現代鹽湖沉積與巖鹽析出模擬的相似性及其對成鹽模式的啟示

禚喜準，張林炎，陳驍帥，閆清渙，崔建軍，楊雨

1.遼寧工程技術大學地質系，遼寧阜新 123000 2.中國地質科學院地質力學研究所，北京 100081

0 引言

蒸發巖主要形成于地表或近地表的飽和鹵水中，其水文條件受控于太陽輻射引起的蒸發作用[1]。蒸發巖沉積模式的建立，主要依靠現代鹽湖的沉積調查和結晶析出模擬實驗。對于古代湖盆而言，由于地質歷史時期的演化過程十分復雜，成鹽環境難以再現，只能依據零星的地質事實，從現實主義角度出發，參考蒸發巖礦物的結晶析出原理，或類比現代鹽湖的成鹽模式來推斷其成因演化。這樣勢必會出現兩個問題：第一，所參考的實驗模型或現代沉積類比模型，跟古代湖盆在成鹽機理上是否具有相似性，假如沒有相似性，將對我們的認識產生誤導；第二，采樣點的離散性，容易導致含鹽盆地在地質模型構建過程中，出現“盲人摸象”的片面性。

我國東部新生代陸相盆地中鹽巖沉積模式，為“深水”[2-5]或“淺水”[6-8]的爭論已久，雙方各執己見，難以定論。為了驗證東濮凹陷鹽巖的沉積環境和分布特征，有的學者開展了巖鹽的結晶析出實驗，根據實驗裝置內巖鹽的析出分布特征，類比推斷鹽巖的沉積中心分布于湖盆的斜坡帶或隆起區，并非洼陷中心[7]。然而經典的“牛眼式”化學沉積模式，則示意性的指出內陸湖盆的巖鹽沉積體在空間上呈透鏡狀展布，暗示了洼陷中心與沉積中心的一致性[9]。巖鹽沉積中心與洼陷中心的關系，是否具有一致性？水槽模擬能否給予合理的解答？開展類比模擬實驗或現代沉積調查，將今論古，是消除多解性、限定地質模型的良好選擇。本文基于現代尕斯庫勒鹽湖的沉積調查，根據沉積物的分布、結構特征、沉積界面與成鹽位置的關系，討論現代鹽湖與巖鹽析出模擬實驗的相似性，總結成鹽模式，以期為我國陸相含鹽盆地的古地理和古氣候研究提供借鑒。

1 巖鹽析出模擬中的成鹽分布與結構特征

為了將巖鹽析出模擬實驗與現代鹽湖進行對比，將巖鹽析出實驗做一簡要介紹。實驗目的是觀察巖鹽的析出過程和不同結構晶體的分布特征，建立巖鹽的沉積模式。實驗裝置為高75 mm，上口直徑70 mm，底部直徑 55 mm的普通紙杯，傾斜放置于桌面之上，裝置縱切面可以抽象簡化為圖1a。將過飽和的巖鹽(NaCl)溶液倒入實驗裝置，杯底深度 13 mm，向杯口逐漸減薄，剖面為楔形(圖1a)；長時間靜置，觀察并記錄巖鹽析出現象[7]：

(1) 實驗開始12 h內，肉眼觀測未見晶體析出現象，與初始狀態無明顯差別(圖1a)；

(2) 24 h之后，水位明顯下降，水與杯壁界面附近有晶體析出。此外，水面上方亦見雪花狀晶體析出，并懸浮于液面之上(圖1b)；

(3) 48 h后，水位進一步下降，水與杯壁界面附近的晶體增多，水面上方的懸浮晶體有增大跡象(圖1c)；

圖1 巖鹽析出實驗過程的抽象總結a～f根據參考文獻[7]的實驗現象A～F和作者描述抽象總結而成；g為作者根據巖鹽析出模擬結果推斷得出的巖鹽分布模型[7]Fig.1 An abstract summary of the experimental process of salt precipitation

(4) 48～72 h，水位繼續下降，水與杯壁界面附近的晶體厚度已經很大；水面上方的懸浮晶體增大到一定程度，體積不再增長，水面下方的容器底部開始出現晶體，且晶體粒度逐漸增大，并在水底構成薄鹽層(圖1d)；

