蒸發巖沉積特征及環境綜述

鐘逸斯，王立成，董浩偉

1.中國地質科學院礦產資源研究所，自然資源部成礦作用與資源評價重點實驗室，北京 100037

2.Ruhr-Universit?t Bochum Institute for Geology，Mineralogy and Geophysics，Germany D-44801

3.中國科學院青藏高原研究所大陸碰撞與高原隆升重點實驗室，北京 100101

4.中國地質科學院國家地質實驗測試中心，北京 100037

0 引言

蒸發巖是一種鹽巖，它最初是在蒸發的驅動下從飽和鹵水的表面或近表面的鹽水中沉淀出來的[1]，其特征與沉積環境息息相關。蒸發巖自身就是重要的礦產資源，如鉀鹽，石膏，硼等[2]，又因為其儲集性、可塑性和流動性，可以成為油氣運移的優質通道，且其良好的封閉能力還可以成為油氣賦存的圈閉[3]。國外沉積學家十分關注蒸發巖的沉積環境解釋，早在100多年前，德國地質學家就從蒸發實驗和潟湖咸化現象提出了蒸發巖形成環境的沙洲理論（Bar theory）[4]，但是該理論不能很好地解釋巨厚蒸發巖的形成環境；此后國外學者不斷地對蒸發巖形成環境進行理論修正和更新，比如沙漠盆地或凹陷理論（The desert-basin theory）[5-6]，還有修正的沙洲理論（“Modified bar-theory”）[7]，Borchertet al.[8]提出了多級障壩和次級盆地的鹽類沉積模式。到20 世紀70 年代，許靖華先生提出經典的地中海干化理論，掀起Messinian鹽度危機大討論[7,9-10]，提出了地中海干化的概念以及深水深盆、淺水深盆和淺水淺盆三種不同的環境模式解釋蒸發巖的成因，歐洲為此專門組建了DREAM 計劃（Deep-sea Record Mediterranean Messinian Events，地中海Messinian 事件的深海記錄）[11-13]，還有從Kendall 的相模式[14]到Warren 的系列蒸發巖專門著作[1,15]。此外根據蒸發巖沉積特征的差異，很多國外學者進行了詳細的分類研究，如原生、次生蒸發巖的改造與環境[16-18]；還有結核狀、帶狀、紋層狀等的形態演化與環境的研究等[19-26]。這些蒸發巖沉積特征和沉積環境研究，不斷推動蒸發巖沉積學在古氣候、古水文、生物地球化學作用、油氣及蒸發礦產方面的應用。

蒸發巖在我國廣泛發育，地理上東到渤海灣盆地，西抵羌塘盆地和塔里木盆地，北至鄂爾多斯盆地，南到四川和蘭坪—思茅盆地，時代從震旦紀跨越到第四紀[27]，這是研究蒸發巖沉積特征和沉積環境的良好天然素材。與其他典型沉積巖不同，蒸發巖在傳統沉積學分類中被歸為“化學沉積巖類”，國內闡述蒸發巖的專著較少，僅見于袁見齊先生的多本沉積著作中，如《西北鹽產調查實錄》、《鉀鹽專輯第1輯》和《鉀肥與鉀鹽礦床》等[28-30]，但距今較久；而國內沉積學教材僅把它作為一個分支來簡單敘述，著墨不多。最重要的一點是，國內的相關研究散見于部分地區的實例研究，還沒有系統性的總結。國內油氣工業上雖然重視蒸發巖，但大都稱蒸發巖為“膏鹽巖”，但具體是石膏還是石鹽并未仔細區分。因此，盡管蒸發巖作為一種重要的沉積巖類型，但并未在國內得到足夠重視。鑒于此，本文運用Miall[31]的構架單元理論，詳細總結了蒸發巖與沉積相的關系。首先從主要和最小的巖相成分進行分析，包括巖性（鹽類）、結構和構造，其次解釋最小巖相的水動力和沉積環境，最后通過巖相的劃分確定基本的巖相組合來綜合解釋沉積環境。文章系統概括常見碳酸型、硫酸型、氯化物型蒸發巖的巖相和巖相組合對應的蒸發環境，拋磚引玉，以期引起國內同行對蒸發巖沉積特征和環境解釋的重視。

1 常見蒸發巖的巖相與環境解釋

1.1 碳酸型蒸發巖巖相與環境

常見的碳酸型蒸發鹽礦物有文石（CaCO3），方解石（CaCO3），低鎂方解石與高鎂方解石（(MgxCa1-x)CO3），白云石（Ca(1+x)Mg(1-x)(CO3)2），菱鎂礦（MgCO3），蘇打（Na2CO3·10H2O）、天然堿（NaHCO3·Na2CO32H2O）等。

碳酸鹽巖結構與環境動力條件、水深、沉積位置等密切相關（圖1）。許多蒸發碳酸鹽體系的濱岸帶中的特征是疊層石、泥裂隱藻紋層（生物紋層）、豆粒、鮞粒、內碎屑、膠結結殼和帳篷構造的沉積組合[1]（圖2）。除了灰巖，白云巖也是地質歷史時期廣泛分布的常見蒸發碳酸鹽巖，但是目前對白云巖的成因模式仍然爭論不休。大多數學者認為白云石是交代成因并提出了很多白云巖化模式，明顯發育在蒸發背景下的白云巖沉積模式有回流滲透和蒸發泵吸模式[53-59]，這兩種模式的核心都是蒸發導致鹽度增高，高鹽度鹵水交代早期方解石形成白云石，所以本文僅對這兩種蒸發模式沉積下的白云巖以其對應巖相進行詳細描述（圖3）。此外，我們對少量的菱鎂礦，蘇打和天然堿巖也做了巖相分析（圖4）。

圖1 碳酸型蒸發巖沉積特征（據Warren[1]）Fig.1 Depositional significance of evaporitic carbonate textures (after Warren[1])

圖2 蒸發灰巖巖相與沉積環境解釋Fig.2 Evaporative limestone lithofacies and interpretation of sedimentary environment

圖3 蒸發白云巖巖相與沉積環境解釋Fig.3 Evaporative dolomite lithofacies and interpretation of sedimentary environment

圖4 菱鎂礦（和水菱鎂礦）、天然堿和蘇打巖相與沉積環境解釋Fig.4 Magnesite (and hydromagnesite), trona and nahcolite lithofacies and interpretation of sedimentary environment

1.1.1 蒸發灰巖巖相與環境

中粒碳酸鹽疊層石（Smc）：中等大小的文石和鎂方解石固結組成鮞粒和骨架砂，它們堆積聚集形成疊層石。沉積于潮間帶和淺潮下的高能和強潮流的蒸發環境，可見于巴哈馬群島等地[32-33]。

粗粒碳酸鹽疊層石（Scc）：粗顆粒文石和鎂方解石組成骨架砂堆積成疊層石。形成于中鹽度海水、潮下和潮間蒸發帶，偶爾暴露于高波能量下[34-36]。

含生物侵蝕紋層的疊層石灰巖（Slb）：表現為層狀、球狀和細圓齒狀疊層石構造，細圓齒是生物侵蝕導致的，主要由水鎂石、文石組成。分布于沿海地區，高鹽度和中鹽度的大陸碳酸鹽鹽沼濱湖區[37-38]。

凝塊疊層石（Ctc）：文石和鎂方解石礦物形成的孤立圓丘疊層石。這些圓丘的表面有不規則（“結節”）小突起。內部是無結構或粗糙的帶狀。沉積于波浪活動和水循環強烈的淺水、近岸區域的濱湖[39-41]?？梢娪诿绹q他州大鹽湖邊緣，大的凝塊疊層石代表暴露蒸發的環境。

丘形疊層石（Scd）：圓丘形短柱狀疊層石，內部為層狀文石泥。沉積于堿性，中等鹽度湖泊，濱湖劇烈暴露蒸發環境[42]。

樹枝狀凝塊丘灰巖（Cmt）：沉積于高堿性淺湖到深湖環境，礦物為方解石，表現為類似于植物樹枝狀結構。形態隨深度而變化，在深水丘中發育最好的樹枝狀微結構[43]。

球粒灰巖（Cp）：球粒生長在潮上帶高鹽環境中，不需要波浪攪動來沉淀同心層狀顆粒。蒸發環境下窗格泥灰巖的強烈原位高鹽蝕變也可形成球粒狀顆粒[1,44-45]。

鮞粒灰巖（Co）：高鹽度環境下鮞粒呈現放射狀，最初為文石沉積，沉積于高鹽度沿岸蒸發濱淺湖環境[46-48]或低能高鹽度潟湖環境[49-50]，可見猶他州大鹽湖的鮞粒沙壩。

