何偉 劉芳 柴德亮 王金敏 李明濤 丁文明

1 寧夏回族自治區(qū)礦產地質調查院，寧夏 銀川 750021

2 寧夏回族自治區(qū)地質局，寧夏 銀川 750021

六盤山盆地位于寧夏回族自治區(qū)南部至甘肅省東部，盆地范圍大致是 E105°～107°、N34°40′～37°10′，面積約1.3萬km2。因其獨特的大地構造位置，以及盆地巨厚的沉積地層，長久以來一直是開展青藏高原隆升過程等區(qū)域性構造演化研究的主要對象，是我國北方潛在的遠景油氣勘探區(qū)之一[1-6]，也是新近發(fā)現的陸相頁巖氣潛力區(qū)[7]。近年來，在盆地南部先后發(fā)現了大型蒸發(fā)巖礦床，主要以巖鹽為主，伴生有芒硝及石膏礦，最大礦層厚度逾千米[8]。

蒸發(fā)巖的形成除受基本地質條件、溶液組成等的控制外，還可能受到盆地構造特征、鹵水性質、成鹽物質來源等多種因素影響。李秉孝[9]將影響成鹽的主要外界因素，歸納為兩種途經：即蒸發(fā)成鹽和兌鹵成鹽。其中，蒸發(fā)成鹽也是被廣泛接受的成鹽作用，成鹽過程主要受氣候條件、水體補給條件等因素控制。有關六盤山盆地大型蒸發(fā)巖礦床成因特征尚未開展針對性的系統研究。張磊[10]通過原型盆地的恢復，認為六盤山盆地早白堊世晚期的持續(xù)沉降，是巨厚層沉積物形成的主要原因；鄭毅等[11]通過礦物學特征分析，認為蒸發(fā)巖形成于盆地氣候干燥、湖水大量蒸發(fā)且物源豐富的基本條件下；宋新華等[12-14]基于六盤山盆地下白堊統六盤山群礫石成分、礦物學特征等分析，認為盆地蒸發(fā)巖為“高山深盆”成礦模式，推斷盆地東部鄂爾多斯地塊的奧陶紀巖組、西部的區(qū)域變質巖以及南部的祁連-秦嶺造山帶是白堊紀盆地沉積的主要物源供給區(qū)域。以上研究局限于對蒸發(fā)巖礦床形成的基礎條件分析，即早白堊世晚期六盤山盆地抬升引起湖水濃縮導致礦物沉淀，而對于相對較短沉積時間范圍內（約10Ma）巨厚礦層的成因研究較少。湖相熱水沉積（也叫噴流沉積）是一種普遍存在的沉積作用[15]，如美國黃石公園[16]、東非裂谷湖泊[17]、中國云南騰沖熱海[18]、酒西盆地[19]、三塘湖盆地[20]、鄂爾多斯盆地[21]、二連盆地[22]和準噶爾盆地[23]等陸相湖盆中均有熱液活動的報道，本文通過對六盤山盆地蒸發(fā)巖礦石及其圍巖的礦物學特征、元素地球化學特征、同位素特征分析，討論盆地蒸發(fā)巖礦床熱水沉積成因的可能性。

1 六盤山盆地地質概況

六盤山盆地基底由中元古界變質巖系、下古生界海相碎屑-碳酸鹽巖系與上古生界碎屑-泥質巖系等構成，但不同區(qū)域基底構成有所不同：盆地西南緣為中元古界變質巖系；盆地中北部為下古生界次深海相碎屑-碳酸鹽巖系，盆地東緣主要為下古生界淺海碳酸鹽巖系。于基底層之上發(fā)育了四套沉積蓋層，分別為上古生界泥盆系-石炭系-二疊系、中生界上三疊統-侏羅系、下白堊統、新生界古近系-第四系。其中，下白堊統分布最廣，構成了六盤山盆地地層主體（圖1），蒸發(fā)巖礦床賦存于下白堊統六盤山群頂部乃家河組。