(5) 72～96 h，水位持續下降，水與杯壁界面附近的鹽層有增厚的趨勢(圖1e)；

(6) 96～168 h，水體逐漸干涸，原最高水界面之上的暴露部位出現薄層、細粒巖鹽晶體(圖1f的I區、圖1g的I區)，應該為蒸發泵作用導致。

根據上述各階段的實驗現象，可以推斷裝置內存在如下成鹽規律和沉積特征：

(1) 巖鹽形成于蒸發作用強烈的水位持續下降期；

(2) 巖鹽的沉積具有分帶性，按照沉積物的結構和厚度特征，可以劃分為三個區(圖1g)，最高水平面之上暴露部位的薄層、細粒巖鹽晶體發育區(I區)、巖鹽沉積厚度最大處(II區)、水深最大處的自形粗粒晶體沉積區(III區)。

2 現代內陸鹽湖的沉積特征

開展類比模擬實驗，目的是從實驗引出規律，然后把規律加諸自然[10-11]。它包含兩個過程，首先是在模擬實驗過程中，基于大量觀察，發現規則性或可重復性，運用歸納法找出規律；其次，把得到的規律，應用于“類似”的事物[11]。巖鹽析出模擬的產物，是否跟現代鹽湖在幾何學特征和沉積機理上具有相似性？圖1g中的I區、II區、III區，能否分別對應于鹽湖的岸上蒸發區、斜坡帶和洼陷帶？從模擬實驗中得出的規律，往往存在諸多邊界條件，而這些條件跟自然界是否相似，很難直接界定。因此，將巖鹽析出模擬得出的規律，加諸其他盆地的類比認知，有很大程度的猜測性和不確定性，有必要基于現代沉積調查，評價類比模擬的有效性和局限性。

現代的內陸鹽湖盆地，幾乎都位于強烈蒸發的地區[12-13]。在不同的含鹽盆地內，巖鹽的單層厚度、紋層發育程度、結構特征和橫向展布卻又千差萬別，那么湖盆內巖鹽的單層厚度和結構特征跟沉積環境有何關系？巖鹽的沉積中心跟湖盆的洼陷中心是否一致？僅靠礦物析出的物理化學定律，似乎難以解釋此類問題，卻可以從現代沉積中獲得直觀的啟示。

2.1 巖鹽厚度變化與相帶分布

我國的北部和西部位于副熱帶高壓區，氣候干旱，沙漠發育，分布著許多現代鹽湖，是研究蒸發巖成因和分布的天然實驗室[13]。本次調查的尕斯庫勒湖，位于柴達木盆地西南緣，是一個以巖鹽沉積為主的現代鹽湖[14-15]。依據巖鹽分布與洼陷中心的關系，可將成鹽位置分為洼陷中心成鹽和盆地邊緣成鹽[16]，在尕斯庫勒湖的邊緣廣泛發育鹽殼、鹽盤和小鹽盆等(圖2a，b)，具有盆地邊緣成鹽的特征。

尕斯庫勒湖邊緣的小鹽盤(圖2b)，其厚度變化呈透鏡狀，如圖3d為一直徑50～80 cm的鹽盤，邊緣的P1處發育膜狀—片狀的薄層巖鹽，向P2處巖鹽厚度有增大的趨勢，巖鹽厚度最大處位于洼陷中心(圖3d中P3處)。這一厚度變化特征，與“牛眼式”化學沉積的空間構型一致，即洼陷中心的巖鹽最厚，盆地邊緣最薄(圖3a，b)[9]，說明湖盆內巖鹽的形成分布和厚度變化，明顯受控于盆地的地貌特征。

規模和水深稍微大點的鹽盤，也具有類似的厚度變化規律。如圖3e為直徑2～3 m的鹽盤，鹽巖厚度在鹽盤邊緣為0～2 mm，到水深較大的斜坡帶變為2～10 mm，而洼陷中心的厚度大于20 mm(圖3f)。在岸上蒸發沉積區，由于蒸發泵作用也會存在巖鹽析出，如圖3e中的木棍處發育多個巖鹽片晶，呈垂向疊置的圓盤狀，但單層厚度不大，沉積規模較小，而且此類巖鹽處于湖盆內地勢較高的位置，容易被后期的流水改造，在地質歷史時期不易保存。

