Abnormal Enrichment Mechanism of Potassium-Rich Brine Deposit in Lop Nor Basin of Xinjiang
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摘要:
罗布泊是世界上最大的单体硫酸盐型液体钾盐矿床，对于其矿床成因一直存在争议. 基于大量盐泉、地下潜水及地表水的化学实测数据，从水文化学的角度探讨罗布泊富钾卤水矿床成因. 结果表明，矿区富钾卤水钠氯系数为0.76~1.24，钾氯系数为38.58~60.49，主体表现为溶滤型卤水特征，指示有其他来源卤水混合参与成矿；首次在罗布泊东部断裂带发现Ca-Cl型卤水，具有典型的富Na+、K+、Ca2+、Cl-，贫HCO3-、CO32-、SO42-特征，指示罗布泊有深部热液流体补给. 在成矿过程中，Ca-Cl型卤水通过“兑卤”效应，直接改变原有成矿卤水成分及结晶路线，使其矿化度升高，而且富K、Na. 改造后的富“钠”卤水与前期生成的石膏（CaSO4·2H2O）反应，生成钙芒硝（Na2Ca（SO4）2·2H2O），并赋存于多孔的钙芒硝晶间，形成超常高矿化度富钾卤水矿床.
Abstract:Lop Nor is the largest single sulfate-type liquid potash deposit in the world, and the genesis of the deposit has been controversial. In this paper, the genesis of potassium-rich brine deposits in Lop Nor is discussed from the perspective of hydrochemistry, based on a large number of measured chemical data of salt springs, underground phreatic water and surface water. The results show that the sodium-chlorine coefficient of potassium-rich brine is 0.76-1.24, and the potassium-chloride coefficient is 38.58-60.49. The main body of the brine shows the characteristics of dissolving-filtering brine, indicating the mixing of brine from other sources. It is the first time that Ca-Cl type brine is found in the eastern fault zone of Lop Nor basin and Dawadi, which shows typical characteristics of enrichment in Na+, K+, Ca2+, Cl- and depletion in HCO3-, CO32-, and SO42-, indicating deep hydrothermal supply in Lop Nor Basin. In the ore-forming process, the Ca-Cl type brine can change the composition and crystallization route of the original ore-forming brine directly through the effect of "mixing brine", so that its mineralization degree is increased, and it is rich in K and Na. The reformed "sodium-rich" brine reacted with gypsum (CaSO4·2H2O), and formed glauberite (Na2Ca(SO4)2·2H2O), which existed among the porous glauberite crystals, forming super-high salinity potassium-rich brine.
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Key words:
- Lop Nor /
- potash deposit /
- potassium-rich brine /
- enrichment mechanism /
- brine chemistry /
- mineral deposit
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0. 引言
罗布泊是我国最重要的成钾盆地之一，蕴藏有世界上最大的单体硫酸盐型液体钾盐矿床.自发现以来在成矿条件与沉积环境（郑绵平等，1991；王弭力等，2001；赵振宏等，2001；胡东生和张华京，2004；林景星等，2005；罗超等，2008；马黎春等，2010）、富钾卤水矿床特征（王弭力等，2001；刘成林等，2003）、卤水储层与地球化学特征（王弭力等，2001；刘成林等，2002，Ma et al.，2010；Sun et al.，2018；王凯等，2020）、开采工艺（陈永志等，2001；顾新鲁等，2003）等方面都取得了长足进展，但对于矿床成因还未形成统一的认识（刘成林等，2003；Wang et al.，2005；孙小虹等，2016），尤其是在钙芒硝晶间为何异常富集超高矿化度富钾卤水，尚缺乏细致的水盐化学平衡及相应的热力学模拟等基础研究，一直未得到恰当的解答.
本文基于罗布泊多年野外地质调查所获取的大量盐泉、地下潜水及地表水的化学分析数据，从水文化学的角度探讨罗布泊盆地不同入流水源地球化学特征以及与矿区富钾卤水之间的化学演化关系，并结合卤水蒸发平衡模拟程序（EQL/EVP）剖析富钾卤水可能的成矿过程及机制，为长期以来被广泛关注的罗布泊富钾卤水异常富集机理提供合理解释.