帳篷構造灰巖（Ct）：石灰巖殼或白云石殼常發育倒“V”形的帳篷構造。這些含有豆粒和窗格構造白云石或者文石膠結結殼沉積于潮間帶到薩布哈的蒸發環境[1,51]。

紋層灰巖（Cl）：代表季節性的紋層明暗交替，白色紋層是星狀文石簇組成，文石簇形成于夏季的空氣—鹽水交界處，然后下沉沉積于深湖區。暗層由黏土、石英、碎屑方解石和方解石組成，代表了偶爾風暴期的洪水事件[52]。

1.1.2 白云巖巖相與環境

蒸發環境常見兩種成因模式白云巖化，第一種回流滲透模式首先由Adamset al.[83]提出，用以解釋局限臺地上由于蒸發作用產生鹽度差發生鹵水回流而形成的白云巖。由于蒸發作用，海水鹽度升高，達到石膏過飽和程度；其后高Mg/Ca值的鹵水由于存在鹽度梯度向下流到臺地或向海流經沉積物從而導致白云巖化的發生。第二種蒸發泵吸白云巖模式由Shinnet al.[84]提出，此后通過對巴哈馬潮上帶，波斯灣薩布哈等地的白云巖研究，得出白云石化的毛細管作用—蒸發泵吸作用的結論[85]。孔隙中咸水通過蒸發作用毛細管力經過海岸沉積物直接向上移動到空氣界面進行蒸發作用，在這個過程中不斷濃縮形成超咸水，從而沉積白云巖。因此，不同的成因形成的白云石晶體和沉積巖具有不同的特征（圖3）。

層狀白云巖（Dl）：紋層—中層狀，泥晶結構，晶體細小自行程度差。伴有少量細粉砂、生物碎屑和黃鐵礦微晶等?；亓鳚B透和蒸發泵吸都可以形成，常出現在低能鹽沼、潮坪、鹽水湖低洼地和薩布哈等地[60-62]。

顆粒狀白云巖（Dg）：層狀或塊狀。顆粒為鮞粒/生屑。鮞粒以表皮鮞為主，被泥晶白云石呈組構交代。大部分生物碎屑也被白云石化顯泥晶結構，有生物擾動構造出現。常出現低到中等環境動力條件下，在潮間—潮下帶顆粒灘環境由鹽水回流交代形成[60,63]。

藻紋層白云巖（Dal）：白云石為粉晶結構，宏觀上巖石呈明暗相間紋層狀構造，亮色條帶由粉晶白云巖組成，暗色條紋由粉晶白云巖和填充了藻類生物的殘余結構的有機質晶間孔組成[64]，并且保存原生的疊層構造。常出現在高能蒸發潮坪環境中[65]。

竹葉狀白云巖（De）：原生沉積的竹葉狀內碎屑由粉晶白云石組成，并被同期白云石原地膠結成巖。巖溶作用產生了大量的溶蝕孔，膠結物發生了重結晶，常常沉積于高能蒸發潮坪環境[65]。

疊層石白云巖（Ds）：層狀白云石組合成柱狀疊層石構造；極度干燥條件下部分發育帳篷構造和龜裂，同時沉積與帳篷構造相關的巖溶角礫巖。形成于淺水、低能、潮間帶、有障壁蒸發潟湖和潮緣蒸發環境[63-67]。

結晶白云巖（Dc）：結晶白云石組成無結構、不清晰的平行紋層白云巖，存在龜裂、帳篷構造和白云石假變形石膏，常見于潮坪上部蒸發環境和局限潟湖[66-68]。

1.1.3 菱鎂礦（和水菱鎂礦），天然堿和蘇打巖相與環境

塊狀/層狀菱鎂礦（Mm/Mlb）：泥晶—粗晶結構，有塊狀、層狀構造或疊層構造。沉積于大陸鹽沼和海相薩布哈環境[66]。

透鏡狀菱鎂礦（Ml）：厚的砂糖狀到粗粒亮晶的菱鎂礦組成較純凈的菱鎂礦巖，呈透鏡體或不規則狀[69]，鹽巖內有斜層理、結核狀、波痕等構造[70]，沉積特征與原始邊緣海相沉積有關[1]。常見潮坪—潟湖環境，如遼寧早元古代大石橋組沉積菱鎂礦。

水菱鎂礦和文石交互層（Aha）：水菱鎂礦和文石顆粒較粗，它們以松散堆積形式成紋層、細紋層狀；隨水深加大水菱鎂礦減少。沉積在淺水濱湖，有大陸鹵水補充的環境下，可見于南澳大利亞Coroog 湖周圍的堿性湖泊[1,71]。

疊層石水菱鎂礦（Hs）：主要出現在近海濱湖/濱湖地帶，可以在成巖過程中交代文石疊層石形成[72]，或者在微生物作用下直接沉淀成數米高的原生水菱鎂礦疊層石[73]。

層狀天然堿（Tb）：天然堿礦物以分選良好的微晶針狀結構出現，堆積在分層的常年高鹽度堿性鹽湖中[74]，形成中厚層的鹽巖[75]，常見于濱湖蒸發非海相環境[76]。

草狀天然堿（Tgl）：天然堿晶體呈垂直方向生長，截面呈草狀/扇狀[77]。類似于蒸發環境中垂直生長方向的石膏，沉積于一個周期性干燥的鹽湖的濱湖環境，水深不超過幾厘米[78]。

塊狀天然堿（Tm）：整體為大厚塊狀，層理發育較差，內部由毫米級無定向天然堿晶體組成，少有其他碎屑沉積物[77]。水下形成并沉積于淺堿性湖[79]。

放射狀棱柱體天然堿（Trp）：切面方向上表現為毫米—厘米大小的葉片狀天然堿晶體，葉片晶體集合呈放射狀，塊狀構造[77]。

無定向構造天然堿（Tu）：由散布在松散泥質沉積物中的毫米—厘米大小的天然堿晶體組成，成束排列成集合體。塊狀構造。放射棱柱體狀天然堿和無定向構造天然堿是在干涸階段干鹽湖環境形成，或是在一個短暫周期性干燥的濱湖環境形成的[77]。

天然堿—白云巖互層（Atd）：層狀，灰色—灰黑色的白云巖與褐色，白色的天然堿互層，白云巖的有機質含量較高，因此也常常與油頁巖互層，發育水平層理和小波狀層理。常見堿性鹽湖的半深湖和深湖環境，水體深度隨季節波動[80]。

油頁巖—鹽堿礦—泥質白云巖韻律巖（Rsad）：鹽巖礦石為白色或灰綠色，塊狀構造，主要礦物成分為Na2CO3和NaCl。在鹽巖中雜亂分布有針狀、板條狀天然堿。鹽堿礦層內又由鹵泥巖—堿—鹽—堿—鹵泥巖組成次一級的厚層狀韻律，油頁巖也是厚層狀，見水平層理。常見于炎熱干濕交替氣候下的堿性淺湖靜水環境[81]。

層狀蘇打石（Nl）：層狀蘇打石由微晶蘇打棱柱體堆積組成，覆蓋下伏的結晶石鹽殼和作為粒序濁積巖/塊體流沉積的碎屑狀蘇打石[74]，常見于濱湖蒸發環境。

1.2 硫酸型蒸發巖巖相與環境

常見的硫酸型蒸發礦物很多，如石膏（CaSO4·2H2O）、硬石膏（CaSO4）、鈣芒硝（Na2SO4·CaSO4）、芒硝（Na2SO4·10H2O）、硫酸鎂石（MgSO4·H2O）等。僅就常見的石膏、硬石膏、鈣芒硝和芒硝巖相進行描述。

石膏巖的結構與水動力、水深、沉積位置等密切相關（圖5）。因此根據不同環境不同成因，可以分為原生和次生石膏（圖6），次生石膏可以由硬石膏水化，其他含Ca和SO4的硫酸鹽復鹽（特別是鈣芒硝），經水化作用形成。在薩布哈、鹽沼、鹽泥坪等環境中，由于鹽水的波動與補充，經常出現石膏和硬石膏同時存在或者硬石膏水化為石膏的現象（圖7），此外沉積巖剝露和現代地下水循環過程中的后期成巖作用和再水化也可以形成次生石膏[87]。

圖5 石膏結構與水動力、水深、沉積位置的關系（據Ortí et al.[86]）Fig.5 Distribution of gypsum structures in relation to hydrodynamic force/water depth and location (after Ortí et al.[86])

圖6 原生石膏、次生石膏常見特征（據Warren[1]）Fig.6 Signatures of primary evaporate textures and syndepositional secondary evaporates of CaSO4 salts (after Warren[1])

圖7 石膏巖相與沉積環境解釋Fig.7 Gypsum lithofacies and interpretation of sedimentary environment

1.2.1 石膏、硬石膏巖相與環境

以含石膏礦床的形態、結構特征和成巖階段（原生/次生）作為劃分巖相的標準。

透鏡狀、球狀交替薄層石膏（Glp）：小的透鏡狀石膏和球狀石膏層呈毫米級韻律交替。內含化石，局部有水流痕跡存在，化石和水流波痕表明小的透鏡狀石膏薄層在湖水稀釋期形成，沉積于深湖環境[86]。