巖鹽厚度受控于沉積相帶的規律，在沉積物的產狀上亦有所體現，如鹽盤邊緣的膜狀—片狀晶體，呈階梯形傾向洼陷中心(圖3e)，說明巖鹽的形成伴隨著湖平面的持續下降以及鹵水向洼陷中心的不斷遷移。因而從沉積物供給程度來看，洼陷中心的物質供給最充分，同時具有最大的可容空間和保存潛力，巖鹽結晶析出作用持續最久，導致洼陷中心的巖鹽厚度大于鹽盤邊緣。

除了規模不一的鹽盤，尕斯庫勒湖邊緣的封閉小鹽湖，鹽巖的沉積厚度也具有明顯的分帶性(圖3g)。從遙感圖像上可以看出，濱岸帶的淺水成鹽區，巖鹽厚度較薄；水深較大的斜坡帶，巖鹽沉積厚度明顯增大(圖3h)。此外，尕斯庫勒鹽湖從濱岸帶向深水處，巖鹽厚度也不斷增大(圖4b中的A1-A5、B1-B5)，驗證了巖鹽沉積厚度隨水深增大的變化規律。只是緩坡帶的巖鹽分布范圍較廣(圖4b中A1-A5)，單層厚度小，而陡坡帶的巖鹽分布較窄(圖4b中B1-B5)，但單層厚度大。鹽湖內部水深較大的斜坡帶和洼陷帶，尤其是遠離沖積扇和河流作用的洼陷中心，發育厚層、質純的巖鹽(圖4c-II區和圖4h)。

圖3 沉積物厚度與洼陷中心的關系a.牛眼式的化學沉積模式，b. a的剖面圖[9]；c.一個直徑為50～80 cm的鹽盤; d.c的放大；e.現代尕斯庫勒湖砂泥坪沉積區內小鹽盤的鹽巖結構分布與沉積厚度特征，f. e中巖鹽厚度和結晶特征的抽象總結；g.圖2b中①處的小鹽湖遙感圖像；h.對應于g的水深與沉積物分布Fig.3 Relationship between sediment thickness and depression center

當然，在一些巖鹽不飽和的咸水湖，甚至處于碳酸鹽增生階段的淡水湖中，湖盆邊緣的瀉湖、湖灣等局限水域以及濱岸帶附近，由于水流不暢或蒸發泵作用的存在，也會出現蒸發巖沉積[17-18]。但這并不能否定巖鹽厚度受控于湖盆相帶的總體規律，只是將沉積厚度隨水深的變化規律復雜化。因為從長期看，鹵水中溶解的鹽類物質將隨著湖平面的下降不斷向地勢低洼的深水區遷移，最終在洼陷帶的鹵水—湖底沉積物界面大量析出，使得鹵水剖面厚度最大的洼陷中心成為鹽類物質的匯集中心。由此可見，規模較大的含鹽盆地既存在湖盆邊緣成鹽，也會出現洼陷中心成鹽，只是前者出現較早，而后者意味著鹽湖演化的終極階段。總之，從寬淺的鹽盤、局限小鹽湖到規模較大的過飽和鹽湖，巖鹽單層厚度跟水深具有正相關性，洼陷中心與巖鹽沉積中心一致。

