在自然界，某些沉積礦物是在沉積和成巖環(huán)境中，由無機化學作用形成的。要理解其成因機理，呈溶液狀態(tài)搬運的化學物質，以及促使其發(fā)生沉淀的各種環(huán)境地球化學因素和其形成的沉積物，都是我們關心的重點。

母巖化學分解的產(chǎn)物，可以根據(jù)它們難溶和易溶的性質分成膠體溶液（colloidal solution）和真溶液（true solution）兩種（圖3-13）。Al、Fe、Mn、Si的氧化物難溶于水，在搬運過程中常以膠體形式出現(xiàn)；Ca、Na、Mg等元素所組成的鹽類，由于其溶解度大，而呈真溶液搬運。這些溶液借河水或地下水向湖泊或者海洋中遷移，一直到合適的部位沉淀成各種氧化物和鹽類化學沉積物，形成各種自生氧化物和鹽類礦物。在形成自生氧化物和鹽類礦物過程中，環(huán)境地球化學條件對其具有重要影響。

所以，本節(jié)在簡要介紹環(huán)境地球化學條件因素基礎上，重點分析膠體溶液的搬運和沉積作用、真溶液的搬運與沉積作用、化學沉積分異作用以及常見的化學沉積巖和自生礦物。

圖3-13 在自然界中膠體溶液與真溶液的分布情況

一、主要的環(huán)境化學參數(shù)

Berner（1981）提出了地球化學環(huán)境的分類方案（表3-3），被認為應用于沉積物的研究是可行的。

表3-3 Berner的地球化學實用分類方案（據(jù)Berner，1981）

Lewis（1984）對影響環(huán)境化學條件的一般因素進行了系統(tǒng)總結。

（1）鹽度：是指溶液中陽離子和陰離子的濃度。它最常用千分之幾（×10-3）或百萬分之幾（×10-6）表示。正常海水中的鹽度是35×10-3左右；超鹽水為200×10-3左右；半咸水為10×10-3左右。淡水中鹽類平均總量約為100×10-6。

不同離子的溶解度不同，在天然水中它們的實際濃度變化很大。在海水中，Na＋＞＞Mg2＋＞Ca2＋和Cl-＞＞SO42-＞CO32-，還有許多別的離子存在于海水中。淡水中的離子含量和濃度反映水系受源巖和氣候因素影響，因此比海水中離子含量的變化要大很多。一般地說，Ca2＋＞＞ Na＋＞Mg2＋和HCO3-＞＞SO42-＞Cl-?？紫端柠}度隨成巖化學反應粘土和膠體對離子的選擇性吸附，以及在溶液遷移時混合程度的不同而不同。

（2）p H值（介質的酸堿度）：是溶液中H＋（或H3O＋）濃度的負對數(shù)值。20℃時，純水離解出典型濃度為10-7的H＋和OH-離子，因此p H＝7作為中性的標準。H＋濃度大于10-7，為酸性水，p H＜7；H＋濃度較低時則為堿性水，p H＞7。注意p H與溫度有關，純水在100℃時，其正常的p H值為6，當沉積物沉降經(jīng)過地熱梯度時，這種與溫度的依賴關系在成巖作用中具特殊意義。自然界地表水的p H值從0（如火山地區(qū)的熱泉）至10或更大（一些堿性高的海水或湖水），大多數(shù)天然水的p H值為4～9。正常開闊海海水的p H值為7.5～8.5。

p H值在化學沉積作用中的重要性在于，它是溶液中有無H＋和OH-來置換礦物中其他陽離子和陰離子或與溶液中的陽離子或陰離子相互作用的量度。因此，礦物的溶解、蝕變和沉積作用都強烈地依賴于p H值（圖3-14）。礦物之間的化學反應對液體的化學成分又有反饋效應，并可升高或降低p H值（例如，在原來的中性水中腐蝕輝閃石類時，其p H值可升至9～11，當腐蝕石英時，p H值可降至5～7，在長石與水接觸的界面上水解反應可使局部p H值達到11以上）。

（3）Eh值：是溶液中氧化-還原電位（伏特，V）的量度。E0為標準條件下單位活度的反應物發(fā)生反應的電動勢；Eh是與這一理想條件有差別（如自然界中）的電動勢。Eh隨溫度、反應物的濃度、壓力和p H值的變化而變化。例如25℃時的某反應，當p H值每增加一個單位時，其Eh將降低0.06V。

