岩盐是怎样形成的，用途与对人的有利处？
岩盐的形成主要是受气候和地壳运动的影响。
海边的泻湖或，陆地的湖泊，受地壳运动的抬升，或者气候变干燥，补给减少，水汽蒸发量大，湖水浓度增大，水里的溶解物析出，生成自生沉积岩。先是生成灰岩或白云岩等，接着，浓度进一步增大，生成了膏、盐等岩石，直至湖水干涸。我说的只是沉积物的形成，要成岩，还得经过深埋压实固结成岩等。所以，岩盐都是湖相或海相沉积。其用途，其他人都讲了。
岩盐成矿条件
（一）岩盐矿床沉积环境特征分析
沉积盆地具有基本的地球化学环境，对元素的分布起主要的控制作用，并且表现出微量元素的分布规律性。六盘山盆地部分岩盐钻孔样品微量元素测试结果如表3-6，以下通过元素地球化学特征分析矿床沉积环境特征。
1.古气候及水体盐度
在潮湿气候条件下，沉积岩中Fe、Al、V、Ni、Ba、Zn、Co等元素含量较高；干燥气候条件下由于水分的蒸发，水介质的碱性增强，Na、Ca、Mg、Cu、Sr、Mn被大量析出形成各种盐类沉积在水底，所以它们的含量相对增高，对应为低湖面期，反映的气候则为暖干或干寒期。
Sr元素的高含量是由于干旱炎热气候条件下的湖水浓缩沉积或温湿气候条件下海侵所致。通常，Sr/Cu比值介于1～10指示温湿气候，而大于10指示干热气候。盆地钻孔所取样品测试结果显示Sr含量极高，芒硝、钙芒硝、硬石膏、泥岩样品Sr/Cu比值较高（图3-41），最高为硬石膏样品（488.16）；而石盐样品Sr/Cu值普遍较低，大部分样品低于10。总体显示芒硝、钙芒硝、硬石膏沉积时期气候干燥，温度较高，而进入石盐沉积时期温度降低，淡水补充使得沉积环境相对潮湿。
图3-41 样品Sr/Cu值分布图
图3-42 样品Sr/Ba值分布图
Sr和Ba是地球化学性质很相似的元素对，同属亲石元素。但在沉积盆地水体中，Sr、Ba的地球化学行为却有显著区别。Sr的迁移能力比Ba的迁移能力强，沉积顺序略有差别，Sr/Ba比值可以作为水体变化及古盐度的标志。如图3-42，盆地样品测试分析结果显示，Sr/Ba值较高，平均值35，最高311，表明岩盐沉积期间盐度及矿化度极高。其中，钙芒硝样品Sr/Ba普遍高于岩盐样品，主要是由于在沉积作用早期，水体生物死亡堆积，使得Sr离子以生物堆积作用为主的方式沉淀下来形成较高的Sr/Ba比值。而沉积后期，一方面湖水进一步浓缩，碎屑及粘土物质增加，对Ba离子的吸附能力增强，另一方面，淡水的补充作用使得大量Sr溶解散失，Sr/Ba比值降低。
表3-6 岩盐样品微量元素分布特征（10-6）
风化过程铀易氧化和淋失，钍则残留在沉积物中或被粘土矿物吸附，测试结果显示，钻孔顶部部样品Th/U值较高，底部Th/U较低（图3-43），显示沉积作用后期，风化作用较强，导致大量U元素散失。
图3-43 样品Th/U值分布图
2.氧化还原特征
Cu、Zn系铜族元素，在沉积作用过程中，可因介质氧逸度的不同而产生分离，形成随介质氧逸度的降低由Cu向Zn过渡的沉积分带，即Cu/Zn比值随介质氧逸度的升降而变化，各“氧化-还原过渡相”的Cu/Zn值见表3-7。本次研究所测样品平均铜含量18.60，平均Zn含量22.93，Cu/Zn值0.05～10.86（图3-44），平均值1.68，表明总体沉积环境处于还原-氧化过渡型，石盐沉积时期处于强氧化环境，也是上部形成红色岩盐沉积层的主要原因。
表3-7 各氧化还原过渡相Cu/Zn
（据梅水泉，1988）
Hatch（1992）、Jones et al.（1994）通过研究北美、北欧黑色页岩地球化学特征，提出V/（V+Ni）可作为古缺氧环境判识标志，确定V/（V+Ni）＝0.46为氧化、还原环境的分界值，认为高V/（V+Ni）值（0.84～0.89）反映水体分层，底层水体中出现H2S的厌氧环境，中等比值（0.54）为水体分层不强的厌氧环境，低值时（0.46～0.60）为水体分层弱的贫氧环境。本次研究所测样品V/（V+Ni）值介于0.08～0.81之间（图3-45），并且依沉积序列呈现氧化性增强的特点，与Cu/Zn值指示结果一致。
3.稀土元素分布特征