2.2 鹽巖的結構特征與相帶分布

除了巖鹽厚度跟水深有關，巖鹽的結構也明顯受控于沉積環境。在湖盆邊緣，鹽類物質供給不足，受陸源碎屑注入的影響，鹵水中的碎屑顆粒和黏土物質含量較高(圖5a)，此類雜質的存在也不利于晶體的生長。湖盆邊緣的濱岸帶(圖5b)以及鹽盤邊緣(圖3e鹽巖厚度為0～2 mm的區域)，巖鹽為薄層片狀—殼狀；而沉積厚度大于20 mm的區域，晶體粒徑一般大于4 mm，為自形程度較高的立方體狀。從結晶學角度看，濱岸帶在湖平面下降后，由于成鹽物質難以持續補給，晶體生長的時間短，晶粒一般細小(圖4c～f)；而長時間位于湖平面之下的深水洼陷帶，鹵水剖面厚度較大，幾乎沒有陸源碎屑物質的摻和作用，水體成分較為純凈，晶體可以不斷增生，晶粒粗大，自形程度高，而且晶粒之間孔隙發育，甚至有鹽巖洞穴出現(圖4h)。湖平面之上的砂泥坪沉積區，由于蒸發泵作用的存在，在湖緣的粗碎屑沉積物表面，也發育少量的薄膜狀—鐘乳狀的蒸發巖(圖4e，f，g)，但相對于洼陷帶的巖鹽體積，此類沉積規模一般較小。

2.3 蒸發條件與成鹽界面

石膏、巖鹽等礦物組成的巖石常被稱為蒸發巖，原因在于它們主要形成于蒸發量大于降水量的氣候相對干旱的地區，要求低鹽度水體的輸入不能過多，蒸發作用能夠使鹵水不斷濃縮[12]。只有當湖水濃縮到一定程度，達到石膏(CaSO4·2H2O)、石鹽(NaCl)等礦物的飽和度，鹽類物質才按照溶解度從小到大的順序逐一析出[19](圖3a，b、圖6a～d)。當然，即使達到飽和度，礦物的大量結晶析出也離不開蒸發作用的持續進行(圖6e)。

圖4 現代尕斯庫勒鹽湖區的沉積物分布與結構特征a,b.濱岸帶成鹽分布與結構特征(濱湖緩坡帶：A1,A2,A3,A4為鹵水過飽和之后逐漸降低的各個時期湖平面，A5.現今的湖平面；濱湖陡坡帶：B1,B2,B3,B4為鹵水過飽和之后逐漸降低的各個時期湖平面，B5為現今的湖平面)；c.鹽湖的濱湖區巖鹽沉積物，厚度小于10 cm，與陸源碎屑共生；d.c的放大圖像，顯示濱湖巖鹽為細粒結構；e.湖盆邊緣的薄層片狀巖鹽，與礫石等粗碎屑共存；f.湖盆邊緣的薄層片狀巖鹽，礫石上的巖鹽呈鐘乳狀；g. f的放大照片；h.湖盆底部，在鹵水—沉積物界面上見大量立方體狀巖鹽晶體，粒徑大于1 cmFig.4 Distribution and structural characteristics of sediments in the modern Gasikule Salt Lake area

圖5 不同環境中巖鹽的結構和沉積特征a.湖盆邊緣的白色片狀巖鹽與陸源碎屑沉積物共生；b.湖盆邊緣的白色片狀巖鹽，向洼陷中心厚度增大，產狀傾向洼陷中心；c.深度為30 cm的塑料盆，用來模擬湖底沉積物—鹵水界面成鹽；d.圖片c的放大，見片狀連晶內的個體仍為立方體狀；e.湖盆邊緣的薄層狀巖鹽與陸源碎屑沉積物互層，被后期的河流沖洗溶解；f.為圖片e的放大，薄層狀巖鹽與砂泥巖互層Fig.5 Structure and sedimentary characteristics of rock salt in different environments

鹵水持續濃縮的過程中，通常伴隨著湖平面的不斷下降(圖6a～d)，從圖4b也可以看出，在湖平面高于A1之前，巖鹽沉積很微弱；湖平面從A1下降到A5，巖鹽厚度逐漸增大，說明當鹵水過飽和之前(圖4b中湖平面高于A1時)，即使有零星巖鹽出現，也主要位于湖平面附近，為蒸發泵作用產生的薄層狀片晶。鹵水過飽和之后(圖4b中湖平面低于A1時)，巖鹽才會大量析出，而且向洼陷中心有厚度增大的趨勢，原因在于湖平面下降到A2時，A1附近只能通過蒸發泵作用提供少量鹽源，鹽類沉積難以繼續；而A4、A5等靠近斜坡下部的沉積區，鹵水剖面厚度大，可以長時間接受巖鹽沉積，最終A5-B5之外洼陷帶的巖鹽厚度比A1、A2等淺水沉積區要大。成鹽分布與湖平面變化的這一關系表明，巖鹽形成于湖平面下降期，而湖泛過程不利于巖鹽析出。由于巖鹽沉積過程中，可能會有短期的淡水注入或突發的洪水，湖盆邊緣的濱岸帶淺水成鹽沉積區(A1-A2淺水區)，容易受到后期沖洗、溶蝕改造(圖5e，f)，在地質歷史中不易保存。