圖3-14 根據(jù)Eh和p H關系歸納的常見礦物生成的大致范圍

（據(jù)Krumbein和Garrels，1952）

在自然界，Eh通常反映自由氧的豐度，當Eh為正時，通常發(fā)生氧化反應（圖3-14）；但Eh為負時，卻并不一定導致還原反應，因為還有一個還原能力問題。在沉積物中，還原能力通常決定于有機物。如果缺乏有機物，Eh值并不能導致赤鐵礦之類的物質發(fā)生還原作用（氧化鐵使沉積物染成紅色）。

氣態(tài)O2既可能是大量的，也可能是稀少的或是缺乏的（如它可結合成各種化合物，像CO2、H2O和鐵、錳氧化物）。這樣，有機炭化物首先被氧化，如果還有剩余氧，則金屬陽離子也可被氧化。在沉積體系中，Eh為0的邊界是變化的，可以在沉積物與水的界面之上、之中或之下。在后期的成巖作用或風化作用中，O2可被補充在溶液中。

（4）水：水分子為一個偶極子，即在一個較大的O2-離子的兩側有兩個H＋離子。水分子一側為正，一側為負，它們分別吸引陰離子和陽離子。這種引力削弱了礦物中的鍵合作用，引起水化作用、水解作用從而有利于礦物的溶解。

（5）水循環(huán)：由于向溶液中提供新的電解質和從溶液中移去了反應產(chǎn)物，水循環(huán)極大地促進了許多反應的進行，反應產(chǎn)物趨于積蓄，又延緩進一步的反應。循環(huán)作用由于種種原因而出現(xiàn)在沉積物發(fā)展歷史的各個階段，其中最廣泛和最普遍的原因是細粒沉積物的壓實作用，它將水壓向兩側并穿過相鄰巖相擠出。土壤中的水在干旱季節(jié)可向上運動至表面附近而蒸發(fā)，致使溶解物在那里發(fā)生沉淀。

（6）水中CO2的含量：CO2與水結合成HCO3-（重碳酸根離子）和H＋（它影響p H值），所以它在碳酸鹽地球化學中有極其重要的意義。

（7）硫化物陰離子含量：S2-易與金屬陽離子結合（特別是鐵），大多數(shù)S2-主要是由硫酸鹽化合物通過厭氧細菌的活動分解形成的。

（8）有機物質：有機質分解時消耗O2，生成CO2，釋放出H＋（從而影響p H值），提供，貯集有機質復合體（這些復合體對礦物中金屬陽離子的析出和搬運具很大影響）。通常，沉積物中的有機質含量隨顆粒變小而增高。在某些情況下，有機質的分解在沉積物中是罕見的，但在微環(huán)境中（如糞球粒中）仍是很重要的。

（9）活的生物：通過生物的腸道系統(tǒng)會造成腐蝕的化學反應，例如粘土粒級沉積物經(jīng)腸道系統(tǒng)后不論是物理性質還是化學性質，都會受到強烈的影響。細菌活動可直接影響礦物的性質（如對硫酸鹽化合物的分解）或間接地影響化學反應（如由于厭氧型細菌形成H2S和CO2的作用）。喜氧細菌在深40～60cm的含氧鹽沉積物中達到最大值，在此深度之下很快地為厭氧細菌所取代；在許多泥巖和鈣質泥巖中，喜氧細菌只能生活在很薄的表層內，因而在通氣不良的條件下它們根本不能生存。細菌的含量與有機質分解的數(shù)量直接有關。

（10）溫度：在化學反應中，溫度的最大、最小和平均值以及它們的變化速率極為重要。較高的溫度能加速許多化學和生物化學反應的進行。溫度的控制因素是氣候、季節(jié)、地熱梯度和各種內部的放熱和吸熱反應。

二、膠體物質的搬運和沉積作用

低溶解度的金屬氧化物和氫氧化物常?？梢猿誓z體溶液的形式搬運（圖3-13）。膠體溶液是介于懸浮液和真溶液之間的一種溶液。膠體粒子的直徑很小，一般介于1～100μm之間。在沉積巖中，常見的膠體化合物有Al2O3、P2O3、Mn O2、Si O2粘土礦物和磷酸鹽礦物（表3-4）。這些膠體具有共同的特點：①由于膠體質點很小，在搬運和沉積過程中，重力的影響是很微弱的。②由于表面的離子化作用，膠體質點常帶電荷。膠體質點的這種帶電性質，是影響它搬運和沉積的一個很重要的因素。③膠體粒子的大小比真溶液中離子要大得多，故擴散能力很弱，往往不能通過致密的巖石。④天然膠體有普遍的吸附現(xiàn)象。例如，二氧化硅水溶膠體能積極吸收放射性元素；鐵的水溶膠體能吸收As、V、P等；錳的膠體可強烈吸收Ni、Ca、Co、Zn、Hg、Ba、K、W、Ag等。