轻稀土与重稀土的比值（LREE/HREE）大小反映稀土元素的分异程度，在同一类型地质体中，比值越大，表明轻稀土元素的富集程度越高，重稀土元素亏损越严重。陆源物质搬运过程中，轻稀土元素易被细粒沉积物吸附，越靠近物源区轻稀土元素越相对富集。
图3-44 样品Cu/Zn值分布图
图3-45 样品V/（V+Ni）值分布图
所测样品轻稀土元素（LREE）为0.12～122.41μg/g，重稀土元素（HREE）为0.04～13.51μg/g（表3-6），LREE/HREE为1.77～11.47（图3-46），具有轻稀土元素微弱富集的配分型式。同样意义的LaN/YbN比值是稀土元素球粒陨石标准化图解中分布曲线的斜率，反映曲线的倾斜程度，如（LaN/YbN）＞1，曲线为右倾斜，属轻稀土富集型；如（LaN/YbN）＜1，曲线为左倾斜，属轻稀土亏损型；而（LaN/YbN）≈1，曲线为近水平状，属球粒陨石型。所测样品中，仅有一个样品（LaN/YbN）＜1，两个样品（LaN/YbN）≈1，其余样品（LaN/YbN）均大于1，显示出轻稀土富集特征，表明沉积中心离物源较近。
4.硫同位素特征
硫同位素可以通过对矿床的硫化物、硫酸盐以及围岩等不同类型的矿物对成矿流体进行示踪，同时硫同位素也受成矿环境制约以及成矿温度干扰等因素影响，所以硫同位素在示踪成矿流体的来源方面亦具有重要作用。硫同位素按照其主要来源可分为幔源硫（δ34S≈0）、地层硫（δ34S＞0）和细菌成因硫（δ34S＜0）。
图3-46 样品部分稀土元素分布特征
本次研究分别选取石盐、硫酸盐、顶底板围岩及含矿围岩等进行了硫同位素测定，结果见表3-8。硫酸盐矿物硫同位素分析结果显示无水芒硝、钙芒硝及硬石膏硫同位素比较一致（表3-8），并相对分布于低值段，均为正值，且比较集中分布于+13.8‰～+24.70‰，平均17.76‰，所有样品最高δ34S值为+24.7‰。各种矿物及不同位置上的硫酸盐硫同位素变化幅度极小，分布稳定。可见，无水芒硝、钙芒硝及硬石膏矿物硫同位素具有同源特征，而且是在相同的古地理沉积环境和物理化学条件下形成的。
表3-8 矿区盐类矿物硫同位素特征表
石盐中硫同位素仅一个样品测出了结果，硫同位素为正值（10.95‰）。造成石盐中未能检测出硫同位素的原因可能是由于S的化学特性所致，硫不易进入卤化物矿物中。
顶板围岩未能测出结果，表明其硫含量极低，与矿体和底板完全不同，说明在成矿期后其物质来源来自于含硫极低源区的特点。底板围岩及含矿围岩除部分未测出结果和负值外，其底板围岩和含矿围岩的硫同位素特征与硫酸盐基本相同，分布于+16.51‰～+26.17‰，均为正值，而且变化范围不大，表明该时期沉积物与蒸发盐矿物具有同源特征。
5.锶同位素特征
本次选取了顶底板围岩以及矿体内原生沉积型石盐和充填型石盐及石膏、芒硝等六个样进行了锶同位素的测定，测试结果见表3-9。
表3-9 锶同位素特征及来源
注：测试单位为中国科学院南京土壤研究所技术服务中心。
原生沉积型石盐、充填型石盐及石膏、芒硝和底板紫红色泥岩的锶同位素87Sr/86Sr比值分布范围为0.707295～0.707413，其特征是底板紫红色含石盐白云质碎裂岩最小0.707324，原生沉积型石盐次之为0.707368，脉状石盐稍大0.707413，而顶板灰质泥岩为0.716582，前者其锶同位素组成与同期海水锶同位素比值范围（0.707200～0.707500）较为一致。而顶板围岩钙质泥岩其Sr同位素比值与前者完全不同，显示出较高的Sr同位素比值（0.716582）反映陆源物质特征。其结果虽与本区已有地质研究成果显示的湖相沉积环境不相符，但依然可作为依据与同期Sr同位素演化相比较来尝试定年。
将本次测试样品所得的Sr同位素比值在McArthur等拟合的锶同位素演化曲线进行投点。经过分析比较，得出最优的投点图，由图3-47得到的各个样品所对应的年龄结果如表3-10。
