王志宏 丁偉銘 李劍 郝翠果 劉暉 李彤 董琳

塔里木盆地西緣下寒武統(tǒng)玉爾吐斯組沉積地球化學(xué)及有機(jī)質(zhì)富集機(jī)制研究

王志宏1,2丁偉銘3,?李劍1,2郝翠果1,2劉暉3李彤3董琳3,?

1. 中國石油勘探開發(fā)研究院, 北京 100083; 2. 中國石油天然氣集團(tuán)公司天然氣成藏與開發(fā)重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室, 廊坊 065007; 3. 北京大學(xué)地球與空間科學(xué)學(xué)院, 北京 100871; ? 通信作者, E-mail: wmding@pku.edu.cn (丁偉銘), lin.dong@pku.edu.cn (董琳)

對塔里木盆地西緣下寒武統(tǒng)玉爾吐斯組 3 個(gè)典型的剖面開展巖石學(xué)及地球化學(xué)研究, 探討玉爾吐斯組沉積時(shí)期水體氧化?還原環(huán)境及初級(jí)生產(chǎn)力, 為玉爾吐斯組烴源巖分布及資源潛力評(píng)價(jià)提供理論依據(jù)。玉爾吐斯組下部較高含量的 Ba (>1000μg/g)說明其沉積時(shí)期表層水體初級(jí)生產(chǎn)力較高, 產(chǎn)出的大量有機(jī)質(zhì)埋藏于沉積物中, 與玉爾吐斯組產(chǎn)出的大量浮游植物化石及較高的 TOC 值相一致。與之對應(yīng)層位中, 較高的15N (>8‰)說明水體中發(fā)生反硝化作用和/或厭氧氨氧化作用, 表明有機(jī)物在從表層向深層水體沉降過程中發(fā)生降解作用, 不斷地消耗水體中的氧氣, 使得海洋內(nèi)部形成偏還原的水體環(huán)境。同時(shí), 玉爾吐斯組下部硅質(zhì)巖具有極低的 Ge/Si 值, 表明正常海水是硅質(zhì)的主要來源。硅質(zhì)過飽和的水體促進(jìn)沉積物快速膠結(jié), 可能對有機(jī)物的保存具有重要作用。

玉爾吐斯組; Ge/Si; Ba 含量; 氮同位素; 初級(jí)生產(chǎn)力

前寒武紀(jì)?寒武紀(jì)轉(zhuǎn)換時(shí)期是地球歷史上生物與環(huán)境演化的重要轉(zhuǎn)折階段。中元古代時(shí)期, 地球上的氧氣僅為現(xiàn)今的 0.1%[11?13], 新元古代出現(xiàn)的碳同位素負(fù)漂移事件代表著海洋深部發(fā)生氧化事件, 導(dǎo)致發(fā)生有機(jī)物再礦化作用[14?15]。氧氣濃度提升的同時(shí)伴隨著真核生物的繁盛以及埃迪拉卡生物群[16]的演化, 生物礦化作用及以遺跡化石為標(biāo)志的生物擾動(dòng)作用對前寒武紀(jì)?寒武紀(jì)轉(zhuǎn)換這一關(guān)鍵時(shí)期生態(tài)系統(tǒng)的演化有重要的指示意義[17?18]。然而, 這一時(shí)期生物演化與氧化?還原環(huán)境的關(guān)系依然較為模糊, 部分研究者認(rèn)為在前寒武紀(jì)?寒武紀(jì)轉(zhuǎn)換時(shí)期海洋整體上處于缺氧狀態(tài)[19?20], 可能對埃迪卡拉紀(jì)末期生物多樣性的減少有重要的影響; 也有部分研究者認(rèn)為埃迪卡拉動(dòng)物群的減少與氧逸度的變化無明顯的相關(guān)性[21]。

雖然寒武紀(jì)動(dòng)物的出現(xiàn)被認(rèn)為是繼大氧化事件后對氧氣濃度又一次提升的響應(yīng), 但寒武紀(jì)生物大爆發(fā)與新元古代氧化事件的時(shí)間相差 10~30 Ma, 并且, 由于目前對于寒武紀(jì)初期水體氧逸度的研究較少[11], 因此氧化?還原環(huán)境與生物協(xié)同演化的關(guān)系值得在更精細(xì)的尺度上進(jìn)行探討。前人研究中, 一部分認(rèn)為是由環(huán)境變化驅(qū)動(dòng)了生物的演化, 主要與大氣及海洋氧化狀態(tài)的改變[22]以及全球尺度的冰期[23]有關(guān); 另一部分認(rèn)為生物自身的驅(qū)動(dòng)力導(dǎo)致其演化, 包括新的生態(tài)相互作用[24]以及新基因的演化和表達(dá)[25]。因此, 新元古代氧化事件的發(fā)生、埃迪卡拉生物的演化與絕滅以及寒武紀(jì)生物大爆發(fā)之間的內(nèi)在聯(lián)系有待研究。

沉積于塔里木盆地西緣的下寒武統(tǒng)玉爾吐斯組, 其地層沉積時(shí)代為前寒武紀(jì)?寒武紀(jì)轉(zhuǎn)換時(shí)期。對于玉爾吐斯組的生物種類及巖石成因類型, 已有較好的研究基礎(chǔ)[26?28], 有利于通過巖石學(xué)和地球化學(xué)手段開展生物與環(huán)境協(xié)同演化的研究。玉爾吐斯組富含有機(jī)質(zhì)的黑色巖系可以進(jìn)行全球尺度的對比, 富含有機(jī)質(zhì)的硅質(zhì)巖沉積分布也較普遍[29?31], 因此恢復(fù)玉爾吐斯組沉積時(shí)期水體的地球化學(xué)環(huán)境以及初級(jí)生產(chǎn)力, 對理解前寒武紀(jì)?寒武紀(jì)界線的環(huán)境演化以及有機(jī)物的聚集與保存方式有重要的意義, 可為探究埃迪卡拉紀(jì)末期至寒武紀(jì)生物大爆發(fā)前這一轉(zhuǎn)折時(shí)期生物與環(huán)境的協(xié)同演化問題提供支持。

本研究采用鋇元素含量(Ba)、氮同位素(15N)以及鍺硅比值(Ge/Si)等地球化學(xué)指標(biāo), 恢復(fù)玉爾吐斯組沉積環(huán)境及初級(jí)生產(chǎn)力的情況, 以期對有機(jī)物的聚集、保存及烴源巖的形成機(jī)制有更好的認(rèn)識(shí)。