凝塊狀石膏（Gc）：有薄層和厚塊狀結構，薄層凝塊狀石膏層顯示不規則的、團塊狀的內部結構，如孔狀、小結核或破碎變形的內碎屑結構。團塊中常存在大石膏晶體圍繞著小的晶體核，出現在淺湖環境[86]。大塊凝塊狀石膏由固結的石膏形成塊狀，沒有中間疊層。固結的石膏形狀有半球形、小結核狀，出現在淺湖環境但比薄層凝塊狀石膏沉積水淺[86]。

針對藥學院校和相關專業量大面廣、實驗室類型多樣、缺乏有針對性的安全環保教育與管理的現狀，借鑒國外藥學院校與實驗室管理模式與經驗，結合筆者在實驗室安全環保管理工作中發現的問題，從教、學、管、監四方面提出如下建議。

波狀或韻律條帶狀石膏（Gr）：由層狀白云質石膏組成，具波狀或韻律條帶構造，泥晶白云巖與石膏條帶構成厘米級韻律。石膏條帶占主體，條帶平行且連續。這種類型的白云質石膏巖與深灰色硅質白云巖或泥晶白云巖一起，產于海相局限臺地相潮間坪亞相[88]。

鮞狀石膏（Go）：鮞粒核心石膏礦物呈現放射狀，沒有同心紋層。沉積于鹽堿地或湖泊低能區如濱湖帶[89-90]。

透明塊狀石膏（Gm）：塊狀結構，較純的白色到透明無色。形成于硫酸鈣鹽成鹽鼎盛期，如咸化泥坪、干化泥坪和干鹽湖階段[91]。

底部生長石膏（Gbg）：由垂直/近垂直的棱柱狀或燕尾形晶體構成石膏層或波狀石膏層，晶體鑲嵌連接表現出示頂底結構。在暴露環境下可以脫水形成鑲嵌狀硬石膏，沉積于水下鹽沼環境[92]。

縱向排列的規則透石膏（Sva）：透石膏層中厚層，晶體呈燕尾雙晶對齊然后縱向排列組成整齊的晶面[93]。發育在局限的潟湖盆地潮間帶，代表了典型的淺水水底成核相[15,94-95]。

疊層狀透石膏（Gss）：由鑲嵌的無定向粗晶組成，局部存在波狀透鏡狀石膏晶體層，又稱疊層狀透石膏。在一些孔隙中，石膏晶體被拉長呈近垂直排列。晶體沿著不規則的生長帶生長垂向上規則排列的透石膏。它與縱向排列的規則透石膏的環境條件沒有顯著差異，即潮間帶或等深水體[93]。

厚塊狀/帶狀交替透石膏（Sm/Sag）：厚層或塊狀結構，沒有夾層。主要由密集堆積的晶體組成，柵欄結構發育。此外還可以與薄的、波狀的、變形的薄層層狀石膏交替沉積，它們偶爾與砂屑石膏基質混合。沉積于高度蒸發的條件下，如幾米深的潮上帶劇烈蒸發環境[95-96]。

彎刀形透石膏（Ssl）：厚層狀，由像彎刀一樣的彎曲透石膏晶體組成；晶體生長方向較一致。常出現在淺水內臺地潟湖（鹽湖）[97]，水深僅幾米[98]。

骨架狀透石膏（Ss）：透石膏晶體在泥晶石膏基質中不定向生長，堆積成中厚層。橫向變化為層狀石膏和疊層石石膏，常見于幾米深、高鹽度且密度躍層頻繁波動的內臺地潟湖（鹽湖）[97-98]。

生物擾動層狀石膏（Gbl）：薄層到中厚層狀微晶或細粒石膏巖，含有生物擾動構造，這些擾動的大小不一的孔穴充填他形石膏膠結物，沉積于濱湖沼澤—淺湖環境[20,86]。

石膏濁積巖/石膏角礫巖（Gt/Gb）：屬于石膏層內變形，中厚層狀石膏發生軟沉積變形形成濁積巖和石膏角礫，濁積構造表現為石膏薄層的不連續、波狀、扭曲和腸狀結構，或者層內微滑塌/破裂，以及層內角礫巖堆積等變形結構。重力流成因，常見于中部湖區的淺湖斜坡到深湖[86]或深海半深海斜坡帶[22]。

疊層石石膏（Gs）：石膏和微生物席共存，可在很淺的鹽水中發育成疊層石石膏圓丘[99]，沉積于潮上帶泥坪、薩布哈[100]?？梢娪诩t海沿岸。

“殘影”石膏（Gg）：很多古代硬石膏都由次生結構組成，但是仍然被殘留的原始石膏結構或部分原始殘余物稱為“殘影”，如生長整齊石膏后的不清晰的紋層、整齊結核和燕尾晶體的殘影等[1,92]。這些殘影結構表明了過飽和鹽水足夠淺以至于可以接觸盆地底部沉積物[101]，或者是上層淡水劇烈蒸發的同時整段鹽水柱不斷下沉接觸盆地底部沉積物[1]。

泥質結構石膏土（GSm）：按照石膏顆粒的大小可以分為石膏土、石膏砂和透石膏[102]。石膏土為泥質結構，超過一半的顆粒直徑小于1/16 mm且大小分布較均勻，常見生物和植物擾動，中厚層狀。在薄片中，石膏土是一種白色的、氈狀的、囊狀的小石膏晶體。肉眼觀察石膏土呈白色或褐色，觸摸有像滑石一樣的細膩觸感。在沿海薩布哈或大陸鹽沼邊緣坪中，石膏土在植被發育的新月形石膏砂丘上沉積，但在大陸鹽沼中更為常見[103]。

X 型層理石膏砂（GSx）：石膏砂至少由一半以上的砂狀石膏顆粒組成，中粗粒、分選好的石膏砂在鹽沼邊緣堆積形成新月形的石膏沙丘，暴露地表的石膏砂在風的作用下內部可形成X 型層理構造，厚層狀[1]。既存在于沿海的薩布哈，也存在于大陸鹽沼。石膏顆粒是原生自形的，針狀的，也有成對的石膏棱柱體[103]。

微結核石膏（Gmn）：多晶微結核直徑毫米級別，顯示了硬石膏晶體的殘余痕跡，和灰泥結構類似。脫水可以形成鑲嵌狀石膏（硬石膏），常見于鹽沼和鹽泥坪過渡的蒸發環境（相當于薩布哈環境）[92]。

紋層—條帶狀硬石膏（Alb）：由薄層或條帶狀構造的細粒硬石膏組成，碳酸鹽含量少。局部觀察到類似于內碎屑或微結核的小顆粒。在顯微鏡下，這些硬石膏顆粒大多是石膏晶體假象。常見于潮上帶，薩布哈環境[104]。

交替層狀碳酸鹽—硬石膏巖（Aab）：由硬石膏薄層和碳酸鹽層的不規則交替組成，存在硬石膏假晶。局部出現薄層碎屑支撐夾層，底部不規則或侵蝕特征。常見于潮間帶或潮下帶環境[104]。

不規則層狀（圓齒狀）硬石膏（Ai/Ac）：由透石膏次生而來。厚層狀，在這些巖相內形成常見夾層和角礫，存在假晶。常見淺水臺地環境[105]。

塊狀硬石膏（Am）：是一種硬石膏晶體分布均勻的巖石，但是含有原始層理的殘余物如黏土、碳酸鹽、瀝青和有機物，還存在透石膏假晶[106]，常見淺水臺地環境[105]。

結核狀石膏/硬石膏（Gn/An）：結核狀可以細分為結核狀、結核—鑲嵌狀和鑲嵌狀[100]，硬石膏可能是石膏脫水形成的[92]，因此它們可以同時存在。1）結核狀可以稱為雞籠鐵絲狀，結核呈橢圓形、球形或者拉長的腸狀，當它們彼此接觸時，就形成一個類似鐵絲網的圖案[107-108]，拉長或腸狀的硬石膏結核可能來源于石膏；雞籠狀描述的是硬石膏或石膏的多邊形結核，由其他礦物（黏土或碳酸鹽）的深色細脈分隔開[109]。2）結核—鑲嵌狀或鑲嵌狀表現為厚層狀巖，石膏或硬石膏的結核沉積在含硅酸鹽—碳酸鹽—硫酸鹽混合基質中，呈鑲嵌結構[100]。鑲嵌結構可能是由細小的石膏形成的，也可能是由成巖改造膠結物形成的[110]。沉積于海相薩布哈、大陸鹽沼和淺水臺地[105,111]。