1. 罗布泊形成演化的地质背景
罗布泊是塔里木地台东部的凹陷地段，其形成和塔里木盆地的演化密切相关. 50~60 Ma以来，受印度大陆与欧亚大陆持续碰撞的近程效应和远程效应影响，塔里木盆地周缘发生了强烈的隆升、缩短、变形，形成了环形造山系. 青藏高原、天山和昆仑山大幅隆升的同时伴随着塔里木板块四周边界的断裂走滑活动（许志琴等，2011），而罗布泊地区正处于盆地南东、北东两组边界走滑断裂所夹持的三角地带，即阿尔金断裂的伴生断层（若羌断层）呈左行走滑、库鲁克塔格断裂的伴生断层（孔雀河断层）呈右行走滑，导致在罗布泊地区产生近东西向的拉张力，罗布泊即是产生于该拉张背景下的箕状凹陷（郭召杰和张志诚，1995）.
此外，塔里木盆地的地貌格局也随构造运动发生了巨大改变，盆地总体西部抬升、东部相对沉降，周围山地强烈上升，特别是南缘昆仑山隆起特别强烈，使得盆地由西南向东北倾斜（夏训诚，2017）. 这一新的地势控制和影响了整个盆地的水系和沉积物的再分布，使发源于天山南麓和昆仑山北麓的河流均从盆地四周向北部汇集、逐渐汇入到塔里木河，再一起向东注入最低处的罗布泊洼地，由此罗布泊成为整个塔里木盆地的汇水和集盐中心.
因此，亚洲大陆普遍发育的新生代造山运动——喜马拉雅运动（刘德民等，2005），不仅创造了罗布泊“湖盆”，还赋予了其优越的“构造位置”，使罗布泊成为了亚洲内陆腹地最大内陆盆地（塔里木盆地）唯一的终端湖. 与此同时，喜山运动所引起的盆地四周山系及青藏高原的隆升，加上新特提斯海退以及新生代全球气候变冷与海平面下降等区域和全球要素的共同作用，致使亚洲内陆气候逐渐向干旱化发展（孙继敏等，2017）. 而深居亚洲内陆腹地的罗布泊在这一大的气候背景条件下，在第四纪时期也经历了淡水湖‒咸水湖‒盐湖‒干盐湖的发展历程，最终形成了世界上最大的单体硫酸钾液体矿床.
在构造和气候的双重耦合作用下，喜山运动不仅控制了罗布泊盐湖的发生、发展和消亡的全过程，对其成盐后期演化和变质过程也产生了深远影响，且一直持续至今. 由于罗布泊构造位置的特殊性，其与库鲁克塔格山、北山、阿尔金山隆起区之间均为断裂接触，构造十分活跃（邓振球，1987）. 且在构造应力作用下，湖区内部也发育有多条断裂及隐伏断裂（Sun and Ma，2018），大体可分为北东东向、北东向和北北西向3组断裂系统（图 1）；其中阿尔金左行走滑断裂和库鲁克塔格右行走滑断裂分别控制着盆地南缘和北缘（胡东生和张华京，2004）. 而矿区内部发育的多条断裂则控制着富钾卤水储层和矿体的空间分布，并将矿床分成了3个子矿区（图 1）. 其中F4、F6断裂为张性断裂，分别控制着新庆台地与罗北凹地，以及罗北凹地与腾龙台地之间的边界；F3断裂位于矿区北部，控制着矿区的北部边界；而F1断裂为区域压扭性断裂并从盆地中穿过，将腾龙台地划分为南北两部分，导致该矿区南北矿体的差异性分布（王凯等，2020）. 同时，这些断裂系统还为不同性质的地质流体运移创造了条件，特别是为深部来源流体进入第四纪湖盆参与表生成矿作用和后期改造提供了有利通道. 而盆地边缘沿断裂带出露的一系列泉点为探查不同性质流体的化学性质、揭示其成矿作用和后期改造机制提供了可能.
图 1 新疆罗布泊地区地质简图(引自王凯等，2020）Fig. 1. Simplified geological map of Lop Nor area in Xinjiang (from Wang et al., 2020)2. 区域地层及矿床概况
作为塔里木盆地第四纪时期唯一的尾闾湖，罗布泊湖区广泛发育第四系化学沉积物和冲洪积物等；其中化学沉积主要分布于“大耳朵”湖区、罗北凹地、新庆台地、腾龙台地、以及北部大洼地局部次级盐洼等（图 1），覆盖面积达104 km2. 地表出露的第四纪化学沉积可进一步划分为下更新统、中更新统、上更新统和全新统（赵振宏等，2001）. 下更新统仅在罗布泊北部红土堡一带出露；中更新统和上更新统主要出露于罗北凹地两侧的新庆和腾龙台地，是该区雅丹地貌的主要地层，但有相当部分雅丹地貌上更新统被剥蚀；而全新统广泛分布于罗北凹地和“大耳朵”湖盆区.