圖6 封閉湖盆濃縮的礦物析出順序為了便于表達沉積分異和濱岸帶片狀巖鹽的穿時特征，將d和e的垂向比例尺放大顯示，a、b、c、d據文獻[19]修改，e為根據現代鹽湖的湖平面變化、巖鹽結構、厚度和沉積方式抽象而成Fig.6 Closed lake basin concentrated mineral precipitation sequence

對于湖盆具體的成鹽位置，巖鹽的沉淀析出主要分布于兩種不同的界面，一個是濱岸帶淺水區的空氣—鹵水接觸界面，另一個是水深較大的鹵水—湖底沉積物界面[1](圖6d)。從蒸發濃縮過程來看，二者所處沉積區的可容空間都隨著湖平面的下降而減小，只是后者的可容空間大于前者。從物質供應的角度，前者所處沉積區的物質供應不足，巖鹽沉積持續時間短；后者所屬沉積區的物質供應充分，巖鹽沉積的持續時間較長。從沉淀析出方式看，前者水體淺，蒸發作用強烈，成鹽多為膜狀—薄層狀，單層厚度小，通常發育于陸源粗碎屑沉積物之上(圖3e、f的0～2 mm處可見薄層狀鹽晶)；后者水體較深，發育的晶體為垂向加積和自生加大，多為自形的立方體晶，通常位于灰色—黑色的細粒沉積物之上(圖4b中A6-B6以外的深水區、圖4h)。

湖盆邊緣濱岸帶的空氣—鹵水成鹽界面和洼陷帶的鹵水—湖底沉積物界面，既是對立的，又是統一的。假如湖平面持續下降，一個鹽湖水體將逐漸變淺，原來水深較大的洼陷帶，最終將演變為淺水成鹽區(圖6e)，成鹽界面將由后者轉變為前者。當然，這種情況只發生在湖盆萎縮接近干涸的時候，所以洼陷中心的沉積序列以粗晶、自形的巖鹽為主(圖4b的III區、圖4h、圖6e)，而湖盆邊緣則是陸源碎屑沉積物夾薄層的片狀巖鹽(圖4c的I區、圖4d、圖6e)。

3 討論

開展類比模擬或現代沉積調查，建立湖盆邊緣成鹽和洼陷中心成鹽的判別標準，有助于限定古代湖盆的沉積模式。類比的前提是實驗模擬跟現代鹽湖的成鹽機理相似，而且要求過程容易再現，便于觀察，但尺度較小的析出模擬水槽，與現代鹽湖的成鹽界面、沉積分布和結構特征是否相似？

3.1 實驗材料、蒸發條件與鹽湖原型的相似性

前人將巖鹽析出模擬的結果直接跟東濮凹陷的成鹽分布與古地貌格局進行類比，推斷認為實驗裝置中的鹽巖沉積厚度最大處對應古隆起、斜坡等水體相對較淺的部位(圖1g的II區)，并非水深較大的古洼陷中心(圖1g的III區)[7]。這一類比意味著，作者承認模擬裝置內的巖鹽沉積機理和分布特征具有普遍意義，與一般鹽湖的沉積特征相似。東濮凹陷的易溶鹽類以巖鹽(NaCl)、石膏(CaSO4)為主[3,6]，而且巖鹽的溶解度受溫度影響較小。為了簡化模型，可以選擇巖鹽作為溶解物質，在不考慮溫度變化的常溫下進行析出模擬。析出模擬的實驗裝置是滲透能力較低的紙杯，為不良的滲濾介質，而東濮凹陷的巖鹽與泥巖或膏泥巖竹節狀互層，此類細粒泥質沉積物的滲透率也較低，所以二者的濃縮動力皆以空氣—鹵水界面的蒸發作用為主。