微結核狀硬石膏（Amn）：微小的結核狀（珍珠狀）硬石膏薄層，會發育成細的層狀/腸狀結構，與不規則的（齒狀）黏土質瀝青薄層交替出現。這些微結節與生長在底部成層沉積物中的置換硬石膏的同沉積時期的孔隙生長有關[105]。該巖相有再沉積的特征，沉積于深海環境[100]。

腸狀褶皺石膏（Gef）：石膏層彎曲并成腸狀，這可能與藻類微生物有關。微生物席暴露于鹵水濃縮—稀釋循環的變化環境，同時伴隨強風的作用，強風吹拂使微生物席的堆積，微生物席在隨后的蒸發中暴露在地面并與石膏一同巖化[112]。沉積于海相潮間帶或者潮下帶淺水區[91,94]，并受到強風和鹵水濃縮—稀釋循環的影響[112]。

“遠洋”層狀硬石膏（Apl）：往往沉積在遠離蒸發巖臺地的盆地中心，砂質和粉砂質硬石膏晶體在空氣—鹵水界面形成然后下沉，以“鹽雨”形式向下形成非常規則的薄層，堆積于深部盆地[1]，層內發育水平層理、包卷層理、粒序層理和濁積序列等[100]，與方解石紋層/白云石/黏土交替連續沉積[100,113]。常見于半深湖—深湖[1,113]和臺地外側的深水斜坡或者深水盆地[105,114]。

交替紋層石鹽—石膏（Has）：晶體生長在一個靜止的鹽水體的最上部，在那里水分被迅速蒸發流失，鹽度達到最高值，然后粉砂和沙粒大小的晶體沉降到鹽水底部，形成累積成毫米級薄層。這種“鹽雨”紋層巖通常由碳酸鹽—硫酸鹽/硫酸鹽—石鹽交替組合而成[1,115]。

薄層次生石膏（SGl）：石膏晶體由硬石膏次生而成，沒有明顯的水流和波紋等機械再作用，表現為水平的薄層帶狀，晶體表現為大小相似的細粒狀，或呈圓形及漸變狀晶，巖層顏色從白灰色變化褐色[116]，沉積于海相薩布哈環境[23]。

纖維狀/棱形柱狀石膏（Gf/Gp）：由垂直生長的石膏晶體和縫隙充填的纖維狀石膏晶體組成。纖維狀/棱柱狀石膏構成的石膏沉積存在燕尾石膏和硬石膏的殘跡和殘影，而裂縫充填的纖維石膏沒有硬石膏存在，充填的晶體尺寸從邊緣到中心不斷減小，通常長軸方向垂直于裂縫?？梢杂傻撞可L石膏脫水演化形成，常見于淺水鹽沼環境[92]。

結核—紋層狀石膏（Gnl）：這是陸相環境[117]最常見的次生石膏巖相，石膏薄層（白色）有非常規整的邊界，薄層之間有結核[23]。這種結構由石膏層和石膏結核不規則的交替組成，表明淺水和陸上環境交替的變化[118-119]。

次生結核狀石膏（SGn）：可以由硬石膏和鈣芒硝次生形成。結核聚合可形成結核帶，這些帶底部起伏不平[1]。有時結核狀次生石膏伴有相關的光滑石膏脈，部分為斑狀次生石膏[120]。沉積于海相薩布哈或者干鹽湖盆地[20,107,121]。

粗晶質次生石膏（SGm）：由微晶晶體和巨晶組成，或由斑狀變晶石膏晶體組成[20,122]。常出現在干涸鹽沼環境。

帶狀光滑次生石膏（SGa）：由鈣芒硝轉化而來的次生石膏，存在大量鈣芒硝的宏觀假晶以及次生變化的微觀結構，例如網狀結構和針狀結構[123]。露頭上表現為帶狀、結核帶狀等，沉積于干鹽湖盆地[20]。B?bel 認為帶狀透石膏巖相可能標志著在蒸發巖周期沉積中達到最干旱時期[124]。

1.2.2 鈣芒硝，芒硝巖相與環境

鈣芒硝（Na2Ca（SO4）2）是陸相鹽湖中常見的暖相礦物。鈣芒硝是原生的還是成巖過程中次生的，仍然是一個有爭議的問題[20,125]。許多現代和古代硫酸鈉型礦床的研究表明鈣芒硝主要是鹽灘環境中的成巖次生礦物[126]，如交代石膏次生成因或水鈣芒硝脫水而成[127]。此外也有研究表明，鈣芒硝層有原生成因[125,127-128]。然而，目前對這種原生成因的描述并不多，鈣芒硝的次生成因解釋仍占主導地位[129]。芒硝（Na2SO4·10H2O）是典型的冷相礦物，常見于鈣芒硝沉積后期溫度下降的階段[130]。鈣芒硝和芒硝都是鹽湖沉積后期常見的蒸發鹽礦物?？傊?，這兩種礦物都是鹽湖沉積后期常見的蒸發鹽礦物（圖8）。

圖8 鈣芒硝、芒硝巖相與沉積環境解釋Fig.8 Glauberite and mirabilite lithofacies and interpretation of sedimentary environment

層狀/薄層鈣芒硝巖（GLb）有兩種形式：1）污濁的鈣芒硝層，由于富含基質顯得污濁，紋層—薄層結構，晶體具有均勻的菱形面并含有大量小的固體包裹體。存在明顯的正粒序結構，但是缺少水流等介質搬運的證據。沉積在水底沉積物與水的界面附近，濱淺鹽湖環境。2）透明干凈的鈣芒硝層，它們是細粒到中粒的，基質較少，由干凈的石鹽膠結成層，鈣芒硝晶體具有干凈明亮的自形結構或為細長板狀鑲嵌在一起，正逆粒序都常見。晶體沉積在鹽水團內或氣—水界面處，最后下沉成巖。常見于濱湖環境[125,128-129]。此外，沉積溫度、湖盆構造和鈣芒硝晶體形狀密切相關。趙海彤等[131]通過研究羅布泊干鹽湖巨厚鈣芒硝層，認為污濁的菱形鈣芒硝晶體可能屬于淺水稍高溫區的鹵水中速結晶生長的結果，較潔凈的長板狀晶體可能屬于湖盆深水稍低溫區緩慢結晶生長的產物。

巨型結晶透明鈣芒硝巖（GLc-Ⅰ）：這種巖相由薄和厚的透明鈣芒硝層組成。粗晶，晶形從等長到細長狀，逆粒序結構。所有這些鈣芒硝結構都由干凈的石鹽膠結，局部存在泥質基質。常見于水下濱湖環境[129]。

扭曲狀鈣芒硝巖（Glc-Ⅱ）：定義為扭曲、褶皺狀結構的鈣芒硝巖，這些扭曲的結構是由于鈣芒硝層的晶體、碎片和基質的含量的機械再分布引起的[20,125,132]。此外新生透明鈣芒硝晶體隨著變形同步世代生長，最晚的世代變成透明的石鹽膠結。常見于毗鄰鹽湖的鹽泥坪滲透帶[132]。

層狀芒硝巖（Ml）：芒硝成薄層或厚層分布。呈中粗晶他形到自形、短柱狀到粒狀。芒硝是典型的冷相礦物，可以形成于鈣芒硝沉積后期的較冷氣候期[130,133]，沉積在干鹽湖環境。

1.3 氯化物型蒸發巖巖相與環境

海成氯化物巖基本上為海退期成鹽，在現代鹽湖中，氯化物巖是湖水水體高度萎縮和高度濃縮的結果[134-137]。它們沉積于封閉、半封閉的鹽湖環境，鹽湖根據原始沉積水體性質有陸相鹽湖和蒸發海相鹽湖之分。常見的氯化物型蒸發巖有石鹽（NaCl）、鉀石鹽（KCl）、光鹵石巖（MgCl2KCl·6H2O）等，本章重點敘述石鹽結構與構造。

石鹽結構與環境動力條件、水深、沉積位置等密切相關。在水侵、蒸發濃縮和干燥階段，石鹽可以發生不同的原生、次生變化（圖9）。石鹽殼中的晶體首先以向上生長的V 形、立方體和角形晶體的形式沉淀在淺的高鹽鹵水的表層。保存了連續晶體生長邊緣輪廓的V 形結構被一層封閉的鹽水包裹體所破壞，在古代石鹽中保存的最常見的原始紋理是對齊的V 字形殘跡。豐富的包裹體使富含V 形晶體的巖層呈現渾濁或乳白色外觀。這一特征也可以在古代沉積物中用于區分原生石鹽和次生或成巖石鹽。富含乳白色包裹體的晶體可以累積為連續的生長排列棱柱層，也可以形成共軸過度生長晶和形成其他沉積到鹽沼底部堆積成晶體層[1]。

圖9 原生石鹽、次生石鹽特征（據Warren[1]）Fig.9 Signatures of primary evaporate textures and syndepositional secondary evaporates of NaCl salts (after Warren[1])