1 區(qū)域地質(zhì)背景

塔里木盆地(塔里木板塊)是中國大陸板塊中主要的構(gòu)造單元, 也是最古老的大陸板塊之一, 被北部的天山斷裂帶、西南部的昆侖斷裂帶和東南部的阿爾金隆起包圍[32]。塔里木板塊的基底是前寒武紀(jì)巖體, 由暗灰色的角閃巖、灰色片麻巖和花崗片麻巖等組成, Sm-Nd 年齡和 Pb-Pb 年齡為 1.28~1.66Ga。塔里木盆地是世界上最大的含烴陸內(nèi)盆地之一, 也是中國唯一的海相油氣高產(chǎn)率克拉通盆地。晚古生代碳酸鹽巖儲(chǔ)層是油氣開發(fā)的重點(diǎn)區(qū)域, 奧陶系是目前找到的含油氣最多的儲(chǔ)庫。

阿克蘇地區(qū)位于塔里木盆地的西北邊緣。早寒武世, 該區(qū)域位于發(fā)育初期的南天山洋的南部邊緣[32], 并經(jīng)歷裂谷后的沉降作用和大規(guī)模的海進(jìn)作用, 沉積了分布面積十分廣闊的玉爾吐斯組層狀硅質(zhì)巖和黑色頁巖[33]。下寒武統(tǒng)的玉爾吐斯組不整合地覆蓋于具有巖溶結(jié)構(gòu)的新元古代頂部的奇格布拉克組白云巖之上, 并位于下寒武統(tǒng)肖爾布拉克組含三葉蟲的白云巖之下[34]。玉爾吐斯組的下部與揚(yáng)子板塊的梅樹村階下部或其他地區(qū)的 Nemakit-Daldynian 階相對應(yīng)[26]。玉爾吐斯組下部富含豐富的小型帶刺疑源類化石[26?27], 指示寒武紀(jì)動(dòng)物大爆發(fā)期間可能存在一次浮游植物的大輻射, 這可能為地層中有機(jī)碳的積累提供了證據(jù)。

本研究中 3 個(gè)剖面的位置見圖 1。其一為昆蓋闊坦東剖面, 位于阿克蘇地區(qū)西南方向 120km 處。巖性從下至上為埃迪卡拉系奇格布拉克組的白云巖以及玉爾吐斯組的黑色頁巖與硅質(zhì)巖互層(圖 2(a)和(d))、黑色頁巖(圖 2(b)和(c))、黑色頁巖與碳酸鹽巖互層(圖 2(a))、白云巖(圖 2(g))。下部硅質(zhì)巖?頁巖以薄層狀互層方式產(chǎn)出, 未見厚層硅質(zhì)巖; 上部白云巖有機(jī)質(zhì)含量較低, 白云石晶粒為半自形至它形。玉爾吐斯組底部的硅質(zhì)巖與奇格布拉克組的白云巖以平行不整合的形式接觸。其二為昆蓋闊坦西剖面, 位于阿克蘇市西南部, 與昆蓋闊坦東剖面相距 500~1500m, 采樣范圍為玉爾吐斯組底部向上約 14m。巖性主要為黑色泥巖與薄層灰?guī)r互層, 底部有薄層硅質(zhì)巖發(fā)育, 與下伏地層呈平行不整合式接觸。由于昆蓋闊坦東、西兩剖面距離較小, 因此兩者的巖性特征相近。其三為蘇蓋特剖面, 位于阿克蘇市西南部, 采樣范圍為玉爾吐斯組底部向上約15m。底部巖性為黑色硅質(zhì)巖夾頁巖, 其上有一層1m 厚的頁巖夾黃綠色磷塊巖, 中部為灰色細(xì)晶白云巖, 上部為灰色微晶灰?guī)r與黑色頁巖互層。3 個(gè)剖面硅質(zhì)巖的光學(xué)顯微鏡下結(jié)構(gòu)(圖 2(e)、(f)、(h)和(i))顯示, 玉爾吐斯組硅質(zhì)巖中富含分布不均勻的有機(jī)質(zhì), 呈球粒和團(tuán)塊狀賦存, 形成顏色深淺的差異; 硅質(zhì)分布較均一, 未見交代殘余現(xiàn)象。本研究對上述 3 個(gè)剖面自下而上進(jìn)行系統(tǒng)的采樣, 對樣品進(jìn)行詳細(xì)的沉積學(xué)及地球化學(xué)研究。

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2 實(shí)驗(yàn)方法

2.1 碳酸鹽巖組分溶解

稱取約 50mg 樣品粉末于 10mL 離心管中, 然后加入5mLpH 約為 4.5 的醋酸銨?醋酸(NH4COOH-CH3COOH)緩沖溶液, 震蕩離心管, 使粉末與緩沖溶液充分接觸, 放入振蕩頻率為 120~150 次/min 的恒溫(50℃)水浴震蕩箱中 48 小時(shí)。將離心管取出, 在離心機(jī)中以 3200r/min 的轉(zhuǎn)速分離 10 分鐘, 取0.5mL 上清液于新的試管中, 加入 4.5mL2%的硝酸(HNO3)溶液混合, 將原溶液濃度稀釋至 1/10。最后, 用等離子體光譜儀 ICP-OES 測試溶液中的主量元素和微量元素含量。

2.2 碎屑巖組分溶解

用去離子水將碳酸鹽巖組分溶解步驟中殘留的碎屑清洗 3 次, 去除其表面殘留的離子。清洗后烘干, 重新稱量, 放入 PFA 溶樣罐中, 加入 3mL 濃HNO3和 1mL 濃氫氟酸(HF), 放至 120℃恒溫電熱板上加熱 12 小時(shí)。將溶液蒸干, 再次加入 5mL 濃HNO3, 將多余的 F 離子除掉, 繼續(xù)放至 120℃恒溫電熱板上加熱 12 小時(shí)。再次將溶液蒸干, 加入 5mL 2%的 HNO3, 并轉(zhuǎn)移至 10 mL 離心管中, 用等離子光譜儀 ICP-OES 測試溶液中的主量元素和微量元素含量。

2.3 硅質(zhì)巖Ge/Si值測定

準(zhǔn)確地稱量 200mg 樣品, 放入 PFA 溶樣罐中, 加入 3mL 濃 HNO3及 1mL 濃 HF, 進(jìn)行 1 小時(shí)超聲處理后, 置于恒溫電熱板上加熱 24 小時(shí)。將樣品蒸干, 重復(fù)加入混合濃酸加熱的步驟進(jìn)行再次溶解, 保證樣品完全溶解。將樣品蒸干, 加入 5mL 濃HNO3再次溶解, 進(jìn)行 1 小時(shí)超聲處理后, 置于恒溫電熱板上加熱 24 小時(shí), 去除體系中的 F 離子。待溶液澄清后, 再次蒸干, 用 5mL2%的 HNO3溶解, 取其中 0.5mL 樣品放入 15mL 離心管中, 再次加入4.5mL2%的 HNO3, 用等離子體質(zhì)譜儀 ICP-MS 測試Ge含量。

