胡 彬 孔凡晶 張永生 鄭綿平 陳 靖

(1.中國地質(zhì)科學(xué)院礦產(chǎn)資源研究所 北京 100037;2.國土資源部鹽湖資源與環(huán)境重點實驗室 北京 100037)

蒸發(fā)鹽類礦物是地表水體在強(qiáng)烈的蒸發(fā)作用下結(jié)晶形成的，在此過程中被捕獲于晶體晶格缺陷中的流體(氣體)稱為蒸發(fā)鹽中的原生包裹體。這些包裹體能夠保存形成時期大氣圈、水圈、生物圈的重要信息，可以為研究古溫度、古水體成分、古大氣成分以及生物的演化提供可靠的定量數(shù)據(jù)［1］。對于蒸發(fā)鹽包裹體的研究近些年來引起了國內(nèi)外學(xué)者極大的興趣［2］。在蒸發(fā)鹽礦物中，石鹽分布較為普遍且包裹體數(shù)目多、體積較大，因而成為蒸發(fā)鹽包裹體研究的主要對象［1］。

石鹽包裹體的研究內(nèi)容主要包括:巖相學(xué)研究、包裹體均一溫度測定、包裹體成分測定以及包裹體所捕獲的微生物研究三個方面。前人對于石鹽包裹體的巖相學(xué)研究主要用來判別包裹體的原生和次生性。原生石鹽包裹體群的分布形態(tài)主要有兩種:漏斗形和人字形，這兩種形態(tài)分別對應(yīng)了兩種不同的結(jié)晶過程，即形成于水面的漏斗形結(jié)晶和形成于水底的人字形結(jié)晶［3］。包裹體均一溫度的測定方法主要采用低溫冷凍測溫法［4，5］。采用該方法測得均一溫度的最大值可以作為形成時的環(huán)境溫度［2，5，6］。包裹體成分的測定方法主要有兩種:一種是激光剝蝕電感耦合等離子質(zhì)譜法(LA-ICP-MS)［7，8］，另一種是掃描電鏡能譜法［9，10］。關(guān)于包裹體中所捕獲的微生物研究，目前已有學(xué)者從2.5億年前二疊紀(jì)地層中的石鹽包裹體中提取出了被捕獲的嗜鹽菌的DNA［11］。

本研究對來自陜北鹽盆鎮(zhèn)鉀1井的樣品進(jìn)行了詳細(xì)的巖相學(xué)觀察，并在此基礎(chǔ)上，采用低溫冷凍測溫法測定其中石鹽包裹體的均一溫度。根據(jù)測定結(jié)果，對均一溫度所記錄的有關(guān)陜北鹽盆馬家溝組沉積期的古氣候信息做了進(jìn)一步探討。

1 研究區(qū)概況

陜北鹽盆位于鄂爾多斯盆地的中東部，其分布范圍大致為 36°10'～39°10'N，108°30'～111°E，面積約5.6×104km2(圖1)。行政區(qū)劃包括陜北地區(qū)柳林、臨縣、神木、靖邊、志丹、延安、大寧等市縣轄區(qū)。鄂爾多斯盆地位于賀蘭山以東、呂梁山以西、陰山以南、秦嶺以北的地區(qū)，包括甘肅東部、寧夏大部、陜西中部和北部、內(nèi)蒙古西部和山西西部，面積約32×104km2［12］。

陜北鹽盆的蒸發(fā)鹽所在層位主要發(fā)育馬家溝組地層，其中馬家溝組一、三、五段為含鹽段，二、四、六段為碳酸鹽巖段。從巖性上看，陜北鹽盆在該時期主要經(jīng)歷了三次完整的海進(jìn)—海退事件，形成了三個蒸發(fā)鹽與碳酸鹽巖互層的沉積旋回［14］。

圖1 研究區(qū)域的地理位置［13］Fig.1 Location of the study area［13］

鎮(zhèn)鉀1井位于米脂縣杜家石溝鎮(zhèn)杜興莊村，構(gòu)造位置上處于陜北鹽盆西部鹽坳處，是中國地質(zhì)科學(xué)院部署的一口用于調(diào)查評價陜北奧陶紀(jì)鹽盆地鉀鹽資源的鉀鹽基準(zhǔn)井［15］。米脂縣屬中溫帶半干旱性氣候區(qū)，全年降雨不足，氣候干燥。該地區(qū)1993年至2012年月均溫依次為(1月～12月):-8.60℃、-2.91℃、3.64℃、11.55℃、17.67℃、22.26℃、23.86℃、21.81℃、16.35℃、9.32℃、1.29℃、-5.83℃(據(jù)中國氣象局米脂臺站)。可以看出，該地區(qū)全年月均氣溫在-5.83℃～23.86℃，年平均氣溫9.20℃。