圖1 六盤山盆地區(qū)域地質簡圖Fig.1 Sketch map of regional geology of Liupanshan basin

盆地發(fā)育有多條深大斷裂，六盤山西麓大斷裂為盆地西南邊界，也是華北板塊與柴達木-中祁連板塊的分界線，本質上是北祁連縫合帶的東延部分[10]。盆地處于一個較為特殊的大地構造位置，整體疊加于華北陸塊西南緣與北祁連-秦嶺褶皺造山帶交接構造帶之上，具有復雜的構造變形特征，并且在其漫長的演化過程中與鄂爾多斯盆地密不可分。古生代以來，盆地先后經歷了海西中期、海西晚期、印支早期、印支晚期、燕山早期、燕山晚期和喜馬拉雅期7次古構造運動[24]。早白堊世，盆地經歷初始裂陷充填、湖盆擴張沉降、湖盆萎縮消亡三個階段，沉積了逾3000m厚的陸相地層。早白堊世晚期，盆地整體抬升、湖盆萎縮階段沉積了最大厚度逾1000m的巨厚層含蒸發(fā)巖地層，在盆地南部形成大型蒸發(fā)巖礦床（圖1）。

2 蒸發(fā)巖發(fā)育特征

六盤山群乃家河組整體為一套藍灰、灰綠、紫紅色泥巖、泥灰?guī)r、灰?guī)r夾石膏、巖鹽層，其下巖段以泥巖、泥灰?guī)r為主。本文主要研究的蒸發(fā)巖賦存于乃家河組上巖段，主要巖性為含巖鹽泥巖、含巖鹽白云質泥巖、含泥質硬石膏巖、含巖鹽角礫泥巖、含巖鹽鈣芒硝巖、含巖鹽硬石膏巖等組成，頂部主要為泥巖，其中紫紅色含鈉長石泥巖在局部地區(qū)構成蒸發(fā)巖礦層頂板，底板以含白云質泥巖為主。含巖鹽泥巖、含泥質鹽巖、含巖鹽白云質泥巖是盆地南部大型蒸發(fā)巖礦床的主要賦礦巖石，所含巖鹽礦厚度大、品位高，NaCl最高含量大于95%，是良好的工業(yè)用鹽、食用鹽原料礦床，已累計提交巖鹽資源量100多億t，芒硝資源量6億t[11-14]。

含巖鹽泥巖，透明-半透明狀，粗晶結構，塊狀構造，鏡下見有巖鹽礦物溶解空洞（圖 2，圖中Hl為巖鹽礦物）；含巖鹽白云質泥質角礫巖，隱晶結構，碎裂狀構造，鏡下見有白云石顆粒不均勻分布，局部見少量鈉長石，巖石碎塊裂隙中充填巖鹽礦物（圖3，圖中Hl為巖鹽礦物）；含巖鹽鈣芒硝巖為灰白-白色，半透明-不透明，中-粗晶結構，塊狀構造，主要礦物為鈣芒硝和少量巖鹽，巖鹽主要以脈狀分布于裂隙中，鏡下可見鈣芒硝呈自形晶粒狀，粒間鑲嵌（圖4，圖中Gl為鈣芒硝礦物）；含泥質硬石膏巖為灰白色，細-中晶結構，條帶狀或團塊構造，部分呈紋層狀條帶狀分布，并與沉積層理平行，鏡下見少量鈉長石，硬石膏呈團狀集中分布，見有硬石膏包圍鈉長石交代鈉長石（圖5，圖中Anh為硬石膏礦物，Ab為鈉長石礦物）。