经钻探勘察，整个湖区范围内罗北凹地及东西两侧台地蒸发岩沉积厚度最大，最厚处可达200多米，尤其是钻孔揭露的中更新世‒晚更新世地层分布有连续、巨厚的钙芒硝岩层，晶间孔隙十分发育，是富钾卤水的最主要储层（Sun and Ma，2018）. 但由于受矿区断裂的控制和穿切作用，富钾卤水矿床被分隔为3个子矿区，从东到西依次为腾龙台地、罗北凹地和新庆台地（图 1）. 各子矿区的储层也有所差异，罗北凹地揭露有7个卤水矿层，包括1个潜水层W1和6个承压水层W2~W7，目前只开采了W1~W4矿层；在新庆矿区揭露有2层承压水层W2、W3；而腾龙矿区揭露了3个矿层，包括1个潜水层W1和2个承压水层W2、W3.
3. 样品与研究方法
3.1 采样方法
罗布泊为典型的干盐湖，地表被大面积盐壳和盐滩覆盖. 目前湖区已无常年性河流补给，主要接受区域地下水的补给，加上偶尔季节性暴雨形成的暂时性洪流，以及沿断裂带上升的深部流体和冲积扇缘出露的少量泉点的补给.
从区域上看，南部“大耳朵”湖区主要接受来自西部塔里木河干三角洲以及南部阿尔金山北麓冲洪积平原的侧向补给；而富钾卤水矿床位于湖盆北部，毗邻库鲁克塔格山和北山（图 1），除接受山前侧向补给外，还可能接受深部流体的补给，由于该区域断裂十分发育，为深部流体上升参与成矿提供了有效途径. 在野外考察过程中常见有泉点沿断裂带分布（图 2），但部分活动性较弱的泉点已被风沙掩埋，采样过程中需使用铁锨揭露，埋藏深度通常为1 m左右；而对于盆地外围相对较深的地下潜水，需借助钻孔来进行采样.
在2013-2019年笔者团队共采集各类水样249件，其中河水样品75件、盐泉水样品36件、潜水样品49件、矿区富钾卤水样品89件. 盐泉和潜水的采样点主要分布于库鲁克塔格山山前、北山山前、盆地边缘断裂带以及阿奇克谷地等；河水样品包括塔里木河、孔雀河和车尔臣河；而矿区地下富钾卤水主要通过3个子矿区常期观测孔进行取样，新庆台地、罗北凹地、腾龙台地分别采集了26件、41件和22件卤水样品. 采样过程中，每个水样取两瓶，每瓶500 mL，现场测定温度和pH，并迅速用透明胶带密封以防止卤水样品蒸发结晶，采样点位置见图 3.
3.2 测试方法
野外采集的各类水样送往中国地质科学院国家地质实验测试中心进行分析，检测项目包括Cl-、Na+、K+、SO42-、Mg2+、Ca2+、CO32-、HCO3-、NO3-、Li+、B3+、Br-、I-、Rb+、Cs+、Sr2+等. 其中Na+、K+、Mg2+、Ca2+、B3+采用等离子光谱仪（PE8300）进行分析，Ca2+、Mg2+分析误差小于0.2%，Na+、K+分析误差小于0.5%，B3+分析误差小于1%；Li+、Br-、I-、Rb+、Cs+、Sr2+采用等离子质谱仪（PE300Q）进行分析，误差小于2%；Cl-、CO32-、HCO3-、NO3-、SO42-等采用离子色谱检测，检测误差小于0.2%；pH值采用哈纳HI9126便携式pH酸度计测量，测试误差小于1%.
4. 结果
4.1 入流水地球化学特征
分析结果表明，罗布泊周边盐泉水的矿化度（TDS）差异性很大，变异系数（标准差与平均值之比）高达85.22%，最低值仅为18.64 g/L，而最高值达488.01 g/L，已超过钾盐析出阶段（表 1）. 盆地周缘潜水矿化度变化于3.84~412.90 g/L，平均值为277.32 g/L，且分布于新庆台地北部的盐泉水及潜水矿化度相对较低，一般都低于150 g/L，可能受北部山区降水或基岩裂隙水补给所致；而分布于北山山前和大洼地地区的潜水和泉点，其矿化度多大于200 g/L，表明其经历了强烈的蒸发或接受其他来源的高矿化卤水的直接补给. 尤其是那些埋藏相对较深、赋存于碎屑层中的高矿化度卤水，还可能涉及卤水迁移和变质过程. 此外，分析结果显示，部分盐泉和潜水的K+含量很高，最大值分别可达13.5 g/L、22.2 g/L（表 1），远远超过1%（KCl）的工业开采品位，这无疑成为罗布泊富钾卤水成矿的重要来源.