2.4 有機(jī)組分同位素前處理

取約 100mg 樣品粉末于 15mL 離心管中, 加入10mL 濃度為 3mol/L 的鹽酸(HCl), 震蕩至粉末與溶液充分接觸, 靜置 12小時(shí), 在離心機(jī)中用 3200r/min 的轉(zhuǎn)速分離, 倒掉上清液, 然后用去離子多次清洗殘留的碎屑組分, 去除掉附著在碎屑組分上的HCl。每次清洗后靜置 3 小時(shí), 使得懸浮固體顆粒物自由沉降至離心管底部。當(dāng)清洗液的上清液 pH> 5 時(shí), 清洗完成。將碎屑組分烘干, 稱量 50mg殘留物放入小型錫紙杯中, 送至美國路易斯安那州立大學(xué)同位素實(shí)驗(yàn)室, 測定有機(jī)質(zhì)中碳同位素(13Corg)和氮同位素(15N)組成。

3 測試結(jié)果

玉爾吐斯組硅質(zhì)巖 7 個(gè)樣品的主量元素和微量元素含量及 Ge/Si 值測試結(jié)果見表 1?？梢钥闯? 玉爾吐斯組硅質(zhì)組分含量較高, 硅化程度較完全, 黏土組分(Al2O3)和碳酸鹽組分(MgO+CaO)含量較少。所有的硅質(zhì)巖具有相同的極低 Ge/Si 值, 平均值為 0.31μmol/mol, 與主量元素和微量元素含量無明顯的對應(yīng)性。

表1 玉爾吐斯組硅質(zhì)巖的主量數(shù)據(jù)及Ge/Si比值

玉爾吐斯組碳酸鹽組分的地球化學(xué)數(shù)據(jù)見表2。由于部分頁巖層中碳酸鹽組分含量較少(<1%), 因此對其地球化學(xué)數(shù)據(jù)不做分析。3 個(gè)剖面中, 碳酸鹽組分含量(<1%~97.30%)和 Mg/Ca 值(0~2.12)的變化無明顯的規(guī)律, 部分碳酸鹽組分的 Mg/Ca 值較小(<0.05), 因此玉爾吐斯組中部分碳酸鹽巖并非白云巖夾層, 而是灰?guī)r夾層。昆蓋闊坦西剖面和蘇蓋特剖面均出現(xiàn)碳酸鹽組分中 Ba 的富集層段(Ba 含量>1000 μg/g)。

昆蓋闊坦東剖面碎屑巖組分的主量元素?cái)?shù)據(jù)、有機(jī)碳含量(TOC)、有機(jī)碳同位素組成(13Corg)及氮同位素組成(15N)見表 3。在玉爾吐斯組底部硅質(zhì)巖?頁巖層段, 出現(xiàn) Ba 含量富集現(xiàn)象(Ba 含量>1000 μg/g), 且與陸源輸入無明顯相關(guān)性(Al 含量<5%)。Zhou 等[33]的研究表明, 黑色頁巖層段中出現(xiàn)大量的重晶石結(jié)核, 同樣說明這一地層中 Ba 的含量較高。在同一層段出現(xiàn)15N 升高(>7‰)。從昆蓋闊坦西剖面和蘇蓋特剖面的13Corg和15N 數(shù)據(jù)(表 4)中, 同樣發(fā)現(xiàn)有15N 升高的層段(>10‰), 且與碳酸鹽組分中Ba含量升高的層段具有一定的相關(guān)性。

4 討論

4.1 生產(chǎn)力及有機(jī)質(zhì)的富集

作為海洋生態(tài)系統(tǒng)中的基礎(chǔ)參數(shù)之一, 初級(jí)生產(chǎn)力影響著生態(tài)系統(tǒng)演化的整體狀態(tài)、氧化?還原環(huán)境以及一系列營養(yǎng)元素的循環(huán)[35]。同時(shí), 生物泵體系對海洋的化學(xué)性質(zhì)及全球碳循環(huán)有著重要的調(diào)控作用[36?37]。因此, 恢復(fù)玉爾吐斯組沉積時(shí)期生物泵的效率對恢復(fù)海洋的輸出生產(chǎn)力以及聚碳機(jī)制有重要意義?，F(xiàn)代海洋中, 初級(jí)生產(chǎn)者主要為生活在表層海水中的單細(xì)胞浮游植物[10], 與之相關(guān)的有機(jī)物可以沉降至海底, 并且保存在沉積物中。海洋中的顆粒有機(jī)碳(POC)與顆粒 Ba 通量有明顯的相關(guān) 性[38?39], Ba (以硫酸鋇(BaSO4)顆粒為主)通常作為指示有機(jī)碳輸出及初級(jí)生產(chǎn)力的良好指標(biāo)[40]。通常, 沉積物中的 BaSO4顆粒主要來源于熱液作用[41?42]、成巖作用[41]及海洋自生作用[43]。由于成巖作用及熱液作用形成的 BaSO4顆粒無法準(zhǔn)確地記錄海水的化學(xué)性質(zhì)及生產(chǎn)力大小[44], 因此確定 Ba 的來源十分重要。

現(xiàn)代海洋中最常見的 BaSO4顆粒是海洋自生的, 主要形成于生產(chǎn)力較高的淺水區(qū)域[45?46], 最終保存在沉積巖中。由于現(xiàn)代海洋中 BaSO4處于不飽和狀態(tài)[47], 因此海洋自生 BaSO4的形成主要受微生物降解有機(jī)物過程中局部微環(huán)境控制。近期的研究表明, 細(xì)菌的生物膜(以胞外聚合物為主)上的多磷單元可以為 Ba 提供聚集的位點(diǎn), 而多磷單元可以被 SO42?替代, 從而形成 BaSO4顆粒[48], 這一結(jié)論與過去研究中 BaSO4顆粒的聚集與細(xì)菌活動(dòng)相對應(yīng)[49]是一致的。因此, 在生產(chǎn)力較高的區(qū)域, 大量有機(jī)物在沉降過程中遭受微生物的降解作用, 有機(jī)物表面的胞外聚合物對 Ba 起到聚合作用, 并形成成核位點(diǎn), 最終導(dǎo)致 BaSO4顆粒的沉積。作為古生產(chǎn)力的指標(biāo), BaSO4顆粒較難溶解, 且在氧化環(huán)境下有較高的埋藏率(Ba沉降通量的 30%~50%)[38](有機(jī)碳的埋藏率小于 10%[50])。即使在不利于 BaSO4顆粒保存的還原環(huán)境中, 沉積物中高濃度的 Ba 同樣可以作為強(qiáng)有力的古生產(chǎn)力指標(biāo)[51?53]。