根據石鹽的形態、結構特征和成巖階段（原生/次生）總結了13種典型的石鹽巖相（圖10）。

圖10 石鹽巖相與沉積環境解釋Fig.10 Halite lithofacies and interpretation of sedimentary environment

V字形晶底部成核層石鹽巖（Hc）：V字形又叫人字形。V 形晶體的巖層常含有快速沉積時捕獲的流體包裹體[96]，呈現渾濁或乳白色外觀。人字晶一般形成于淺水環境，在底部向上生長的底部成核結構[138]。沉淀石鹽的鹽水層深度小于幾米，通常小于0.5 m[139]，濱湖環境或者海洋薩布哈、潮上帶環境。

漏斗形晶底部成核層石鹽巖（Hh）：是另一種由底部向上生長聚集而成的結構，底部由下沉的晶筏向上的過度生長形成的漏斗聚合體，漏斗晶和人字晶在同一層位同時出現時，指示了石鹽沉積時是淺水環境且沒有化學分層[140-141]，在老撾他曲地區就出現石鹽的漏斗晶和人字晶同時沉積的現象，表明極淺水的環境[142]，其水體深度通常不超過60 cm[138,141]，湖海可沉積，常見濱湖、潮上帶或海相薩布哈環境。

晶筏石鹽堆晶（Hr）：石鹽晶筏生長于氣液界面[143-144]，下沉到水底成為晶體堆積層[1]?；蛘咴诜浅\到短暫的鹵水沼澤中的石鹽筏和其他堆積晶體可能被風吹沿著湖面到岸帶中，或被底部水流攜帶到岸帶中以及障礙物處，聚集為陸上暴露的沿岸帶的堆晶和在障礙物的前面形成鹽堆[99]，后期被鹽類膠結[145-147]。

波紋碎屑石鹽巖（Hrc）：古堆積層晶體層在沒有迅速被底部有核結殼覆蓋時，有時會被風暴和波浪引起的底部洋流機械地改造成交叉層和波紋，甚至碎屑石鹽[99]。顯微鏡下，碎屑巖鹽由分選較差的細砂、粉砂至粗砂大小、多種形狀晶體顆粒以及到礫石級的鹽巖碎片組成。常見于在順風方向的潮上帶淺水區[99]。

鮞粒石鹽（Ho）：鮞粒由粗晶石鹽核和放射狀結構的石鹽同心紋層組成[148]。這種包殼顆粒結構可見于非洲裂谷Asal 湖沿岸帶、土耳其的Tuz Golu 以及死海的南端[148-149]。沉積于較淺的高能水動力近岸位置。

帳篷構造石鹽（Hpt）：干燥石鹽殼暴曬干裂形成龜裂構造，垂向上表現為“帳篷”構造[99]。此類石鹽巖相常見于干鹽湖環境。

魚骨狀底部成核層石鹽巖（Hfb）：人字形晶體頂部被溶蝕，從而留下溶解縫或者“魚骨頭”外形。這種魚骨頭樣式可能反映了淡水沿石鹽晶體生長邊的選擇性溶蝕作用[150]，是淡水作用影響生成的次生底部成核石鹽，可以在洪水期淡水作用或者干涸期大氣淡水和低鹽度地下水影響。

喀斯特溶洞/微喀斯特洞狀充填石鹽（Hk）：宏觀喀斯特表現為楔形凹坑，溶解呈垂直圓柱形。微觀喀斯特溶解形狀像一個不規則的立方體，有垂直溶蝕坑和裂縫，原生結構被粗粒的、清澈的石鹽膠結物取代[146]或者通常充滿自形石鹽和灰色泥漿的混合物，原始水平分層的痕跡已經消失。與低鹽度地下水影響有關[99,151]。

增生的石鹽膠結物（Hog）：在洪水期部分溶解的V 形和多邊形石鹽晶體可能同向過度生長，形成干凈的石鹽膠結物。膠結物通常與原始V形和多邊形晶體呈漸變、波狀接觸。這與地下鹵水的作用有關[99]。

鐘乳石狀石鹽巖（Hs）：宏觀上表現為柱狀鐘乳石，晶體通常形成于表面石鹽殼的裂縫中，并作為鐘乳石石鹽形成于帳篷構造巖脊下方。這也是地下水或大氣淡水的作用形成[99]。

層狀透明石鹽巖（Hbc）：這種巖相是由透明的無包裹體晶體構成的[129]。透明石鹽結構可能是由于洪水期間原生含包裹體渾濁石鹽的溶解，隨后在層或巖洞中的再沉淀造成的[143]。

交替紋層石鹽—鉀石鹽（Sah）：由互層的薄層條帶狀石鹽和薄層鉀石鹽交替組成，鉀石鹽為主[152]。沉積于蒸發鹽湖環境[153]，可見于西班牙始新世埃布羅海相蒸發鉀鹽礦和柴達木馬海鹽湖鉀礦床。

1.4 混合蒸發巖相與環境

沉積環境的改變（如水體深度變化、鹽度變化和構造運動等），可導致不止單一蒸發巖類出現，因此下文詳細討論常見的混合沉積蒸發巖與巖相（圖11）。

圖11 混合蒸發巖巖相與沉積環境解釋Fig.11 Mixed evaporite lithofacies and interpretation of sedimentary environment

含石膏白云巖（DG）：石膏和硬石膏以斑塊狀或礦物顆粒分散在較致密和均勻的缺乏原始顆粒結構或生物結構的泥晶/微晶白云巖中，白云巖是蒸發泵吸或回流滲透形成的。隨著蒸發的加劇可以演化成白云質石膏巖，常見于薩布哈、蒸發潮上—潮間坪和局限蒸發臺地環境[66,154]。

含石膏的雜亂沉積（GDc）：由透石膏/石膏質粉砂巖、泥巖等混合沉積形成。存在侵蝕表面和內碎屑等河流的機械作用構造。常見于臺地邊緣的濱岸環境[155]。

硬石膏角礫巖（Ab）：夾雜在碳酸鹽和硫酸鹽基質的厚層和不規則的鹽巖薄層中，含有硬石膏、白云巖、泥巖、泥質黏土等內碎屑。內碎屑呈棱角或圓形，角礫呈變形構造并有液化構造[100,114]，重力流成因。常見于臺地外側、斜坡和盆地內[105]。

石膏砂屑/礫屑巖（Ga/Gr）：又叫層狀碎屑石膏；碎屑石膏層為中厚層或厚塊狀，形狀不規則，由分選性差的棱角狀石膏砂屑或礫屑組成，含有破碎的透石膏晶體、雙晶板狀石膏晶體和生物殼等碳酸鹽。存在水流波浪面、槽狀交錯層理和粒序層理，生物擾動和泥裂等構造。重力流或塊體流成因，沉積于盆地邊緣斜坡[23,120]，較深水環境。

巨角礫石膏巖（Gmb）：巨角礫巖由巨大的石膏塊和較小的塊狀砂巖和碳酸鹽巖組成。常見于深水斜坡帶[156]，構造作用或重力流成因。

石膏滑動巖體（GO）：由米到數十米的石膏塊體層和黏土巖、砂巖、泥灰巖夾雜在一起，常見軟沉積變形構造。常見于深水斜坡帶[1,155-156]。

碎屑狀鈣芒硝巖（GLc-Ⅲ）：晶體呈細至中粒分散在碳酸鹽基質中。晶體結構近平行至平行，與石鹽互層，其中石鹽被鈣芒硝晶體所取代保存為石鹽假晶。這種巖相被認為是洪水沉積成因，起源于徑流期的原始鈣芒硝再作用，常見濱湖—淺湖環境[125,129]。

塊狀鈣芒硝巖（GLm）：塊狀結構，含有大量泥質基質、鈣芒硝內部無結構。晶體中—粗粒，呈等長到細長的菱形。局部可見大團簇狀、結節或不規則團塊，內部有透明的石鹽膠結物，常見透明立方石鹽晶體。常見于毛細管作用的鹽泥坪地帶和水下濱湖地帶[129]。

透鏡狀/團塊狀天然堿（Tl）：天然堿呈團塊、透鏡體狀發育在油頁巖、白云巖內，向上可沉積厚的層狀純天然堿巖。常見炎熱干濕交替氣候下的堿性湖的淺湖靜水環境中[84]。

芒硝巖或含芒硝巖組（MA）：含有芒硝、鈣芒硝、石膏、粉砂和黏土等，混合沉積在一起。隨著含量變化可以變化為含石膏粉砂巖、砂質鈣芒硝、芒硝巖，含芒硝粉砂巖或粉砂巖等。芒硝呈褐色，細到粗晶，常見鹽湖沉積末期沉積環境，上覆地層常見干鹽湖沉積巖。碎屑或石膏沉積出現在鹽湖稀釋階段[130]。