2 樣品采集及實驗方法

2.1 包裹體樣品采集及巖相學(xué)觀察

本次研究的樣品采自鎮(zhèn)鉀1井馬家溝組第五段六亞段地層，樣品深度為:2 738 m(zjy-1)，2 740 m(zjy-2)，2 744 m(zjy-3)，2 812.8 m(zjy-4)。樣品 zjy-1、zjy-2、zjy-3的巖性為淺灰褐色、中粗晶巖鹽;樣品zjy-4巖性為淺灰褐色—煙灰色、中粗晶巖鹽，局部含泥砂(圖2)。

由于蒸發(fā)鹽礦物具有易潮解、易重結(jié)晶等特殊性質(zhì)，為防止磨片過程對包裹體均一溫度的測定產(chǎn)生干擾，本研究未進(jìn)行磨片，而直接將樣品切成厚度小于0.5 mm薄片在顯微鏡下觀察。樣品切好后加以編號，并用自封袋將樣品密封好，放置于干燥器內(nèi)保存，以避免礦物發(fā)生潮解。包裹體巖相學(xué)研究采用Zeiss公司的AXIO Scope.A1顯微鏡進(jìn)行，包裹體拍照和測量分析使用ProgRes CapturePro2.8.8軟件。石鹽包裹體巖相學(xué)特征是判斷包裹體原生和次生性的重要依據(jù)，原生石鹽包裹體群的分布有其特征形態(tài)，即人字形和漏斗形。這兩種形態(tài)分別對應(yīng)著兩種原生石鹽礦物晶型，即生長在水體底部的人字晶和生長在水面上的漏斗晶［3］。

圖2 樣品手標(biāo)本照片A.樣品 zjy-1，B.樣品 zjy-4Fig.2 Photos of the samplesA.Sample zjy-1，B.Sample zjy-4

圖3 原生純液相石鹽包裹體(左)在冷凍后(右)出現(xiàn)氣泡Fig.3 Primary fluid inclusions before(left)and after(right)chilling to nucleate vapor bubbles

2.2 石鹽包裹體均一溫度的測定

石鹽包裹體均一溫度的測定采用低溫冷凍測溫法［4，5］。將含原生純液相石鹽包裹體切片放入自封袋中密封，在-18℃冰箱中冷凍處理，直至觀察到純液相的包裹體出現(xiàn)氣泡為止(圖3)。將冷凍處理后出現(xiàn)氣泡的切片放在冷熱臺上，找到目標(biāo)包裹體。先以30℃/min的速率迅速降溫至-15℃，然后再以0.5℃/min的速率緩慢升溫至15℃，最后以0.1℃/min的速率升溫至包裹體中的氣泡完全消失，此時的溫度即為該包裹體的均一溫度。本研究所測得每一個樣品的包裹體均一溫度均來自于同一樣品切片的同一包裹體群。測溫使用英國Linkam THMS G600顯微冷熱臺，該儀器采用液氮制冷，溫度范圍為-196℃ ～600℃，儀器精度為±0.1℃。

3 結(jié)果與分析

包裹體巖相學(xué)研究中觀察到的石鹽包裹體主要有方形、圓形及不規(guī)則形等三種形態(tài)(圖4A，B，C)。方形是原生石鹽包裹體最常見的形態(tài)，圓形主要多見于富氣相的包裹體，不規(guī)則形態(tài)則可能與包裹體經(jīng)歷了后期改造變化有關(guān)。石鹽包裹體有純液相、氣液兩相和含子礦物三相等不同相態(tài)(圖4D，E，F(xiàn))。