表3 昆蓋闊坦東剖面玉爾吐斯組主量數(shù)據(jù)、Ba含量、δ13Corg及δ15N數(shù)據(jù)

表4 昆蓋闊坦西剖面和蘇蓋特剖面的δ13Corg及δ15N數(shù)據(jù)

本研究的 3 個(gè)剖面中, 玉爾吐斯組均出現(xiàn) Ba 富集層段(表 2 和 3, 圖 3)。研究表明, 玉爾吐斯組底部早期形成的硅質(zhì)巖主要為熱液交代成因[28,54?55], 但我們發(fā)現(xiàn) 3 個(gè)剖面中玉爾吐斯組底部薄層硅質(zhì)巖均與頁巖互層產(chǎn)出(圖 2 和 3), 主要為有機(jī)質(zhì)球粒或團(tuán)塊硅質(zhì)巖(圖 2(e)和(f)), 未見交代殘余結(jié)構(gòu)或熱液流體的通道保存, 缺少前人提及的殘余白云石硅質(zhì)巖等類型[28]。由于本研究的 3 個(gè)剖面距前人定義的肖爾布拉克地區(qū)熱液噴流中心較遠(yuǎn), 未產(chǎn)出初期由熱液作用形成的硅質(zhì)巖, 因此剖面中硅質(zhì)巖為熱液成因的可能性較小。另外, 極低的 Ge/Si 值也表明本研究的剖面中的硅質(zhì)巖更接近海水沉積成因, 加上頁巖層中未出現(xiàn)受熱液改造影響的現(xiàn)象[33], 因此本文剖面的玉爾吐斯組中 Ba 富集現(xiàn)象可能與熱液活動(dòng)無關(guān)。同時(shí), 玉爾吐斯組沉積于中緩斜坡, 在成巖階段不會(huì)形成強(qiáng)蒸發(fā)環(huán)境, 并且未發(fā)現(xiàn)典型的蒸發(fā)相礦物, 因此 Ba 的富集不大可能源于其在成巖過程中對 Ca 離子的替代作用[41]。另外, 如果以 Al 作為陸源輸入的指示元素[38], 將 Ba 與 Al 的含量進(jìn)行比較, 發(fā)現(xiàn)在 Ba 富集的層段Al 的含量極低, 且與 Ba 含量無相關(guān)性(表 3), 表明測得的 Ba 絕大部分來自海水而非陸源輸入。因此, 玉爾吐斯組中富集的 Ba 很可能來自海洋自生的BaSO4顆粒[33]。

昆蓋闊坦東剖面中碎屑巖 Ba 濃度較高(表 2 和圖 3), 代表在沉積過程中形成并保存了較多 BaSO4顆粒; 昆蓋闊坦西剖面和蘇蓋特剖面中碳酸鹽組分中 Ba 濃度較高(表 3 和圖 3), 說明沉積水體中 Ba 較為富集, 同樣印證了有機(jī)物降解時(shí)局部富 Ba 的現(xiàn)象。總體來說, 較高的 Ba 含量表明玉爾吐斯組沉積區(qū)域的表層水體初級(jí)生產(chǎn)力較高。大量重晶石晶體的出現(xiàn)也說明在玉爾吐斯組沉積時(shí)期發(fā)生大量的Ba 聚集[33], 也印證了早寒武世由于全球氣候逐漸變暖, 玉爾吐斯組沉積區(qū)域浮游生物較為繁盛的現(xiàn)象, 并與保存良好的化石證據(jù)[26?27]相互印證。

4.2 氧化?還原環(huán)境及有機(jī)質(zhì)的保存

氮是生物活動(dòng)必需的主要元素, 可以調(diào)節(jié)初級(jí)生產(chǎn)力的大小[56]。氮在海洋中主要以硝酸根離子(NO3?)的形式存在, 伴有較低濃度的亞硝酸根離子(NO2?)和銨根離子(NH4+)。固氮作用是海洋中氮輸入的主要方式, 而反硝化作用及厭氧氨氧化作用是從生物可利用氮儲(chǔ)庫中移除氮的過程, 不同過程的速率及控制因素影響海洋氮循環(huán)的模式, 并伴隨不同程度的同位素分餾。因此, 保留在有機(jī)物中的氮同位素可以反映海洋的氧化?還原狀態(tài)以及生物的新陳代謝過程。

需氧或厭氧自養(yǎng)生物的固氮過程中, 氮同位素的分餾程度很低(15N=?2‰~+1‰)[57]。生物固定下來的氮會(huì)通過硝化作用形成 NO3?, 成為需氧生物的主要氮來源, 這一過程通常進(jìn)行得較為完全, 并且與固氮生物體相比, 硝化作用形成的 NO3?有更輕的氮同位素組成[58?59]?，F(xiàn)代海洋中, 沉積物的平均15N 為+5‰ (分布范圍為+3‰~+14‰)[60], 這是由于反硝化作用影響氮同位素的分布。反硝化作用將部分 NO3?還原成 N2, 在現(xiàn)代海洋中, 反硝化作用一般發(fā)生于貧氧區(qū)域(如氧氣最小帶)。當(dāng)反硝化作用發(fā)生在沉積物中時(shí), 凈分餾值為 0; 如反硝化作用發(fā)生在水體中, 由于反應(yīng)產(chǎn)物 N2具有更輕的同位素組成, 剩余的 NO3?具有更重的同位素組成(15N= ?30‰~?5‰, 平均?25‰)[57]。殘留的 NO3?可以被生物利用, 以有機(jī)質(zhì)的形式埋藏保存。因此, 可以利用有機(jī)質(zhì)中氮同位素組成特征來恢復(fù)海洋氧化?還原環(huán)境與生物活動(dòng)之間的關(guān)系。