巖鹽析出模擬實驗顯示，巖鹽的析出伴隨著水平面的持續下降(圖1b～f)，只是在濃縮的初期巖鹽析出微弱(圖1a)。這類似于現代鹽湖，隨著湖平面下降，鹵水鹽度達到飽和度后(圖2b中湖平面低于A1時)，巖鹽才大量析出。在湖平面高位期，水體鹽度較低，洼陷帶以粉砂—黏土沉積為主，很難出現易溶鹽類礦物的沉積(圖6a)。前人的析出模擬也證實，正常鹽度的海水(鹽度約35‰)，只有方解石和白云石等礦物析出(圖6b)。當海水鹽度變為原來的3.8倍，石膏礦物才能沉淀析出(圖6c)；而巖鹽析出則需要濃縮10倍以上(圖6d)[19]。總之，無論巖鹽析出模擬，還是現代鹽湖的沉積調查，存在一個共識，即成鹽期對應于鹵水不斷濃縮的湖平面下降期。

3.2 成鹽界面和成鹽方式的差異性

實驗裝置內的沉積物，盡管在結構和厚度上具有分帶性(圖1f，g)，但由于尺度較小，巖鹽的空間構型和成鹽界面分布跟自然界并不一致。從相帶分布的角度看，巖鹽的析出主要有濱岸帶的空氣—鹵水界面和斜坡帶、洼陷帶的鹵水—湖底沉積物界面。這兩種界面分布的多寡與湖盆底形有關，寬淺型湖盆前者多見(圖7a)，陡深湖盆則以后者為主(圖7b)。蒸發作用是鹵水濃縮的原動力，巖鹽析出伴隨著蒸發作用的不斷進行和湖平面的逐漸下降(圖1，4)，因而湖盆上方空氣—鹵水界面的面積決定著蒸發強度(圖7)，對等體積的鹵水而言，這一界面越大，蒸發速度越快。人工鹽池的曬鹽原理，就是盡量增大鹵水表面積與鹵水體積的比值以便快速濃縮[16]。由此可見，一個陡深的湖盆需要更長時間的濃縮作用，才能達到巖鹽的析出條件(圖5b)。

巖鹽析出模擬裝置的最大水深為13 mm，鹵水表面積/鹵水體積的比值很大，屬于寬淺型的實驗裝置，因而圖1g中III區的鹵水—湖底沉積物界面成鹽作用持續時間短，分布局限。水深最大處的鹵水(圖1g中III區)，并未在原地結晶析鹽，而是因蒸發泵作用沿著斜坡向上遷移，導致斜坡處鹽巖厚度最大。圖1g中II區的成鹽方式總體上屬于濱岸帶的空氣—鹵水界面成鹽，而自然界中湖盆邊緣的淺水區，巖鹽單層厚度小，晶體粒度細小，況且容易被后期的流水沖蝕。對于水深大、坡度陡的鹽湖來說，這一成鹽方式不占優勢(圖5c、圖7b)。

總之，實驗析出裝置由于尺寸太小，過于強調了濱岸帶的空氣—鹵水界面成鹽(圖1g中II區)和蒸發泵作用(圖1g的I區出現薄層、細粒巖鹽晶體)，最終導致巖鹽的沉積厚度分布與現代鹽湖差異較大(圖3e、圖6e)。現代鹽湖濱岸帶中的巖鹽多為薄層狀，單層厚度小于10 cm，常跟砂巖伴生，而東濮凹陷的巖鹽單層厚度變化大，洼陷中心通常30～50 cm厚，有的超過1 m，主要跟暗色泥巖互層；向盆緣方向，碎屑巖與鹽巖過渡區內，單層鹽巖厚10～30 cm[2]，說明東濮凹陷具有洼陷中心成鹽的特征，巖鹽析出主要發生于洼陷帶的鹵水—湖底沉積物界面，有別于以空氣—鹵水界面成鹽為主的實驗模型。