本次研究對 zjy-1、zjy-2、zjy-3、zjy-4這 4件樣品中的原生純液相石鹽包裹體進(jìn)行了均一溫度測定并測量了包裹體大小，所測包裹體共計118個(圖5)。其中，樣品zjy-1測得包裹體均一溫度34個，最大值為27℃，最小值為18.5℃，多數(shù)集中在21℃～27℃之間，并在22℃～23℃的區(qū)間有一個明顯的峰值，該樣品均一溫度的均值為23.5℃，包裹體大小在7.8～21.1 μm;樣品zjy-2測得均一溫度31個，最大值為29.9℃，最小值為 23.8℃，數(shù)據(jù)集中出現(xiàn)在23℃ ～26℃之間，并在 23℃ ～24℃、25℃ ～26℃區(qū)間內(nèi)有兩個明顯的峰值，均值為23.9℃，包裹體大小在2.6～36.52 μm;樣品zjy-3測得均一溫度24個，最大值為36.9℃，最小值為24℃，數(shù)據(jù)多集中在27℃～34℃，并在27℃～28℃、33℃～34℃區(qū)間有兩處峰值，均值為30.5℃，包裹體大小在12.4～34.6 μm;樣品 zjy-4測得均一溫度29個，最大值31℃，最小值14.7℃，數(shù)據(jù)多集中在21℃～26℃之間，并在23℃～24℃之間有一處峰值，均值為 23.1℃，包裹體大小在 7.1～36.3 μm(表 1)。

4 結(jié)論與討論

4.1 石鹽包裹體均一溫度的地質(zhì)意義

圖4 鎮(zhèn)鉀1井石鹽包裹體類型A.方形石鹽包裹體;B.圓形石鹽包裹體;C.不規(guī)則形態(tài)的石鹽包裹體;D.純液相原生石鹽包裹體;E.氣液兩相石鹽包裹體;F.含子礦物三相次生石鹽包裹體。Fig.4 Fluid inclusions in the study samples from Well Zhenjia-1A.square fluid inclusions;B.round fluid inclusions;C.irregular fluid inclusions;D.primary one-phase liquid fluid inclusions;E.two-phase liquid-gas fluid inclusion;F.three-phase liquid-gas and crystal fluid inclusions.

原生石鹽包裹體的均一溫度能夠代表其形成時的水體溫度，但與其形成時的氣溫又有怎樣的對應(yīng)關(guān)系呢?對于這個問題，Roberts等(1995)做了深入研究，并給出相應(yīng)結(jié)論。在收集了加拿大死谷鹽湖1911～1993年的氣溫數(shù)據(jù)之后，總結(jié)出了該鹽湖月平均氣溫變化范圍。同時，采用冷凍測溫法得到相應(yīng)時期沉積的石鹽包裹體均一溫度。根據(jù)氣溫變化范圍和均一溫度范圍兩組數(shù)據(jù)的對比，他認(rèn)為:石鹽結(jié)晶形成于一年中氣溫較高且蒸發(fā)量較大的時期，故而包裹體均一溫度應(yīng)包含最高鹵水溫度，而從溫度與均一溫度的對比來看，均一溫度的最大值比形成時氣溫低 5℃ ～10℃左右［4］。Lowenstein 等(1998)測量了實驗室蒸發(fā)形成的石鹽包裹體和野外(死谷)形成的石鹽包裹體的均一溫度后，認(rèn)為:石鹽包裹體均一溫度的最大值能夠反映其形成時的環(huán)境溫度。例如:實驗室蒸發(fā)形成的石鹽包裹體的環(huán)境溫度是31.5℃，測量所得的包裹體最大均一溫度為33℃;而死谷4月～5月的鹵水最大溫度是34.4℃，平均最高氣溫31.3℃～37.6℃，測量所得的包裹體最大均一溫度為34℃［5］。本研究所測包裹體來自陜北鹽盆奧陶紀(jì)馬家溝組五段六亞段地層，希望通過包裹體均一溫度的測定分析，得到陜北鹽盆該時期的古氣溫。

圖5 石鹽包裹體均一溫度分布A.zjy-1原生包裹體均一溫度測試結(jié)果;B.zjy-2原生包裹體均一溫度測試結(jié)果;C.zjy-3原生包裹體均一溫度測試結(jié)果;D.zjy-4原生包裹體均一溫度測試結(jié)果。Fig.5 Histograms of homogenization temperatures(Th)of fluid inclusionsA.histograms of homogenization temperatures(Th)of primary fluid inclusions in zjy-1;B.histograms of homogenization temperatures(Th)of primary fluid inclusions in zjy-2;C.histograms of homogenization temperatures(Th)of primary fluid inclusions in zjy-3;D.histograms of homogenization temperatures(Th)of primary fluid inclusions in zjy-4.