我們在 3 個(gè)剖面的玉爾吐斯組中均發(fā)現(xiàn)15N明顯升高的峰值層段(15N>+8‰)(表 3 和 4, 圖 3), 一方面說明在這一沉積時(shí)期, 海洋中發(fā)生了反硝化作用, 使得海洋中生物可利用的 NO3?中15N 較高; 另一方面, 由于反硝化作用需要相對缺氧的還原環(huán)境(類似現(xiàn)代海洋中的最小氧化帶), 因此表明海洋內(nèi)部或沉積物上方的水體較為偏還原環(huán)境。雖然蘇蓋特剖面中 Ba 富集層段的15N 數(shù)據(jù)較少, 但昆蓋闊坦東剖面和昆蓋闊坦西剖面的15N 升高層段與 Ba富集層段較為吻合, 表明缺氧水體的出現(xiàn)可能與極高生產(chǎn)力形成的有機(jī)物降解過程有關(guān)(圖 4)。玉爾吐斯組沉積于斜坡環(huán)境, 初級(jí)生產(chǎn)者在表層水體的透光帶中較為繁盛, 大量的有機(jī)質(zhì)在沉降過程中通過降解作用不斷地消耗海洋中的氧氣, 使得氧氣濃度不斷下降, 為反硝化作用的發(fā)生提供了良好的條件, 造成海洋中的 NO3?濃度及有機(jī)物中的15N 升高。同時(shí), 有機(jī)物的降解過程也是 BaSO4富集并沉淀的過程。因此, Ba 的富集與15N 的升高有一定程度的耦合關(guān)系。另外, 缺氧的環(huán)境更適合有機(jī)物的保存, 為有機(jī)物的聚集提供更理想的條件, 也為后期的成烴作用提供了充足的物質(zhì)基礎(chǔ)。綜上所述, 可為玉爾吐斯組中硅質(zhì)巖及上部頁巖成為優(yōu)質(zhì)烴源巖層段提供合理的解釋。

4.3 薄層硅質(zhì)巖的成因及古環(huán)境指示意義

玉爾吐斯組底部由灰黑色薄層硅質(zhì)巖與頁巖互層組成, 有機(jī)質(zhì)含量較高, 為主要的優(yōu)質(zhì)烴源巖層段[5], 可以與全球同時(shí)期黑色巖系進(jìn)行對比。硅質(zhì)巖的形成機(jī)制與硅質(zhì)膠結(jié)的過程對有機(jī)質(zhì)的聚集及保存是否起重要作用, 有待進(jìn)一步研究。

本文采用 Ge/Si 值判斷硅質(zhì)的來源[29,61?62]。Ge和 Si 位于元素周期表的同一主族, 有相似的電價(jià)及電子構(gòu)型[63], 因此 Ge 可以在硅酸鹽礦物中替代 Si的位置[64]?，F(xiàn)代海洋中, Si 的來源主要為熱液流體或正常海水, 而正常海水是由熱液流體與陸源風(fēng)化輸入物質(zhì)混合而成的穩(wěn)定狀態(tài)產(chǎn)物?，F(xiàn)代海水受陸源風(fēng)化影響較強(qiáng)[65], 由于風(fēng)化過程中 Si 傾向于進(jìn)入水體, 而 Ge 傾向于保留在原巖中[66], 所以河流中的Ge/Si 值為 0.31~1.24μmol/mol,而正常海水表現(xiàn)出低Ge/Si 值(≈0.72μmol/mol)的性質(zhì)[67?69]。熱液流體表現(xiàn)出顯著富 Ge 的性質(zhì), Ge/Si值(≈11μmol/mol)比正常海水高 1 個(gè)數(shù)量級(jí)[70]。因此, 可以用硅質(zhì)巖中的Ge/Si 值來限制古海洋的硅質(zhì)來源, 低 Ge/Si 值說明正常海水對硅質(zhì)沉積的貢獻(xiàn)較大。

本文 3 個(gè)剖面中玉爾吐斯組底部硅質(zhì)巖層較薄, 且與頁巖互層(圖 2(d)), 硅質(zhì)化程度較高, 并且較均一(SiO2>95%, 表 1), 有機(jī)質(zhì)含量豐富(圖 2(e)和(f)), 主要由有機(jī)質(zhì)球粒硅質(zhì)巖及有機(jī)質(zhì)團(tuán)塊硅質(zhì)巖組成, 未見殘余白云石或其他礦物的交代特征。玉爾吐斯組硅質(zhì)巖由西向東逐漸減薄, 從大套厚層硅質(zhì)巖逐漸過渡為薄層的與頁巖互層的硅質(zhì)巖[55], 說明沿前人定義的熱液噴流中心向外, 熱液硅質(zhì)對硅質(zhì)巖形成的貢獻(xiàn)逐漸減小[28,54]。本文 3 個(gè)剖面距熱液噴流中心較遠(yuǎn), 且無明顯的熱液通道保留及殘余交代現(xiàn)象, 因此可能熱液活動(dòng)的影響較小。硅質(zhì)巖的Ge/Si 值為 0.19~0.39 μmol/mol (表 1), 顯著低于熱液流體的 Ge/Si 值, 表明熱液流體不是玉爾吐斯組硅質(zhì)巖沉積的主要 Si 來源。然而, 硅質(zhì)巖中的 Ge/Si值與現(xiàn)代海水較為接近, 表現(xiàn)出由海水直接沉積硅質(zhì)巖的可能性。在玉爾吐斯組沉積時(shí)期的早寒武世, 硅藻等吸收硅質(zhì)的生物還未演化出來[71], 放射蟲及硅質(zhì)海綿還未占據(jù)主要生態(tài)位[72?73], 由生物作用將海水中的硅質(zhì)聚集并沉積的可能性不大。因此, 玉爾吐斯組硅質(zhì)巖的形成很可能是溶解態(tài) Si 從海水中直接沉淀的過程。同時(shí), 沉積學(xué)及地球化學(xué)證據(jù)表明, 全球其他區(qū)域部分同時(shí)期的硅質(zhì)巖也來自海水的直接沉積, 未受熱液作用的影響[29?30]。

海水成因硅質(zhì)巖的出現(xiàn)或硅質(zhì)膠結(jié)環(huán)境的存在, 可能對有機(jī)質(zhì)的保存及埋藏有著重要的作用。表層生產(chǎn)者產(chǎn)生的有機(jī)物在沉降和埋藏過程中都會(huì)發(fā)生降解作用, 從而降低有機(jī)物的埋藏效率。在高濃度的硅質(zhì)環(huán)境下, 硅質(zhì)沉積或膠結(jié)作用較為快速, 由松散的沉積顆粒物轉(zhuǎn)變?yōu)槌练e巖的時(shí)間較短, 大大減少了有機(jī)物經(jīng)歷降解作用的時(shí)間, 因此埋藏的有機(jī)物較多。這種硅質(zhì)膠結(jié)的環(huán)境也可能持續(xù)至頁巖沉積階段, 從而使快速膠結(jié)成巖的頁巖保存較多的有機(jī)質(zhì), 為之后的生烴作用提供了有效的物質(zhì)基礎(chǔ)。因此, 海水中高濃度硅質(zhì)的環(huán)境為有機(jī)質(zhì)的保存提供了較為理想的條件。