鹽擾動結構石鹽巖（Hht）：由有孔蟲、碎屑石膏、泥粒和砂粒組成的地下沉積物被包裹進石鹽殼中并膠結。這一過程破壞了巖鹽外殼和下伏沉積物之間的接觸和原始沉積物的結構，形成多變的鹽擾動結構。常見于干鹽湖邊緣，受地下鹵水影響[99]。

光鹵石角礫（Db）：鉀石鹽膠結的光鹵石角礫碎屑混積或呈條帶狀光鹵石和石鹽、泥巖層和少量鉀石鹽互層沉積。常見于海相薩布哈，代表最大濃縮階段[152,157]。

含雜鹵石塊狀石鹽砂（Hm）：石鹽細晶塊狀構造，受風吹和降水影響，結構比較松軟潮濕，含有雜鹵石。常見于干鹽湖陸相沉積環境[130]。

含雜鹵石層狀石膏（PG）：層狀石膏沉積由于濃縮海水的滲流導致石膏晶體被雜鹵石替換，是早期成巖作用的產物。見與近海薩布哈沉積環境[158-159]。

2 蒸發巖相組合與沉積環境綜合解釋

通過沉積結構與構造來推斷沉積環境是沉積學中的一種方法[160]。研究表明，不同蒸發巖相的蒸發鹽類型多樣，產狀，沉積構造復雜多變，此外還有不同的鹽類礦物組合沉積出現，因此不同的鹽類構造和類型往往代表著不同的沉積環境和沉積相，可以作為沉積相和環境劃分的重要標志。不同環境中可能有相同的蒸發礦物和結構，如紋層狀石膏可以存在于深湖或遠洋環境，滑塌構造可能是海相也可能是非海相，大部分原生石鹽在內陸鹽湖和海相薩布哈環境都可以沉積。因此單個巖相不能確定沉積環境，需要通過巖相組合判斷環境動力條件推測沉積環境（表1）。梳理本文相類型、巖相、結構總結不同環境的相組合如下。

表1 蒸發巖相組合與沉積環境的劃分Table 1 Facies associations of the evaporative salt and environment

2.1 海相環境

海相蒸發巖常出現在海岸薩布哈、潮上帶、潮間和潮下帶（包括潟湖和近海的海源局限盆地，它們仍然受到海水的影響，如海水滲流和特大潮海水補給），半深?；蛏詈３练e的蒸發巖多半是機械再沉積的產物。在深盆深水蒸發模式下[161]可以沉積原始蒸發巖，這些沉積在深水環境的原始蒸發巖有明顯的遠洋特征，比如很薄的水平紋層構造，以及與碳酸鹽互層沉積等。

2.1.1 海岸薩布哈（Sabkha）

薩布哈指在正常高潮線以上的局限海平原，在干旱到半干旱氣候條件下形成的潮上沉積環境，在沿海潟湖和潮間帶以上靠近大陸方向的平坦地帶。具有蒸發鹽、潮洪、泥坪或沙坪混合沉積和風化沉積的特點。薩布哈向海一側為海相沉積，向陸一側為陸相沉積，以波斯灣海岸的一片荒蕪低平的鹽堿地最為代表。對海洋環境潮上帶的鹽坪稱海岸薩布哈，陸內干旱盆地形成的鹽泥坪、干鹽湖等則稱為陸內薩布哈。一個完整的薩布哈序列包括三部分：基底是紋層狀潮間帶藻類，有泥巖夾層（常含有分散的、透鏡狀石膏）；中間有分散的、結核狀石膏或硬石膏等，基質包含碳酸鹽、硅質碎屑巖或砂泥混合；上部被流水，風化侵蝕面橫切[94]。

薩布哈環境最明顯的特點就是沉積物大部分暴露在水面之上，容易受風吹、大氣降水和地下水的影響。在薩布哈沉積相的最頂部，由于蒸發加劇鹽水蒸干，沉積物表面受暴曬導致干裂，沉積物直接暴露，表面發育為帳篷構造灰巖（Ct）、多邊形斷裂和帳篷構造石鹽殼（Hpt）等。除了干裂構造，薩布哈表面常見松散堆積的光鹵石角礫（Db）等蒸發鹽堆積物、有成壤特征并可能發育植物的泥質結構石膏土（GSm），石膏土的下部巖相為石膏砂，來源于強風對石膏顆粒的分選和改造，最典型的是阿拉伯灣的夏馬風，風的機械作用下可以把鹽沼上漂浮的晶筏石鹽吹到岸邊堆積或者把原始的岸邊松散堆積發育呈風成層理，如X型層理石膏砂（GSx）。當極度干旱季節結束，隨著大氣降水或河流的到來，暴露的石鹽巖受到明顯的淡水溶解作用形成次生構造如魚骨狀底部成核層石鹽巖（Hfb）和喀斯特溶洞/微喀斯特洞狀充填石鹽（Hk）。當石鹽溶解的鹽水滲透到帳篷構造石鹽下方，由于鹽度達到石鹽沉淀濃度，常見石鹽鐘乳石發育（鐘乳石石鹽巖；Hs）。在季節性洪水期，沉積物受到階段性強水動力，在石鹽喀斯特和鹽擾動結構石鹽巖（Hht）內常見流水沖刷帶入的砂泥和微生物混合堆積在一起。薩布哈的另一部分沉積物發育在淺的鹽水下，鹽沼的水淺、蒸發作用大、鹽度高，因此大部分時間里，表現為弱水動力沉積構造，幾乎不受生物擾動等機械作用的影響，以化學沉淀為主，呈純的、少雜基的紋層—層狀或塊狀蒸發巖，如層狀白云巖（Dl）、塊狀/層狀菱鎂礦巖（Mm/Mlb）、底部生長石膏（Gbg）、纖維狀/棱形柱狀石膏（Gf/Gp）、透明塊狀石膏（Gm）、V 字形晶底部成核層石鹽巖（Hc）和漏斗形晶底部成核層石鹽巖（Hh）等。在鹽水波動頻繁的地帶常見結核狀石膏/硬石膏（Gn/An）和結核—紋層狀石膏（Gnl）巖相。結核狀石膏可以同生沉積和早期成巖同時出現，結核狀石膏/硬石膏從雞籠鐵絲狀或腸狀原生結構變為鑲嵌結核狀結構，此時原生石膏經歷了早期成巖作用，發生石膏脫水作用并且石膏與硬石膏結核緊壓在一起形成鑲嵌結構，它們發生在地下水以上近鹽沼處毛細管作用很強的蒸發帶，且水體變淺的沉積層序中[117,162]。結核—紋層狀石膏（Gnl）表明淺水（形成層狀石膏）和陸上（先形成結節狀硬石膏，硬石膏水化次生作用為石膏）環境的變化[118-119]。

2.1.2 潮上帶

潮上帶指位于平均高潮線與最大漲潮線之間的平坦區域。正常潮汐作用不能到達，但在大潮或風暴潮時，海水可以淹沒。潮上帶因大部分時間出露于水面之上，很少受到海水的作用，只在偶然風暴或特大潮時才被海水淹沒，出現干化標志如帳篷構造灰巖（Ct）。海洋潮上帶蒸發泵吸和回流滲透作用強，剖面上如出現的白云巖夾于大套石灰巖與蒸發巖之間，可能是因為沉積于濱臨海岸鹽湖或蒸發海岸帶，可經常得到海源直接或滲流補給[163]。潮上帶水動力較弱，蒸發作用強，藻類微生物繁盛，白云巖或者石膏會保存藻類和疊層構造，常見的巖相有球粒灰巖（Cp）、含石膏白云巖（DG）、藻紋層白云巖（Dal）和疊層石石膏（Gs）等。潮上帶下部水動力漸強，發育竹葉狀、波狀和波紋構造沉積巖，常見竹葉狀白云巖（De）、波狀或韻律條帶狀石膏（Gr）和波紋碎屑石鹽巖（Hrc）。潮上帶蒸發鹽多為淺水水下沉積蒸發鹽，如底部成核V 字形和漏斗形石鹽（Hc、Hh）。透石膏也發育在非常淺的蒸發水下環境，水深從厘米到米[95-96]，潮上帶常見厚塊狀/帶狀交替透石膏（Sm/Sag）。海退時期蓄水洼地成為蒸發鹽沼，常見透鏡狀、層狀蒸發鹽如透鏡狀菱鎂礦巖（Ml）、層狀白云巖（Dl）和紋層—條帶狀硬石膏（Alb）等，層狀石膏是濱岸鹽沼環境最常見的沉積物[117]?？拷鼉汝懙陌稁С０l育三角洲，可能受河流影響混合沉積碎屑—蒸發鹽，如含石膏雜亂沉積（GDc），該巖相存在侵蝕表面、內碎屑、交叉層、波紋等機械作用構造說明了河流作用影響與蒸發環境水動力的改變。