表1 石鹽包裹體均一溫度測試結(jié)果Table 1 Homogenization temperature(Th)data of primary fluid inclusions in halite

4.2 石鹽包裹體的原生與次生性

由于石鹽易于溶解及重結(jié)晶，尋找和判斷原生包裹體是開展石鹽包裹體研究的前提。盡管由于后期的改造和破壞，形成年代較早的石鹽礦物大多發(fā)生了一定的重結(jié)晶作用，但其中仍有可能找到未發(fā)生改變的原生石鹽包裹體［3］。在尋找原生石鹽包裹體的研究中，除了將石鹽包裹體群的分布形態(tài)作為原生包裹體的判斷依據(jù)以外，還可以依據(jù)包裹體均一溫度范圍大小，以及均一溫度與包裹體大小之間的關(guān)系加以判斷［3］。

Goldstein和Reynolds(1994)認(rèn)為，同一包裹體帶中所測量的均一溫度，如果90%的數(shù)據(jù)都在10℃～15℃范圍之間，則可判定為原生包裹體［16］。本次測試的四個樣品，zjy-1的均一溫度最大值27℃，最小值18.5℃，范圍在8.5℃之間;樣品zjy-2最大值29.9℃，最小值 14.9℃，范圍 15℃;樣品 zjy-3最大值為36.9℃，最小值為24℃，范圍12.9℃;樣品zjy-4最大值31℃，最小值14.7℃，范圍16.3℃(表1)。所以，本次測定的均一溫度是符合原生包裹體均一溫度范圍的。

分析包裹體均一溫度與包裹體大小之間的關(guān)系是判定原生包裹體的又一項重要的標(biāo)準(zhǔn)［17］。前人在這方面的實驗結(jié)果表明，受到后期改造發(fā)生形變的包裹體均一溫度相對較高，而且越大的包裹體越容易受到改造變形［3，18，19］。所以，如果原生包裹體受到了后期作用，那么越大的包裹體，其均一溫度也就越高［17］。將本次測得的包裹體均一溫度與該包裹體的大小進(jìn)行了分析比較，發(fā)現(xiàn)二者之間沒有明顯的數(shù)值關(guān)系(圖6)。

圖6 石鹽包裹體均一溫度與大小的關(guān)系Fig.6 Histogram of homogenization temperatures plotted against size of inclusions

4.3 石鹽包裹體均一溫度所指示的陜北奧陶紀(jì)鹽盆馬家溝組沉積期的古氣候信息探討

奧陶紀(jì)發(fā)生了顯生宙以來海洋動物群演變的大爆發(fā)，并且在奧陶紀(jì)末出現(xiàn)了自寒武紀(jì)以來第二次生物大滅絕事件，該時期的古溫度、古環(huán)境信息一直為人們所關(guān)注。前人研究認(rèn)為，奧陶紀(jì)早期氣溫很高，其后逐漸降低至相當(dāng)于現(xiàn)在地球赤道附近的溫度，該溫度從中奧陶世一直持續(xù)到晚奧陶世［20］(Trotter et al.，2008)。在奧陶紀(jì)末到志留紀(jì)初，溫度又開始大幅下降至2℃以下［21］，并且引發(fā)了一次生物大滅絕事件。前人對于奧陶紀(jì)古溫度的測定主要采用氧同位素方法，如Shiels et al.(2005)通過對腕足動物形成碳酸鹽中氧同位素測定認(rèn)為奧陶紀(jì)熱帶赤道海水表面溫度的最低值為 16℃ ～32℃［22］;Giles(2012)采用同樣的方法得出奧陶紀(jì)低緯度地區(qū)古溫度為8℃～26℃［21］;Trotter et al.(2008)對牙形石的氧同位素測溫結(jié)果表明整個奧陶紀(jì)古溫度從最初的42℃降低到奧陶紀(jì)末23℃［20］。氧同位素測溫首先需要測定樣品中氧同位素含量，進(jìn)而得到δO18的數(shù)值，再通過一系列計算得出古溫度數(shù)據(jù)。由于樣品本身的限制，及假設(shè)古海水δO18的準(zhǔn)確性，使得氧同位素測溫的精確計算較難保證。而本研究采用測定石鹽包裹體均一溫度的方法，得到的古溫度直接、準(zhǔn)確，這對于研究奧陶紀(jì)的古溫度、古氣候信息具有不可取代的優(yōu)勢。