圖2 巖鹽礦物溶解空洞Fig.2 Dissolution cavity of halite mineral

圖3 裂隙充填巖鹽礦物（單偏光10×6.3）Fig.3 Halite mineral filling in rock cracks

圖4 自形鈣芒硝（正交偏光10×6.3）Fig.4 Self-shaped glauberite

圖5 硬石膏與鈉長石（正交偏光10×6.3）Fig.5 Anhydrite and albite

3 樣品的采集與分析

本次研究在六盤山盆地南部蒸發(fā)巖礦采集巖心樣品共40件。其中，4件為礦石樣品，36件為含礦物圍巖樣品。對礦石樣品開展了單礦物挑選、鏡下礦物觀察和鑒定，由中國地質大學（北京）科學研究院實驗中心完成；同時，對挑選出的22件礦物樣品（Y1-Y22)、2件圍巖樣品(Y23-Y24)采用電感耦合等離子質譜（ICP-MS）的方法在中國地質大學（北京）科學研究院實驗中心測定了稀土元素、微量元素含量，測試方法主要依據《電感耦合等離子質譜方法通則DZ/T0223-2001》[25]，測試時溫度為24℃，相對濕度為39%，分析精度優(yōu)于5%；對29件礦物樣品(L1-L29)、6件圍巖樣品(L30-L35)和2件圍巖角礫(L36-L37)測定了其中硫同位素組成，測試方法主要依據《硫酸鹽中硫同位素組成的測定DZ/T 0184.15-1997》[26]，測試精度 δ34S≤0.2‰，測試單位為中國地質大學（北京）科學研究院實驗中心；選擇4件礦物樣品(S1-S4)、2件圍巖樣品(S5-S6)在中國科學院南京土壤研究所技術服務中心測定了87Sr/86Sr同位素比值，測試方法主要依據《表面熱電離同位素質譜方法通則 JY/T004-1996》[27]，測得87Sr/86Sr=0.710224±8，n=10；另選 5件圍巖樣品(S7-S11)在武漢上譜分析科技有限責任公司測定了87Sr/86Sr和84Sr/86Sr，測試方法主要依據《表面熱電離同位素質譜方法通則 JY/T004-1996》[27]，測得84Sr/86Sr=0.5648（n=11）。

4 元素地球化學特征

4.1 微量元素地球化學特征

從所采集樣品分析數據可以看出（表1），六盤山盆地蒸發(fā)巖樣品的微量元素含量普遍較低，并且分布特征與礦物成分關系較為密切。表現為巖鹽樣品中微量元素含量最低，除Pb、U兩種元素含量略高以外，其余元素均低于硫酸鹽樣品含量。圍巖樣品微量元素含量普遍遠高于巖鹽、硫酸鹽樣品；但其中Cu、Mo含量稍低于巖鹽、硫酸鹽樣品；Sr含量明顯高于巖鹽樣品但遠低于硫酸鹽樣品，這可能與Sr元素主要以硫酸鹽形態(tài)賦存有關。Se、Mo兩種元素在所有樣品中平均含量較低且平均值較為接近，這可能與盆地蒸發(fā)巖沉積階段水體較淺有關[28]。

與大陸上地殼的微量元素質量分數值相比，除Se元素在所有樣品中含量均高于上地殼以外，六盤山盆地蒸發(fā)巖樣品絕大多數微量元素的平均質量分數都低于上地殼（圖6）。硫酸鹽樣品中僅有1個硬石膏樣品Co含量略高于上地殼；1個鈣芒硝樣品Cu含量明顯高于上地殼；2個鈣芒硝樣品Mo含量高于上地殼；6個樣品As含量高于上地殼；多數樣品Sr含量明顯高于上地殼。巖鹽樣品中，1個樣品 As含量高于上地殼；2個樣品Mo含量高于上地殼；1個樣品U含量略高于上地殼；其余全部低于上地殼。兩個圍巖樣品除Ti、Ba、Pb、Sc、Zr、Th、Cu、Nb、Mo 九種元素和一個樣品 Sr、Mn含量低于上地殼以外，其余均高于上地殼。具有陸源性質的元素Th、Zr、U、Ba均明顯低于上地殼。

表1 六盤山盆地蒸發(fā)巖微量元素含量測試結果（×10-6）Table 1 Test results for trace element content of evaporite rocks in Liupanshan basin

續(xù)表1

圖6 六盤山盆地蒸發(fā)巖微量元素蛛網圖Fig.6 Trace elements distribution patterns of evaporite deposits in Liupanshan basin