表 1 罗布泊盆地不同入流水源化学组分Table Supplementary Table Chemical compositions of different inflow waters in Lop Nor Basin水源类型 TDS(g/L) Na+(g/L) K+(g/L) Ca2+(g/L) Mg2+(g/L) HCO3‒(g/L) CO32‒(g/L) Cl‒(g/L) SO42‒(g/L) Li+(mg/L) B3+(mg/L) 盐泉 最大值 488.01 133.00 13.50 4.55 127.00 0.26 0.79 354.00 68.40 144.00 215.00 最小值 18.64 1.42 0.04 0.10 0.15 0.00 0.00 8.03 0.35 0.10 1.85 平均值 190.40 41.51 1.87 0.89 19.81 0.14 0.06 104.16 22.13 15.29 25.49 变异系数（%） 85.22 102.39 138.80 121.17 203.40 40.48 229.97 103.44 83.46 225.72 149.94 潜水 最大值 412.90 133.00 12.20 3.86 54.30 0.69 0.43 188.00 101.00 64.80 175.00 最小值 3.84 1.32 0.03 0.00 0.02 0.00 0.00 1.35 1.01 0.02 0.58 平均值 277.32 84.12 5.31 0.36 11.83 0.17 0.04 138.50 36.99 10.57 41.20 变异系数（%） 46.29 49.48 101.55 166.26 117.25 85.87 173.56 48.34 71.42 125.26 98.85 河水 最大值 1.00 0.20 0.02 0.09 0.04 0.23 0.00 0.27 0.34 0.06 0.31 最小值 0.57 0.07 0.01 0.05 0.02 0.13 0.00 0.09 0.16 0.01 0.09 平均值 0.69 0.10 0.01 0.06 0.03 0.17 0.00 0.12 0.20 0.03 0.18 变异系数（%） 18.65 34.19 35.68 18.92 21.27 17.33 / 38.09 23.68 59.33 42.77 尽管罗布泊目前已无地表河流补给，但在地质历史时期，塔里木河、孔雀河和车尔臣河都是重要水源，分别从盆地西南和西北方向进行补给，其中塔里木河入流水量最大，目前已人工改道流至台特玛湖（图 3）. 分析结果表明，塔里木河下游河水可溶盐总量（TDS）变化于0.57~1.00 g/L，平均值为0.70 g/L，K+含量变化于6~18 mg/L之间，平均含量为9.80 mg /L；而孔雀河TDS变化于0.64~ 0.73 g/L，平均值为0.68 g/L，K+含量平均值为6.33 mg/L；车尔臣河TDS平均值为0.74 g/L，K+含量平均值为8.82 mg /L. 总体来说，这3条主要入湖河流平均TDS为0.69 g/L（表 1），明显高于世界河流平均TDS（100 mg/L），这和沙漠地区的河流长距离运输蒸发有密切关系. 尤其是塔里木河下游地区，河水的Na+、Cl-、K+伴随TDS逐渐升高（图 4），其采样点位置TR1~TR9由北向南依次排列（图 3）. 除了受蒸发影响外，还可能与下游地区毗邻湖盆、选择性溶解湖盆边缘早期沉积的盐类矿物有关.
4.2 矿床富钾卤水地球化学特征
罗布泊富钾卤水矿床包括3个子矿区（新庆台地、罗北凹地、腾龙台地），矿区卤水均具有高矿化度，矿化度范围为247~385 g/L，各矿区卤水化学分析结果见表 2.