3.3 湖盆底形和成鹽位置的異同點

根據底形的幾何特征，湖盆可以劃分為“緩坡寬淺型”與“陡坡深水型”(圖7)，二者在洼陷中心都存在水深相對較大的洼陷帶，該區鹽類物質供應充分，粒度大，結晶時間長，巖鹽單層厚度大，常與暗色泥巖互層；在湖盆邊緣，二者都出現濱岸帶成鹽，蒸發作用強烈，物質供應不充分，晶粒細小，多呈薄層狀與陸源粗碎屑沉積物共存。由于兩類湖盆的坡度以及鹵水表面積/鹵水體積的比值不同，“陡坡深水型”湖盆以洼陷帶的鹵水—湖底沉積物界面成鹽為主，而緩坡寬淺型湖盆則廣泛發育濱岸帶的空氣—鹵水界面成鹽。此外，探討湖盆底形對成鹽模式的控制，應該考慮坡度和規模的變化，例如圖1中模擬裝置盡管坡度很陡，但由于規模太小，從鹵水表面積/鹵水體積的比值來看應為淺水型；而圖7a中湖盆的坡度小于該裝置，但鹵水表面積/鹵水體積的比值卻很小，主要為鹵水—湖底沉積物界面成鹽。

巖鹽析出模擬以及本次現代沉積調查的對象，均為局限蒸發環境下的“牛眼式成鹽”，沒有考慮鹽類的物質來源與供給方式，也沒有考慮河流或海水注入作用對鹽湖沉積模式的改造。自然界中的鹽湖沉積離不開河水的注入或海水的入侵，因而“滴淚式”的成鹽模式更為普遍。關于“滴淚式”成鹽盆地的沉積中心與洼陷中心的關系較為復雜，因為這將不僅涉及陸源碎屑巖—碳酸鹽巖—巖鹽的混合沉積，而且會出現沉積中心與洼陷中心的遷移與不一致性。本文的大量觀察事實，主要基于內陸的寬淺型鹽湖，對“滴淚式成鹽”和“深水成鹽”的湖盆未開展現代沉積調查，對其沉積特征尚不清楚。盡管“深水成鹽說”和“淺水成鹽說”提出已久，但由于深水與淺水本身是一個相對的概念，難以截然分開，而且在巖鹽結晶過程中，水體鹽度、水深以及地貌學特征都在演變，最終成鹽方式也會有變化，尤其是“深水成鹽”的沉積模式缺乏現代沉積依據，更多的依靠推斷和猜想[20]，給成鹽模式的構建帶來不確定性。如果能針對具有“滴淚式成鹽”或“深水成鹽”特征的現代湖泊開展沉積調查，分析成鹽方式與成鹽位置的關系，弄清古地貌和湖平面變化對巖鹽結構、空間構型以及礦物共生組合的控制機理，系統建立“深水成鹽”與“淺水成鹽”的區別標志，可以為古代鹽湖沉積模式的構建提供指導。

4 結論

(1) 巖鹽析出模擬實驗和現代沉積調查，都揭示了巖鹽的結晶析出主要發生于湖平面下降期，而且鹽巖的單層厚度和結晶粒度跟水深具有正相關性，即巖鹽的沉積中心與洼陷中心具有一致性。

(2) 成鹽界面、巖鹽分布和結構特征具有明顯的分帶性，依據水深及其在盆地中的位置將成鹽方式劃分為濱岸帶空氣—鹵水界面的淺水成鹽和洼陷帶鹵水—湖底沉積物界面的深水成鹽。前者以粒度細小的片狀晶體為主，多呈薄層狀與陸源粗碎屑互層；后者以粗粒自形的立方體狀鹽巖為主，單層厚度大，常與細粒泥質沉積物共存。

(3) 由于巖鹽析出模擬裝置尺度太小，對蒸發泵和滲濾作用過于強調，低估了洼陷帶鹵水—湖底沉積物界面的成鹽強度，難以再現“陡坡深水型”鹽湖的湖盆底形和沉積物分布特征。