐漸生長，當重力大于鹽水對其自身的浮力之后，晶體開始下沉。由于湖水處于過飽和狀態，懸浮食鹽晶體在下沉的過程中，同時發生著晶體溶解—析出的平衡過程，食鹽顆粒在被部分溶解同時，便有相同數量的晶體在湖底析出。隨著實驗過程推進，晶體逐漸生長，形成的薄鹽層覆蓋于容器壁之上，且有增厚的趨勢;與此同時，暴露在初始水界面附近的滲濾帶上開始出現薄層晶體，晶體最細、鹽巖厚度最小。

3 對鹽湖盆地沉積研究的指導意義

3．1 重新認識鹽巖沉積的古地理位置，為隆起區鹽巖沉積提供證據

從實驗結果看，鹽巖沉積部位、鹽層厚度最大部位并非對應著水體較深的古洼陷中心，而是對應古隆起、斜坡等水體相對較淺的部位。鹽湖盆地底部具有高低不平的構造形態，中央隆起帶與湖盆邊緣斜坡帶等水體較淺的部位，同等面積蒸發量相當的情況下，湖水的濃縮比例大，是鹽巖沉積最早的部位(圖2);湖水進一步變淺，中央隆起帶可能露出水面，在其表面蒸發、地下滲濾共同作用下，隆起區周緣是鹽巖沉積的有利部位，鹽巖沉積的厚度可能大于湖盆中心，從東濮凹陷過濮70剖面上可以看出，1#鹽組斜坡帶厚度明顯大于洼陷中心(圖4)，與物理實驗中出現的斜坡帶淺水沉積厚度大、深水沉積厚度小的特征基本相符。另外，如在鹽湖干涸之前，有淡水的注入，湖底鹽層停止生長，湖盆進入新一期沉積旋回，中心處薄層的鹽最先與淡水接觸，導致單套鹽層僅在斜坡處發育(見圖4中2#鹽組)，湖盆中心則被碎屑巖充填。

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

實驗結果表明，中央隆起帶形成以后，其頂部仍可以沉積厚層鹽巖。事實上，鹽巖的沉積與古地理位置關系并不完全對應，因為鹽巖的沉積還與盆地的古鹽度有關:其一，單個鹽層序沉積時，如果湖盆洪水期的鹽度偏小，湖水濃縮、析出時，水體范圍集中于洼陷帶中心，因此造成濮城、前梨園、海通集等洼陷區含有厚層鹽巖;其二，湖水濃縮到一定程度后，外部攜帶大量礦物離子的水源注入，使得湖水含鹽巖飽和度降低，單鹽層沉積時，如伴隨多次蒸發、濃縮—外部鹽水注入，單鹽層沉積對應的范圍則可以擴大到洼陷邊緣、中央隆起帶等區域，在青海湖、死海咸湖盆地的周緣、東濮凹陷濮城斷層的上升盤、中央隆起帶等部位都有鹽巖的沉積，說明隆起區可以沉積鹽巖。

3．2 根據食鹽晶體特征，大致推斷古構造特征

對比食鹽析出實驗結果，可以根據鹽巖距離水界面位置、鹽巖沉積厚度、顆粒大小等條件將鹽巖沉積分為三個區:水界面附近為Ⅰ區，該區食鹽厚度最大、實驗的顆粒較細，一般對應湖盆的斜坡帶。Ⅰ區底界至湖盆中心為Ⅱ區，與Ⅰ區相比，初始水界面之下的食鹽晶體具有厚度小、粒度大的特點，界面之下到湖盆中心單鹽層的厚度相對均勻，將該區域劃分為鹽巖沉積的Ⅱ區;Ⅰ區底界頂面之上，鹽湖盆地含有碳酸鹽、硫酸鹽、氯化物等，這些鹽類雖然達到飽和后才能析出，然而晶體生長后的范圍卻大于飽和時的水面范圍，Ⅲ區在鹽巖沉積前可能暴露地表，出現過氧化、還原環境的交替。不同構造位置鹽層厚度、晶體顆粒大小、接觸地層特征表現出明顯的差異，因此可以根據現有的巖芯資料，反推古構造位置。

3．3 為鹽巖沉積區氧化、還原環境共存提供解釋

東濮凹陷的鹽巖接觸地層中，既有反應氧化環境的紅色泥巖、泥裂、雨痕，又有反應強還原環境的黑色油頁巖、黃鐵礦，在這些標志的支持下，鹽巖的淺水與深水成因爭議不斷。本次實驗可以為鹽巖接觸地層中表現出的氧化、還原環境共存提供合理解釋，從實驗結果中不難看出:

Ⅲ區的鹽層形成之前曾暴露于水面之上，鹽巖自身以及下部接觸的碎屑巖地層可以表現為紅層(圖5)，部分地區可以發現泥裂、雨痕等氧化環境的沉積相標志;