表 2 罗布泊富钾卤水化学组分Table Supplementary Table Chemical compositions of potassium-rich brine in Lop Nor Basin矿区 TDS(g/L) Ca2+(g/L) Mg2+(g/L) Na+(g/L) Cl‒(g/L) SO4‒(g/L) K+(g/L) HCO3‒(g/L) Br‒(mg/L) B3+(mg/L) Li+(mg/L) 新庆矿区 最大值 356 0.8 20.1 101.7 186.1 5.9 8.8 0.2 35.2 724.5 18.1 最小值 256 0.0 6.3 48.4 130.5 0.3 6.7 0.1 2.1 293.9 3.4 平均值 332 0.2 11.2 80.9 167.9 2.3 7.2 0.2 15.1 478.5 11.2 变异系数（%） 31 83 31 15 8 75 13 31 48 24 29 罗北凹地 最大值 385 0.4 29.3 99.2 194.7 7.4 9.8 0.3 29.3 715 25.3 最小值 278 0.0 6.3 41.6 104.9 0.2 5.5 0.1 1.9 293.9 8.4 平均值 367 0.2 13.6 81.3 176.3 2.5 8.0 0.2 12.1 504.2 16.8 变异系数（%） 26 77 36 16 8 77 12 0 61 20 23 腾龙矿区 最大值 334 0.6 23.4 93.2 191.8 9.5 9.3 0.3 48.8 755.6 17.6 最小值 247 0.0 7.8 24.4 102.8 0.2 6.1 0.0 2.5 277.3 8.9 平均值 325 0.2 14.8 71.6 164.1 3.0 7.7 0.1 15.5 507.5 14.0 变异系数（%） 24 93 31 23 11 83 12 38 65 25 15 由表 2可知，罗北凹地矿化度最高，平均值为367 g/L；新庆矿区次之，矿化度平均值为332 g/L；腾龙矿区最低，矿化度平均值为325 g/L. 卤水中Cl-、Na+为主量元素，SO42-、Mg2+、K+次之，而其他元素含量很低，含量之和不超过1%. 目前矿区可供开采的主要元素有K、B，3个矿区卤水K+含量变化于5.5~9.8 g/L，均大于工业单独开采品位，新庆矿区、罗北凹地、腾龙矿区K+含量平均值分别为7.2、8.0、7.7 g/L，平均变异系数为12.3%，含钾品位较为稳定；3个矿区B3+含量变化于277.3~755.6 mg/L，均大于综合利用品位150 mg/L，且大部分卤水B3+含量大于工业开采品位300 mg/L，可进行卤水综合开发利用. 但总体来说，整个矿区溴和锂含量普遍较低，尚不具有开采价值.
5. 讨论
5.1 罗布泊富钾卤水矿床特殊性
罗布泊在成钾条件上具有得天独厚的优势，一是深居内陆，气候极端干旱；二是拥有亚欧腹地最大的内陆盆地作为预备盆地，物源十分丰富，因此孕育了世界罕见的巨型单体硫酸钾盐矿床，其基本矿床特征前文已进行了详细阐述（Ma et al.，2010，2021）. 但与世界上其他第四纪卤水型钾盐矿床相比，罗布泊有其特殊性，主要表现为矿层固相盐类矿物与其晶间卤水化学组分不相匹配，即高矿化度的富钾卤水赋存于蒸发演化程度相对较低的钙芒硝（Na2Ca（SO4）2·2H2O）储层中. 目前晶间卤水平均矿化度约为350 g/L，远超过石盐饱和点，但盆地内并未发现大量有意义的石盐沉积. 通过EQL/EVP卤水蒸发平衡模型（Risacher and Clement，2001）计算，罗布泊主要入流水源塔里木河水正常蒸发演化至钙芒硝析出阶段、石盐析出之前，卤水中KCl含量仅有0.63%~0.88%（图 5），矿化度约为280~310 g/L，无法达到钙芒硝地层中~350 g/L的超高矿化度富钾卤水（KCl为1.0%~1.8%），指示钙芒硝与其晶间高矿化度卤水并非同一水盐平衡体系的产物或同期形成.
图 5 塔里木河水EQL/EVP蒸发模拟FC为浓缩蒸发因子，左侧坐标为盐类矿物析出量（毫摩尔取对数）；垂直粉色条带示意钙芒硝开始析出至石盐析出之前Fig. 5. Simulation of evaporation of Tarim River by EQL/EVP对于钙芒硝晶间赋存巨量富钾卤水，前人进行了一些探索和推测，相继提出了“高山深盆迁移”、“两段式”、“含水墙”等多种成钾模式（刘成林等，2003；Wang et al.，2005；孙小虹等，2016），但对于其核心“水盐不平衡”问题始终未有圆满的解释.
按照卤水正常蒸发序列，要形成钙芒硝晶间上百亿吨超饱和卤水，应析出巨量的石盐. 在罗布泊开展的自然蒸发实验也表明，石盐饱和时卤水矿化度约310 g/L（孙小虹等，2016），蒸发至350 g/L，盆地内应至少产生上亿吨的石盐. 但矿区占主导的固相盐类矿物主要为钙芒硝、次为石膏，仅在罗北凹地小部分区域地层顶部有薄层状石盐产出，而其他区域仅分布有粉砂质盐壳.