本研究測得陜北奧陶紀(jì)鹽盆馬家溝組的古溫度為:樣品 zjy-1，18.5℃ ～27℃;樣品 zjy-2，14.9℃ ～29.9℃;樣品 zjy-3，24℃ ～36.9℃;樣品 zjy-4，14.7℃ ～31℃(圖7)。陜北鹽盆中奧陶統(tǒng)馬家溝組碳酸鹽含鹽系主要由碳酸鹽巖和蒸發(fā)鹽交替沉積形成，為典型的穩(wěn)定克拉通古陸表海盆沉積［23］。從取樣段巖芯的巖性來看，底部巖鹽段反映了當(dāng)時炎熱干燥的形成環(huán)境，古溫度為14.7℃～31℃;其后該地區(qū)經(jīng)歷了一次淡化事件，形成了20 m厚的石膏巖和10 m左右的灰?guī)r沉積;接著該區(qū)再一次經(jīng)歷炎熱干旱的氣候，又形成了巖鹽層，氣溫較底部巖鹽層的形成溫度有所升高，為24℃～36.9℃，在巖鹽層形成的過程中溫度逐漸降低，從開始的 24℃ ～36.9℃，降低到 14.9℃ ～29.9℃，并最終降低到18.5℃～27℃。如果按照Lowenstein et al.(1998)的研究結(jié)果［5］，使用石鹽包裹體均一溫度的最大值表示古氣溫，那么陜北鹽盆地奧陶紀(jì)在本研究段的古氣溫在最初為31℃;其后水體鹽度降低，形成約30 m厚的膏巖、灰?guī)r層;接著氣候又變干燥，逐漸形成巖鹽，氣溫升高到36.9℃;該層巖鹽厚約20 m，所測古溫度在該層位呈逐漸降低的趨勢，由36.9℃降低至29.9℃，又降至27℃?？偟膩碚f，本研究所測的兩個巖鹽層的古溫度大致接近，底層巖鹽層古溫度為 31℃，上層巖鹽層古溫度為 36.9℃、29.9℃、27℃。這組古溫度與前人的氧同位素測溫結(jié)果基本是一致的。所以，我們認(rèn)為，原生的石鹽包裹體均一溫度能夠反映其形成環(huán)境的古溫度。

圖7 石鹽包裹體樣品在巖芯中的位置及均一溫度范圍Fig.7 Ranges of fluid inclusion homogenization temperatures plotted next to location of samples in the cores

除了均一溫度、巖性特征指示了陜北鹽盆地奧陶紀(jì)馬家溝組沉積期為炎熱干燥的氣候特征以外，前人的古地磁的研究結(jié)果也表明，奧陶紀(jì)的華北板塊位于南緯 10°～24°之間［24，25］，地處南半球低緯度干旱帶。這種炎熱、干旱的氣候特征對于蒸發(fā)鹽的形成十分有利［26，27］，所以陜北盆地奧陶系馬家溝組形成巨量的石鹽沉積，并于馬家溝組五段六亞段陸續(xù)發(fā)現(xiàn)含鉀顯示和局部薄鉀鹽層，成為全球少有的奧陶紀(jì)含鉀盆地［23］。結(jié)合以上對華北板塊奧陶紀(jì)古氣候的認(rèn)識，我們認(rèn)為陜北奧陶紀(jì)鹽盆處于炎熱、干旱的低緯度干旱帶，其在馬家溝組五段6亞段沉積期的古氣溫為27℃ ～36.9℃。

這一古溫度高于研究區(qū)近二十年的現(xiàn)代氣溫，作者推測其原因可能有兩點:首先，陜北鹽盆地奧陶紀(jì)所在的板塊緯度位置較現(xiàn)今發(fā)生的很大的改變，從那時的南緯 10°～24°之間［24，25］，變?yōu)楝F(xiàn)在的北緯 10°～24°，其所處氣候帶也從低緯度熱帶變?yōu)橹芯暥葴貛?，所以古氣溫高于現(xiàn)代氣溫;其次，前人的研究成果表面，奧陶紀(jì)中期以前氣溫高于現(xiàn)代，從中奧陶晚期開始，氣溫開始下降到奧陶紀(jì)末期達(dá)到最低［20］，本次研究樣品來自中奧陶紀(jì)，可能正處于奧陶紀(jì)溫度較高的時間段。