Ⅱ區對應湖盆較深的部位，洪水期具有較大的水深，可以沉積黑色的泥巖、泥頁巖;進入枯水期，湖水變淺的同時能否保持還原環境是解決該爭議的關鍵:

鹽層形成于一定水深的條件下，對其下部有機質的保存十分有利:從實驗過程推斷，湖水中的礦物質達到飽和后，湖底開始析出鹽的晶體，隨著時間的推進，晶體顆粒逐漸生長、組成一套薄鹽層，鹽巖在湖底的沉積可以導致早期泥巖底部迅速失水，形成類似于泥巖干裂的水下收縮縫［16］。湖底鹽層沉積時，仍有一定的水深，鹽層阻隔了下部泥頁巖中有機質與水中溶解氧的結合，對有機質的保存十分有利;當鹽層具備一定的厚度時，即便湖盆干涸，鹽的底部仍可能表現為還原環境;

圖5 東濮凹陷鹽巖及接觸地層特征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響有機質保存的主要因素:湖水在蒸發作用下開始濃縮時，電解質的含量增高，離子產生的電縮作用增強，降低氧在湖水中的溶解度;含鹽量達到一定程度后，會導致水中生產氧氣的藻類死亡。由此可見，干旱環境下具有高礦化度、早成鹽的鹽湖盆地，其底部保持還原環境完全可能。

從實驗中還可以看出，水界面之下至湖盆中心的廣大區域內，鹽巖的沉積厚度差異不大，沉積前后湖盆底部的地貌形態相似。下一個洪水期到來之后，湖盆中心的位置沒有改變，仍是水深最大的部位，在鹽層之上沉積一套黑色的泥頁巖，從而出現巖心中薄層泥頁巖中夾一套鹽巖的地層組合，鹽巖頂底部的接觸面上都可以出現反應強還原環境的黃鐵礦(圖5)。這套地層在長期溫暖濕潤、短期干旱氣候交替變化下可以形成，發現于泥頁巖中的反應深水、濕潤氣候的古生物，不能作為鹽巖深水成因的直接證據［12～15］。

Ⅰ區為氧化、還原的過度帶，在有少量淡水補給的情況下，可能出現氧化、還原環境的交替。

3．4 對“深水成鹽”說中提出的分層沉積提出質疑

“深水成鹽”說認為湖水表面受蒸發濃縮后，造成表層密度大于深層，在重力作用下，高濃度鹽水克服浮力后在湖底濃縮，達到飽和后析出、沉積。這種假說值得商榷，湖水處于一個蒸發、濃縮、下沉、擴散的連續過程，并不會等濃縮到一定規模后才開始下沉，即便在蒸發速度比較快的時候，在湖水表面形成了微小的晶體顆粒，也會在下沉過程中溶解、擴散。本次實驗中使用了礦化度很高的鹽溶液，12小時以內在容器底部仍未見到晶體析出。只有在水面發現雪花狀晶體一段時間以后，才在水底見到晶體顆粒，可見晶體是在水面析出，以固態形式開始下沉，在此過程中晶體、溶液之間的離子仍會交換，部分晶體被溶解，但整體處于溶解—析出的平衡過程，固態晶體可以達到湖底并沉積下來。因此，“深水成因”說假想的深部濃度大、淺層濃度小的湖水分層沉積很難出現。

4 結論

(1)鹽湖盆地濃縮變淺時，湖底絕大部分地區仍能保持還原環境，主要原因是:湖底鹽層形成于湖水干涸前，阻隔鹽底部有機質與湖水溶解氧的接觸;高礦化度鹽水殺死產氧藻類、降低了湖水中氧的溶解度。

(2)鹽巖不會產生分層沉積，鹽湖濃縮分為3個階段:初期濃縮階段湖水礦化度相對均勻;過飽和階段的晶體除了在湖盆邊緣沉積外，湖盆中心的水面附近濃縮速度快，晶體早期懸浮于湖水之上，顆粒增長到足夠大時，開始向湖底沉降、沉積;晶體大量析出階段，湖盆底部晶體生長形成薄層鹽，隨著時間增長鹽層加厚，湖盆周緣滲濾帶產生薄鹽層。

(3)鹽巖沉積分3個區帶，不同區帶鹽層厚度、晶體粒度、接觸巖層表現出明顯差異:湖盆水界面附近為Ⅰ區，在構造上對應湖盆邊緣斜坡帶、中央隆起帶等水淺、濃縮快的地區，該區鹽巖沉積厚度大、粒度細;Ⅰ區底界至湖盆中心為Ⅱ區，鹽層厚度相對較小、厚度變化不大、晶體粒度較粗，接觸巖性多為黑色泥頁巖;Ⅰ區頂界以上為Ⅲ區，該區鹽層最薄、形成時間最晚，底部碎屑巖中可能出現紅層、泥裂、雨痕等氧化環境標志。

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