5.2 矿床成因探讨
通过对罗北、新庆、腾龙矿区富钾卤水地球化学特征系数进行计算发现，钠氯系数为0.76~1.24，钾氯系数为38.58~60.49，主体表现为溶滤型卤水特征，说明有溶滤型卤水或其他成因流体的参与成矿. 而采集到的潜水及盐泉水则分布较广，钠氯系数为0.45~2.43，既有溶滤卤水也有沉积型卤水，来源较为复杂. SO4-Ca-ALK三角相图显示罗布泊入流水源在水化学类型上也表现出极大的差异性（图 6）.
图 6 罗布泊盆地水化学SO4-Ca-ALK三角相图Fig. 6. SO4-Ca-ALK triangular phase diagram of water chemistry in Lop Nor Basin由图 6可知，入流河水孔雀河、车尔臣河为Na-HCO3-SO4型水，与世界平均河水一致；而塔里木河水为Cl-SO4型水，与海水一致，这和塔里木河源区流经地层的岩性密切相关，尤其是塔里木盆地西部出露大量第三系海相蒸发盐地层. 罗布泊周缘大部分潜水和盐泉均为Cl-SO4型水，但在盆地东部边缘F13断裂带有Ca-Cl型泉点出露（图 1，图 3），指示罗布泊有深部热液流体补给，这也是首次在罗布泊盆地报道Ca-Cl型盐泉实际化学组分. 笔者分别采集盐泉卤水与2个固体沉淀样品，分析结果见表 3、表 4.
表 3 罗布泊Ca-Cl型泉点卤水化学组分Table Supplementary Table Chemical compositions of Ca-Cl brine in Lop Nor Basin样品编号 Na(g/L) K(g/L) Ca(g/L) Mg(g/L) HCO3(mg/L) Cl(g/L) SO4(g/L) Li(mg/L) Sr(mg/L) SPW 1.52 1.11 4.55 125 263 354 1.35 141 71.3 表 4 罗布泊Ca-Cl型泉点固相化学组分Table Supplementary Table Chemical compositions of solid phase from Ca-Cl brine in Lop Nor Basin样品编号 Na(%) K(%) Ca(%) Mg(%) HCO3(%) Cl(%) SO4(%) Li(ug/g) Sr(ug/g) SPG1 0.37 0.09 0.24 12.40 0.16 35.3 < 0.15 33.9 19.8 SPG2 7.84 10.00 0.53 6.31 0.15 40.1 1.0 11.7 138.0 结果表明该卤水为典型的深部热液Ca-Cl型水，位于SO4-Ca-ALK三角相图顶部Ca-Cl相区（图 6）. 目前该卤水已经超过石盐（NaCl）和钾盐析出阶段，正在大量析出水氯镁石（MgCl2·6H2O）（卤水表面漂浮絮状结晶）（表 4中SPG1），卤水底部析出光卤石、钾石盐和石盐晶体（表 4中SPG2）. 由于石盐（NaCl）、钾石盐（KCl）和光卤石（KCl·MgCl2·6H2O）的大量析出，卤水中Na、K几乎被消耗殆尽，而Ca、Mg、Cl相对富集（表 3），进入水氯镁石析出阶段；随着蒸发作用的持续进行以及水氯镁石的大量析出，卤水中的Ca和Cl相对富集，最后会达到溢晶石（CaCl2·2MgCl2·12H2O）析出阶段.
Ca-Cl型卤水与大陆地表河流及海水性质完全不同，这种流体具有明显的热液特征，极其富Na-K-Ca-Cl；当热液流体上升进入湖盆时，其中的Ca会和湖水中的SO4迅速结合生成石膏，同时还会携带大量的Na、K、Cl进入湖盆. 这个过程相当于“兑卤”，会直接改变原始卤水成分，致使卤水化学相点跳跃式迁移，不仅使其矿化度升高，而且更富K、Na. 经改造后的富“钠”卤水与盆地内早期生成的石膏（CaSO4·2H2O）反应，生成钙芒硝（Na2Ca（SO4）2·2H2O），此时钙芒硝晶间卤水中Na、K、Cl得到有效富集，形成高矿化度的富钾卤水.