5 結(jié)論

本文對塔里木盆地西緣下寒武統(tǒng)玉爾吐斯組 3個(gè)典型剖面的巖石學(xué)及地球化學(xué)研究, 結(jié)論如下。

1)玉爾吐斯組下部硅質(zhì)巖?頁巖層段中較高濃度的 Ba (>1000μg/g)說明, 沉積時(shí)期表層初級(jí)生產(chǎn)力較高, 大量的有機(jī)物由表層沉降至海水內(nèi)部, 對BaSO4的形成起到促進(jìn)作用, 較高的初級(jí)生產(chǎn)力對大量有機(jī)物的產(chǎn)生及埋藏起主導(dǎo)作用。

2)較高的15N (>+8‰)表明 NO3?在水體中發(fā)生了反硝化作用或厭氧氨氧化作用, 兩種過程均發(fā)生在相對缺氧的環(huán)境中。因此, 高初級(jí)生產(chǎn)力產(chǎn)生的有機(jī)物可能在降解過程中不斷地消耗水體中的氧氣, 使得水體內(nèi)部至水?巖界面附近的環(huán)境偏于還原性。同時(shí), 缺氧的水體環(huán)境對有機(jī)物的保存及埋藏有重要的促進(jìn)作用。

3)本文 3 個(gè)剖面中玉爾吐斯組下部硅質(zhì)巖低Ge/Si 值(<0.5μmol/mol)說明其硅質(zhì)巖中 Si 的主要來源是正常海水而非熱液?？焖俚墓栀|(zhì)膠結(jié)作用有利于大量有機(jī)物的保存, 減少有機(jī)物的降解時(shí)間, 為后期的成烴作用提供良好的物質(zhì)基礎(chǔ)。

[1] 潘文慶, 陳永權(quán), 熊益學(xué), 等. 塔里木盆地下寒武統(tǒng)烴源巖沉積相研究及其油氣勘探指導(dǎo)意義. 天然氣地球科學(xué), 2015, 26(7): 1224?1232

[2] 傅國友, 宋巖, 趙孟軍, 等. 烴源巖對大中型氣田形成的控制作用——以塔里木盆地喀什凹陷為例. 天然氣地球科學(xué), 2007, 18(1): 62?66

[3] 邢衛(wèi)新, 湯達(dá)禎, 馬新海, 等. 塔里木盆地東北緣孔雀河地區(qū)烴源巖演化特征及成藏條件研究. 天然氣地球科學(xué), 2007, 18(1): 57?61

[4] Li S, Amrani A, Pang X, et al. Origin and quantitative source assessment of deep oils in the Tazhong Uplift, Tarim Basin. Org Geochem, 2015, 78: 1?22

[5] Zhu G, Chen F, Chen Z, et al. Discovery and basic characteristics of high-quality source rocks found in the Yuertusi Formation of the Cambrian in Tarim Basin, China. Journal of Natural Gas Geoscience, 2016, 1(1): 21?33

[6] 羅平, 王石, 李朋威, 等. 微生物碳酸鹽巖油氣儲(chǔ)層研究現(xiàn)狀與展望. 沉積學(xué)報(bào), 2013, 31(5): 807?823

[7] 崔海峰, 田雷, 張年春, 等. 塔西南坳陷寒武系玉爾吐斯組烴源巖分布特征. 天然氣地球科學(xué), 2016, 27(4): 577?583

[8] 熊冉, 周進(jìn)高, 倪新鋒, 等. 塔里木盆地下寒武統(tǒng)玉爾吐斯組烴源巖分布預(yù)測及油氣勘探的意義. 天然氣工業(yè), 2015, 35(10): 49?56

[9] 胡廣, 劉文匯, 騰格爾, 等. 塔里木盆地下寒武統(tǒng)泥質(zhì)烴源巖成烴生物組合的構(gòu)造?沉積環(huán)境控制因素. 石油與天然氣地質(zhì), 2014, 35(5): 685?695

[10] Sigman D M, Hain M P. The biological productivity of the ocean. Nature Education Knowledge, 2012, 3(10): 21?37

[11] Lyons T W, Reinhard C T, Planavsky N J. The rise of oxygen in Earth’s early ocean and atmosphere. Na-ture, 2014, 506: 307?315

[12] Planavsky N J, Reinhard C T, Wang X, et al. Low mid-Proterozoic atmospheric oxygen levels and the delayed rise of animals. Science, 2014, 346: 635?638

[13] Reinhard C T, Planavsky N J, Robbins L J, et al. Proterozoic ocean redox and biogeochemical stasis. Proc Natl Acad Sci USA, 2013, 110(14): 5357?5362

[14] Fike D A, Grotzinger J P, Pratt L M, et al. Oxidation of the Ediacaran ocean. Nature, 2006, 444: 744?747

[15] Shields-Zhou G A, Och L M. The case for a Neo-proterozoic oxygenation event: geochemical evidence and biological consequences. GSA Today, 2011, 21 (3): 4?11

[16] Narbonne G M. The ediacara biota: neoproterozoic origin of animals and their ecosystems. Annu Rev Earth Planet Sci, 2005, 33(1): 421?442

[17] Hua H, Chen Z, Yuan X L, et al. Skeletogenesis and asexual reproduction in the earliest biomineralizing animal Cloudina. Geology, 2005, 33(4): 277?280

[18] Droser M L, Tarhan L G, Gehling J G. The rise of animals in a changing environment: global ecological innovation in the Late Ediacaran. Annual Review of Earth and Planetary Sciences, 2017, 45(1): 593?617

[19] Schroder S, Grotzinger J P. Evidence for anoxia at the Ediacaran-Cambrian boundary: the record of redox-sensitive trace elements and rare earth elements in Oman. J Geol Soc London, 2007, 164(1): 175?187

[20] Kimura H, Watanabe Y. Oceanic anoxia at the Pre-cambrian-Cambrian boundary. Geology, 2001, 29(11): 995?998

[21] Darroch S A, Sperling E A, Boag T H, et al. Biotic replacement and mass extinction of the Ediacara biota. Proc Biol Sci, 2015, 282: 917?933