4.2 稀土元素地球化學特征

稀土元素分析結果顯示（表2），巖鹽樣品稀土元素總量最低，且分布較為穩(wěn)定，ω（ΣREE）為 0.157×10-6～14.173×10-6，平均僅 2.799×10-6；硫酸鹽樣品稀土元素含量變化較大，ω（ΣREE）為 0.490×10-6～ 18.178×10-6， 加 權 平 均 值 為6.123×10-6，石膏、硬石膏中含量較高，芒硝樣品含量較低；圍巖樣品稀土元素總量較高，其中灰色鈉長石泥巖 ω（ΣHREE）為 135.922×10-6，紫紅色鈉長石泥巖ω（ΣHREE）為56.222×10-6。與大陸上地殼、原始地幔相比，六盤山盆地蒸發(fā)巖礦物及圍巖樣品稀土元素單元素含量、稀土元素總量以及地球化學特征與上地殼相差較大，而與原始地幔稀土元素特征較為接近。

稀土元素的分異程度高低可以反映沉積物沉降速率快慢[30]。根據本次所測試的盆地蒸發(fā)巖樣品稀土元素含量值，并借助一定的計算方法求出六盤山盆地蒸發(fā)巖及其圍巖樣品稀土元素地球化學特征（表2），結果顯示：LREE/HREE介于1.76～11.46，平均 4.95，分布較為穩(wěn)定；（La/Yb）N變化較大，最低僅1.39，最高達256.64，加權平均為 11.50；（La/Sm）N介于 0.33～10.88，平均為2.00；（Gd/Yb）N變化也較大，最低為0.48，最高達76.41，平均為15.80。說明盆地蒸發(fā)巖輕、重稀土元素分異較為明顯，并且重稀土元素相對分異更為明顯。此外，樣品的δEu介于0.65～3.60，整體接近或高于1，平均為1.06，顯示出Eu正異常的特點；δCe介于 0.09～1.21，平均為 0.82，呈弱負異常。

以球粒隕石標準值對六盤山盆地蒸發(fā)巖樣品進行標準化后，從稀土元素配分模式圖（圖 7，圖8，圖9）中可以看出分布曲線呈“右傾”形式。兩個圍巖樣品稀土元素分布曲線“右傾”較為明顯，表明輕稀土元素富集，重稀土元素虧損，并且與南-西華山變質巖配分曲線較為一致，說明南華山-西華山一帶為六盤山盆地早白堊世沉積地層的主要物源供給區(qū)。但巖鹽、硫酸鹽樣品稀土元素配分模式曲線較為復雜，表現出明顯的“四分組效應”，在稀土元素球粒隕石標準化分布圖上以Nd、Gd（其中Gd為第二段和第三段的公共點）、Ho為分界點，將曲線簇分為 4段，構成明顯的“WW”分布形狀，說明在南華山-西華山一帶變質巖作為主要物源供給區(qū)以外，蒸發(fā)巖沉積過程中還有其他物源的加入。

表2 六盤山盆地蒸發(fā)巖稀土元素分析結果及特征參數一覽表（×10-6）Table 2 Analysis data of REEs of evaporite rocks in Liupanshan basin

續(xù)表2

圖7 六盤山盆地巖鹽樣品稀土元素球粒隕石標準化配分模式圖Fig.7 REE distribution patterns of halite samples standarded by chondrite in Liupanshan basin

圖8 六盤山盆地硫酸鹽巖樣品稀土元素球粒隕石標準化配分模式圖Fig.8 REE distribution patterns of sulphate samples standarded by chondrite in Liupanshan basin

稀土元素的四分組效應偏離了其球粒隕石標準化平滑曲線的常規(guī)分布型式，它反映了巖石的特殊成因機制[32-34]。劉從強等[35]通過對過鋁質巖漿體系中不相容元素的地球化學行為及機理分析，認為流體作用的存在可能是稀土元素“四分組效應”產生的主要原因。趙振華等[36]認為高演化的巖漿體系，巖漿與富揮發(fā)分(Cl、F和 CO2)流體相互作用，以及流體(包括熱液)等都可能是形成稀土四分組的控制因素。胡古月等[37]認為這種地球化學異常是由于高度演化的巖漿處于硅質熔體和熱液流體之間的過渡相，內部發(fā)生各種配位、絡合和酸化反應所致。因此，盆地蒸發(fā)巖礦物稀土元素“四分組效應”的產生可能與深部熱流體的作用有關。