致謝 本論文的實驗和撰寫工作得到了中國科學(xué)院南京地質(zhì)古生物研究所孟凡巍博士的悉心指導(dǎo)，中國地質(zhì)科學(xué)院劉成林研究員、魏家秀老師、孫小紅博士、趙艷軍博士等對論文提出了寶貴的修改意見，在此一并感謝。

References)

1 劉興起，倪培.表生環(huán)境條件形成的石鹽流體包裹體研究進(jìn)展［J］.地球科學(xué)進(jìn)展，2005，20(8):856-862［Liu Xingqi，Ni Pei.Advances in studies of fluid inclusions in halite formed in earth's surface environments［J］.Advances in Earth Science，2001，20(8):856-862］

2 葛晨東，王天剛，劉興起，等.青海茶卡鹽湖中流體包裹體記錄的古氣候信息［J］.巖石學(xué)報，2007，23(9):2063-2068［Ge Chendong，Wang Tiangang，Liu Xingqi，et al.Paleoclimatic information recorded in fluid inclusions in halite from Chaka salt lake，Qinghai province［J］.Acta Petrologica Sinica，2007，23(9):2063-2068］

3 Roedder E.The fluid in salt［J］.American Mineralogist，1984，69(5/6):413-439

4 Roberts S M，Spencer R J.Paleotemperatures preserved in fluid inclusions in halite［J］.Geochimica et Cosmochimica Acta，1995，59(19):3929-3942

5 Lowenstein T K，Li J，Bronw C B.Paleotemperatures from fluid inclusions in halite:method verification and a 100，000 year paleotemperature record，Death Valley，CA［J］.Chemical Geology，1998，150:223-245

6 孟凡巍，倪培，葛晨東，等.實驗室合成石鹽包裹體的均一溫度以及古氣候意義［J］.巖石學(xué)報，2011，27(5):1543-1547［Meng Fanwei，Ni Pei，Ge Chendong，et al.Homogenization temperature of fluid inclusions in laboratory grown halite and its implication for paleotemperature reconstruction［J］.Acta Petrologica Sinica，2011，27(5):1543-1547］

7 Shepherd T J，Ayora C，Cendon D I.Quantitative solute analysis of single fluid inclusions in halite by LA-ICP-MS and cryo-SEM-EDS.Complementary microbeam techniques［J］.European Journal of Mineralogy，1998，10(6):1097-1108

8 孫小紅，胡明月，劉成林，等.激光剝蝕ICP-MS法測定鹽類礦物單個流體包裹體的成分［J］.分析化學(xué)，2013，41(2):235-241［Sun Xiaohong，Hu Mingyue，Liu Chenglin，et al.Composition determination of single fluid inclusions in salt minerals by laser ablation ICP-MS［J］.Chinese Journal of Analytical Chemistry，2013，41(2):235-241］

9 Ayora C，Garcia，Veigas J，Pueyo J J.X-ray microanalysis of fluid inclusions and its application to the geochemical modeling of evaporite basins［J］.Geochimica et Cosmochimica Acta，1994，58(1):43-55

10 Timofeeff M N，Lowenstein T K，Blackburn W H.ESEM-EDS:An improved technique for major element chemical analysis of fluid inclusions［J］.Chemical Geology，2000，164(3/4):171-182

11 Vreeland R H，Rosenzweig W D，Powers D W.Isolation of a 250 million-year-halotolerant bacterium from a primary salt crystal［J］.Nature，2000，407:897-900

12 馮增昭，鮑志東，康祺發(fā)，等.鄂爾多斯奧陶紀(jì)古構(gòu)造［J］.古地理學(xué)報，1999，1(3):83-94［Feng Zengzhao，Bao Zhidong，Kang Qifa，et al.Palaeotectonics of Ordovician in Ordos［J］.Journal of Palaeogeography，1999，1(3):83-94］

13 劉群，杜之岳，陳郁華.陜北奧陶系和塔里木石炭系鉀鹽找礦遠(yuǎn)景［M］.北京:原子能出版社，1997:1-113［Liu Qun，Du Zhiyue，Chen Yuhua.Potash Salt-searching Prospects in Northern Shaanxi Ordovician and Tarim Carboniferous［M］.Beijing:Atomic Energy Press，1997:1-113］