[22] Mills D B, Canfield D E. Oxygen and animal evolu-tion: did a rise of atmospheric oxygen “trigger” the origin of animals?. Bioessays, 2014, 36(12): 1145? 1155

[23] Hoffman P F, Kaufman A J, Halverson G P, et al. A Neoproterozoic snowball earth. Science, 1998, 281: 1342?1346

[24] Marshall C R. Explaining the Cambrian “explosion” of animals. Annu Rev Earth Planet Sci, 2006, 34(1): 355?384

[25] Davidson E H, Erwin D H. An integrated view of pre-cambrian eumetazoan evolution. Cold Spring Harbor Symposia on Quantitative Biology, 2010, 74: 65?80

[26] Yao J X, Xiao S H, Yin L M, et al. Basal Cambrian microfossils from Yurtus and Xishanblaq formations (Tarim, North-West China): systematic revision and biostratigraphic correlation of Micrhystridium-like acritarchs. Palaeontology, 2005, 48(4): 687?708

[27] Dong L, Xiao S H, Shen B, et al. Basal Cambrian microfossils from the Yangtze Gorges area (South China) and Aksu area (Tarim Block, Northwestern China). J Paleontol, 2009, 83(1): 30?44

[28] 楊宗玉, 羅平, 劉波, 等. 塔里木盆地阿克蘇地區(qū)下寒武統(tǒng)玉爾吐斯組硅質(zhì)巖分類及成因. 地學(xué)前緣, 2017, 24(5): 245?264

[29] Dong L, Shen B, Lee C T A, et al. Germanium/silicon of the Ediacaran-Cambrian Laobao cherts: implica-tions for the bedded chert formation and paleoen-vironment interpretations. Geochemistry Geophysics Geosystems, 2015, 16(3): 751?763

[30] Ramseyer K, Amthor J E, Matter A, et al. Primary silica precipitate at the Precambrian/Cambrian boun-dary in the South Oman Salt Basin, Sultanate of Oman. Mar Pet Geol, 2013, 39(1): 187?197

[31] Banerjee D M, Schidlowski M, Siebert F, et al. Geo-chemical changes across the Proterozoic-Cambrian transition in the Durmala phosphorite mine section, Mussoorie Hills, Garhwal Himalaya, India. Palaeo-geogr, Palaeoclimatol, Palaeoecol, 1997, 132(1): 183?194

[32] Yu B S, Dong H L, Widom E, et al. Geochemistry of basal Cambrian black shales and cherts from the Northern Tarim Basin, Northwest China: implications for depositional setting and tectonic history. JAESC, 2009, 34(3): 418?436

[33] Zhou X Q, Chen D Z, Dong S F, et al. Diagenetic barite deposits in Yurtus Formation in Tarim Basin, NW China: implications for barium and sulfur cycling in the earliest Cambrian. Precambrian Res, 2015, 263: 79?87

[34] 高振家, 王務(wù)嚴(yán), 彭昌文, 等. 新疆阿克蘇?烏什地區(qū)震旦系. 烏魯木齊: 新疆人民出版社, 1986

[35] Schoepfer S D, Shen J, Wei H Y, et al. Total organic carbon, organic phosphorus, and biogenic barium fluxes as proxies for paleomarine productivity. Earth Sci Rev, 2015, 149: 23?52

[36] Meyer K M, Ridgwell A, Payne J L. The influence of the biological pump on ocean chemistry: implications for long-term trends in marine redox chemistry, the global carbon cycle, and marine animal ecosystems. Geobiology, 2016, 14(3): 207?219

[37] Paytan A, Kastner M, Chavez F P. Glacial to interg-lacial fluctuations in productivity in the equatorial pacific as indicated by marine barite. Science, 1996, 274: 1355?1357

[38] Dymond J, Suess E, Lyle M. Barium in deep-sea sediment: a geochemical proxy for paleoproductivity. Paleoceanography, 1992, 7(2): 163?181

[39] Dymond J, Collier R. Particulate barium fluxes and their relationships to biological productivity. DSR, 1996, 43(4): 1283?1308

[40] Paytan A, Griffith E M. Marine barite: recorder of variations in ocean export productivity. DSR, 2007, 54: 687?705

[41] Lambert I B, Donnelly T H, Dunlop J S R, et al. Stable isotopic compositions of Early Archaean sul-fate deposits of probable evaporitic and volcano-genic origins. Nature, 1978, 276: 808?811

[42] Torres M E, Bohrmann G, Dube? T E, et al. Formation of modern and Paleozoic stratiform barite at cold methane seeps on continental margins. Geology, 2003, 31(10): 897?900

[43] Dehairs F, Chesselet R, Jedwab J. Discrete suspended particles of Barite and the Barium Cycle in the open ocean. Earth Planet Sci Lett, 1980, 49(2): 528?550

[44] Paytan A, Mearon S, Cobb K M, et al. Origin of marine barite deposits: Sr and S isotope characteri-zation. Geology, 2002, 30(8): 747?750

[45] Bishop J K B. The barite-opal-organic carbon associa-tion in oceanic particulate matter. Nature, 1988, 332: 341?343

[46] Schmitz B. Barium, equatorial high productivity, and the northward wandering of the Indian continent. Pa-leoceanography, 1987, 2(1): 63?77

[47] Monnin C, Jeandel C, Cattaldo T, et al. The marine barite saturation state of the world’s oceans. Mar Chem, 1999, 65(3/4): 253?261

[48] Martinez-Ruiz F, Jroundi F, Paytan A, et al. Barium bioaccumulation by bacterial biofilms and implica-tions for Ba cycling and use of Ba proxies. Nat Commun, 2018, 9(1): 1619?1628

[49] Gonzalez-Mu?oz M T, Martinez-Ruiz F, Morcillo F, et al. Precipitation of barite by marine bacteria: a possi-ble mechanism for marine barite formation. Geology, 2012, 40(8): 675?678

[50] Paytan A, Kastner M. Benthic Ba fluxes in the central Equatorial Pacific, implications for the oceanic Ba cycle. Earth Planet Sci Lett, 1996, 142(3): 439?450

[51] Martinez-Ruiz F, Paytan A, Kastner M, et al. A comparative study of the geochemical and mineralogi-cal characteristics of the S1 sapropel in the western and eastern Mediterranean. Palaeogeogr, Palaeocli-matol, Palaeoecol, 2003, 190: 23?37

[52] Martinez-Ruiz F, Kastner M, Paytan A, et al. Geo-chemical evidence for enhanced productivity during S1 sapropel deposition in the eastern Mediter-ranean. Paleoceanography, 2000, 15(2): 200?209