4.3 同位素地球化學特征

4.3.1 硫同位素

根據巖鹽、硫酸鹽、頂底板圍巖及含礦圍巖硫同位素測定結果（表3），無水芒硝、鈣芒硝及硬石膏硫同位素比較一致，并相對分布于低值段，均為正值，且比較集中分布于+13.8‰～+24.70‰，平均17.76‰。所有樣品最高δ34S值為+24.7‰，各種礦物及不同位置上的硫酸鹽硫同位素變化幅度極小，分布穩(wěn)定?？梢?，無水芒硝、鈣芒硝及硬石膏礦物硫同位素具有同源特征，而且是在相同的古地理沉積環(huán)境和物理化學條件下形成的。

巖鹽中硫同位素僅一個樣品測出了結果，為正值（10.95‰）。造成巖鹽中未能檢測出硫同位素的原因可能是由于S的化學特性所致，硫不易進入鹵化物礦物中。

頂板圍巖未能測出結果，表明其硫含量極低，與礦體和底板完全不同，說明在成礦期后其物質來源于含硫極低的源區(qū)；底板圍巖及含礦圍巖除部分未測出結果和負值外，硫同位素特征與硫酸鹽基本相同，分布于+16.51‰～+26.17‰，均為正值，而且變化范圍不大，表明該時期沉積物與蒸發(fā)鹽礦物具有同源特征。

樣品整體硫同位素較陸相高可能與物源供給區(qū)存在蒸發(fā)巖有關，也可能因為沉積盆地處于相對封閉環(huán)境，大量的厭氧細菌將硫酸鹽還原為H2S或形成其它硫化物所造成的[38]，同時，也存在深部熱流體與河湖水流混合的可能。

表3 六盤山盆地蒸發(fā)巖硫同位素組成Table 3 Sulfur isotope compositions of evaporite rocks in Liupanshan basin

4.3.2 鍶同位素

原生沉積型巖鹽、充填型巖鹽及石膏、芒硝礦物和底板紫紅色泥巖的鍶同位素87Sr/86Sr比值分布范圍為 0.707295～0.707413，其特征是底板紫紅色含石鹽白云質碎裂巖最小為0.707324，原生沉積型巖鹽礦物次之為0.707368，充填型巖鹽礦物稍大為0.707413；含泥質硬石膏鈣芒硝巖、含石鹽鈣芒硝硬石膏巖、含鈣芒硝白云質鈉長石泥巖、含泥質角礫鹽巖、含鈣芒硝泥質角礫鹽巖分布范圍為 0.711686～0.712355，平均值為0.712137；頂板圍巖鈣質泥巖鍶同位素87Sr/86Sr比值與其他樣品完全不同，顯示出較高的Sr同位素比值，反映陸源物質特征（表4）。

表4 六盤山盆地蒸發(fā)巖鍶同位素特征Table 4 Strontium isotope compositions of evaporite rocks in Liupanshan basin

將實驗結果與不同物質來源的鍶同位素相對比（圖10），可以發(fā)現蒸發(fā)巖礦物與海水的鍶同位素組成十分接近，且與典型陸源鹽巖相差較大；而圍巖樣品同位素組成與陸源沉積物較為相似，說明圍巖沉積物源為陸源碎屑物。海水的鍶同位素組成受大陸徑流和深部幔源巖漿活動的影響，所以較低；而陸相河流湖盆等地區(qū)受殼源的影響，鍶同位素值應高于海水[39-41]。六盤山盆地內陸湖相蒸發(fā)巖樣品鍶同位素組成與海水相似，顯然不應是受海水的影響，可能與深部熱流體的循環(huán)有關。

圖10 不同物質來源的鍶同位素組成[40-41]Fig.10 Strontium isotope compositions from different material sources