通过实际计算，即使有1%体积的CaCl2型卤水参与成矿，都会深刻影响罗布泊主要入流水源（塔里木河水）的化学性质，使其矿化度直接提高9倍以上，贡献混合后卤水溶质（盐分）绝对质量的89%. 而大约只需2%体积的CaCl2型卤水就能完全改变原有入流水的化学类型，使其从Cl-SO4相区直接跨越到Ca-Cl相区，矿化度直接升高17倍，K含量升高约4倍，贡献混合后卤水溶质绝对质量的94%. 因此CaCl2型热液补给对于表生盐湖成矿过程的影响是十分惊人的. 但由于目前矿区富钾卤水为典型的Cl-SO4型水（图 6），因此CaCl2型卤水与原始入流河水混合的上限比例应小于2%. 但罗布泊盐湖不同演化阶段的卤水成分不同，其与CaCl2型热液的“兑卤”比例上限也不同，因此将带来不同的“兑卤”效应，形成不同的水盐体系和矿物组合特征. 譬如，罗布泊盐湖演化至石膏饱和阶段的卤水和深部热液CaCl2型卤水“兑卤”，将会导致卤水结晶点从“石膏”直接迁移至“钙芒硝”，从而导致钙芒硝的大量沉淀.
因此，对于罗布泊不同演化阶段的盐湖和CaCl2型热液的“兑卤”效应，还需要开展大量水盐平衡定量计算及热力学模拟研究.
6. 结论
过去30年来，盐湖地质学家逐步认识到了深部CaCl2型卤水与成钾作用之间的巧妙联系（Hardie，1990；Lowenstein and Risacher，2009），而罗布泊盆地尤为典型. 本文基于大量盐泉水、地下潜水、地表水以及矿区富钾卤水的野外调查和地球化学分析，探讨了罗布泊中晚更新世钙芒硝地层异常富集高矿化度富钾卤水的成因，主要得出以下结论：
（1）喜山运动和青藏高原持续隆升是罗布泊巨型钾盐矿床形成的直接动力因素，它不仅赋予了罗布泊独特的构造位置，得天独厚的气候条件，巨大的物源盆地（塔里木盆地），还为深部流体上升参与表生成矿创造了有利通道，在构造‒气候‒物源共同耦合作用下，孕育了世界上最大的单体硫酸钾盐矿床.
（2）通过计算，罗布泊矿区富钾卤水钠氯系数为0.76~1.24，钾氯系数为38.58~60.49，主体表现为溶滤型卤水特征，指示有多种来源卤水混合. 物源不仅包括地表水系（河水、溪水）、盐泉、周缘地下潜水，更重要的是还包括深部热液流体的补给.
（3）首次在罗布泊断裂带发现的Ca-Cl型盐泉具有典型的富Na+、K+、Ca2+、Cl-，贫HCO3-、CO32-、SO42-的特征. 在成矿过程中，Ca-Cl型卤水通过“兑卤”效应，直接改变原有成矿卤水成分，致使卤水化学相点跳跃式迁移，表现为矿化度升高且富K、Na. 改造后的富“钠”卤水与前期生成的石膏（CaSO4·2H2O）反应，生成钙芒硝（Na2Ca（SO4）2·2H2O），并赋存于多孔的钙芒硝晶间，形成超常高矿化度富钾卤水.