[53] B?k K. Organic-rich and manganese sedimentation during the Cenomanian-Turonian boundary event in the Outer Carpathian basins; a new record from the Skole Nappe, Poland. Palaeogeogr, Palaeoclimatol, Palaeoecol, 2007, 256(1): 21?46

[54] 楊宗玉, 羅平, 劉波, 等. 塔里木盆地阿克蘇地區(qū)下寒武統(tǒng)玉爾吐斯組兩套黑色巖系的差異及成因. 巖石學(xué)報(bào), 2017, 33(6): 1893?1918

[55] Zhou X Q, Chen D Z, Qing H R, et al. Submarine silica-rich hydrothermal activity during the earliest Cambrian in the Tarim Basin, Northwest China. Inter-national Geology Review, 2014, 56(15): 1906?1918

[56] Casciotti K L. Nitrogen and oxygen isotopic studies of the marine nitrogen cycle. Annual Review of Marine Science, 2016, 8(1): 379?407

[57] Stueken E E, Kipp M A, Koehler M C, et al. The evolution of Earth’s biogeochemical nitrogen cycle. Earth Sci Rev, 2016, 160: 220?239

[58] Casciotti K L. Inverse kinetic isotope fractionation during bacterial nitrite oxidation. Geochim Cosmo-chim Acta, 2009, 73(7): 2061?2076

[59] Casciotti K L, Sigman D M, Ward B B. Linking Di-versity and stable isotope fractionation in Ammonia-Oxidizing Bacteria. Geomicrobiol J, 2003, 20(4): 335?353

[60] Tesdal J E, Galbraith E D, Kienast M. Nitrogen iso-topes in bulk marine sediment: linking seafloor ob-servations with subseafloor records. Biogeosciences, 2013, 10(1): 101?118

[61] Shen B, Ma H, Ye H, et al. Hydrothermal origin of syndepositional chert bands and nodules in the Me-soproterozoic Wumishan Formation: implications for the evolution of Mesoproterozoic cratonic basin, Nor-th China. Precambrian Res, 2018, 310: 213?228

[62] Shen B, Lee C T A, Xiao S H. Germanium/silica ratios in diagenetic chert nodules from the Ediacaran Doushantuo Formation, South China. Chem Geol, 2011, 280(3/4): 323?335

[63] Lugolobi F, Kurtz A C, Derry L A. Germanium-silicon fractionation in a tropical, granitic weathering en-vironment. Geochim Cosmochim Acta, 2010, 74(4): 1294?1308

[64] Bernstein L R. Germanium geochemistry and minera-logy. Geochim Cosmochim Acta, 1985, 49(11): 2409? 2422

[65] Tréguer P, Nelson D M, Aleido J V B, et al. The silica balance in the world ocean: a reestimate. Science, 1995, 268: 375?379

[66] Kurtz A C, Derry L A, Chadwick O A. Germanium-silicon fractionation in the weathering environment. Geochim Cosmochim Acta, 2002, 66(9): 1525?1537

[67] Froelich P N, Mortlock R A, Shemesh A. Inorganic germanium and silica in the Indian Ocean: biological fractionation during (Ge/Si)OPALformation. Glob Bio-geochem Cycles, 1989, 3(1): 79?88

[68] Froelich P N, Hambrick G A, Andreae M O, et al. The geochemistry of inorganic germanium in natural-waters. Journal of Geophysical Research-Oceans, 1985, 90(C1): 1133?1141

[69] Mortlock R A, Frohlich P N. Continental weathering of germanium: Ge/Si in the global river discharge. Geochim Cosmochim Acta, 1987, 51(8): 2075?2082

[70] Mortlock R A, Froelich P N, Feely R A, et al. Silica and germanium in Pacific Ocean hydrothermal vents and plumes. Earth Planet Sci Lett, 1993, 119(3): 365?378

[71] Falkowski P G, Katz M E, Knoll A H, et al. The evo-lution of modern eukaryotic phytoplankton. Science, 2004, 305: 354?360

[72] Yin Z, Zhu M, Davidson E H, et al. Sponge grade body fossil with cellular resolution dating 60 Myr before the Cambrian. Proc Natl Acad Sci USA, 2015, 112(12): E1453?E1460

[73] Racki G, Cordey F. Radiolarian palaeoecology and radiolarites: is the present the key to the past?. Earth Sci Rev, 2000, 52: 83?120

Paleoenvironment Interpretation of Early Cambrian Yurtus Formation, Tarim Basin, and Its Mechanism for Organic Carbon Accumulation

WANG Zhihong1,2, DING Weiming3,?, LI Jian1,2, HAO Cuiguo1,2, LIU Hui3, LI Tong3, DONG Lin3,?

1. PetroChina Research Institute of Petroleum Exploration & Development, Beijing 100083; 2. Key Laboratory of Gas Reservoir Formation and Development, CNPC, Langfang 065007; 3. School of Earth and Space Sciences, Peking University, Beijing 100871; ? Corresponding authors, E-mail: wmding@pku.edu.cn (DING Weiming), lin.dong@pku.edu.cn (DONG Lin)

This study scrutinizes the petrological and geochemical signatures by systematically sampling three sections of Yurtus Formation, which deposited during the early Cambrian in the western margin of Tarim Basin. The redox conditions together with the intensity of primary productivity during Yurtus Formation deposition are reconstructed, which provide theoretical basis for the distribution of source rocks and evaluation of reservoir potentials. The extremely high Ba content (>1000 μg/g) and appearance of barite in the lower part of Yurtus Formation implies high primary productivity, which explains the substantive organic matter in the surface ocean and is also consistent with the abundant phytoplankton fossil record and high TOC content. The large positive excursion of15N (>8‰) in the lower parts of Yurtus Formation probably is resulted from denitrification or annamox, both of which occur only when O2is depleted. It may indicate that organic matter transporting from the surface ocean to deeper ocean could consume dissolved oxygen by the process of degradation, which would drive the condition of deeper ocean more reduced. Meanwhile, low Ge/Si values of cherts in the lower part of Yurtus Formation indicate normal seawater origin of Si input. Oversaturation state of silica promotes the organic matter preservation due to relatively fast cementation.

Yurtus Formation; Ge/Si; Ba content; nitrogen isotope; primary productivity

10.13209/j.0479-8023.2020.045

國家科技重大專項(xiàng)(2016ZX05007-003)、中國石油天然氣股份有限公司重大專項(xiàng)(2019B-0605)和國家自然科學(xué)基金(41672334, 41402025)資助

2019?07?16;

2020?04?04