在McArthur等的锶同位素曲线中，白垩纪时期87Sr/86Sr值有所起伏震荡。将本次测试的五个（除顶板围岩外）Sr同位素比值与图3-47中的锶同位素演化曲线相比较发现：底板围岩最低值0.707324，据此得到矿体底板沉积时代为116.8Ma左右；矿体中沉积型芒硝和石盐87Sr/86Sr值为0.707295和0.707368，年龄为112.2Ma和109.6Ma，与底板年代大致相当；后期的充填型石盐、石膏等87Sr/86Sr值0.707409和0.707413，地质年龄为105.2Ma和104.4Ma。据此，可判断固原盐岩含矿地层大致是116.8～104.4Ma范围内沉积形成，此年龄结果与该矿床所处的早白垩世晚期地质年代完全相同（乃家河组109.6～102Ma）。
图3-47 白垩系海水锶同位素演化图
（由McArthur等拟合曲线数据化的数据做出）
表3-10 各个样品Sr同位素比值数据分析
（二）沉积物源分析
1.古老岩石或地层的风化
古老岩石或地层的风化、淋滤可能为固原岩盐矿床的主要物质来源。成盐盆地周围分布有多个隆起区，广泛分布古生界碳酸盐岩地层、元古界绿帘角闪岩相区域变质岩和加里东、印支、燕山期侵入的花岗岩体。周边地层和岩体含有钾、钠、钙、镁等成盐元素，经长期风化剥蚀，或经有机物、细菌的还原作用，从硅酸盐分解后游离随水移迁入盆地，特别是物理沉积物的物质来源，大多来自于这种方式。
矿区白云质泥岩中发现的钠长石经X射线衍射及电镜能谱分析显示，其原生热水成因证据明显：①钠长石具层状、层纹状构造，与粘土矿物、硬石膏等共生，有固定的岩石组合；②钠长石呈自形、半自形微晶状，镜下棱角显著，粒间镶嵌，电镜下见20μm左右大小微晶体，未见有搬运磨圆特征及风化蚀变特征，X射线衍射、电镜能谱等分析表明成分为钠长石端元组分，另见少量钾端元的钾长石；③岩石中钠长石与白云质、泥质、硬石膏、钙芒硝层可呈互层出现，构成层状、层纹状构造，产于灰色或紫红色泥岩中，该岩石中未见有石英等碎屑颗粒。热水沉积常伴有交代和充填作用发生，因此常见有显微晶洞状钠长石晶体，并常伴有镜铁矿。
矿区西、南西部广泛分布的元古界绿帘角闪岩相区域变质岩中片岩和绿片岩类富含钠长石，片岩类钠长石含量0%～25%，绿片岩类钠长石含量9.8%～22.2%，岩石化学特征具有Na2O偏高特征；钠长石矿物特征与矿区相似，均为半自形-他形粒状变晶，粒径一般0.1～1.0mm；微量元素V、Sr、Ba、Pb、U等含量特征与矿区接近，总体略高于矿区；稀土元素特征与矿区一致，均为轻稀土相对富集，重稀土相对亏损，δEu为负异常，稀土配分曲线为向右倾斜的轻稀土富集型（宁夏回族自治区区域地质志，2012）。
据此，可以推断矿区南西、西部的区域变质岩为矿区的主要物源区。由于钠长石常与泥岩、白云质泥岩-岩盐-钙芒硝-硬石膏-镜铁矿构成组合，微晶-粉晶颗粒状钠长石是在沉积物成岩过程中形成；细结晶状钠长石往往存在于石盐晶体溶洞，说明在成岩过程中，地表淡水下渗到石盐晶体，与晶间卤水混合重新溶解石盐晶体，为钠长石自形生长提供了空间。
2.同位素海相沉积特征成因分析
本次研究工作中所开展的硫、锶同位素测定结果显示盆地岩盐沉积具有一定的海相沉积特征。其中锶同位素5个样品均反映出白垩纪古海洋的特征，只有顶板围岩中Sr同位素比值反映陆源物质特征。此外，岩盐微量元素分析显示Sr/Ba比值较高，同样具有海相沉积特征。
单从同位素及元素地球化学特征分析，本区岩盐应为海相沉积成因。但是中国的白垩系除西藏、东喀喇昆仑、昆仑南缘、塔里木西缘、黑龙江东部及台湾等地区有海相及海陆交互相沉积之外，其余广大地域均为非海相沉积（郝诒纯等，1982）。六盘山盆地以及鄂尔多斯盆地现有地质研究成果也未发现有白垩系海相沉积证据，并且区域上在侏罗纪以后就未见有海相沉积地层，因此也不存在有残留海的沉积。此外，盆地乃家河组含盐地层中发现有淡水古生物石蚕巢化石，以往地质工作在本区乃家河组地层中所发现的古生物化石也均为淡水生物。
综合分析认为，六盘山盆地岩盐矿形成于早白垩晚期内陆湖相沉积环境，而对于含矿地层显示一定的海相沉积特征，可能存在以下原因：在盐湖的发育过程中，有汇集盐湖的河流流经更老的海相含盐地层，淋滤并携带该地层中的盐类物质对盐湖进行补给。盆地东部分布有大面积奥陶系海相地层，并且在陕北地区奥陶系地层发现有特大规模岩盐矿床赋存，盆地北西部分布有石炭系海相地层，并存在大型石膏矿床赋存，推测上述区域部分含盐地层在早白垩世晚期可能遭受剥蚀为六盘山盆地岩盐矿床沉积提供了一定的物源补充。