表3-4 自然界中常見的正負膠體

因此，在搬運過程中，當膠體溶液因兩種帶不同電荷的膠體相遇，或因電解質作用，或因濃度增大以及p H值的影響失去穩(wěn)定時，膠體就發(fā)生凝聚（絮凝作用），膠體物質即在溶液中集結成為絮狀、團塊狀。這時的膠體就可以克服原來膠體質點的布朗作用，在重力作用下，于合適的沉積環(huán)境里逐漸沉積下來。

由膠體凝聚沉積而成的沉積物或沉積巖石，一般具有以下特點：①未脫水硬化的凝膠（即沉積物），呈膠狀或糊狀、凍狀，其固結而成的巖石，常具貝殼狀斷口；②膠體沉積的巖石，由于顆粒細小，吸收性強，故有粘舌現(xiàn)象；③一般具有微晶、放射狀、鮞狀、球粒狀、扇狀集合晶等結構；④常呈透鏡狀、結核狀，有時呈層狀產(chǎn)出；⑤具有較強的離子交換能力及吸收不定量水分的能力，故其化學成分常不穩(wěn)定。

三、真溶液物質的搬運與沉積作用

母巖化學風化以及其他來源提供的化學物質中，Cl、S、Ca、Na、Mg、K等成分呈離子狀態(tài)溶解于水中，即可呈真溶液狀態(tài)搬運。有時Fe、Mn、Si、Al也可呈離子狀態(tài)在水中被搬運。這些可溶物質能否溶解而搬運或沉淀，與本身溶解度有關。即溶解度愈大，愈易搬運，愈難沉積；反之，溶解度愈小，則愈難搬運，愈易沉積。

Fe、Mn、Si、Al等溶解物質的溶解度較小，易于沉淀。在它們的搬運和沉積作用中，水介質的各種物理化學條件的影響十分重要。

Fe3＋只有在強酸性（p H＜ 2～3）的水介質中才穩(wěn)定，才能作長距離的搬運；當p H＞3時， Fe3＋就開始沉淀。Fe2＋則不同，它在p H值為5.5～7時才開始沉淀。因此，F(xiàn)e2＋遠較Fe3＋易于搬運。另外，F(xiàn)e3＋和Fe2＋沉淀時所要求的Eh值也是不同的。Mn的情況與Fe類似。

Si O2的沉淀需要弱酸性條件，而Ca CO3的沉淀則相反，它需要弱堿性條件。

Al2O3的沉淀條件更為特殊，它只有在p H值為4～7時才沉淀。

Ca CO3的沉淀，除了一定的p H和Eh條件外，對水介質的溫度、CO2含量等也有一定的要求。水介質溫度升高時，CO2在水中的溶解度就減小，水中的CO2就向大氣中逸出，這就促使溶解的Ca(HCO3)2轉變?yōu)镃a CO3而沉淀。相反，如果溫度降低，反應就會向相反的方向進行。因此，碳酸鈣沉積多見于熱帶亞熱帶地區(qū)。

由此可見，在研究Fe、Mn、Si、Al、Ca等溶解物質的搬運及沉積作用時，應充分重視水介質的影響。

但對于溶解度大的物質，如Cl、S、Na、K、Mg等的搬運和沉積作用，水介質條件的影響則不大，它們只有在干熱的氣候條件下，在封閉或半封閉的盆地中，或者在水循環(huán)受限制的潮上地帶，即在蒸發(fā)的條件下，才能沉積下來。石膏、硬石膏、鈉鹽、鉀鹽、鎂鹽就是這樣形成的。

因此，各種溶解載荷從真溶液中沉淀（積）出來都有一定的p H和Eh值。表3-5中所列的是常見的金屬氫氧化物沉淀時所需的p H值。表3-6所列的則是各種礦物發(fā)生沉淀時的p H值。Krumbein和Garrels（1952）總結了沉積巖中常見自生礦物依據(jù)p H值和Eh值所劃分的穩(wěn)定范圍和一般的生成條件（圖3-14）。