致谢: 感谢新疆罗布泊钾盐有限责任公司颜辉总经理助理，矿产资源科李文学科长、于咏梅科长，以及矿产资源科马宝成同志在野外工作中提供的有力帮助；感谢中国地质科学院矿产资源研究所盐湖资源与环境研究室乜贞研究员在卤水演化及地球化学计算方面有益的讨论和热忱帮助！ -
图 1 新疆罗布泊地区地质简图(引自王凯等，2020）
Fig. 1. Simplified geological map of Lop Nor area in Xinjiang (from Wang et al., 2020)
图 5 塔里木河水EQL/EVP蒸发模拟
FC为浓缩蒸发因子，左侧坐标为盐类矿物析出量（毫摩尔取对数）；垂直粉色条带示意钙芒硝开始析出至石盐析出之前
Fig. 5. Simulation of evaporation of Tarim River by EQL/EVP
图 6 罗布泊盆地水化学SO4-Ca-ALK三角相图
Fig. 6. SO4-Ca-ALK triangular phase diagram of water chemistry in Lop Nor Basin
表 1 罗布泊盆地不同入流水源化学组分
Table 1. Chemical compositions of different inflow waters in Lop Nor Basin
水源类型 TDS(g/L) Na+(g/L) K+(g/L) Ca2+(g/L) Mg2+(g/L) HCO3‒(g/L) CO32‒(g/L) Cl‒(g/L) SO42‒(g/L) Li+(mg/L) B3+(mg/L) 盐泉 最大值 488.01 133.00 13.50 4.55 127.00 0.26 0.79 354.00 68.40 144.00 215.00 最小值 18.64 1.42 0.04 0.10 0.15 0.00 0.00 8.03 0.35 0.10 1.85 平均值 190.40 41.51 1.87 0.89 19.81 0.14 0.06 104.16 22.13 15.29 25.49 变异系数（%） 85.22 102.39 138.80 121.17 203.40 40.48 229.97 103.44 83.46 225.72 149.94 潜水 最大值 412.90 133.00 12.20 3.86 54.30 0.69 0.43 188.00 101.00 64.80 175.00 最小值 3.84 1.32 0.03 0.00 0.02 0.00 0.00 1.35 1.01 0.02 0.58 平均值 277.32 84.12 5.31 0.36 11.83 0.17 0.04 138.50 36.99 10.57 41.20 变异系数（%） 46.29 49.48 101.55 166.26 117.25 85.87 173.56 48.34 71.42 125.26 98.85 河水 最大值 1.00 0.20 0.02 0.09 0.04 0.23 0.00 0.27 0.34 0.06 0.31 最小值 0.57 0.07 0.01 0.05 0.02 0.13 0.00 0.09 0.16 0.01 0.09 平均值 0.69 0.10 0.01 0.06 0.03 0.17 0.00 0.12 0.20 0.03 0.18 变异系数（%） 18.65 34.19 35.68 18.92 21.27 17.33 / 38.09 23.68 59.33 42.77 
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表 2 罗布泊富钾卤水化学组分
Table 2. Chemical compositions of potassium-rich brine in Lop Nor Basin
矿区 TDS(g/L) Ca2+(g/L) Mg2+(g/L) Na+(g/L) Cl‒(g/L) SO4‒(g/L) K+(g/L) HCO3‒(g/L) Br‒(mg/L) B3+(mg/L) Li+(mg/L) 新庆矿区 最大值 356 0.8 20.1 101.7 186.1 5.9 8.8 0.2 35.2 724.5 18.1 最小值 256 0.0 6.3 48.4 130.5 0.3 6.7 0.1 2.1 293.9 3.4 平均值 332 0.2 11.2 80.9 167.9 2.3 7.2 0.2 15.1 478.5 11.2 变异系数（%） 31 83 31 15 8 75 13 31 48 24 29 罗北凹地 最大值 385 0.4 29.3 99.2 194.7 7.4 9.8 0.3 29.3 715 25.3 最小值 278 0.0 6.3 41.6 104.9 0.2 5.5 0.1 1.9 293.9 8.4 平均值 367 0.2 13.6 81.3 176.3 2.5 8.0 0.2 12.1 504.2 16.8 变异系数（%） 26 77 36 16 8 77 12 0 61 20 23 腾龙矿区 最大值 334 0.6 23.4 93.2 191.8 9.5 9.3 0.3 48.8 755.6 17.6 最小值 247 0.0 7.8 24.4 102.8 0.2 6.1 0.0 2.5 277.3 8.9 平均值 325 0.2 14.8 71.6 164.1 3.0 7.7 0.1 15.5 507.5 14.0 变异系数（%） 24 93 31 23 11 83 12 38 65 25 15
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表 3 罗布泊Ca-Cl型泉点卤水化学组分
Table 3. Chemical compositions of Ca-Cl brine in Lop Nor Basin
样品编号 Na(g/L) K(g/L) Ca(g/L) Mg(g/L) HCO3(mg/L) Cl(g/L) SO4(g/L) Li(mg/L) Sr(mg/L) SPW 1.52 1.11 4.55 125 263 354 1.35 141 71.3
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表 4 罗布泊Ca-Cl型泉点固相化学组分
Table 4. Chemical compositions of solid phase from Ca-Cl brine in Lop Nor Basin
样品编号 Na(%) K(%) Ca(%) Mg(%) HCO3(%) Cl(%) SO4(%) Li(ug/g) Sr(ug/g) SPG1 0.37 0.09 0.24 12.40 0.16 35.3 < 0.15 33.9 19.8 SPG2 7.84 10.00 0.53 6.31 0.15 40.1 1.0 11.7 138.0
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