14 侯方浩，方少仙，董兆雄，等.鄂爾多斯盆地中奧陶統(tǒng)馬家溝組沉積環(huán)境與巖相發(fā)育特征［J］.沉積學(xué)報，2003，21(1):107-112［Hou Fanghao，F(xiàn)ang Shaoxian，Dong Zhaoxing，et al.The development characters sedimentary environments and lithofacies of middle Ordovician Majiagou Formation in Ordos Basin［J］.Acta Sedimentologica Sinica，2003，21(1):107-112］

15 石崇東，高龍，寧金生，等.鎮(zhèn)鉀1井長井段連續(xù)取心鉆井工藝［J］.石油鉆采工藝，2012，23(5):111-114［Shi Chongdong，Gao Long，Ning Jinsheng，et al.Long core interval drilling technology in the Zhenjia l Well［J］.Oil Drilling ＆ Production Technology，2012，23(5):111-114］

16 Goldstein R H，Reynolds T J.Systematic of Fluid Inclusions in Diagenetic Minerals［M］.Tulsa:SEPM Short Course 31，1994

17 Benison K C，Goldstein R H.Permian paleoclimate data from fluid inclusion in halite［J］.Chemical Geology，1999，154(1/2/3/4):113-132

18 Petrichenko I O.Methods of study of inclusions in minerals in saline deposits［J］.Fluid Inclusion Research，1979，12:114-274

19 Roedder E，Belkin H E.Thermal gradient migration of fluid inclusions in single crystals of salt from the Waste Isolation Pilot Plant site(WIPP)［M］∥ Scientific Basis for Nuclear Waste Management.New York:Springer US，1980:453-464

20 Trotter J A，Williams lan S，Barnes C R，et al.Did cooling oceans trigger Ordovician biodiversification?Evidence from conodont thermometry［J］.Science，2008，321(5888):550-554

21 Giles P S.Low-latitude Ordovician to Triassic brachiopod habitat temperature(BHTs)determined from δ18O［brachiopodcalcite］:A cold hard look at ice-house tropical oceans［J］.Palaeogeography，Palaeoclimatology，Palaeoecology，2012，317(318):134-152

22 Sheields G A，Cardwn G A F，Veizer J，et al.Sr，C，and O isotope geochemistry of Ordovician brachiopods:A major isotopic event around the Middle-Late Ordovician transition［J］.Geochimica et Cosmochimica Acta，2003，67(11):2005-2025

23 張永生，鄭綿平，包洪平，等.陜北鹽盆馬家溝組五段六亞段沉積期構(gòu)造分異對成鉀凹陷的控制［J］.地質(zhì)學(xué)報，2013，87(1):101-109［Zang Yongsheng，Zheng Mianping，Bao Hongping，et al.Tectonic differentiation of O2m5-6deposition stage in salt basin，northern Shaanxi，and its control over the formation of potassium sags［J］.Acta Geologica Sinica，2013，87(1):101-109］

24 Zhao Xixi，Robert S C，Liu Chun，et al.New Cambrian and Ordovician paleomagnetic poles for the North China Block and their paleogeographic implications［J］.Journal of Geophysical Research，1992，97(B2):1767-1788

25 楊振宇，Otofuji Y，孫知明，等.河北唐山寒武系與奧陶系界線磁極性序列［J］.科學(xué)通報，1998，43(17):1881-1885［Yang Zhenyu，Y.Otofuji，Sun Zhiming，et al.Magnetic polarity sequence of the boundary of Cambrian and Ordovician Formation in Tangshan，Hebei［J］.Chinese Science Bulletin，1998，43(17):1881-1885］

26 鄭綿平，袁鶴然，張永生，等.中國鉀鹽區(qū)域分布與找鉀遠(yuǎn)景［J］.地質(zhì)學(xué)報，2010，84(11):1523-1553［Zheng Mianping，Yuan Heran，Zhang Yongsheng，et al.Regional distribution and prospects of potash in China［J］.Acta Geologica Sinica，2010，84(11):1523-1553］

27 陳文西，袁鶴然.陜北奧陶紀(jì)鹽盆的區(qū)域成礦地質(zhì)條件分析［J］.地質(zhì)學(xué)報，2010，84(11):1566-1575［Chen Wenxi，Yuan Heran.Regional ore-forming geological conditions of the Ordovician northern Shaanxi salt basin［J］.Acta Geologica Sinica，2010，84(11):1566-1575］