表3-5 常見氫氧化物沉淀時所需的p H值

表3-6 各種礦物懸浮體的p H值

四、化學沉積分異作用

母巖風化產(chǎn)物中的溶解載荷，在沉積過程中，由于各種元素和化合物彼此在化學性質上的差異，它們會發(fā)生分異，而這種分異作用是受化學原理所支配的，稱為化學沉積分異作用（chemical sedimentary differentiation）。

影響化學沉積分異作用的主要物質因素是物質（化合物）的溶解度，即按溶解度從小到大，依次沉積。這樣，原來共存于溶液中的各種成分，在其搬運和沉積作用的過程之中，就逐漸地發(fā)生了分異現(xiàn)象并分離開來?；瘜W沉積分異作用還要受到介質的p H值和Eh值變化的影響。

普斯托瓦洛夫（Пуствалов，1940）所提出的化學沉積分異作用的一般模式自沉積盆地岸邊向海盆方向的沉積次序是：鋁土礦→鮞狀赤鐵礦→鮞狀氧化錳礦→二氧化硅→磷酸鈣→海綠石→鮞綠泥石→菱鐵礦→方解石→白云石，最后是石膏、硬石膏以及氯化鈉、鉀鹽、鎂鹽（這些只在鹽盆地出現(xiàn)）。普氏于1954年又對化學沉積分異作用序列進行了修訂，如果簡化一下這個序列，則是：氧化物→磷酸鹽→硅酸鹽→碳酸鹽→硫酸鹽→鹵化物（圖3-15）。

圖3-15 化學沉積分異作用圖解（據(jù)Пуствалов，1954）

普氏的化學沉積分異理論提出以后，受到沉積巖石學界的極大重視，但同時也出現(xiàn)了不少的疑問和分歧。爭論的主要問題有二：第一，是關于化學沉積分異作用受外部種種因素的控制或影響問題，如水介質的各種物理化學條件、氣候條件、構造條件、生物作用等的控制或影響細節(jié)；第二，是個別成分沉淀的先后順序以及圖解的表現(xiàn)形式問題。這兩方面的問題隨著科學技術的發(fā)展，逐步得到了補充和完善。也就是說，任何自然界的規(guī)律，都是在一定的條件下存在的，化學沉積分異作用亦然。作為一種沉積作用原理，化學沉積分異作用有其重要理論意義和科學價值。

五、常見的化學沉積物（巖）和自生礦物

自生礦物是溶液中的化學物質在一系列物理化學作用下形成的。其形成方式有以下幾種：①以化學或生物化學方式在溶液中沉淀，以后又進一步重結晶；②呈懸浮狀態(tài)被帶到沉積物中的細分散物質（如粘土），經(jīng)過化學和礦物方面的改造而成；③在地下環(huán)境或表生成巖帶，溶液中沉淀的礦物置換交代原有的礦物。它們通常形成于原地，包括同時沉積的、沉積后在孔隙中沉淀和交代的，以及地下深處環(huán)境中形成的。就是說，在沉積、同生、成巖和后生及表生階段形成的礦物統(tǒng)稱自生礦物，是沉積巖特有和新生的組分。

各種自生礦物都是與其形成階段所處的物理化學條件相平衡的產(chǎn)物，分布也極不相同。最多的是方解石、白云石及硅質礦物，并可構成巨厚或厚層的沉積巖層；另一些分布雖廣，但主要富集在單個巖層、透鏡體或團塊結核之中，如磷灰石、菱鐵礦、黃鐵礦和海綠石；還有一類在沉積巖中少見，一般呈膠結物、團塊或微小浸染狀，如螢石、重晶石、沸石、閃鋅礦、方鉛礦等。

（1）方解石和白云石：是沉積巖中常見的碳酸鹽礦物。方解石（即低鎂方解石）主要化學成分為Ca CO3，白云石分子式為Ca Mg(CO3)2。它們既可構成很厚的碳酸鹽巖石，又可以在碎屑為主的巖石中以膠結物或者結核的形式出現(xiàn)。有較粗的結晶顆粒，也有極細的泥狀晶粒（圖3-16）；白云石的生成除了符合一般物理化學規(guī)則以外（即溶度積、p H等），更多的是交代方解石而成。

（2）黃鐵礦和白鐵礦（Fe S2）：是同質異象的硫化物礦物，以結核形式出現(xiàn)在碎屑巖和碳酸鹽巖中。它們在細粒暗色泥巖中最為常見，通常與有機質的保存有關（圖3-17）。