5 蒸發(fā)巖熱水沉積成因分析

蒸發(fā)巖為化學沉積，是由水體在干旱氣候下蒸發(fā)、濃縮、結晶、沉淀而成。六盤山盆地白堊紀早期屬于內陸湖相沉積盆地[31]，因此盆地蒸發(fā)巖應為陸相沉積成因。但受湖泊補給水體來源的影響，蒸發(fā)巖礦床沉積物質來源可能并不單一，大氣降水、溪水、河流、溫泉、地熱水、深部封存水以及來自于地幔與超基性巖平衡的水體等都有可能進入湖盆參與成礦，導致蒸發(fā)巖礦床物質來源的復雜多樣性[42]。盆地蒸發(fā)巖見有紋層狀、條帶狀結構，屬于湖相熱液的重要特征[43-49]；微量元素、稀土元素、同位素部分特征顯示出其物源與圍巖存在差異性，與兌鹵成鹽模式較為相似[9]，蒸發(fā)巖礦物的沉淀可能有深部熱流體的參與。

根據稀土元素地球化學特征，盆地蒸發(fā)巖具有LREE相對富集、明顯的Eu正異常特征和微弱的 Ce負異常特征，與現代海底熱水系統流體及其沉積物的稀土配分模式類似[47-52]，指示礦石經歷了與海底熱水系統沉積物類似的形成過程，可能與沿斷裂帶上涌的深部熱水有關。李秉孝認為，兌鹵成鹽源于不同濃度、組分的鹵水混合，并且可能使得沉積礦物組合因為交代作用而復雜化[9]。綜合礦物特征、元素地球化學特征、同位素組成特征等因素分析，早白堊世晚期，六盤山盆地整體抬升、湖水濃縮為蒸發(fā)巖的沉淀析出奠定了一定的環(huán)境基礎，而沉積過程中深部物源的補充使得蒸發(fā)巖具有熱水沉積、兌鹵成鹽的特點。深部巖漿活動所釋放出的流體沿斷裂帶向地表運移，與沿斷裂帶下滲的水體發(fā)生混合，形成深部熱循環(huán)水體，熱水因為攜帶有大量金屬元素、揮發(fā)性成分，而構成高濃度鹵水，在進入湖泊水體時在湖底與溫度相對較低的湖水混合，鹵水中的陰離子、金屬離子因兌鹵效應產生沉淀形成蒸發(fā)鹽巖層，與湖底泥質層相互疊加，這也解釋了盆地蒸發(fā)巖具有一定的深水沉積特點；而鹵水中未沉淀的部分鹽類物質組份，在后期干旱氣候條件下蒸發(fā)成鹽。因此，六盤山盆地蒸發(fā)巖的形成具有蒸發(fā)成鹽、兌鹵成鹽兩種模式，屬于多種鹽源混合成鹽，高純度、巨厚層鹽礦層與盆地深部巖漿活動引起的熱水沿盆地周緣、內部深大斷裂帶上涌有關。

6 結論

（1）六盤山盆地蒸發(fā)巖微量元素、稀土元素含量大部分都低于上地殼元素含量，稀土元素特征與上地幔較為接近，圍巖與蒸發(fā)巖礦物呈現不同的元素地球化學特征，顯示出蒸發(fā)巖礦物與圍巖沉積物源具有一定的差異，蒸發(fā)巖礦物的沉淀與深部異常熱源的介入有關。

（2）蒸發(fā)巖輕、重稀土元素分異較為明顯，呈現出Eu正異常、Ce弱負異常的特點。巖鹽、硫酸鹽礦物樣品稀土元素配分模式曲線較為復雜，表現出明顯的“四分組效應”，可能與熱流體的作用有關。

（3）硫酸鹽巖樣品硫同位素值較為一致，具有同源特征；蒸發(fā)巖礦物與海水的鍶同位素組成十分接近，與典型陸源巖鹽相差較大，可能與深部熱流體循環(huán)有關。（4）六盤山盆地蒸發(fā)巖在沉積過程中具有熱水沉積的特點。熱水上涌一方面與湖水混合通過兌鹵促進了礦物的沉淀，一方面與沿途圍巖發(fā)生水/巖作用，萃取其中礦物元素，作為蒸發(fā)巖礦物沉淀的物質來源。盆地周緣、內部的多條深大斷裂為熱水的上涌提供了通道。