2.1.3 潮間到潮下帶

潮間帶，是指平均最高潮位和最低潮位間的海岸，也就是海水漲至最高時所淹沒的地方開始至潮水退到最低時露出水面的范圍，水動力較強。潮下帶指位于平均低潮面以下，浪基面以上的淺水帶。即潮間淺灘外面廣闊的水下岸波。水深一般3～5 m，波浪和水流動力作用較強。潮間—潮下帶可以發育在潟湖內，當海水入侵與廣海相連，此時沉積物以正常海相沉積物為主，是典型的潟湖碳酸鹽臺地；當海退并伴隨劇烈蒸發時，潟湖變為一個局限蒸發鹽湖，所以在縱向沉積序列從廣海碳酸鹽到蒸發鹽，如四川盆地中三疊紀的雷口坡組[163]。

潮間帶弱水動力帶，蒸發作用大，水體較淺，藻類等微生物作用明顯，常見疊層石白云巖（Ds）、不規則層狀（圓齒狀）硬石膏（Ai/Ac）、含石膏白云巖（DG）和腸狀褶皺石膏（Gef）。在波浪和水流動力作用較強的潮間—潮下帶，灰巖顆粒在波浪作用下會分選、磨圓，顆粒較粗大，如鮞粒、生屑和骨架砂等，蒸發條件下它們容易被白云石交代，常見巖相包括中粒碳酸鹽疊層石（Smc）、粗粒碳酸鹽疊層石（Scc）、鮞?；規r（Co）、顆粒狀白云巖（Dg）等。由于水動力加強，水平紋層蒸發鹽幾乎不發育，而是沉積粗顆粒的蒸發晶體，典型的有彎刀形透石膏（Ssl）和骨架狀透石膏（Ss）。由于水深比潮上帶深，石膏晶體有足夠的位置發育縱向規則排列構造透石膏（Sva），它代表了典型的潮間帶淺水水底成核相[15,94-95]。此外，在蒸發加劇的條件下，上層鹽水柱向下移動，將發育“殘影”石膏（Gg）巖相。由于水體波動較頻繁，鹽度和水深變化也大，蒸發鹽與碳酸鹽互層構造隨之出現，常見巖相有交替層狀碳酸鹽—硬石膏巖（Aab）和塊狀硬石膏（Am），塊狀硬石膏含有黏土、碳酸鹽、瀝青和有機物，說明其前身可能沉積于還原深水環境。

2.1.4 浪基面下半深海和深海環境

蒸發巖沉淀大多發生在淺水，因為淺水環境蒸發作用大，鹽度高，容易沉淀鹽類礦物并保存下來，而半深海和深海環境水體較深，蒸發鹽類較少。環境比較安靜，不易受到風和波浪的影響，水動力很弱，沉積物總體細粒，以紋層構造為主，常見巖相組合有交替紋層石鹽—石膏（Has）。再作用和再分布的蒸發巖也可以沉積到更深的水域，如臺地外潟湖、斜坡和近深海平原[100]。斜坡常見再沉積和滑塌的濁積和角礫蒸發巖，發育滑塌變形和角礫構造，它們存在明顯的再沉積特征，如發育淺水環境下的流水沖刷痕和生物碎屑。滑塌等再作用沉積物可以發生在蒸發鹽內部，如發育軟沉積變形構造，典型的有石膏濁積巖/石膏角礫巖（Gt/Gb）；也可以是大塊石膏角礫滑塌與其他沉積物混合沉積成巖，如石膏砂屑/礫屑巖（Ga/Gr）、石膏滑動巖體（GO）、巨角礫石膏巖（Gmb）和硬石膏角礫巖（Ab）。在劇烈蒸發環境下，典型的如Messinian 時期的深水深盆模式，在深水盆地中心，蒸發鹽晶體在空氣—鹵水界面形成后以“鹽雨”形式[1]下沉堆積成巖，常見“遠洋”紋層或交替紋層構造，發育遠洋層狀硬石膏（Apl）。由于深海缺氧還原環境，有機質可以保存下來并且和再沉積的蒸發鹽互層，如微結核狀硬石膏（Amn）就與瀝青黏土巖互層出現[100]。

2.2 陸相環境

陸相蒸發巖環境包括陸內薩布哈（包括干鹽湖）與湖泊（濱湖，淺湖，深湖）。陸相湖盆遠離海洋，受海洋環境影響較小而大氣降水和河流影響更大，它們的成鹽鹵水來源更加復雜，有殘留海水，大氣降水，河流匯入，深源補給等[1]。

2.2.1 陸內薩布哈（continental sabkha）

陸內薩布哈是干鹽湖和泥坪復合沉積的一部分，范圍從盆地邊緣的沖積扇/短暫河流/漫灘到砂坪、干泥坪、鹽泥坪（含水）、最后到位于中心的湖泊或干鹽湖[1]。陸內薩布哈前身為陸內蓄水湖泊，在蒸發期形成干鹽湖和鹽坪，表面大面積發育干裂構造的巖鹽，如帳篷構造石鹽（Hpt）。陸內薩布哈蒸發沉積物與海洋薩布哈很相似，但陸內薩布哈常見典型的陸相指相礦物如天然堿等礦物，含雜鹵石塊狀石鹽砂巖（Hm），由于遠離海洋缺少足夠的鎂離子補給，因此陸內薩布哈白云石巖相減少，常見碳酸型蒸發巖相組合有放射棱柱體狀天然堿（Trp）、無定向構造天然堿（Tu）、層狀白云巖（Dl）、塊狀/層狀菱鎂礦巖（Mm/Mlb），它們在堿湖和大陸鹵水補充鹽盆非常普遍。陸內薩布哈與外海完全隔離，因此與廣海沉積物不相連，底部沉積序列常見正常湖泊、三角洲、沖積扇和河流沉積物。進入蒸發階段之后，原生蒸發巖受到強烈的大氣降水、地下水和洪水期影響而被改造為次生構造的鹽巖，常見巖相組合有次生結核狀石膏（SGn）、粗晶質次生石膏（SGm）、帶狀光滑次生石膏（SGa）、魚骨狀底部成核層石鹽巖（Hfb）、喀斯特溶洞/微喀斯特洞狀充填石鹽（Hk）、增生石鹽膠結物（Hog）、鐘乳石石鹽巖（Hs）和鹽擾動結構石鹽巖（Hht）等。在干鹽湖頂部除了發育大面積干裂構造鹽巖，風的機械作用還能改造蒸發巖顆粒，直接把表面沉積物堆積成巖，如泥質結構石膏土（GSm）、X 型層理石膏砂（GSx）、晶筏石鹽堆晶（Hr）等。在鹽沼水下，常見透明塊狀石膏（Gm）、結核狀石膏/硬石膏（Gn/An）、微結核石膏（Gmn）、底部生長石膏（Gbg）、纖維狀/棱形柱狀石膏（Gf/Gp）、V字形底部成核和漏斗形晶底部成核層石鹽巖（Hc，Hh）。當干旱炎熱氣候結束進入短暫的干冷氣候蒸發時，鹽湖沉積從鈣芒硝變為典型的冷相礦物芒硝，巖相組合為塊狀鈣芒硝巖（GLm）、扭曲狀鈣芒硝巖（Glc-Ⅱ）、層狀芒硝巖（Ml）、芒硝巖或含芒硝巖組（MA）。交替紋層石鹽—鉀石鹽（Sah）和帶狀光滑次生石膏（SGa）常代表鹽湖沉積進入最干旱的時期。

2.2.2 濱湖

濱湖位于正常浪基面之上到洪水面之間的地帶，水動力從弱到較強。濱湖沉積帶分為兩部分，最上部是枯水面到洪水面之間的地帶，周期性暴露在水面之上，水動力很弱，存在暴露標志；向下過渡到枯水面和正常浪基面之間，水淺但始終在水下，遭受湖浪和湖流擾動，水動力較強，常見鮞粒和生物碎屑，多種層理發育，還有浪成波痕等。