這兩種礦物都反映了沉積期后沉積物中，甚至在所謂的“閉塞”環(huán)境中的沉積物表面處所出現(xiàn)的強還原條件。在沉積物中，孔隙水與上覆充氧水的有限混合以及厭氧細菌的活動消耗了游離氧。這時還原硫的細菌出現(xiàn)，生成游離硫離子，它與鐵結合，形成細粒的浸染狀黃鐵礦或白鐵礦。這就使得在現(xiàn)代潮坪較細粒部分，距表面僅幾厘米之下的沉積物呈黑色。較大的黃鐵礦結核通常顯示內部放射狀的晶體生長方式。

（3）菱鐵礦（Fe CO3）：是含鐵的碳酸鹽礦物，在沉積巖中也較為常見。菱鐵礦晶體常具晶面圓滑的菱面體外形，其集合體具放射狀或似鮞狀，也常呈結核狀產(chǎn)出。菱鐵礦一般形成于弱還原環(huán)境，其中硫酸離子濃度低，有Fe2＋以及CO2存在（Sellwood，1971）。關于它的生成，有人認為可能是原生的。但目前絕大多數(shù)地質學家認為菱鐵礦是典型的成巖期自生礦物，這從它們往往交代原生礦物可得到證實。經(jīng)常與之共生的自生礦物有鮞綠泥石和黃鐵礦。菱鐵礦在海洋、湖泊環(huán)境中都可以形成，在一些含煤巖系的沼澤粘土中更為常見，有時可以達到一定的厚度而被視作低品位的鐵礦石。但在河流中，因河水是弱氧化和中性—弱酸性條件，故很少見。

圖3-16 方解石沉積物

a.溶洞中的碳酸鹽巖沉積物，鄂爾多斯盆地北部昭君墳（焦養(yǎng)泉攝，2012）；b.鮞粒，單偏光，重慶開縣飛仙關組（焦養(yǎng)泉攝，2006）；c.生物介殼和鮞粒，單偏光，渤海灣盆地歧口凹陷古近系（焦養(yǎng)泉攝，2007）

圖3-17 渤海灣盆地歧口凹陷古近系砂巖碎屑沉積物粒間的草莓狀黃鐵礦（焦養(yǎng)泉攝，2007）

a.單偏光；b. 正交偏光鮞粒；c和d.反射光

（4）赤鐵礦和褐鐵礦：赤鐵礦（Fe2O3）以結核形式以及更為常見的狀態(tài)——色素出現(xiàn)在紅層中。在各種情況下它都要求氧化條件（圖2-3、圖2-4），不過，在弱還原的堿性條件下能繼續(xù)存在（圖3-14）。結核狀赤鐵礦一般出現(xiàn)在紅色的或局部還原的層序中，而且結核通常出現(xiàn)在古代土壤層剖面中。

盡管許多鐵質礦物可風化成褐鐵礦（2Fe2O3·3H2O），但如果氧化的地下水條件占優(yōu)勢，褐鐵礦似乎也能自主地形成結核（圖3-14）。它經(jīng)常以砂和砂巖中的結核方式出現(xiàn)，往往對未固結松散砂剛剛開始石化的部分起膠結作用。

（5）海綠石：沉積巖中的分布雖量少和分散，但其意義較大，一直是人們關注的研究課題。海綠石是現(xiàn)代海洋底部和地質歷史時期海相地層中分布較廣的綠色自生礦物，是一種富鐵、富鉀的含水層狀鋁硅酸鹽礦物。海綠石的顏色比較有特點，呈鮮綠色、黃綠色或淺黃綠色，其綠色的鮮艷程度與Fe3＋/ Fe2＋比值和氧化程度有關。海綠石常是細鱗片晶體或極細粒的集合體。集合體的形態(tài)多種多樣。

海綠石是Fe3＋和Fe2＋共存的富鐵礦物，所以形成海綠石要求弱氧化至弱還原條件。費爾布里奇等人指出，形成2mm大小的海綠石團粒可能要100～1 000年時間。在此期間要求沉積速度緩慢，水流有弱擾動。這些特定條件在淺海環(huán)境中最為適宜。據(jù)研究，大部分海綠石是在同生和早期成巖階段形成的，后生階段中海綠石極少。在表生帶中海綠石易氧化成褐鐵礦，所以他生海綠石極為罕見。

（6）石膏（Ca SO4·2H2O）和硬石膏（Ca SO4）：都以早期成巖結核形式出現(xiàn)在現(xiàn)代強堿性條件下，如在炎熱、干旱環(huán)境中的間歇性湖泊與潮上坪表面以下不遠處（圖3-18）。類似構造在古代沉積物中是普遍的。宿主沉積物通常為碳酸鹽巖，但蒸發(fā)鹽結核也出現(xiàn)在碎屑巖，尤其是泥質粉砂巖中。石膏可呈嵌晶狀環(huán)繞宿主沉積物的顆粒產(chǎn)出，而硬石膏常作為結核和薄層以置換方式發(fā)育。

（7）重晶石（Ba SO4）：作為局部膠結物是十分常見的，尤其是在紅色砂巖中，在這里發(fā)育完好的晶體呈鑲嵌狀包圍著砂粒。在現(xiàn)代沙漠中，通常以沙漠玫瑰（sand rose）的形式形成于近沉積物表面處。氧化條件和呈溶解狀態(tài)的鋇的補給，對于以這種方式形成的重晶石來說是必需的條件。

（8）石鹽或巖鹽（Na Cl）：是一種塊狀的、粗粒的、沒有節(jié)理的結晶物質?？梢耘c其他某些沉積物構成紋層狀。鹽的結晶可以是輪廓完好的立方體，也可以是漏斗狀的。按Dellwig （1955）的解釋，漏斗狀晶體是在鹵水表面形成的，而立方體的常態(tài)是在鹽的堆積物和它上面浮著的鹵水之間的沉積界面上生長的一種產(chǎn)物（圖3-19）。

（9）自生硅質礦物（蛋白石＋玉髓＋自生石英）：自生硅質礦物也是沉積巖中分布比較廣的造巖礦物，包括蛋白石、玉髓和自生石英。蛋白石是非晶質含水的Si O2礦物，呈膠狀集合體。蛋白石凝膠一般直接由溶液中析出，可富集而形成某類巖石，也可作為碎屑孔隙中的充填物。蛋白石的形成又與生物作用有關，常構成各種硅質生物的礦物質骨骼。玉髓是纖維狀結晶質的Si O2礦物，它是由蛋白石重結晶而成的，常呈纖維狀集合體和微晶狀，往往與蛋白石同時出現(xiàn)。Глнзбург和Рукавищникова（1951）及其他研究者指出，方解石的存在，會促進蛋白石轉變?yōu)橛袼杓敖Y晶質Si O2的其他亞種。因此，在石灰?guī)r中，結晶形式的Si O2、玉髓占絕對優(yōu)勢。?？耍?981）的研究認為，正延性玉髓（水玉髓）是在地質歷史中曾存在過，而現(xiàn)在已消失了的蒸發(fā)鹽巖的典型標志，它是通過交代蒸發(fā)巖而形成的一種礦物，它的結晶C軸與晶體纖維方向呈30°夾角。自生石英可以由玉髓進一步結晶而成，也可以在成巖后生期直接形成碎屑石英的增生或加大（圖3-20）。這些自生石英常充填碎屑巖石的孔隙空間（包括加大石英），有的呈較粗的鑲嵌狀集合體，也有的呈分散狀較自形的晶粒。在現(xiàn)代砂中沒有見到自生石英充填孔隙，而在古代碎屑巖（特別是砂巖）中經(jīng)常出現(xiàn)。說明自生石英的形成除了需要一定的離子濃度，也需要一定的成巖溫度。二氧化硅的沉淀似乎需要弱堿性條件。

圖3-18 蒸發(fā)巖類——石膏

a、b.內蒙古四子王旗江岸烏蘭胡秀古近系石膏晶體（焦養(yǎng)泉攝，2012）；c.新疆烏魯木齊蘆草溝組油頁巖表面的石膏晶體（焦養(yǎng)泉攝，2006）；d.內蒙古四子王旗腦木根古近系石膏晶體（焦養(yǎng)泉攝，2009）

圖3-19 蒸發(fā)巖類——石鹽

a.形成于死海沿岸的鹽晶（據(jù)Stefano Brambilla，2009）；b.新疆吐魯番艾丁湖的石鹽（焦養(yǎng)泉攝，2000）

圖3-20 鄂爾多斯盆地北部白堊系的自生石英晶簇（焦養(yǎng)泉攝，2012）