上部沉積物由于周期性暴露水面，水動力很弱，蒸發作用很強，發育塊狀鈣芒硝巖（GLm）、扭曲狀鈣芒硝巖（Glc-Ⅱ）、凝塊疊層石（Ctc）、丘形疊層石（Scd）、疊層石水菱鎂礦巖（Hs）、層狀白云巖（Dl）、晶筏石鹽堆晶（Hr）、層狀和塊狀天然堿（Tb、Tm）和微結核石膏（Gmn）等。濱湖下部是枯水面到正常浪基面之間環境，水淺但始終位于水下，可沉積底部生長的蒸發鹽，常見巖相組合有草狀天然堿（Tgl）、放射棱柱體狀天然堿（Trp）、無定向構造天然堿（Tu）、厚塊狀/帶狀交替透石膏（Sm/Sag）、巨型結晶透明鈣芒硝巖（GLc-Ⅰ）等。此外濱湖水下環境的水動力強，顆粒遭受湖浪波動作用，發育放射狀鮞?；規r（Co）、鮞粒石鹽（Ho）、彎刀形透石膏（Ssl）、骨架狀透石膏（Ss）、波紋碎屑石鹽巖（Hrc）。淺水濱湖的鹽度中等，氧氣充足，透光性好因此生物繁盛，蒸發巖受到生物擾動的影響發育生物擾動構造且常與燧石結核、硅質殼體伴生，這種構造指示了低含氯鹽湖濱湖沼澤環境[20]，常見含生物侵蝕紋層的疊層石灰巖（Slb）、生物擾動層狀石膏（Gbl）。受河流或季節性洪水影響，濱岸沿岸發育內有侵蝕表面、內碎屑、交叉層、波紋等機械作用構造、基質支撐的混合硅質碎屑—碳酸鹽—硫酸鹽沉積物和碎屑狀鈣芒硝巖（GLc-Ⅲ）等混合蒸發巖。在水下濱湖環境的低能帶，如沙丘、障壁后的水洼或沼澤，水動力較弱，發育低能沉積構造，常見低能鮞狀石膏（Go）、水菱鎂礦和文石交互層（Aha）、層狀蘇打石（Nl）。

2.2.3 淺湖

淺湖位于正常浪基面之下，風暴浪基面之上，處于弱氧化—弱還原環境，水動力中等到弱，沉積物僅受湖流和風暴浪影響，一般波浪難以波及。正常淺湖沉積相以黏土、粉砂巖為主，低能水平層理較發育，偶有小的波狀紋層或風暴沉積。由于水體呈弱還原環境，有機質含量較高，在干熱氣候條件下與蒸發鹽互層沉積，如油頁巖—鹽堿礦—泥質白云巖韻律巖（Rsad）和透鏡狀/團塊狀天然堿（Tl）等。水動力比濱湖環境弱，因此常見巖相組合有樹枝狀凝塊丘灰巖（Cmt）、塊狀蘇打石（Nm）、凝塊狀石膏（Gc）、纖維狀/棱形柱狀石膏（Gf/Gp）和“殘影”石膏（Gg）。淺湖生物活動減少，變為薄層小規模生物擾動層狀石膏（Gbl）。洪水沉積帶來的碎屑狀鈣芒硝巖（GLc-Ⅲ）可以沉積在內湖區，即淺湖環境。

2.2.4 半深湖—深湖

深湖位于湖泊水體最深位置，波浪作用不能涉及，水體缺氧巖性總體為細粒沉積巖，顏色較深，有機質含量較高。蒸發鹽常見紋層與交替紋層構造，巖相組合有紋層灰巖（Cl）、天然堿—白云巖互層（Atd）、透鏡狀/球狀交替薄層石膏（Glp）、交替紋層石鹽—石膏（Has）和“遠洋”層狀硬石膏（Apl）。深水斜坡有滑塌重力流、塊體流和濁積發育，標志有鹽層扭曲、滑塌/破裂，以及角礫巖堆積，軟沉積變形、侵蝕與沖刷痕，常見巖相組合有石膏濁積巖/石膏角礫巖（Gt/Gb）、巨角礫石膏巖（Gmb）、硬石膏角礫巖（Ab）、石膏砂屑/礫屑巖（Ga/Gr）和石膏滑動巖體（GO）。此外堿湖深湖區還可以發育樹枝狀凝塊丘灰巖（Cmt）。

3 結論與展望

本文系統的巖相總結和環境分析表明薩布哈環境是蒸發巖最有利的沉積場所：陸內薩布哈鹽湖為牛眼或淚滴形狀沉積帶，海相薩布哈在沿海潟湖和潮間帶以上靠近大陸方向的平坦地帶。總的來說海陸薩布哈環境很相似，共同特點是沉積物大部分暴露在水面之上，常見大面積的鹽殼和干裂構造沉積物，它們容易受到風吹、大氣降水和地下水共同影響，因此也是次生蒸發鹽組合與混合蒸發巖發育的絕佳位置。薩布哈水下沉積的蒸發巖表現為紋層、堆晶和塊狀結構，由于鹽度大，水淺，幾乎不受生物擾動影響。陸相與海相薩布哈蒸發巖蒸發背景和鹵水來源不同會導致不同的巖相發育，天然堿鹽巖僅發育在陸內薩布哈。濱湖和潮上帶是次一級的蒸發巖沉積有利場所，蒸發作用較薩布哈弱，但是有直接的鹽水補給，如海水/湖水周期性淹沒潮上帶和濱湖區，因此成鹽物質來源充足，在強烈蒸發環境下可以沉積厚層蒸發巖。此外潮上帶和濱湖環境水動力變化很大，生物繁盛，蒸發巖相組合中既有弱水動力的紋層構造也有強水動力波狀和強生物擾動構造。海洋環境的橫向分布較湖泊更寬廣平坦，因此潮間帶—潮下帶的蒸發巖比淺湖更常見，它的水動力比潮上帶強，蒸發巖受到的波浪作用更劇烈。深水環境，包括半深湖—深湖和半深?！詈＃畡恿苋?，原生蒸發巖多為紋層蒸發巖，次生蒸發巖為滑塌、濁積蒸發巖，它們可以單獨成巖或者混合沉積，由于水體深，水體缺氧，紋層常見深色有機質。

蒸發巖沉積特征與環境解釋不僅涉及到沉積地質學、水化學,而且還涉及構造地質學、環境地質學甚至微生物地質學等問題；不僅涉及同生、準同生時期的地質環境和水文條件,而且還涉及埋藏成巖和成巖后期的復雜變化。特別是不同地區的蒸發巖具有不同特點。即使在同一地區,也會因環境的不斷演變而有所變化。就我國而言，主要由華南板塊、華北板塊、塔里木板塊以及一些小板塊拼合而成，從古生代開始經歷了多期次的碰撞—聚合旋回，板塊多而碎，盆地類型多樣，沉積范圍廣，成鹽期次多，鹽類沉積特征復雜[164]。因此，長期以來對于這些蒸發巖特征，古環境和成因的研究還不夠深入。但我們對國內的蒸發巖巖相分析一定不能完全照搬國外的沉積模式，應該在借鑒國外沉積巖相解釋的基礎上，結合國內的具體實例，進行綜合分析。首先，國內蒸發盆地構造復雜造就了多變的蒸發沉積環境，我們更應該細分最小蒸發巖巖相的不同，不應籠統歸納。例如結核狀石膏，國外認為結核狀石膏的三種演化對應具體的環境改變（見上文），國內僅僅歸為薩布哈成因的結核狀。第二，蒸發巖的雜基變化很少有學者關注。蒸發巖的雜基成分或者特殊構造也能很好地反映沉積環境。例如國外從重力流、塊體流、河流和季節性洪水作用對混合蒸發巖的雜基有非常詳細的解釋。在我國的一些裂谷蒸發盆地，例如江陵凹陷古近紀鹵水有多種來源，包括海源、深源補給和大氣降水等[165]，眾說紛紜，至今沒有明確的定論。因此如果能找到典型的反映沉積現象的混合蒸發巖，從雜基入手分析環境也不失為一個解釋鹵水來源的好方法。第三，應該重視深水環境。國內對蒸發巖巖相組合與沉積環境的解釋大多歸為淺水蒸發環境，如薩布哈、潮坪等，少見其他環境解釋。事實上如果盆地為干旱炎熱氣候，斷陷盆地在“深盆深水”模式下完全可能在盆地中心的深水環境發育蒸發巖，甚至和高有機質巖同時沉積，形成優質的生儲蓋條件。例如我國的桐柏吳城盆地五里堆組的油頁巖，作為天然堿礦層的底板與天然堿、鹽巖和白云巖等構成了多個韻律旋回，為完整的生儲蓋組合[84]。第四，應重視蒸發巖的成因。蒸發巖的成因研究可以為沉積環境解釋提供依據，對沉積盆地古地理演變提供重要支撐。世界上巨型蒸發巖鹽盆都是海相成因，非海相成因的蒸發巖盆不僅在地質歷史上，而且在第四紀時期都不甚發育。因此按照將今論古的原則，如果僅由于地層為陸相，就把這種巨型蒸發巖沉積解釋為陸相是不合理的。如蘭坪—思茅和泰國呵叻—沙空那空盆地在白堊紀中期發育巨型蒸發巖，不少學者依據地層中無海相化石解釋為非海相成因。近年來作者研究卻發現了該蒸發巖為海相成因的多種證據。最后，還應重視蒸發巖沉積與微生物作用的關系。由于蒸發巖常與油氣緊密聯系，油氣或甲烷導致的厭氧細菌的生化反應會使硬石膏或石膏發生還原，形成微生物碳酸鹽巖。那么是否是巨型蒸發巖的沉積導致了深部微生物多樣性的發展？

致謝 王成善院士對本文通信作者的指導和幫助，劉成林研究員的幫助，審稿專家為本文的提升提供了建設性的意見，在此一并表示感謝！